Основы региональной геологии СССР. Том 1. Европейская часть и Кавказ - Лазько Е.М.

Author: Лазько Е.М.

Tags: география геология ссср учебное пособие науки о земле

Year: 1962

Similar

Основы геологии

Основы геологии. Популярное изложение

Основы палеонтологии. Справочник для палеонтологов и геологов СССР. Том 1. Общая часть. Простейшие

Основы геологии

Text

ЕМ../1лзько
основы
РЕГИОНАЛЬНОЙ
ГЕОЛОГИИ
СССР
том 1
ЛЬВОВСКИЙ ОРДЕНА ЛЕНИНА ГОСУДАРСТВЕННЫЙ
УНИВЕРСИТЕТ имени ИВАНА ФРАНКО
Е. М. ЛАЗЬКО
ОСНОВЫ
РЕГИОНАЛЬНОЙ
ГЕОЛОГИИ
//ш
СССР
Том I. ЕВРОПЕЙСКАЯ ЧАСТЬ И КАВКАЗ
Допущено Министерством высшего и среднего
специального образования СССР
в качестве учебного пособия для студентов
геологических вузов и факультетов
ИЗДАТЕЛЬСТВО ЛЬВОВСКОГО УНИВЕРСИТЕТА
1962
550
Л17
5чеСное пособие представляет собой современную
I сводку по геологии Европейской части СССР и Кавка-
за. В нем освещаются новые достижения науки в об-
ласти стратиграфии, магматизма, тектоники, основных
закономерностей размещения полезных ископаемых и
геологической истории значительной части территории
Советского Союза. В книге сочетаются общетеоретиче-
ские вопросы развития земной коры с фактическими
данными по геологическому строению отдельных ре-
гионов.
Учебное пособие в первую очередь предназна-
чено для студентов-геологов вузов и может быть
использовано аспирантами, преподавателями и геолога-
ми, желающими получить общее представление о гео-
логическом строении Советского Союза.
Ответственный редактор
профессор В. Е. X а и н
Обложка художника О. М К о м а р н п ц к о й
Технический редактор Г. В. С а р а и ю к
Корректор Н. И. Трофимович
Евгений Михайлович Лазъко
Основы региональной геологии СССР. Том I. Европейская часть н Кавка;
БГ 03828. Сдано в набор 13. I. 1962 г. Подписано к печати 8. VI. 1962 г. Формат 60х92‘/>б.
Бум. л. 13.25. Печ. л. 26.5. Уч.-изд. л. 26 Тираж 5000. (11 завод 2001 50001.
Цена 82 коп.+ переплет 10 коп. Зак. 865.
Типография издательства Львовского университета
Львов. Университетская I
Памяти учителя
Николая Сергеевича Шатского
ПРЕДИСЛОВ И Е
В основу учебного пособия положены лекции, читаемые
автором по курсу «Геология СССР» во Львовском универси-
тете. Огромный материал по региональной геологии нашей
страны в учебных целях удобно разделить на две части;
в соответствии с этим в первом томе руководства описывают-
ся геологическое строение и история развития Европейской
части СССР и Кавказа, во втором — всей остальной террито-
рии Советского Союза. Такое деление отвечает распределению
материала по двум семестрам при чтении курса «Геология
СССР» во Львовском университете и некоторых других выс-
ших учебных заведениях и, по мнению автора, имеет опреде-
ленные методические преимущества по сравнению с другими
способами изложения материала.
Автор ставил перед собой задачу создать учебное посо-
бие для студентов, изучающих региональную геологию Со-
ветского Союза, однако он надеется, что книга будет также
полезна молодым преподавателям и геологам, желающим по-
лучить общее представление о геологическом строении нашей
страны.
Курс «Геология СССР» давно уже читается на всех гео-
логических факультетах по довольно широкой программе, но
до сих пор он почти не обеспечен учебной литературой. Меж-
ду тем нужда в учебниках и учебных пособиях особенно
остро ощущается именно теперь, после перестройки системы
образования и создания широкой сети вечерних и заочных от-
делений геологических факультетов.
Список главной использованной литературы, охватываю-
щий в основном период с 1945 по 1959 год, приведен в каче-
стве вспомогательного материала и, по мнению автора, дол-
жен облегчить возможность перехода к самостоятельной ра-
боте над первоисточниками по геологии различных регионов.
О
Основные картографические материалы, которыми нужно
пользоваться при чтении книги, — это «Геологическая карта
СССР» масштаба 1 : 2 500 000, изданная в 1956 г. под редак-
цией Д. В. Наливкина, и тектонические карты масштаба
1:4 ООО 000 и 1:5 ООО 000, изданные в 1952 и 1956 гг. под редак-
цией Н. С. Шатского.
При подготовке книги к печати отдельные ее части про-
смотрены В. И. Бодылевским, А. К- Бойко, В. В. Глушко,
В. Н. Козеренко, А. А. Локерманом, А. Ф. Мушниковым,
В. П. Пневым, Д. П. Резвым и Н. Я- Спасским, которые сде-
лали автору ряд замечаний. Всем названным лицам автор
приносит искреннюю благодарность. Особенно признателен
автор за помощь и ценные советы Д. В. Наливкину и
В. Б. Порфирьеву, а также В. Е. Хайну, взявшему иа себя
труд редактирования книги.
ВВЕДЕНИЕ
t. содержание и задачи региональной геологии
Региональная геология — одна из отраслей науки о Зем-
ле, имеющая своей целью изучить геологическое строение и
геологическую историю верхних частей земной коры. В при-
менении к территории Советского Союза задача региональ-
ной геологии сводится к познанию значительного участка
земной коры .в пределах восточной части Европы и северной
части Азии.
На этой обширной территории расположены древние и
молодые платформы и складчатые области различного воз-
раста, охватывающие большие по площади участки. Изучение
этих крупных структурных элементов удобно вести порегион-
но. учитывая не только их геологические, но и физико-гео-
графические особенности. Например, к югу от Восточно-Ев-
ропейской равнины располагается протяженный пояс склад-
чатых сооружений мезокайнозойского возраста, но в нем
выделяются отдельные звенья (Кавказ, Горный Крым и Вос
точные Карпаты), отличающиеся как особенностями строения
и истории геологического развития, так и характером релье-
фа. В то же время Восточно-Европейская равнина — это не
единое целое в геологическом смысле, так как южная ее окра-
ина, прилежащая к мезокайнозойскому складчатому поясу,
является молодой платформой с герцинским складчатым ос-
нованием, тогда как большая северная ее часть представляет
собой древнюю платформу. Естественно, что эти различно
построенные области приходится рассматривать раздельно.
Анализ геологического строения и истории геологического
развития отдельных структурных единиц, объединенных в бо-
лее крупные геологические подразделения — платформы и
складчатые зоны разного возраста, выяснение их взаимоотно-
шении во времени и пространстве составляют одну из глав-
ных задач региональной геологии.
При изучении любых регионов главными объектами иссле-
дования являются комплексы горных пород — осадочных,
магматических и метаморфических. Состав и строение этих
комплексов и наблюдаемые между ними соотношения есть
результат длительной п сложной цепи преобразований, про-
исшедших с момента их возникновения до настоящего вре-
мени. Последовательность образования и состав осадочных
формаций имеют особенно большое значение для решения
главных задач региональной геологии, поэтому в основу
геологического изучения любого района должно быть
положено выявление стратиграфии слагающих его толщ. Во
многих районах широко распространены, а иногда преобла-
дают изверженные горные породы разного возраста и гене-
зиса; следовательно, рассмотрение магматических проявле-
ний в их исторической последовательности также имеет ре-
шающее значение для региональной геологии.
Возникновение осадочных и магматических комплексов ч
дальнейшее их преобразование происходят в различных гео-
логических условиях на фоне разнохарактерных движений
земной коры, которые являются важнейшим фактором фор-
мирования и изменения любых регионов и лика Земли в це-
лом. Поэтому анализ тектоники, наряду с изучением страти-
графии и магматических проявлений, представляет собой
важнейшую составную часть изучения региональной геологии
всякого района.
В процессе создания осадочных и магматических комп-
лексов и дальнейшего их метаморфического преобразования
формируются особые минеральные ассоциации — месторож-
дения полезных ископаемых. Установить закономерности
пространственного расположения месторождений, их связь с
определенными комплексами горных пород и особенностями
структуры того или иного участка земной коры имеет не
только огромное прикладное значение, но и позволяет более
полно познать геологию этих участков.
Таким образом, общие черты строения Советского Союза
могут быть выявлены на основе изучения прежде всего стра-
тиграфии отдельных частей обширной его территории, осо-
бенностей тектоники, магматических комплексов и распро-
странения полезных ископаемых. Одновременно фактические
данные по этим же разделам геологии образуют ту базу, на
которой строятся главные выводы об особенностях истории
геологического развития соответствующих регионов. При этом
важную роль играют палеогеографический и палеотектониче-
ский анализы, разработанные в основном отечественными
геологами.
При изучении тех или иных районов особенно ярко про-
являются взаимосвязи и взаимозависимость различных гео-
логических явлений, поэтому региональная геология вносит
крупный вклад в формирование научного мировоззрения.
Большое теоретическое значение курса региональной гео-
логии заключается в том, что он позволяет с широких общих
позиций подойти к познанию геологических закономерностей
развития земной коры в целом. Ряд геологических дисциплин
8
тоже имеет в виду такую задачу, но региональная
логия дает для этого наиболее обильный материал. Кг
вестно, территория Советского Союза занимает площад
ло 22 млн. км,2 что составляет всего около 15% поверхнбста-
суши. Однако здесь находятся все крупные структурные эле-
менты, строение которых позволяет понять развитие земного
лика в целом. Ни одна другая страна не обладает таким раз-
нообразием геологического строения, как наша родина. В этом
легко убедиться, сравнив геологическую и тектоническую кар-
ты Советского Союза с картами других стран. Поэтому совет-
ские геологи имеют самые благоприятные условия выявите
общие закономерности развития земной коры. Если к этому
добавить возможность использования геологических матери-
алов по некоторым хорошо изученным сопредельным стра-
нам, например зарубежной части Европы, то окажется, что
все кардинальные вопросы строения и развития земной коры
можно решать на примере обширной территории нашей стра-
ны. Отсюда ясно значение разделов региональной геологии,
разработанных на материале изучения Советского Союза.
Помимо разнообразия геологического строения террито-
рии СССР, задача выявления закономерностей развития зем-
ной коры в значительной мере облегчается тем, что в нашей
стране очень высокими темпами ведутся геологические ра-
боты, что позволяет быстро проверять на практике теоретиг
ческие концепции.
Ко времени установления советской власти лишь сравни-
тельно небольшая часть страны была покрыта геологической,
преимущественно мелкомасштабной съемкой. В большей же
своей части территория Советского Союза представляла в гео-
логическом отношении «белые пятна», в пределах которых
пролегали только отдельные геологические маршруты. Теперь
«белых пятен» на территории нашей родины не осталось.
Сейчас очень широко развернуты исследования, связан-
ные с геологическими съемками разных масштабов, с круп-
нейшими разведочными работами на месторождениях полез-
ных ископаемых, с проведением дорог, строительством и т. д.
Большой размах геологических работ в стране способствует
быстрому совершенствованию наших представлений об осо-
бенностях строения весьма обширной территории. Эта осо-
бенность советской геологии, вместе с могучим оружием не-
следования — марксистским диалектическим методом, опре-
деляет ее ведущее положение в разработке ряда основных
теоретических разделов нашей науки.
Изучение геологии СССР играет очень большую роль при
решении комплекса прикладных вопросов. Вряд ли будет пре-
увеличением сказать, что геология является одной из важ-
нейших для народного хозяйства отраслей науки. Ее значение
особенно возрастает сейчас, когда в связи с выполнением в
Q
нашей стране великой Программы коммунистического строи
тельства, бурно развивающееся народное хозяйство будет
нуждаться во все больших и больших количествах разнообраз-
ного природного сырья. В соответствии с Программой Ком
мунистической партии, принятой на XXII съезде КПСС, в те-
чение ближайших 10 лет объем промышленной продукции
увеличится примерно в Два с половиной раза, а в течение 20
лет — не менее чем в шесть раз, что ’оставит далеко позади
нынешний объем промышленного производства США.
«Дальнейшее быстрое увеличение производства металла и
топлива, составляющих фундамент современной промышлен-
ности, -— говорится в Программе, — по-прежнему останется
одной из важнейших народнохозяйственных задач. За двад-
цать лет черная металлургия достигнет уровня, позволяюще-
го выплавлять примерно 250 миллионов тонн стали в год...
Особенно ускорится производство легких, цветных и редких
металлов, намного увеличится выпуск алюминия и его приме-
нение... Будет последовательно проводиться линия на преиму-
щественное развитие добычи нефти и газа с возрастающим
их использованием как сырья для химических производств».
Огромные темпы развития тяжелой промышленности по-
требуют целеустремленных поисков различных полезных ис-
копаемых, установления закономерностей пространственного
расположения месторождений, наиболее быстрой и экономи-
чески выгодной их разработки, что возможно только при по-
знании основных законов развития земной коры.
Крупное градостроительство и сооружение ирригационных
систем, строительство гидроэлектростанций и других промыш
ленных объектов также невозможны без изучения геологии
районов этих строительств. Водоснабжение населенных пунк-
тов и промышленных предприятий зависит от выяснения ги-
дрогеологических условий местности, неразрывно связанных
с ее геологическим строением. К геологии предъявляет тре-
бования и сельское хозяйство. Эти требования касаются не
(только отыскания сырьевых источников минепальных удобре-
ний, но и, что не менее важно, изучения различных почв, про-
цессы развития которых определяются составом и строением
приповерхностных частей земной коры. Почти невозможно
назвать сколько-нибудь важную проблему современного мно-
гоотраслевого народного хозяйства, какая не зависела бы в
той или иной мере от вопросов геологического строения от-
дельных районов.
Курс региональной геологии СССР, будучи одним из об-
общающих курсов, тесно связан со многими другими геологи-
ческими науками. Однако можно назвать несколько дисцип-
лин, основы которых особенно важно знать для изучения ре-
гиональной геологии. Это, прежде всего, историческая гео-
логия (особенно один из важнейших ее разделов -— страти-
ю
графня), затем структурная геология и геотектоника, петро-
графия и учение о полезных ископаемых - преимущественно
его раздел, который теперь выделился в качестве самостоя-
тельной науки — минерагении (часть ее составляет металло-
гения), изучающей распределение полезных ископаемых в
пространстве и времени в связи с развитием определенных
структурных элементов земной коры. Многие главные выводы
этих отраслей геологии базируются на данных региональной
геологии. Поэтому только одновременное знание основ пере-
численных дисциплин дает возможность глубоко анализиро-
вать материалы, получаемые в процессе исследования строе-
ния того или иного участка земной коры. При изучении ре-
гиональной геологии особенно отчетливо выявляется роль де-
тального геологического анализа и разностороннего синтеза,
как главного метода познания закономерностей развития
земной коры.
Широко используя методы исследования смежных дисцип-
лин, региональная геология основывает главные свои выводы
на результатах геологического картирования. Важнейшими
документами, лежащими в основе выявления особенностей
строения той или иной территории, являются геологические
карты, при составлении которых используются многочислен-
ные частные методики, применяемые при исследовании оса-
дочных, изверженных и метаморфических пород, полезных
ископаемых, тектоники и т. д,_
Большое и все возрастающее значение для многих выво-
дов региональной геологии имеют геофизические данные —
главным образом сейсмометрические, гравиметрические и
магнитометрические, а также фактические материалы, полу-
ченные при бурении опорных скважин и глубоких разведоч-
ных скважин, в особенности при разведке месторождений
нефти и газа. Данные геофизики и глубокого бурения крайне
важны для изучения глубинного строения равнинных обла-
стей, где широко развиты молодые геологические образова-
ния, которые нередко целиком маскируют структуры, сфор-
мированные на ранних этапах развития этих областей.
2. КРАТКИЙ ОЧЕРК ИСТОРИИ РЕГИОНАЛЬНОЙ ГЕОЛОГИИ СССР
Первые представления о составе и строении земной коры
тесно связаны с возникновением и развитием горного промыс-
ла, который существовал в разных странах, в том числе и Рос-
сии, с очень отдаленных времен. Именно в процессе поисков
и добычи полезных ископаемых накапливались многочислен-
ные эмпирические данные, которые привели в XVIII веке к
ряду крупных теоретических обобщений в области геологии.
Этот первоначальный доломоносовский период развития еще
не дифференцированной геологической науки получил де-
11
тальное освещение в трудах советских исследователей (2/4.
287).
Широко известно, какую выдающуюся роль в развитии
различных областей геологии сыграли труды великого естест-
воиспытателя XVIII столетия, гениального русского ученого
М. В. Ломоносова. Он был одним из основоположников со-
Михаил Васильевич ЛОМОНОСОВ
(1711—1765 гг.).
Великий русский учеиый-энциклопсдист, один из
основоположников геологической науки. Главные
геологические сочинения: «О слоях земных»,
«Первые основания металлургии или рудных дел».
«Слово о рождении (Металлов от трясения земли».
временного естество-
знания, в частности гео-
логической науки.В ис-
тории отечественной
геологии с полным ос-
нованием может быть
выделен ломоносовский
период. С этим перио-
дом связано проведе-
ние систематических
региональных исследо-
ваний в России, зало-
живших прочную базу
точных наблюдений для
создания региональной
геологии.
Первыми исследо-
вателями, которые сы-
грали большую роль в
сборе первичных геоло-
гических материалов,
были члены знамени-
тых экспедиций второй
половины XVIII века,
организованных по ини-
циативе М. В. Ломоно-
сова Российской Ака-
демией наук. Среди
этих исследователей
оказалась блестящая
плеяда ученых-энциклопедистов, таких, как П. С. Паллас,
И. 14. Лепехин, Н. П. Рычков, И. И. Георги, С. П. Кра-
шенинников, А. И. Гильденштедт, В. Ф. Зуев, С. Г. Гмелин,
И. П. Фальк п другие. Обширные сведения, полученные в ре-
зультате проведения академических экспедиций, касаются
широкого комплекса естественных наук; далеко не последнее
место среди них занимала минералогия и только что выделив-
шаяся из нее в качестве самостоятельной науки геогнозия,
или геология.
Особенно плодотворными в смысле получения геолого-
минералогических сведений были экспедиции П. С. Палласа
и И. И. Лепехина. В опубликованных трудах этих замечатель-
12
ных ученых содержится не только огромное количество ре-
гиональных описаний, но и много высказываний теоретиче-
ского характера, примером чего служат идеи Палласа о стро-
ении и образовании гор; эти идеи возникли как блестящее для
своего времени обобщение многочисленных геологических
данных, собранных в разных частях России.
Большую роль в накоплении первичных фактических ма-
териалов, наряду с членами академических экспедиций, сы-
грали специалисты горного дела, работавшие в крупнейших
рудных округах России, промышленное освоение которых пол
контролем государства началось на рубеже XVII и XVIII сто-
летий прежде всего на Урале, Алтае и в Забайкалье.
На смену академическим экспедициям в последней чет-
верти XVIII века пришли специальные «рудоискательные» н
минералогические экспедиции, в которых принимали участие
такие выдающиеся исследователи, как К. Г Лаксман, П. II.
Шангин, Б. Ф. Герман и другие.
Особо следует отметить составление в конце XVIII века
первых геологических карт, проводившееся прежде всего в
связи с поисками различных полезных ископаемых; создани-
ем этих карт закладывалась научная основа региональной
геологии. Строго говоря, такие первые карты нельзя называть
геологическими, потому что на них обозначался только ли-
тологический состав пород, без учета их возрастных соотно-
шений, так как стратиграфия к этомл времени еще не была
создана. Однако, многие из карт отличались большой точно-
стью и детальностью. В частности, одна из дошедших до на-
шего времени карт Восточного Забайкалья отличается такой
точностью, что с успехом может конкурировать со многими
картами более позднего времени. Она составлена Дорофеем
Лебедевым и Михаилом Ивановым в течение 6 лет, начиная с
1789 г., и охватывает территорию около 40 тыс. к.ч.2 Ряд по-
добных карт был создан в течение 1798—1804 гг. под руковод-
ством П. К- Фролова в Восточной Сибири и на Алтае.
В начале XIX века, в результате исследований академиче-
ских экспедиций с одной стороны, а с другой — сбора мате-
риалов в горных округах, назрела необходимость обобщить
имеющиеся сведения о геологии и полезных ископаемых всей
страны. Заслуга создания первого такого обобщения принад-
лежит знаменитому русскому ученому В. М. Севергину, ко-
торый в 1809 г. выпустил в свет труд под названием «Опыт
минералогического землеописания Российского государства».
В первой части этого сочинения приводится описание горных
хребтов, равнин и низменностей России, а во второй система-
тически описаны по губерниям минералы, а также горные по-
роды и содержащиеся в них окаменелости.
Эта книга, появившаяся 150 лет назад, по справедливо-
сти может считаться первой «региональной геологией», в
13
Василий Михайлович СЕВЕРГИН
(1765—1826 гг.).
Крупнейший русский минералог и гео-
гност. академик. Много работал в об-
ласти региональной геологии. Фунда-
ментальное его произведение «Опыт
минералогического землеописания Рос-
сийского государства» представляет со-
бой первую сводку материалов о гео-
логическом строении территории России.
которой порегионпо излагаются геологические сведения о
территории целого крупного государства, извлеченные ее ав-
тором главным образом из литературных источников и час-
тично основанные на его собственных многолетних исследо-
ваниях.
Однако многочисленные геологические данные этого тру-
да, как и других геологических сочинений того времени, не
могли еше быть осмыслены
на основе строго научной гео-
логической теории, которая в
эти годы только создавалась.
Через несколько лет после
появления работы В. М. Север-
гина в Англии были напеча-
таны основные выводы много-
летних наблюдений В. Смита,
положившие начало важней-
шему разделу геологии — стра-
тиграфии. Вслед за опубли-
кованием результатов иссле-
дований Смита в течение ко-
роткого промежутка времени,
охватывающего 20—30-е годы
XIX столетия, выделены все
геологические системы, начи-
ная с кембрийской и кончая
четвертичной, и во многих
странах очень быстро выявле-
на последовательность наплас-
тований земной коры. Тем са-
мым была создана достаточно
прочная база геологического
картирования в современном
смысле этого слова, и состав-
ление геологических карт стало проводиться в различных
странах.
С 1834 г., когда геологическими работами в России руко-
водил Штаб Корпуса горных инженеров, начались геологи-
ческие съемки в разных частях страны на основе выделения
систем. К началу 40-х годов в некоторых районах уже нако-
пилось такое количество материалов, какое позволяло соз-
дать обзорные геологические карты, охватывающие значи-
тельные территории.
Первая такая карта в масштабе 30 верст в 1 дюйме была
составлена в 1841 г. Г. П. Гельмерсеном. На этой карте, ох-
ватывающей всю Европейскую Россию, было выделено девять
стратиграфических единиц. Несколько позже появилась более
точная карта Р. Мурчисона, где, кроме Европейской России.
14
изображалась также геология прилегающих частей Западной
Европы. Примерно в это же время вышла геологическая кар-
та, составленная П. А. Чихачевым. охватывающая значи-
тельную часть Алтая; этой картон почти в неизменном виде
пользовались до XX столетия. Только после Октябрьской ре-
волюции ее сменили более точные карты, созданные совет-
скими геологами. Первые геологические карты сыграли вы-

дающуюся роль в заложении
основ региональной геологии
нашей страны.
Большая заслуга в сборе
и систематизации геологиче-
ских материалов принадлежит
старейшим русским научным ’
обществам — Московскому об-
ществу испытателей природы
(основано в 1805 г.). Всерос-
сийскому минералогическому
обществу (1817 г.) и Русскому
географическому обществу
(1845 г.), в составе которых
находились многие естествоис-
пытатели и любители природы.
Особенно большое значе-
ние в осуществлении широ-
ких региональных исследова-
ний имел Геологический ко-
митет (Геолком), созданный в
1882 году. Это — первая орга-
низация в России, на которую
оыли возложены специальные
задачи по изучению геологии
всей страны. В создании его
большую роль сыграли А. П.
Карпинский, Ф. Н. Чернышев
и Г. П. Гельмерсен; последний
первым директором комитета. После образования Геолкома
геологические исследования в России развернулись быстрее,
но они лишь в малой мере отвечали запросам науки и по-
требностям бурно развивающейся промышленности страны.
Во второй половине XIX столетия в развитии геологической
науки участвовали многие русские ученые, основоположники
региональной геологии. Среди них прежде всего должен быть
назван А. П. Карпинский.
В это же время геологи некоторых зарубежных стран
вместе с русскими учеными пришли к важным теоретическим
обобщениям, способствовавшим дальнейшему развитию регио-
нальной геологии. Важнейшее из этих обобщений вырази-
Григорий Петрович ГЕЛЬМЕРСЕН
(1803—1885 гг.).
Видный русский геолог, академик. про-
фессор Петербургского Горного инсти*
тута и первый директор Геолкома.
Проводил региональные геологические
исследования на Русской равнине. Ура-
ле и Алтае, составил первую обзорную
геологическую карту — «Генеральную
карту горных формаций Европейской
России».
из названных ученых был
15
Александр Петрович КАРПИНСКИЙ
(1846—1936 гг.).
Крупнейший советский ученый, президент Акаде-
мии наук СССР, директор Геолкома. Создатель
важной геологической науки — палеогеографии п
других прогрессивных направлений в геологии.
Один из основоположников учения о геосинклина-
лях и платформах, выдающийся знаток геологии
к полезных ископаемых многих районов нашей
страны и особенно Европейской равнины и Урала.
Автор классических работ по различным разде-
лам геологии и палеонтологии. его важнейшие
исследования по региональной геологии собраны
в «Очерках геологического прошлого Европейской
России».
лось в возникновении теории геосинклиналей или, как ее бо-
лее точно следует именовать теперь, — учении о геосинкли-
налях и платформах.
Впервые определенные различия в строении отдельных
участков земной коры подчеркнул Д. Холл. В 1859 г. он отме-
тил, что для складчатых горных областей характерно значи-
тельно более мощное
накопление осадков
чем для равнин. Не-
сколько позже видный
американский геолог и
минералог Д. Дэна не
только впервые приме-
нил термин «геосин-
клиналь», но и пытал-
ся установить сущность
этого понятия. Он вы-
явил некоторые харак-
терные признаки гео-
синклиналей, такие, как
особенно мощное на-
копление осадков, рез-
ко выраженная склад-
чатость и другие, от-
тичающие геосинкли-
нали от более стабиль-
ных участков земной
коры.
Честь выявления ос-
новных особенностей
более стабильных эле-
ментов земной коры —
платформ принадлежит
крупнейшему русскому
геологу А. П. Карпин-
скому. Он разработал
методику палеогеогра-
фического анализа и
создал первые палео-
географические карты
Русской платформы,
геологической истории
Европейской России. А. П. Карпинский установил, что плат-
форменные области, которые должны быть противопоста-
влены геосинклиналям, живут самостоятельной жизнью, им
присущи самостоятельные движения. Следует при этом отме-
тить, что сам термин «платформа» был введен в науку Э. Зюс-
сом. В результате закономерных колебательных движений
выявления
основой

в пределах платформ возникают специфические формы
складчатости, весьма отличные от тех, какие образуются
в геосинклиналях.
Таким образом, примерно одновременно два исследовате-
ля — Д. Дэна в 1873 г. и А. П. Карпинский в 1878 г. — раз-
работали основы теории, которая теперь представляет собой
важнейшее и могучее средство анализа огромного количества
материалов по геологическому строению земной коры как в
пределах нашей страны, так и за рубежом.
Создание теории геосинклиналей оказалось весьма важ-
ным этапом в развитии региональной геологии и других от-
раслей геологической науки. Получив в руки такое мощное
оружие, многие Русские геологи уже в конце XIX века до-
стигли крупных успехов в выяснении геологического строе-
ния разных районов России.
А. П. Карпинский начал свои научные исследования и пре-
подавательскую деятельность в 1869 г. Современниками Кар-
пинского и его соратниками по геологической науке были
многие известные русские геологи второй половины XIX и на-
чала нынешнего столетия. Некоторые из них, так же как и
А. П. Карпинский, дожили до Октябрьской революции и про-
должали плодотворно работать в советский период развития
геологии.
Разносторонние геологические исследования, в том числе
и по региональной геологии, часто сопровождавшиеся деталь-
ным геологическим картированием, велись на Русской рав-
нине и в Восточной Сибири, на Кавказе и в Средней Азии,
на Урале, в Заполярье и других районах.
Первые ^результаты исследований А. П. Карпинского по
Русской платформе были опубликованы в 80-е годы прошлого
века в ряде работ, в том числе в классическом произведении
«Очерк физико-географических условий Европейской России
в минувшие геологические периоды». Этот !труД оказал ог-
ромное влияние на развитие геологии в России и далеко за
ее пределами. В дальнейшем геология Русской равнины в те-
чение длительного периода привлекала внимание А. П. Кар-
пинского, этого общепризнанного главы русских, а затем со-
ветских геологов, которого по справедливости называют от-
цом русской геологии.
В числе исследователей Восточно-Европейской равнины,
наряду с А. П. Карпинским, были крупные русские геологи
конца XIX — начала XX века, опубликовавшие много важ-
ных работ. Среди них в первую очередь надо упомянуть ис-
следования: Н. А. Головкинского по перми Поволжья, в ко-
торых отмечались закономерности изменения фациального
состава осадков в зависимости от колебательных движений,
А. П. Павлова — о складчатых и разрывных нарушениях оса-
дочного чехла платформы, С. Н. Никитина и А. В. Нечаева —
2Е.м.лазько БИБЛИОТЕКА
Мосноз- кого и -tCTHtyia
GiAL.i . НЛАВОВ
по стратиграфии и палеонтологии различных систем, распро-
страненных в центральных и восточных районах, А. А. Ино-
странцева - по геологии Балтийского щита и А. Д. Архан-
гельского, начавшего многолетние разносторонние исследова-
ния восточных районов платформы и разработку стратигра-
фии ее верхнемеловых и третичных отложений. Среди иссле-
дователей Восточно-Европейской равнины были такие видней-
шие геологи, как Ф. Н. Чернышев, работавший на Тимане, в
западной Арктике, Донбассе и
других районах, Л. И. Лутугин,
руководивший детальными гео-
логосъемочными работами 'в
Донбассе, и другие.
Изучение различных райо-
нов Урала, сопровождавшееся
местами детальным геологиче-
ским картированием, проводи-
ли А. П. Карпинский, Ф. И.
Чернышев, И. К- Высоцкий.
А. А. Краснопольский, Ф. Ю.
Левинсон-Лессинг и другие;
наиболее важные работы по
стратиграфии и тектонике при-
надлежат первым двум ученым.
Г еологическое изучение
Кавказа велось в XIX веке
Г. В. Абихом, но весьма широ-
кие геологические исследова-
ния, особенно в нефтеносных
областях, начались только в
XX столетии; важнейшие ра-
боты проводили здесь Н. И.
Андрусов и И. М. Губкин.
Многочисленные исследова-
ния разных проблем регио-
нальной геологии и смежных
Феодосий Николаевич ЧЕРНЫШЕВ
(1856—1914 гг_).
Выдающийся геолог и палеонтолог,
академик, профессор Петербургского
Горного института, директор Геолкома.
Работал в области региональной гео-
логии, палеонтологии, стратиграфии,
тектоники; крупнейший знаток геологии
Урала и Тимана, руководил геологиче-
скими исследованиями в Донбассе и
З’ападной Арктике.
наук принадлежат К. И. Богдановичу, Д. В. Голубятникову,
Ф. Ю. Левинсон-Лессингу и другим. В это же время здесь
начал свои многолетние исследования лучший знаток Кавка-
за А. П. Герасимов.
В Средней Азии после первых маршрутных наблюдений
П. С. Семенова-Тяншанского и А. П. Федченко вели долго-
летние исследования И. В. Мушкетов и Г. Д. Романовский,
составившие первую геологическую карту Туркестана в мас-
штабе 30 верст в 1 дюйме, а позднее В. Н. Вебер. И. В. Муш-
кетов опубликовал классическую монографию «Туркестан»,
которая в течение длительного времени была настольной кни-
гой среднеазиатских геологов.
18
К 60-м годам прошлого века относится начало региональ-
но-геологических исследований И. Д. Черского и А. Л. Чека-
новского в Восточной Сибири, куда они были высланы за
участие в польском восстании против царизма в 1863 году.
Особенно большое значение имели работы II. Д. Черского,
ряд идей которого в дальнейшем развивался такими выда-
ющимися геологами, как Э. Зюсс и В. А. Обручев. Первый
правительственный геолог Сибипи, крупнейший русский уче-
Иван Васильевич МУШКЕТОВ
(1850—1902 гг.).
Выдающийся геолог и географ, профес-
сор Петербургского Горного института,
крупнейший исследователь Средней
Азии. Работал также на Урале, Кавка-
зе и в Поволжье. Знаток региональ-
ной геологии, тектоники, сейсмологии,
месторождений полезных ископаемых и
других разделов геологии. Автор клас-
сических работ: «Туркестан», посвя-
щенной геологии Средней Азии, учеб-
ника «Физическая геология» и многих
других трудов.
Геннадий Данилович РОМАНОВСКИЙ
(1830—1906 гг.).
Видный геолог, профессор Петербург-
ского Горного института. Изучал гео-
логическое строение Восточно-Европей-
ской равнины, Урала и Кавказа, круп-
нейший знаток Средней Азнн. Основ-
ные исследования — по региональной
геологии, стратиграфии, тектонике, гео-
логии месторождений полезных ископа-
емых и другим разделам геологиче-
ской науки. Специалист по технике
бурения.
ный В. А. Обручев начал здесь свои многолетние иссле-
дования в 1888 году. Плодотворные работы этого ученого за-
вершились капитальным трудом «Геология Сибири», напеча-
танным уже после Октябрьской революции.
Наиболее интенсивное изучение геологии Сибири прово-
дилось в золотоносных районах и в связи с постройкой
транссибирской железнодорожной магистрали. В этих иссле-
дованиях, кроме В. А. Обручева, участвовали А. П. Гераси-
мов, К. И. Богданович, А. К. Мейстер и другие геологи.
Развитие региональной геологии в советский период не-
разрывно связано с бурным ростом народного хозяйства. По-
2* 19
1
беда Великой Октябрьской социалистической революции по-
ставила перед советскими геологами новые и необычные за-
дачи. Для того, чтобы проиллюстрировать темпы развития
геологии в советское время, достаточно привести несколько
цифр. К моменту установления Советской власти в России мел-
комасштабными геологи-
Владимир Афанасьевич ОБРУЧЕВ
(1863—1956 гг.).
Выдающийся советский геолог, академик. Зна-
ток Сибири и Центральной Азии. Проводил
исследования в области региональной геоло-
гии, стратиграфии, тектоники, геологии место-
рождений полезных ископаемых, четвертичных
отложений и других разделов геологической
науки. Автор многочисленных трудов, в том
числе фундаментальных многотомных сочи-
нений «Геология Сибири» и «История геоло-
гических исследований в Сибири».
ческими съемками было
покрыто лишь несколько
более трети территории,
а съемками масштаба
1 : 200 000 и более круп-
ными — всего около 2,5%.
В настоящее время мелко-
масштабные геологиче-
ские карты составлены
для всего Советского Со-
юза, а крупномасштабные
—для территории, вчетве-
ро превышающей соответ-
ствующую площадь, закар-
тированную до Октября.
На протяжении дли-
тельного дореволюцион-
ного периода во многих
отраслях хозяйства Рос-
сии господствовал ино-
странный капитал, что
крайне отрицательно ска-
зывалось на постановке
геологосъемочных и по-
исково-разведочных ра-
бот. После Октябрьской
революции перед совет-
скими геологами была
поставлена задача в са-
мые сжатые сроки обес-
печить всеми видами ми-
нерального сырья разви-
вающуюся промышленность страны, строящей социализм.
Однако это нельзя было осуществить, не обеспечив крутого
подъема геологической науки в целом. Решение этих
важнейших задач было возможно только при коренной
перестройке всей геологической службы. Особенно остро
этот вопрос возник в период индустриализации. В решениях
XVI съезда Коммунистической партии было указано, что
«Обеспечение развития народного хозяйства выдвигает
необходимость придать такие темпы геологоразведочному
телу, которые должны значительно опередить темпы разви-
тия промышленности с целью заолаговременнои подготовки
минерального сырья». Грандиозные задачи, поставленные
партией перед советской геологией, не могли быть осущест-
влены в рамках устаревших организационных форм упра-
вления. Поэтому вместо Геолкома в системе Высшего Сове-
та Народного Хозяйства была
создана новая организация —
Главное геологоразведочное
управление (ГГРУ) и ряд
крупных геологоразведочных
трестов. Установка XVI съез-
да о подготовке сырьевой базы
была воплощена в жизнь в ко-
роткий срок благодаря исклю-
чительному размаху поисково-
съемочных и геологоразведоч-
ных работ, в процессе которых
было открыто огромное коли-
чество разнообразных полез-
ных ископаемых, а советская
геологическая наука выдвину-
лась на одно из ведущих мест
в мире.
К 1937 году, когда в Москве
проходил XVII Международ-
ный Геологический конгресс,
советские геологи составили
геологические карты важней-
ших регионов страны, а также
первую геологическую карту
Советского Союза в масштабе
1 : 5 000 000.
Карл Иванович БОГДАНОВИЧ
(1864—1947 гг-)-
Видный геолог, профессор Петербз рг-
ского Горного института, директор Гео-
логического комитета и Геологического
комитета Польской Народной Респуб-
лики. Специалист в области региональ-
ной геологии и геологии месторождений
полезных ископаемых, проводил иссле-
дования в Европейской части ^СССР,
Сибири, на Кавказе, в Средней Азии
и других районах.
В течение длительного времени руководителем и органи-
затором геологических исследований в нашей стране был вы-
дающийся геолог-нефтяник И. М. Губкин, который приступил
к широким геологическим изысканиям вскоре после установ-
ления советской власти по непосредственному указанию
В. И. Ленина. Позже И. М. Губкин долгое время возглавлял
геологическую службу, вплоть до 1939 года, когда был обра-
зован Комитет по делам геологии.
Широкие региональные геологические исследования не пре-
кращались и в годы Великой Отечественной войны, а после нее
развернулись в еще более широких масштабах. В 1946 году
было организовано Министерство геологии (ныне Министер-
ство геологии и охраны недр), в системе которого работает
большое количество территориальных управлений и научно-
исследовательских институтов. Кроме учреждений и органи-
заций, ведающих государственной геологической службой.
21
огромное значение для развития отечественной геологии име-
ют работы институтов Академии наук СССР и Академий на-
ук союзных республик, где сосредоточены крупные научные
коллективы, а также исследования многочисленного отряда
ученых высших учебных заведений страны.
В послевоенные годы совет-
ские геологи провели огромные
по масштабу геологосъемоч-
Иван Михайлович ГУБКИН
(1871—1939 гг.).
Выдающийся советский геолог-нефтя
ник и организатор геотогической служ-
бы, академик. Возглавлял работы по
исследованию минеральных богатств
на Урале и Курской магнитной анома-
лии и по изучению нефтеносных райо-
нов Кавказа. «Второго Баку» и др.
Основные работы — по геологии нефти
новейшей тектоники СССР
ные и картосоставительные ра-
боты, пробурили сотни опор-
ных скважин, широко разверну-
ли геофизические исследова-
ния, выполнили ряд важных
теоретических исследований и
далеко продвинули вперед ре-
гиональную геологию. В эти
годы изданы многочисленные
геологические и тектонические
карты для всей территории Со-
ветского Союза, в том числе
геологическая карта СССР
масштаба 1 : 7500000 (1950 г.),
геологическая карта Евразии
масштаба 1:6000 000 (1954г.),
геологические карты СССР
масштаба 1:5000 000 (1955г.)
и 1:2500000 (1956 г.), текто-
ническая карта СССР масшта-
ба 1 : 4 000 000 (1952 г.), текто-
ническая карта СССР и со-
предельных стран масштаба
1:5000 000 (1956 г.), карта
масштаба 1:5000000 (1959 г.).
В настоящее время заканчивается оформление листов карты
масштаба 1 : 1 000 000 и ведутся работы по составлению
Государственной геологической карты. В процессе составле-
ния этих карт и специальных поисковых и геологоразведочных
работ советские геологи обеспечивают народное хозяйство
всеми видами минерального сырья.
В результате детального изучения ряда крупных регионов
в последние годы появились геологические сводки, принадле-
жащие перу крупнейших специалистов, а также трехтомная
обобщающая работа «Геологическое строение СССР», состав-
ленная большим коллективом геологов Всесоюзного научно-
исследовательского геологического института (ВСЕГЕИ) и
других организаций Министерства геологии и охраны недр, ра-
ботников Академии наук СССР и высших учебных заведений.
Кроме того, еще в предвоенные годы предпринято продолжаю-
22
щееся итеперьиздание многотомной «Геологии СССР» —наи-
более подробной порегионной сводки геологического строения
Советского Союза. Закончено составление «Атласа литолого-
палеогеографических карт Русской платформы и ее геосинкли-
нального обрамления», первая часть которого опубликована.
Андрей Дмитриевич АРХАНГЕЛЬСКИ!"!
(1879—1940 гг.).
Выдающийся советский геолог, акаде-
мик. Проводил исследования на Рус-
ской платформе, в Средней Азии. Кры-
му и других районах. Автор многих
сводных геологических карт. Главный
труд — капитальное исследование «Гео-
логическое строение и геологическая
история СССР».
Николай Сергеевич ШАТС1\ИЙ
(1895—1960 гг.).
Выдающийся геолог, академик, глава
школы советских тектонистов, крупней-
ший знаток геологического строения
древних платформ и ряда складчатых
областей, автор и редактор геологиче-
ских и тектонических карт СССР и
сопредельных стран.
Большой вклад в развитие региональной геологии в нашей
стране внесли такие советские ученые, как А. Д. Архангель-
ский (Русская платформа, мезокайнозойска-я складчатая зона
юга СССР, общие сводки по геологии и тектонике Советского
Союза), В. В. Белоусов (Кавказ, Русская платформа),
А. А. Богданов (Центральный Казахстан. Приуралье, Карпа-
ты), В. Н. Вебер (Средняя Азия), А. П. Герасимов (Кавказ),
И. И. Горский (Урал), А. Н. Заварицкий (Урал), Н. Г. Кас-
сии (Центральный Казахстан), Д. С. Коржинский (Алдан-
ский щит), А. Н. Криштофович (Дальний Восток), П. Н. Кро-
поткин (Центральный Казахстан, Северо-Восток, Приморье),
Е. А. Кузнецов (Урал), В. И. Лучицкий (Украинский щит),
А. Н. Мазарович (Русская платформа, общая сводка- по гео-
логии Советского Союза), М. В. Муратов (мезокайнозойская
складчатая зона юга СССР, Калба), Д. В. Наливкин (Русская
платформа, Урал, Средняя Азия, общие сводки по геологии
Советского Союза), В. П. Нехорошев (Алтай), В. А. Николаев
23
(Средняя Азия), В. А. Обручев (общие сводки по геологии
Сибири), С. В. Обручев (Сибирская платформа, Северо-Во-
сток, Восточный Саян и Тува), Е. В. Павловский (Прибай-
калье, Алданский щит), К- Н. Паффенгольц (Кавказ),
А. В. Пейве (Средняя Азия, Урал), А. А. Полканов (Балтий-
ский щит), В. П. Ренгартен (Кавказ), Н. М. Синицын (Сред-
няя Азия), П. И. Степанов (Донбасс), Н. М. Страхов (Русская
платформа), М. М. Тетяев (Прибайкалье, общая сводка по ре-
гиональной тектонике Советского Союза), М. А. Усов (Запад-
ная Сибирь), В. Е. Хайн (Кавказ), Н. С. Шатский (Русская
и Сибирская платформы, Центральный Казахстан, общие
сводки по тектонике Советского Союза), Я. С. Эдельштейн
(Восточная Сибирь), В. И. Яворский (Кузбасс), А. Л. Яншин
(Туранская плита) и многие другие исследователи.
3, ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОСНОВНЫХ СТРУКТУРНЫХ
ЭЛЕМЕНТОВ ЗЕМНОЙ КОРЫ
Развитие лчения о геосинклиналях и платформах
В развитии региональной геологии большую роль сыграло
учение о геосинклиналях и платформах. Поэтому необходимо
вкратце остановиться на основных этапах его истории после
опубликования трудов Д. Дэна и А. П. Карпинского.
В более или менее развернутом виде теория геосинклина-
лей впервые сформулирована французским ученым Э. Огом
в 1900 году. Согласно представлениям Ога, геосинклинали —
это узкие и длинные прогибы в земной коре, которые распо-
лагаются между непрогибающимися участками — континен-
тальными массивами. Для этих прогибов характерно накоп-
ление мощных толщ осадков, главным образом глубоковод-
ного характера. Центральные части геосинклинали всегда вы-
полнены батиальными осадками, по краям прогибов переходя-
щими в неритовые; только в тех случаях, когда в центральных
частях геосинклинали возникали поднятия, здесь иногда тоже
формировались неритовые осадки.
Движения внутри геосинклиналей, как думал Ог, в конеч-
ном результате всегда приводят к формированию на их месте
горных цепей. Поэтому такие движения Ог называл орогени-
ческими, тогда как медленные движения континентальных пло-
щадей — эпейрогеническими (термины орогения и эпейрогенез
незадолго до этого ввел в науку американский геолог Джиль-
берт).
Согласно Огу, движения в геосинклиналях и на материках
(континентах) сопряжены: поднятия в геосинклиналях сопро-
вождаются опусканиями материков. В связи с этим в истории
земной коры чередование регрессий и трансгрессий моря так-
же тесно связаны. Подобная сопряженность движений в даль-
нейшем была названа законом Ога, однако, как будет видно
24

из последующего изложения, «закон» этот имеет слишком
большое количество исключений.
Теория геосинклиналей получила развитие в серии работ,
появившихся в 20-е годы нынешнего столетия. Среди наиболее
важных исследований этого времени следует назвать работу
немецкого геолога Г. Штилле «Основные вопросы сравнитель-
ной тектоники». Одновременно разрабатывали свои представ-
ления австрийский геолог Л. Кобер и американец Ч. Шухерт,
опубликовавший интересный труд «Местоположение и природа
американских геосинклиналей». В 1924 г. вышла небольшая,
но очень интересная статья А. А. Борисяка — «Теория геосин-
клиналей». В 1926 г. в книге «Геология Европы» и других ра-
ботах С. Н. Бубнов также уделил большое внимание развитию
идеи о геосинклиналях и платформах.
Г. Штилле, так же как и Ог, считает основными элемента-
ми земной коры геосинклинали и платформы, но полагает,
что медленные эпейрогенические движения присущи не только
платформам, но и геосинклиналям. Геосинклинали представ-
ляют собой крупные участки преимущественных опусканий
земной коры, возникающие при нисходящих эпейрогенических
движениях. В результате этих движений, знаменующих собой
эволюционные этапы развития земной коры, в геосинклиналях
накапливаются мощные толщи осадков, состав которых зави-
сит от ширины геосинклинали и соотношений скоростей по-
гружения и накопления осадков. В отличие от Ога, Штилле
считает, что трансгрессии и регрессии в геосинклиналях и на
платформах происходят одновременно.
В то же время в геосинклиналях происходят и орогениче-
ские движения, которые, по Г. Штилле, имеют революционный
характер, протекают в сравнительно короткие этапы развития
земной коры и обусловливают все типы дислокаций. После-
довательное чередование эволюционных и революционных эта-
пов представляет собой важнейшую особенность развития
геосинклиналей.
Анализируя геологические разрезы сначала- в горных об-
ластях Европы, а затем и на других континентах, Штилле при-
шел к выводу, что революционные этапы в развитии геосин-
клиналей происходят очень быстро и одновременно по всей по-
верхности Земли. Эти кратковременные революционные пере-
стройки геосинклиналей с возникновением внутри них склад-
чатых форм были названы фазами складчатости. Фазы склад-
чатости всегда проявляются в образовании складчатых форм
одного направления, которые группируются в системы, сфор-
мированные в течение крупных орогенических эр — каледон-
ской, герцинской, тихоокеанской и альпийской.
Сумма выявленных этим исследователем орогенических
фаз нередко именуется в литературе «каноном Штилле», од-
нако уже сейчас ясно, что он не может считаться «каноном».
25
Более подробное знакомство с представлениями Г. Штилле по-
казывает, что они отличаются значительной сложностью, но
рассматривать их здесь нет необходимости.
По представлениям С. Н. Бубнова', в пределах земной коры
могут быть выделены четыре типа основных структурных
единиц: 1) устойчивые глыбы с тенденцией к поднятию во все
этапы их развития; 2) области глубокого моря (океаны), ха-
рактеризующиеся тенденцией к опусканию или неподвиж-
ностью; океаны занимают такое же положение, какое они за-
нимали на ранних этапах развития Земли; 3) области шель-
фов: под ними понимаются участки земной коры с чередова-
нием условий мелкого моря и плоской равнины, смена которых
в результате вертикальных движений и определяет историю
шельфов; 4) геосинклинали — наиболее подвижные прогиба-
ющиеся области, где благодаря резко выраженным движениям
наблюдается чередование самых контрастных участков — от
глубокого моря до высоко поднятых гор. С. II. Бубнов подчер-
кивал, что в пределах геосинклиналей накапливаются опре-
деленные типы осадков — прежде всего лавы основного соста-
ва, которые в результате последующего метаморфизма пре-
вращаются в зеленокаменные породы; они тесно ассоциированы
с яшмами и другими кремнистыми породами. Бубнов полагал,
что геосинклинали по форме не троги или «ванны» простого
строения, а что они имеют достаточно сложный рельеф
дна. Глубоководные участки в них чередуются с «геосинкли-
нальными отмелями», которые представляют собой не только
приподнятые участки в рельефе дна геосинклинали, но и явля-
ются активными тектоническими формами, откуда возникают
антиклинали или сложные антиклинальные зоны.
Построения этого исследователя отличаются стремлением
выделить среди платформенных элементов различные генети-
ческие типы. Так, устойчивые глыбы он предлагает подраз-
делить на глыбы I и II порядка, шельфы — на стабильные,
устойчивые и неоднородные. Для каждого их этих структур-
ных элементов характерны основная направленность и интен-
сивность вертикальных движений. Большое внимание, уделяе-
мое С. Н. Бубновым этим относительно стабильным элементам
земной коры, в известной мере сближает его работы с иссле-
дованиями советских геологов, которые, в отличие от зарубеж-
ных ученых, таким структурным элементам всегда уделяли
не меньшее внимание, чем геосинклиналям.
Взгляды американских исследователей (Ч. Шухерта,
А. Грэбо и других) на развитие геосинклиналей резко отлича-
ются от идей европейских исследователей, что объясняется
главным образом некоторыми специфическими особенностями
геологического строения Североамериканского континента.
Ч. Шухерт разделяет земную кору на континентальные пло-
щади и постоянно существующие океаны. В области континен-
26
тов он выделяет наиболее древние и устойчивые участки —
ядерные зоны, геосинклинали и бордерленды; последние, по
мнению Шухерта, неразрывно связаны с геосинклиналями и
представляют собой размывавшиеся участки высоко поднятой
суши, поставлявшие в геосинклинали основную массу обло-
мочного материала.
Анализируя палеогеографию Североамериканского конти-
нента. начиная от кембрия до современного периода, Шухерт
пришел к выводу, что геосинклинали Северной Америки
всегда отделялись от океанических впадин (Атлантического
и Тихого океанов) бордерлендами, а с другой стороны грани-
чили с платформенными массивами.
В работе Шухерта содержится интересная попытка клас-
сификации геосинклиналей. Они разделены им на четыре
типа — моногеосинклинали, полигеосинклинали, мезогеосин-
клинали и парагеосинклинали, которые различаются разме-
рами, внутренним строением и историей развития. К сожале-
нию, классификация Шухерта не отличается последователь-
ностью. На это обратили внимание Е В. Милановский и
другие советские ученые. Классификация же геосинклиналей
имеет большое значение для дальнейшего развития учения
о геосинклиналях и платформах и поэтому советские иссле-
дователи усиленно разрабатывают этот вопрос.
Принципиально важное значение имела небольшая статья
4. А. Борисяка (34), в которой он рассматривает геосинкли-
нали и противопоставляемые им платформы в качестве пре-
ходящих геологических элементов, возникших на определен-
ном этапе развития земной коры и на определенном же этапе
прекративших существование. Важнейшим рубежом в истории
развития земной коры, по Борисяку, является граница между
докембрием и кембрием, тек как в докембрии геосинклиналей
не было. Второй такой рубеж относится к четвертичному пе-
риоду, когда замкнулись последние альпийские геосинклина-
ли. В течение докембрия земная кора переживала догеосин-
клинальный этап развития, что же касается современной эпо-
хи, то она относится к третьему — послегеосинклингльному
этапу. Таким образом, по мнению А. А. Борисяка, геосинкли-
нали и платформы существовали только от кембрия до чет-
вертичного периода.
В течение 20-х и начала 30-х годов многие советские иссле-
дователи рассматривали преимущественно частные вопросы
развития и особенности внутреннего строения отдельных гео-
синклиналей и платформ, однако большая часть обобщающих
статей по этому вопросу была посвящена критическому раз-
бору идей упомянутых выше, а также других европейских и
американских ученых (157, 185, 261).
Позже основная роль в развитии учения о геосинклиналях
и платформах принадлежит уже советским геологам. В трид-
27
цатые и последующие годы оолыиои вклад в развитие учения
внесли А. Д. Архангельский и Н. С. Шатский, а также
В. В. Белоусов. М. В. Муратов, В. А. Николаев, А. В. Пейве,
Н. М. Страхов, В. Е. Хайн и другие. В зарубежной литературе
этого периода интересны работы С. Бубнова. Г. Штилле,
М. Кэя, Ф. Кинга и некоторых других исследователей.
В ранней работе выдающихся советских тектонистов
А. Д. Архангельского и Н. С. Шатского «Схема тектоники
СССР» на основе геолого-тектонического анализа многих ре-
гионов Советского Союза сделаны важные выводы, имеющие
большое значение для дальнейшего развития учения о геосин-
клиналях и платформах. По представлениям этих исследова-
телей, геосинклинали — это подвижные зоны земной коры,
где в эпохи общих опусканий осуществляется накопление
мощных морских и континентальных осадков. Осадки эти
представлены характерными комплексами пород: мощными
толщами глинистых сланцев, кремнистыми сланцами и яш-
мами, с которыми тесно связаны лавы основного состава,
флишем, граувакками. Геоморфологически геосинклинали —-
это морские бассейны, усеянные группами линейно располо-
женных островов. Материал для их заполнения сносится
с этих возвышенных участков или поступает из глубин в виде
вулканогенных продуктов. В эпохи поднятий геосинклинали
представляют собой комплексы горных хребтов и обширных
котловин опускания, часть которых может быть занята мор-
скими или пресноводными бассейнами. В результате складко-
образовательных процессов в геосинклиналях образуются
системы сложных складок, происходит внедрение интрузивных
массивов, причем с ними связаны геохимические процессы
рудоотложения, а также метаморфические преобразования.
Платформы, как показали А. Д. Архангельский и
Н. С. Шатский, также расчленяются нй ряд поднятий и опу-
сканий, но амплитуда вертикальных перемещений здесь зна-
чительно меньше. Поэтому рельеф платформ обычно равнин-
ный, здесь отлагаются осадки меньшей мощности, которые
не подвергаются метаморфизму и характеризуются слабыми
складчатыми дислокациями и сбросами. Фундамент платформ
состоит из разновозрастных элементов — древних глыб и бо-
лее молодых складчатых зон. Строение фундамента играет
решающую роль в развитии тектонических структур верхнего
этажа платформы: так, в областях развития более молодых
докембрийских структур накапливаются нередко очень мощ-
ные толщи нижнепалеозойских осадков, позже сминающиеся
в спокойные, но хорошо выраженные протяженные складки.
Такие области являются как бы переходными между геосин-
клинальными складчатыми сооружениями и платформенными
участками. В развитии геосинклинали отдельные ее части
могут консолидироваться и присоединиться к платформе
28
в виде складчатой зоны соответствующего возраста, а другие
продолжать геосинклинальное развитие. Складчатые зоны
образуют системы дуг, форма которых определяется очерта-
ниями прилежащей платформы. Складкообразовательные дви-
жения в геосинклиналях находят отражение на краевых ча-
стях платформ, где образуются купола и брахиантиклинали,
а также крупные разломы надвигового типа и грабеноподоб-
ные впадины. Последующие эпохи складчатости проявляются
на вновь образованных платформах в виде слабых дислока-
ций — обычно брахискладок. Таким образом, геосинклинали
переходят в платформы, но отдельные участки последних мо-
гут снова превращаться в геосинклинали. Геосинклинали, по
мнению названных исследователей, и сейчас существуют в
земной коре: примером такой современной геосинклинали
служит альпийская система юга Советского Союза.
В дальнейшем А. Д. Архангельский расширил свои взгля-
ды о геосинклинали до понятия геосинклинальная область,
в пределах которой опускающиеся геосинклинальные участки
чередуются с поднимающимися геоантиклиналями.
Для геосинклинальных областей, как подчеркнул этот уче-
ный, характерна особенно сильная и многообразная подвиж-
ность, сопровождающаяся широким развитием эффузивного и
интрузивного вулканизма (10). В результате резко выражен-
ных и часто противоположно направленных движений в гео-
синклинальной области и образуется ряд впадин — геосин-
клиналей и поднятий — геоантиклиналей. Особенно характер-
ны движения, обусловливающие возникновение складчатости.
В процессе образования складчатости, по А. Д. Архангель-
скому, на ранних этапах в средних частях геосинклиналь-
ных областей возникают так называемые срединные массивы,
играющие большую роль в дальнейшем развитии геосинкли-
нальных областей, а на поздних этапах —. на границе между
возникшими из них складчатыми горными системами и при-
легающей платформой образуются предгорные прогибы, кото-
рые в дальнейшем стали именоваться краевыми или передовы-
ми прогибами.
Н. С. Шатский выделяет три типа геосинклинальных струк-
тур: геосинклинали, геосинклинальные системы и геосинкли-
нальные области. Под геосинклиналями он понимает длительно
прогибающиеся участки земной коры простой формы, в плане
линейно вытянутые или изометрические. Для них особенно
характерно накопление мощных толщ осадочных и вулкано-
генных пород определенного типа — геосинклинальных форма-
ций, а также образование интрузивных пород. Наряду с от-
рицательными формами — геосинклиналями — развиваются
их положительные аналоги — геоантиклинали, отличающиеся
от первых характером формаций, магматизма и другими приз-
наками. Сочетание геосинклиналей и геоантиклиналей, связан-
29
ных единым направлением развития и преобразующихся в
складчатые системы (например, Урал или Большой Кавказ),
образует геосинклинальную систему, а все геосинклинальные
системы определенного возраста, расположенные между со-
седними платформами, объединяются в геосинклинальную об-
ласть (308).
А. Д. Архангельский, Н. С. Шатский и другие советские ис-
следователи придают первостепенное значение всей совоку п-
ности геологических признаков, характеризующих с одной
стороны геосинклинальные области, а с другой — платформы.
Среди этих признаков главная роль принадлежит характеру
и интенсивности движений земной коры, формам возникающих
тектонических структур, составу, мощности и фациям осадков,
проявлениям магматизма в эффузивной и интрузивной его
формах, характеру метаморфизма, металлогеническим особен-
ностям и т. д.
Весьма плодотворными были исследования советских
геологов по следующим важным проблемам учения о геосин-
клиналях и платформах: установлению набора геологических
формаций, возникающих в геосинклиналях, на платформах и в
передовых прогибах; выявлению особенностей развития геосин-
клинальных областей и платформ во времени; анализу места
и роли различных магматических пород на разных этапах
развития этих главнейших типов структур земной коры; выяс-
нению роли глубинных разломов, как важнейших тектониче-
ских элементов в развитии геосинклиналей, и другим. При ана-
лизе геосинклинальные области и платформы рассматрива-
ются не как нечто постоянное и неизменное, а как геологоис-
торические понятия, отличающиеся своими особенностями
строения и распределения в пространстве и разными взаимоот-
ношениями для каждого геологического этапа (133, 295).
Из сказанного выше ясно, что большинство ученых считают
геосинклинальные области и платформы основными структур-
ными элементами земной коры, поэтому следует привести об-
щую характеристику главных особенностей их строения и
развития.
Геосинклинальные области
Под геосинклинальными областями понимаются участки
прогибания и осадконакопления в земной коре, какие отли-
чаются особенно резко выраженной подвижностью и прони-
цаемостью. Для них характерна очень большая амплитуда и
контрастность движений рядом расположенных глыб, на кото-
рые расчленяется геосинклинальная область; соседние глыбы
могут одновременно перемещаться как в одном направлении,
но с разной скоростью, так и в противоположных направлениях
(вниз, вверх). В связи с большой контрастностью движений
находится резко расчлененный рельеф геосинклинальных об-
зо
ластей, обусловливающий многие особенности осадкообразо-
вания. По форме геосинклинальные области очень разнообраз-
ны. Они могут занимать относительно узкие участки прогиба-
ния или обширные площади сложных очертаний. Однако, ка-
кую бы форму не имели эти области, для них типично то, что
глыбы с контрастно выраженными различиями в движениях
в большинстве случаев обладают вытянутыми в плане очерта-
ниями. На геологических картах, как правило, внутри геосин-
клиналей отчетливо выявляется полосовое, лентообразное рас-
положение осадочных толщ определенного возраста.
Уместно отметить, что «геосинклиналь» обычно употребля-
ется как термин свободного пользования в применении к
участкам земной коры (любого масштаба и сложности) с гео-
синклинальным развитием; поэтому отдельные геосинклиналь-
ные троги лучше именовать «частными геосинклиналями» или
«геосипклинальными прогибами».
Любая геосинклинальная область представляет собой сис-
тему прогибающихся участков, разделенных поднятыми глыба-
ми, в пределах которых по-разному проявляются не только
осадконакопление, но и магматическая деятельность, склад-
кообразование и другие процессы.
В наиболее прогибающихся участках — геосинклинальных
прогибах накапливаются мощные толщи осадков, образую-
щие непрерывные серии. Мощность отложений для одной систе-
мы или даже отдела обычно измеряется цифрами до несколь-
ких тысяч метров. В пределах разделяющих прогибы подня-
тий, называемых геоантиклиналями, накапливаются значитель-
но менее мощные толщи осадков, в которых часто наблюда-
ются перерывы, обусловленные восходящими движениями гео-
антиклиналей. В результате этого осадкообразование прекра-
щалось или ранее накопившиеся осадки зачастую даже раз-
мывались.
Поскольку внутри геосинклинальных областей соседние
глыбы отличаются контрастными, часто противоположно на-
правленными движениями, для этих областей очень характер-
носпецифическое распределение фаций и мощностей: зачастую
рядом располагаются одновозрастные осадочные толщи резко
различного состава и мощности. Во многих случаях в непосред-
ственной близости от участков с толщами большой мощности
располагаются участки, где осадки совсем не отлагались. Та-
ким образом, одна из главных особенностей геосинклиналей —
резкое изменение мощностей в соседних участках. Наибольшие
градиенты мощностей отмечаются вкрест простирания геосин-
клинальных систем и в этом же направлении наблюдаются
резкие изменения состава осадочно-вулканогенных отложений,
которые по простиранию, наоборот, обычно остаются весьма
постоянными на больших расстояниях, нередко измеряемых
сотнями километров.
31
Комплекс осадочно-вулканогенных пород геосинклиналь-
ных областей состоит из характерной серии геосинклинальных
формаций, накапливающихся в определенной последователь-
ности. Наиболее типичные геосинклинальные формации: спи-
лито-кератофировая (зеленокаменная), глинисто-сланцевая
(аспидная) и граувакковая, джеспилитовая и яшмовая, фли-
шевая, карбонатная, молассовая; первые две обычно образу-
ются на ранних этапах развития геосинклиналей, флишевая
нередко приходит на смену аспидной (40), молассовая обычно
заключает ряд геосинклинальных формаций.
Состав формаций позволяет выделять геосинклинали раз-
ного типа. Так, геосинклинали с проявлениями интенсивной
подводной вулканической деятельности называются эвгеосин-
клиналями, а без них — миогеосинклиналями; преимуществен-
ное развитие флиша дает возможность выделять флишевые
геосинклинали.
В геосинклинальных областях образуются преимуществен-
но морские отложения, причем некоторые фациальные типы
пород особенно характерны. К таким типам относятся железо-
рудные, марганцеворудные и бокситорудные, фосфоро-карбо-
натная фация пластовых фосфоритов и терригенные фации
(262). В геосинклиналях часто накапливаются мощные конг-
ломераты — в краевых и во внутренних частях, а также
толщи, сложенные продуктами перемыва разнообразных эф-
фузивных пород. Следует подчеркнуть, что накопление мощ-
ных. часто многокилометровых толщ терригенных пород осо-
бенно типично для геосинклиналей.
В геосинклинальных областях широко проявляется много-
образная магматическая деятельность как в эффузивной, так
и в интрузивной формах, нередко резко разобщенных во вре-
мени. Ранним этапам развития геосинклиналей—прогибанию
свойственно формирование пород так называемой офиолито-
вой формации, в составе которой, наряду с массивами ульт-
раосновных пород, главная роль принадлежит эффузиям и
пластовым интрузиям основной магмы. На поздних этапах,
в период преобразования геосинклиналей в складчатые обла-
сти и их воздымания, магматизм проявляется в форме кислых
интрузий, в результате чего формируются массивы преиму-
щественно гранитоидов. Многие особенности этих массивов,
в частности размеры, форма и фациальный облик, в значи-
тельной мере определяются их приуроченностью к тем или
иным тектоническим структурам: например, крупные масси-
вы, которые принято называть батолитами, нередко концент-
рируются в пределах антиклинальных зон, тогда как так на-
зываемые малые интрузии тесно связаны с разрывными дис-
локациями. Образование пород гранитоидного состава — осо-
бенно типичная черта геосинклинальных областей, что очень
хорошо видно на геологических картах. Магматическая дея-
32
тельность часто завершается созданием некрупных, но иногда
достигающих значительных размеров, массивов изверженных
пород — сиенитов, щелочных сиенитов и других.
В связи с внедрением больших масс магмы в геосинклина-
льных областях на поздних этапах их развития находится пре-
имущественно и метаморфизм пород, зачастую интенсивный и
очень разнохарактерный. Проявления регионального метамор-
физма, в том числе наиболее глубинного, сопровождающегося
формированием пород с очень высокой степенью метаморфи-
ческих преобразований, наблюдаются только в геосинкли-
налях.
Важнейшей особенностью геосииклинальных областей надо
считать проявление интенсивной складчатости, охватывающей
всю их территорию. Слабые складкообразовательные движе-
ния могут происходить только в пределах геоантиклинальных
поднятий, а более интенсивные охватывают соседние геосин-
клинальные прогибы. Складкообразование совершается в раз-
ных участках геосинклинальной области неодновременно и в
течение длительного времени, то затухая, то вновь усилива-
ясь и в конце концов приводит к преобразованию ее в склад-
чатую область. Для всех геосииклинальных складчатых об-
ластей характерно развитие линейной или полной складчато-
сти (23, 291), когда линейные складки различной формы, ча-
сто очень сложные, образуют определенные системы. Склад-
ки сопровождаются широким развитием разнообразных раз-
рывных нарушений, различной протяженности и амплитуды.
На месте геосииклинальных прогибов обычно формируют-
ся синклинали сложной формы и больших размеров — синкли-
нории, а на месте геоантиклинальных поднятий — антиклино-
рии, нередко образующие синклинориевые и антиклинориевые
зоны. Особенно крупные структурные единицы, состоящие из
системы антиклинориев и синклинориев, но имеющие общее
антиклинальное строение, выделяются под названием меган-
тиклинориев, прекрасным примером которых является Боль-
шой Кавказ; обратные структурные формы называются мега-
синкл инор иям и.
Кроме упоминавшихся уже геоантиклиналей, внутри гео-
синклинальных областей выделяется еще один тип положи-
тельных структур — так называемые срединные массивы, до-
статочно резко отличающиеся от геоантиклиналей. Срединные
массивы — наиболее древние элементы геосинклинальной об-
ласти — представляют собой реликты предшествующего эта-
па ее развития, как бы миниатюрные платформы внутри нее,
хотя и отличаются от настоящих платформ характером текто-
нических движений, проявлениями магматизма и другими
признаками. Срединные массивы получили свое название пото-
му, что они обычно приурочены к внутренним частям геосин-
клинальных областей; они являются теми участками, с кото-
3 Е. М. Лазько
33
рых обычно начинается складчатость, превращающая в ко-
нечном итоге геосинклинальную область в складчатую. Это
превращение часто завершается общим поднятием и форм!
рованием на месте геосинклиналей сильно расчлененной гор-
ной страны. В некоторых случаях, однако, этот заключитель-
ный этап развития геосинклинальной области не наступает и
процесс заканчивается формированием складчатой области,
без общего поднятия в виде горной страны.
В завершающие этапы формирования геосинклинальной
складчатой области в ней, наряду с поднятиями, образуются
внутренние впадины, называемые межгорными. Осадки меж-
горных впадин представлены преимущественно терригенными
толщами, часто красноцветной молассой, иногда наземными
эффузивами и другими породами и смяты в сравнительно спо-
койные брахиформные складки. Таким образом, в истории раз-
вития и строении межгорных впадин проявляются некоторые
черты вырождения геосинклинального режима и наступления
платформенного режима.
Завершение геосинклинального развития знаменует собой
начало нового, качественно резко отличного, платформенного
этапа развития данного участка земной коры. Поскольку дли-
тельность складкообразования и сопровождающих его магма-
тических и других явлений нередко довольно велика, именно
начало платформенного этапа позволяет достаточно точно да-
тировать возраст складчатости, что, в свою очередь, дает воз-
можность сгруппировать по возрасту все известные складчатые
области.
В истории земной коры выявлен целый ряд эпох или эр
складчатости, в течение которых крупные сегменты земной ко-
ры, пройдя геосинклинальный цикл развития, превращаются
в складчатые зоны и платформы. Многочисленные эпохи склад-
чатости докембрийского времени еще не установлены с необхо-
димой точностью, за исключением байкальской, происходившей
в верхнем протерозое—нижней половине кембрия. В палеозое
было две такие эпохи — каледонская (в нижнем палеозое) и
герцинская или варисская (в верхнем палеозое), в мезозое —
одна (мезозойская, или тихоокеанская) и в кайнозое — также
одна (альпийская): некоторые исследователи объединяют две
последние эпохи в одну — альпийскую.
Платформы
Платформенные области, или просто платформы, противо-
поставляются геосинклинальным областям в качестве более
стабильных участков земной коры и имеют двухярусное стро-
ение. Нижний структурный этаж, или ярус платформ сложен
складчатыми и метаморфизованными породами, пронизанны-
ми интрузивами, на котором залегают слабо метаморфизован-
34
ные или вовсе неметаморфизованные и слабо дислоцированные
породы верхнего структурного этажа.
Выделяются два типа платформ — древние и молодые.
В основании древних платформ лежат докембрийские образо-
вания, а верхний структурный этаж их слагается более моло-
дыми отложениями. В строении цоколя молодых платформ
принимают участие складчатые породы палеозоя или более мо-
лодые. Древние платформы часто называют докембрийскими,
или кратонами, а молодые — плитами. Для обозначения воз-
раста платформы к возрасту ее складчатого основания прибав-
ляется частица «эпи» — например, эпикаледонская, эпигерцин-
ская платформа.
В отличие от геосинклинальных областей, платформам
свойственен иной характер преобладающих движений, а имен-
но — медленные вертикальные движения. В результате таких
движений и большой выравненности рельефа охваченных
ими участков, осадкообразование одного типа распространя-
ется на очень большие территории. В пределах платформ оса-
дочные породы определенного состава обычно занимают зна-
чительные площади неправильных очертаний и не образуют
таких узких лент, как это наблюдается в геосинклинальных об-
ластях. Возникающие на платформах толщи горных пород от-
личаются как по фациям, так и по мощности от геосинклиналь-
ных формаций. Они обладают значительно меньшей мощно-
стью: если в геосинклиналях толща пород часто измеряется
многими тысячами метров, то на платформах она не превыша-
ет сотен метров и меньше. Осадочные толщи не имеют резких
градиентов мощности, — наоборот, здесь обычно наблюдаются
очень постепенные изменения мощности во всех направлениях.
Формации, типичные для геосинклиналей, в пределах плат-
форм отсутствуют, однако состав пород, образующихся в
платформенных условиях, довольно разнообразен. Наряде с
терригенными и органогенными породами, здесь широко разви-
ты хемогенные осадки — гипсоносные и соленосные отложения,
доломиты и известняки, чередующиеся с красноцветными тер-
ригенными и другими породами. Для платформенных условий
типичны образования коры выветривания, фосфато-желвач-
ная, глауконитовая и угленосная лимиическая фации, хорошо
отсортированные кварцевые пески, опоки, мел и другие
породы.
Проявления магматической деятельности на платформах
резко отличаются от геосинклинальных. Подводные излияния
не характерны, а для некоторых платформ эффузивы вообще
играют второстепенную роль. В других случаях основные эф-
фузивные породы в виде наземных покровов (платобазальты),
занимающих огромные площади, и так называемых траппов,
залегающих в виде силлов и других форм, распространены
очень широко. Магматические породы платформ в интрузивной
3*
35
форме тоже резко отличаются от геосииклинальных. Интрузив-
ные массивы чаще всего приурочены к окраинным частям плат-
форм, но не представляют крупных гранитных тел; обычно
здесь формируется пестрая по составу серия щелочных или
близких к ним образований резко гипабиссального облика, что
определяется их приуроченностью к пограничной зоне между
верхним и нижним структурными этажами или же внедрением
в породы осадочного чехла. Благодаря tomv, что покрышка
осадочных пород на платформах, как правило, не достигает
большой мощности, изверженные породы кристаллизуются на
небольшой глубине и поэтому имеют все признаки пород гипа-
биссальной фации.
С такого рода вулканическими проявлениями связаны и ме-
таморфические преобразования в породах осадочного чехла,
отличающиеся прежде всего полным отсутствием регионально-
го метаморфизма, столь характерного для геосииклинальных
областей и в особенности для складчатых образований цоколя
древних платформ. Породы верхнего структурного этажа под-
вергаются в основном контактовому метаморфизму.
При общем очень пологом, спокойном залегании осадочного
чехла платформ на них тем не менее выявляется серия поло-
жительных и отрицательных структур. Среди положительных
элементов структуры платформ следует выделить прежде все-
го так называемые щиты, под которыми понимаются участки
платформ, сложенные докембрийским складчатым фундамен-
том, выходящим непосредственно на поверхность. Щиты либо
полностью освобождены от более молодых осадочных пород,
либо эти породы представлены маломощным плащом, не име-
ющим сплошного распространения. Участки выходов на по-
верхность складчатого докембрия, сложенные исключительно
археем, можно называть кристаллическими массивами или
глыбами. Необходимая особенность щитов — их значительные
размеры; поэтому небольшие выходы докембрия щитами назы-
вать не следует, — их лучше именовать выступами фунда-
мента.
Под антеклизами понимаются положительные структуры
платформ, развивающиеся над погребенными выступами
фундамента. Они охватывают значительные площади и харак-
теризуются очень пологим залеганием на крыльях: падение
пластов верхнего структурного этажа измеряется цифрами по-
рядка 1—2°, а иногда всего несколькими десятками минут. Ан-
тиклинальное строение таких крупных положительных элемен-
тов обнаруживается только геологическим картированием.
Антеклизы в большинстве случаев имеют в плане довольно
плавные изометрические или продолговатые очертания, а в
разрезе представляют собой сводообразные поднятия.
Кроме щитов и кристаллических массивов, а также анте-
клиз, внутри платформ приходится выделять еще третий тип
36
положительных структур, которые можно обозначить нейтраль-
ным термином — поднятия. У них характерны вытянутые
очертания, отсутствуют или слабо развиты кристаллические
докембрийские породы на поверхности и наблюдаются доволь-
но интенсивные дислокации на крыльях, что исключает воз-
можность отнести их как к антеклизам, так и щитам. Все три
типа положительных структур являются платформенными
структурными элементами первого порядка.
Противоположными (отрицательными) структурными
элементами первого порядка на платформах считаются опус-
кания, тектонические депрессии. Среди них также выделяет-
ся несколько типов.
Наиболее крупные по размерам площади древних плат-
форм, покрытые чехлом спокойно лежащих пород, нередко
именуются плитами, однако мы оставим это название за моло-
дыми платформами.
Крупные структуры, противоположные антеклизам, по пред-
ложению А. П. Павлова, называются синеклизами (304). Пог
синеклизами понимаются длительно развивающиеся структу-
ры, охватывающие значительные участки платформ, которые,
так же как и антеклизы, имеют весьма пологое залегание по-
род в крыльях, измеряющееся нередко долями градуса. Эти
отрицательные структуры представляют собой в геологиче-
ском смысле очень крупные и крайне пологие синклинали
обычно простого строения. Платформенные отрицательные
структуры со сравнительно сложным внутренним строением и
нередко более крутым залеганием пластов в краевых частях
называют впадинами и прогибами.
Структуры первого порядка осложнены более мелкими
структурными формами — валами, плакантиклиналями, купо-
лами, флексурами и другими. О них будет сказано ниже, при
описании отдельных платформ.
Антиклинальные и синклинальные формы верхнего струк-
турного этажа платформ, в отличие от складок, наблюдаю-
щихся внутри складчатых областей, не сопряжены и развива-
ются самостоятельно; поэтому платформенная складчатость
называется прерывистой (23).
Краевые (передовые) прогибы
В заключительные этапы развития геосинклиналей, в про-
цессе воздымания складчатых систем и преобразования в гор-
ные системы, на их внешнем крае, примыкающем к платфор-
ме, создаются краевые (передовые) прогибы. Они заполняют-
ся осадками главным образом за счет разрушения соседней
новообразованной горной страны. В краевых прогибах возни-
кают такие формации, как красноцветная терригенная, молас-
I совая, угленосная паралическая, соленосная и другие.
37
Краевые прогибы имеют промежуточный характер между
платформами и складчатыми геосинклинальными областями,
что подчеркивается их тектоникой, особенностями распреде-
ления осадков и некоторыми другими признаками. Они всегда
резко асимметричны и по внутреннему строению и распреде-
лению мощности осадков разделяются на две части. Та часть
прогиба, какая развивается на платформе, носит название
внешней зоны прогиба, а часть, прилегающая к складчатой
области, называется внутренней зоной. Во внешней зоне кра-
евых прогибов развиты маломощные толщи осадков, а во внут-
ренней — близкие по мощности к геосинклинальным. Резко от-
личны и особенности тектоники в разных частях прогибов.
Во внутренней зоне развивается нередко очень сложная линей-
ная складчатость, тогда как для внешней зоны характерна
весьма слабая прерывистая складчатость, близкая к плат-
форменной.
Магматические проявления в краевых прогибах обычно
отсутствуют.
Глубинные разломы
Важнейшими структурными элементами земной коры, во
многом определяющими строение и историю геологического
развития геосинклинальных областей и платформ, считаются
глубинные разломы (197). Под ними понимаются весьма протя-
женные, глубокие и сверхглубокие структурные швы, до не-
скольких сот километров по простиранию и на глубину, дли-
тельно «живущие», нередко на протяжении многих геологиче-
ских периодов. Эти структуры глубокого заложения предоп-
ределяют пространственное распределение осадочно-вулкано-
генных формаций и их мощность, а также часто контролируют
положение интрузивных пород и связанных с ними гидротер-
мальных продуктов, образующих важнейшую группу эндоген-
ных месторождений. Глубинные разломы в геосинклинальных
областях обычно отделяют друг от друга крупные структурно-
фациальные зоны, отличающиеся характером формаций оса-
дочных и магматических пород, внутренним устройством и
историей геологического развития.
Взаимоотношения складчатых областей и платформ
в пространстве и времени
Между платформами и складчатыми областями отмечают-
ся два типа наиболее часто встречающихся пространствен-
ных соотношений: 1) на границе между ними образуется кра-
евой шов в виде разлома или серии разломов, 2) на границе
между ними развивается краевой (передовой) прогиб. Приме-
ром первого типа соотношений служит граница между юго-
западной окраиной Сибирской платформы и прилегающей ча-
стью каледонид Восточного Саяна, где резко выражен краевой
шов в виде зоны глубинного разлома Второй тип соотноше-
ний может быть проиллюстрирован границей между Русской
платформой и Уральской складчатой системой, где развит
четко выраженный передовой прогиб.
Особенности соотношений между платформой и соседней
складчатой областью впервые подмечены Н. С. Шатским, по-
этому многие геологи называют их «правилом Шатского».
Условия образования краевых прогибов и структурные соот-
ношения между кратонами и рядом расположенными склад-
чатыми системами сформулированы названным исследовате-
лем следующим образом (311):
«1. При высоком положении складчатого основания древ-
них платформ, т. е. около щитов, (а) отсутствуют краевые
прогибы; (б) развитие приплатформенных частей складчатых
систем заканчивается раньше, чем развитие внутренних их
частей (миграция складкообразования от платформы).
2. При низком положении складчатого основания древних
платформ, т. е. на плитах, (а) всегда развиваются краевые
прогибы, (б) замыкание приплатформенных частей происхо-
дит иногда позже замыкания внутренних геосинклиналей
(миграция складкообразования к платформе)».
Очень интересен вопрос о соотношениях между геосинкли-
налями и платформами во времени. Как указывалось выше,
развитие геосииклинальных областей заканчивается превра-
щением их в платформы. Некоторые исследователи считают,
что процесс этот полностью обратимый и поэтому допускают
обратное превращение платформ в геосинклинальные обла-
сти. Другие полагают, что основным процессом развития
земной коры, по крайней мере начиная с верхнего докемб-
рия, является непрерывный рост платформ за счет геосин-
клинальных областей. Согласно этой точке зрения, в рифей-
скую эру уже существовали обширные древние платформы
(на территории нашей страны — это Сибирская и Русская
платформы). В дальнейшем основной, определяющий про-
цесс развития земной коры заключается в том, что после
прохождения нижнепалеозойского этапа к платформам при-
соединились значительные участки, пережившие каледонский
этап развития. Во время герцинского этапа к Русской плат-
форме причленились складчатые сооружения Урала, а к Си-
бирской платформе — огромные участки герцинид Алтая и
других областей, в результате чего платформы еще более раз-
рослись и строение их усложнилось.
Н. С. Шатский убедительно показал, что площади, зани-
маемые геосинклиналями, постепенно уменьшались от рифей-
ской эры до конца альпийской эпохи (308). Из этого можно
сделать вывод, что на более ранних этапах развития земной
коры платформы вообще не существовали, а, следовательно.
39
не существовали и геосинклинали, ибо эти две категории важ-
нейших структурных элементов коры мыслимы только в их
взаимной связи и могут быть поняты при их противопоставле-
нии. Таким образом, можно говорить о догеосинклинальном,
геосинклинальной и послегеосинклинальном развитии земной
коры.
Идея о том, что земная кора не переживает замкнутых
циклов развития, впервые высказанная А. А. Борисяком, под-
тверждается имеющимися геологическими данными и нахо-
дится в полном соответствии с законами диалектического ма-
териализма, согласно которым развитие земной коры проис-
ходит по спирали, с постепенным накоплением новых свойств
и скачкообразным переходом в новое качественное состояние
на определенном этапе развития. Все геологические данные
подтверждают, что раннедокембрийский (архейский) этап
развития земной коры был не похож на все более поздние,
а неоген-антропогеновый период развития отличался от всех
предшествующих, представляя собой следующий «виток» ее
спирального развития.
Области новейших складчато-глыбовых дислокаций
Последний неоген-антропогеновый этап развития зем-
ной коры характеризуется проявлением интенсивных тектони-
ческих движений, получивших название новейших. В резуль-
тате этих движений, сильно дифференцированных и контраст-
ных, формировались своеобразные подвижные пояса, морфо-
логически выраженные в виде крупных горных систем Одни
исследователи выделяют их под названием глыбовых, или
складчато-глыбовых зон, другие — участков активизации
платформ, эшшлатформенных подвижных поясов, областей
новейших или неотектонических движений и т. д. Типичными
примерами таких подвижных поясов в Советском Союзе явля-
ются Тянь-Шань, Алтай, Западный и Восточный Саян и дру-
гие горные системы.
В заключение следует подчеркнуть, что в пределах плат-
форменных и геосинклинальных областей установлены резкие
различия в строении земной коры. Геофизические исследова-
ния позволяют теперь выделять три типа коры: океанический,
континентальный и промежуточный. Они отличаются мощно-
стью осадочного, гранитного и базальтового слоев и, в общем,
соответствуют делению земной коры по тектоническим приз-
накам на океанические впадины, платформы и геосинклинали.
Необходимо также отметить, что особенно большой мощности,
до 75 км, земная кора достигает в областях новейших склад-
чато-глыбовых дислокаций, например, в высокогорных райо-
нах Средней Азии.
40
4. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ СССР
И ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ОРОГРАФИИ
Территория Советского Союза отличается очень сложным
геологическим строением и разнообразным устройством по-
верхности, что в основном определяется особенностями геоло-
гии тех или иных регионов.
Согласно принятому плану, при дальнейшем изложении
курса, приводится геологическое районирование Европейской
части СССР с Кавказом, а затем Азиатской его части и да-
ется краткая характеристика орографии выделенных районов.
В основу районирования положены главным образом дан-
ные тектонической карты масштаба 1 : 5 000 000, составленной
под руководством Н. С. Шатского. При составлении этой кар-
ты важнейшим признаком выделения крупных тектони-
ческих единиц служил возраст главной складчатости (317)
В согласии с этим принципом, ниже выделяются области
древних докембрийских складчатостей (без разделения, вклю-
чая байкальскую), палеозойской (каледонской и герцин-
ской), мезозойской (тихоокеанской), кайнозойской (альпий-
ской), а также мезокайнозойской складчатости, объединя-
ющей две последние.
Большая часть территории Европейской части Советско-
го Союза в геологическом смысле представляет собой кра-
тон — древнюю платформу, которую теперь большинство ис-
следователей называет Русской. Основание Русской платфор-
мы состоит из сложнодислоцированных пород архея и проте-
розоя,' в связи с чем ее относят к области докембрийских
складчатостей; в строении верхнего структурного этажа, или
платформенного чехла участвуют палеозойские и более моло-
дые отложения, но местами и протерозойские, свидетельст-
вующйе о том, что платформенный режим наступил здесь еще
в докембрии.
С юга Русская платформа окаймляется складчатыми со-
оружениями палеозойского возраста, в состав которых вхо-
дят Донбасс и Южнорусская плита, объединяющая три гео-
графически обособленные области: Северное Предкавказье,
Степной Крым и Западное Причерноморье. В Донбассе склад-
чатый палеозой выходит непосредственно на поверхность, а в
пределах Южнорусской плиты он скрыт под платформенным
чехлом из отложений мезозоя и кайнозоя; таким образом,
Южнорусская плита представляет собой молодую эпигерцин-
скую платформу.
Большая часть Русской платформы и Южнорусской плиты
орографически входят в состав Восточно-Европейской равни-
ны. На фоне выположенных пространств этой огромной рав-
нины выделяются несколько возвышенностей. На северо-запа-
де к ней примыкает область невысоких горных гряд и возвы-
шенностей Северной Карелии и Кольского полуострова, а юго-
41
восточная ее часть занята Прикаспийской низменностью, ле-
жащей частично ниже уровня моря. На юго-востоке Восточно-
Европейская равнина сливается с низменными пространства-
ми Арало-Каспийской области, на западе — с Польско-Гер-
манской низменностью, а на севере постепенно переходит в
дно Варенцова моря. С востока она ограничена Уральским
хребтом, а с юга и юго-запада — горными сооружениями
Кавказа, Крыма и Восточных Карпат.
Меридионально протягивающийся Уральский хребет вме-
сте с южным его окончанием — Мугоджарамп и северо-запац-
ной ветвью — Пайхоем, переходящим севернее в возвышен-
ности островов Вайгач и Новой Земли, образуют единую про-
тяженную Уральскую складчатую систему. Она сформирова-
на в виде складчатого сооружения в позднем палеозое и пред-
ставляет собой крайнее западное звено весьма сложнопостро-
енной области палеозойской складчатости, расположенной
между Русской и Сибирской платформами.
Горные сооружения, примыкающие к Южнорусской
плите с юга, объединяются в единую мезокайнозо_йскую склад-
чатую область, однако отдельные ее части существен-
но отличаются между собой. Наиболее сложнопостроенная
и крупная часть этой складчатой системы — это Кавказ,
в составе которого вместе с Главным Кавказским хребтом
рассматривается и все Закавказье. Данная территория отли-
чается многообразным устройством поверхности и пережила
очень сложную и длительную геологическую историю начи-
ная с докембрия. Наиболее насыщенный событиями период,
подтверждаемый геологическими документами, начался здесь
с юры и продолжался до кайнозоя включительно. История
центрального звена системы — Горного Крыма может быть
установлена только начиная с нижнего мезозоя и частично —
с верхнего палеозоя. Самые интенсивные складкообразова-
тельные движения произошли здесь в первой половине мезо-
зоя. Восточные Карпаты представляют собой относительно
более молодой структурный элемент рассматриваемой обла-
сти: складчатая структура даже их внутренней части оконча-
тельно сформирована лишь в неогене. Основные этапы раз-
вития Восточных Карпат могут быть установлены также на-
чиная с нижней части мезозоя.
В Азиатской части Советского Союза к областям докем-
брийских складчатостей относится Сибирская платформа,
большей своей частью располагающаяся между двумя вели-
кими сибирскими реками — Енисеем и Леной. Эта древняя
платформа во многом сходна с Русской, но имеет и сущест-
венные отличия.
Фундамент Сибирской платформы состоит из разновоз-
растных докембрийских складчатых сооружений. Значитель-
ная по площади юго-восточная ее часть сложена байкаль-
42
скими складчатыми сооружениями, или байкалидами, окон-
чательно сформированными в начале палеозоя. В других
участках не только палеозойские, но и верхнепротерозойские
отложения участвуют в строении спокойно залегающего
верхнего структурного этажа платформы, указывая тем са-
мым на то, что платформенный режим установился здесь
значительно раньше.
Устройство поверхности платформы достаточно сложно.
В северной ее части располагается Средне-Сибирское, или
Ленско-Енисейское плоскогорье, для которого характерно
чередование низких значительно выположенных равнинных
пространств с довольно высоко поднятыми и обычно сильно
расчлененными плато. Местами плоскогорье осложнено
невысокими горными массивами и кряжами, столовыми
горами и группами гольцовых возвышенностей. На юго-во-
стоке к нему примыкает среднегорная страна, охватывающая
территорию Прибайкалья, Патомского и Витимского нагорий
и Станового хребта; отдельные участки этого региона отли-
чаются высокогорным рельефом.
С северо-запада, запада и юго-запада Сибирская платфор-
ма охватывается полукольцом в основном палеозойских
складчатых сооружений. Непосредственно к западу от нее,
между Енисеем и Уралом, простирается обширная Западно-
Сибирская плита. Ее верхний структурный этаж сложен спо-
койно залегающими мезозойскими и кайнозойскими отложе-
ниями, а нижний построен сложно и состоит из разнообраз-
ных по возрасту складчатых сооружений, вероятно, от архей-
ских до верхнепалеозойских.
Орографически Западно-Сибирская плита отвечает одно-
именной низменности, не имеющей себе равных по величине
на земной поверхности. Западно-Сибирская низменность при-
поднята максимально на 200 м над уровнем мирового океана
и обладает крайне выположенным рельефом.
К северо-западу от Сибирской платформы находится склад-
чатая система Таймырского полуострова и островов Северной
Земли. Весь этот регион относится к области палеозойской
складчатости, но возраст ее в разных участках различен. Се-
верная часть Таймыра и весь архипелаг Северной Земли сло-
жены каледонскими складчатыми сооружениями, тогда как
южная часть Таймырского полуострова представляет собой
область развития более молодых и довольно своеобразных
структур, тесно связанных со складчатыми сооружениями
Верхоянья.
В пределах Таймырского полуострова, протягиваясь в вос-
ток-северо-восточном направлении, лежат горные гряды хреб-
та Бырранга, которые к северу постепенно снижаются; на юге
они отделены от Средне-Сибирского плоскогорья Таймыр-
ской низменностью.
43
Южнее Сибирской платформы и Западно-Сибирской пли-
ты, вплоть до государственной границы на юге, располагает-
ся один из наиболее сложных по строению регионов Сибири,
относящийся к области палеозойской складчатости. От южной
оконечности Байкала до верховьев Оби протягивается горная
страна, состоящая из ряда высоко поднятых и резко расчле-
ненных нагорий и протяженных хребтов — Восточного и За-
падного Саяна, Кузнецкого Алатау и других, разделенных
крупными межгорными впадинами. Большая часть этой тер-
ритории принадлежит к области каледонской складчатости;
только на крайнем ее северо-западе находятся и более моло-
дые сооружения герцинского возраста — Томь-Колыванская
складчатая зона и тесно связанная с ней впадина Кузбасса.
Западнее сибирских каледонид располагается Алтай — гор-
ная страна, сложенная более молодыми складчатыми сооруже-
ниями, которые образовались в течение герцинской эпохи склад-
чатости. По устройству поверхности между герцинидами
Алтая и каледонидами нет резкой разницы, поэтому вся тер-
ритория, простирающаяся между южной оконечностью Байка-
ла и течением реки Иртыш, давно уже названа В. А. Обруче-
вым Алтае-Саянской горной страной.
Междуречье Иртыша и его левого притока реки Чар занято
невысоким Калбинским хребтом, сформированным в качестве
складчатой страны в герцинскую эпоху; по своим геологиче-
ским особенностям он очень тесно связан с Алтаем.
С запада к Калбе примыкает палеозойская складчатая
область Центрального Казахстана. Западная его часть вместе
с Чу-Илийскпми горами представляет собой своеобразные
каледонские сооружения, а вся восточная часть, включая
хребты Джунгарского Алатау, относится к герцинской склад-
чатости. Большая часть Центрального Казахстана — это не-
правильно всхолмленная поверхность (так наз. мелкосопоч-
ник), на фоне которой выделяются отдельные невысокие хреб-
ты и горные массивы неправильных очертаний.
К области палеозойской складчатости относится также
Тянь-Шань, расположенный южнее Центрального Казахста-
на. Южная его часть занята герцинскими складчатыми соору-
жениями, а северная — каледонскими. Тянь-Шань вместе с
Памиром представляет собой наиболее высокогорную часть
Советской Средней Азии, где сконцентрированы многочислен-
ные мощные горные хребты и горные узлы, высоко приподня-
тые над уровнем океана. Здесь простираются наиболее гран-
диозные горные сооружения Советского Союза с высотами,
превышающими 7 тыс. и, разделенные крупными межгорны-
ми впадинами.
По направлению на запад палеозойские структуры Тянь-
Шаня постепенно погружаются и, наконец, целиком скрыва-
ются под чехлом более молодых пород. Обширные равнинные
44
пространства западной части Средней Азии, в районе Араль-
ского и Каспийского морей, представляют собой область по-
гребенной складчатости палеозойского возраста и называют-
ся Туранской плитой. Геологическое строение этой местности
в общих чертах сходно с Западно-Сибирской плитой. Верхний
структурный этаж Туранской плиты сложен спокойно залега-
ющими мезозойскими и кайнозойскими отложениями, а осно-
вание — складчатыми породами преимущественно палеозой-
ского возраста. Большая часть этой территории — выравнен-
ная поверхность, на фоне которой в виде отдельных изолиро-
ванных возвышенностей выделяются остатки денудирован-
ных складчатых систем. Восточная граница плиты очень не-
ровна: здесь ее осложняют небольшие останцевые возвышен-
ности, переходящие на востоке в горные системы Средней
Азии. В западной части Туранской плиты, омываемой вода-
ми Каспийского моря, располагаются обособленные горные
гряды и возвышенности разного возраста и происхождения —
Мангышлак, Туаркыр и Большой Балхан.
Южная окраина Средней Азии занята сложной системой
складчатых сооружений мезокайнозойского возраста, прости-
рающихся от Памира до побережья Каспийского моря.
Памир находится в окружении складчатых систем кайно-
зойского возраста, но большая его часть представляет собой
более древнее сооружение. Этот сложнопостроенный регион
был сформирован преимущественно в герцинскую, а в других
участках — в мезозойскую и частично в альпийскую эпоху
складчатости.
Западнее Памира располагается область кайнозойской
складчатости, примыкающая к Туранской плите с юга. Боль-
шая часть молодых складчатых образований этой области вы-
ходит за пределы нашей страны и находится в Иране и Афга-
нистане; в пределы Советского Союза заходят отроги хребта
Копет-даг, а также серия хребтов и низкогорных возвышенно-
стей Таджикской депрессии.
Восточные районы Азиатской части СССР заняты областя-
ми мезозойской и кайнозойской складчатости. Складчатые со-
оружения, сформированные в тихоокеанскую эпоху, примы-
кают к Сибирской платформе с востока, охватывая ее полу-
кольцом. Внутри области тихоокеанской складчатости выде-
ляются складчатые системы Северо-Востока и Приморья, а
также Монголо-Охотская система, протягивающаяся от вер-
ховьев рек Зеи и Уды, через бассейн верхнего Амура, до Вос-
точного Забайкалья. В пределах области тихоокеанской склад-
чатости выделяются древние и относительно молодые участки,
однако в целом она была окончательно сформирована в тече-
ние мезозойской эры.
Рельеф всей территории мезозоид очень сложный. Здесь
располагается серия горных хребтов, местами обладающих
45
альпийскими формами рельефа. Горные массивы разделены
равнинными пространствами, иногда очень невысоко припод-
нятыми над уровнем мирового океана.
В кайнозойской складчатой области выделяются две обо-
собленные системы — Камчатско-Корякская и Сахалинская.
Большая часть этой молодой складчатой области имеет ха-
рактер горной страны и местами черты резко выраженного
вулканического рельефа.
Глава первая
ОБЛАСТИ ДОКЕМБРИЙСКИХ СКЛАДЧАТОСТЕЙ
РУССКАЯ ПЛАТФОРМА
Русская платформа представляет собой древнее платфор-
менное сооружение (кратон). Она занимает большую часть
Восточно-Европейской равнины. Основание платформы состо-
ит из разновозрастных складчатых систем — от архейских
до байкальской (рифейской), а платформенный чехол сложен
осадочными толщами начиная от докембрийских до кайнозой-
ских. Она окружена почти сплошным кольцом палеозойских
складчатых сооружений.
Граница Русской платформы в некоторых местах очень
четкая, но в других проводится приближенно. Наиболее четко
граница платформы выражена на северо-западе, на Сканди-
навском полуострове, где докембрийские складчатые соору-
жения отделены от скандинавских каледонид краевым швом.
Значительная северная часть платформы покрыта водами Ва-
ренцова моря и, возможно, что она простирается далеко на
север (10).
Восточная граница Русской платформы протягивается
вдоль западного края герцинских складчатых сооружений, ко-
торыми сложены Урал и Пайхой. Между Уральской склад-
чатой системой и платформой развит Предуральский краевой
прогиб. На юго-востоке, между Южным Уралом и Каспийским
морем, граница Руссской платформы образует довольно кру-
тую дугу, обращенную выпуклостью на юго-восток; здесь она
в общих чертах почти совпадает с южной границей соляно-
купольной области северного Прикаспия.
Наиболее сложную конфигурацию имеет южная граница
платформы. От дельты Волги, несколько севернее Астрахани,
она протягивается почти прямолинейно к северо-западной
оконечности Донбасса, огибает его, доходя с юга до восточ-
ного его погружения; здесь снова отмечается резкий изгиб
границы вокруг восточной погруженной части докембрийских
пород Украинского щита, и отсюда она прослеживается вдоль
северной части Азовского моря, к северу от Перекопского пе-
решейка в междуречье Дуная и Днестра. На всем протяжении
47'
южной границы к платформе примыкают палеозойские склад-
чатые сооружения Донбасса и Южнорусской плиты. Дальше
граница проходит вдоль складчатых сооружений Восточных
Карпат и Предкарпатского прогиба; затем ее можно просле-
дить уже за пределами Советского Союза, почти прямолиней-
части Скандинавии.
Русская платформа в очер-
ченных границах почти всюду
представляет собой равнину, в
значительной мере выравнен-
ную, где наблюдаются невысо-
кие возвышенности, абсолют-
ные отметки которых нигде не
достигают 500 м. Только на се-
веро-западе платформы — в
северной Карелии и на Коль-
ском полуострове есть более
высокие возвышенности и да-
же горы (Хибинские и Лово-
зерские) с высотами более
чем 1000 м. Самую значитель-
ную площадь занимает Сред-
не-Русская возвышенность, се-
верная часть которой носит
название Валдайской. Средне-
Русская возвышенность — во-
дораздельная: с нее берут на-
чало великие реки Восточно-
Европейской равнины — Вол-
га, Дон и Днепр.
Восточнее, на правобере-
жье Волги, между Горьким и
но по направлению к южной
Алексей Петрович ПАВЛОВ
(1854—1929 гг.).
Видный советский геоюг, академик,
крупнейший знаток геологии Восточно-
Европейской равнины, исследовавший
стратиграфию, палеонтологию, тектони-
ку. геологию четвертичных отложений,
и геоморфологию этой области.
Волгоградом, протягивается Приволжская возвышенность, а
на левом берегу — возвышенность Общего Сырта, смыкаю-
щаяся на востоке с Южным Уралом. Небольшая возвышен-
ность — Северные увалы располагается в районе Кирова и
Перми, а в крайней северо-восточной части платформы рас-
положен невысокий Тиманский кряж. Еще одна возвышен-
ность — Волыно-Подольская занимает юго-западную часть
платформы.
Начиная со средины прошлого века в пределах Русской
платформы проводятся интенсивные геологические исследо-
вания, в которых принимали участие выдающиеся русские
ученые: А. П. Карпинский, Ф. Н. Чернышев, С. Н. Никитин,
А. А. Головкинский, А. В. Нечаев, П. Н. Венюков, А. А: Шту-
кенберг, А. А. Иностранцев.
В текущем столетии и особенно после Октябрьской рево-
люции изучением геологического строения Русской платфор-
48
мы занимались многие сотни геологов всех специальностей.
Известные знатоки докембрия и его полезных ископаемых —
В. И. Лучицкий, Н. И. Безбородько, П. П. Пятницкий,
А. Е. Ферсман, Б. М. Куплетский, А. А. Полканов, Н. П. Се-
мененко, Ю. И. Половинкина, Н. Г. Судовиков и другие изу-
чали Балтийский и Украинский щит, а стратиграфии и текто-
нике платформенного чехла посвящены исследования
А. П. Павлова, А. Д. Архангельского, Н. С. Шатского,
М. М. Тетяева, А. Н. Мазаровича, Д. Н. Соболева, Е. В. Ми-
лановского, Д. В. Наливкина, Н. М. Страхова, М. С. Швецо-
ва, А. А. Бакирова, Б. С. Соколова и многих других геологов.
История геологического развития Русской платформы, как
и любого другого платформенного сооружения, разделяется
на два этапа — геосинклинальный и платформенный; по-
скольку они качественно резко различны, удобнее рассмо-
треть раздельно строение сначала нижнего структурного эта-
жа платформы, сформированного в первый этап, а затем уже
верхнего структурного этажа, в особенностях которого запе-
чатлена история платформенного этапа развития.
А. НИЖНИЙ СТРУКТУРНЫЙ ЭТАЖ
СТРАТИГРАФИЯ
Докембрийские отложения Русской платформы, выходя-
щие на поверхность, широко распространены в пределах Бал-
тийского и Украинского (Азово-Подольского) щитов и на
Тиманском поднятии, включая сюда и докембрийские отложе-
ния Канина полуострова. В других местах они вскрыты толь-
ко глубокими буровыми скважинами.
Изучение состава, а тем более строения докембрийского
фундамента по керну буровых скважин очень трудно, поэтому
естественно начать описание его с тех районов, где закартиро-
ваны значительные площади выходов докембрия на поверх-
ность. Рассмотрим его с Балтийского щита, занимающего се-
веро-западную часть Русской платформы.
До недавнего времени в основе стратиграфического рас-
членения докембрийских толщ восточной части Балтийского
щита лежала схема, разработанная главным образом на ма-
териале западных частей щита финскими геологами и имев-
шая следующий вид (10).
IV. Эокембрий.
Гиперборейская формация.
Тиллиты Варангер-фиорда. Спарагмиты.
III. Верхний докембрий. Новый протерозой.
Иотнийская формация (= хогландий).
Предиотнийское несогласие.
Интрузия гранитов 4, рапакиви.
Складчатость лаппокарелид.
Интрузия гранитов 3 (послекалевнйские)
Интрузия габбро-норитов.
4 Е. М. Лазько
49
II Средний докембрий. Древний протерозой.
Карельская группа.
Ятулийская, калевийская и ладожская формации.
Предкарельское несогласие.
Главная складчатость свекофеннид.
Интрузии гранитов 1—2 (послеботнийскпе .— ? катархейскне
граниты).
I. Нижний докембрий. Архей.
Ботнийская формация.
Предботнийское несогласие.
Свионийская (лептитовая) формация.
За последние годы советские геологи значительно лучше
изучили докембрий Балтийского щита, в результате чего
приведенная схема была существенно уточнена и подкрепле-
на данными абсолютной радиогеохронологии.
Архей. Отложения архея, широко распространенные на
побережье Белого моря, получили название беломорской серии.
Она сложена глубоко метаморфизованными породами, состо-
ящими главным образом из гнейсов и кристаллических слан-
цев довольно пестрого состава.
В беломорской серии наиболее широко развиты биотпто-
вые, биотит-гранатовые, гранат-кианитовые и другие гнейсы,
разнообразные амфиболовые и пироксеновые кристалличе-
ские сланцы и амфиболиты, в небольшом количестве встреча-
ются мраморы. Породы эти прорываются интрузивами основ-
ного и ультраосновного состава. Очень широко распростране-
ны кислые породы, связанные с явлениями ультраметамор-
физма. Среди гранитных пород, прорывающих беломорскую
серию, в очень большом количестве развиты метасоматические
и палингенные граниты, а также разнообразные мигматиты.
Второй комплекс архейских пород советской части Балтий-
ского щита получил название Кольской серии (по месту сво-
его наиболее широкого распространения).
Кольская серия, так же как беломорская, сложена глубоко
метаморфизованными породами — разнообразными гнейсами
и кристаллическими сланцами высоких ступеней метаморфиз-
ма: это биотитовые, биотит-гранатовые гнейсы, часто с силлима-
нитом, кордиеритом и другими минералами, которые доказы-
вают глиноземный состав первичных осадков. Кроме того, ши-
роко развиты разнообразные амфиболовые и пироксеновые
гнейсы и кристаллические сланцы, а также амфиболиты.
Кольская серия по сравнению с беломорской отличается
значительной пестротой состава входящих в нее пород. Кроме
того, .в ней встречены магнетитовые сланцы и кварциты. Они
относятся к специфической формации так называемых желези-
стых кварцитов, которая широко развита в докембрийских се-
риях всех континентов. Мощность архея, по-видимому, очень
велика, но не определена с желательной точностью.
Для пород польской серии, так же как и беломорской, ве-
сьма характерны мигматизация и гранитизация.
50
По возрасту эти серии, вероятно, эквивалентны, но воз-
можно, что Кольская серия соответствует средней или даже
верхней части беломорской серии.
До недавнего времени почти единственным методом для
выделения разновозрастных докембрийских образований был
анализ тектоно-магматических комплексов: характера и на-
правления складчатости, соотношения первично-осадочных
и изверженных горных пород и наличие несогласий между
комплексами. Однако возрастные сопоставления комплексов
возможны лишь при наличии площадных геологических съе-
мок, охватывающих значительные территории, в противном
случае подобные сопоставления нередко приводят к грубым
геологическим ошибкам. В настоящее время геологи распола-
гают очень мощным средством корреляции докембрийских
отложений — радиологическими методами определения абсо-
лютного возраста геологических формаций. Эти методы еще
не достаточно совершенны. Но сейчас уже нельзя заниматься
стратиграфией докембрия, не принимая во внимание данные
определения абсолютного возраста. В дальнейшем, когда
недостатки этих методов будут устранены, они безусловно
станут главным оружием при расчленении докембрийских
толщ.
Рассмотрим теперь данные, полученные свинцовым и арго-
новым методами для разных образований Балтийского щита.
Абсолютный возраст пород беломорской и Кольской серий ко-
леблется в пределах от 1 800 млн. до 2 400 млн. лет. Наиболее
низкая цифра, т. е. 1 800 млн. лет, характеризует возраст гра-
нитов и пегматитов, пересекающих гнейсы беломорской серии.
Сравнение данных по определению абсолютного возраста до-
кембрийских толщ древних платформ разных материков и
резкие отличия, существующие между самыми древними и
более молодыми докембрийскими образованиями, позволяют
в настоящее время считать, что эта цифра (около 1 800—
1 900 млн. лет) характеризует границу между архейскими и
протерозойскими образованиями (57, 279).
Протерозой. Протерозойские складчатые образования
восточной части Балтийского щита делятся на два комплекса:
нижний из них называется нижнекарельским, а верхний —
верхнекарельским. В составе нижнекарельского комплекса
выделяется ряд серий с местными названиями (парандовская
и гимольская серии, свита кейв и др.). Комплекс этот сложен
очень пестрыми по составу и в различной степени метамор-
физованными осадочными и осадочно-вулканогенными поро-
дами. Они залегают резко несогласно на архее и нередко
имеют в основании базальные конгломераты с хорошо окатан-
ной галькой архейских пород. Это свидетельствует о том, что
к началу формирования комплекса существовал резко расчле-
ненный рельеф.
I*
51
.Местами в составе нижнекарельского комплекса существен-
ную роль играют метаморфизованные вулканогенные породы,
главным образом разнообразные зеленые сланцы — хлорито-
вые, серицитовые, актинолитовые, эпидотовые и другие, ко-
торые чередуются со слабо измененными диабазами и поро-
дами кислого состава — альбитофирами, порфироидами и
другими. Среди зеленокаменных пород и слабо измененных
эффузивов залегают прослои кварцитовидных сланцев, кар-
бонатных пород и железистых кварцитов, которые местами
образуют довольно крупные железорудные месторождения.
По общему облику подобные толщи должны быть отнесены
к спилито-кератофировой формации.
В других районах нижнекарельский комплекс состоит в
основном из различно метаморфизованных терригенно-кар-
бонатных образований. Это первично-осадочные гнейсовид-
ные толщи, представленные слюдистыми, гранатовыми, став-
ролитовыми, кианитовыми и другими сланцами и гнейсами.
С ними чередуются кварциты и кварцитовидные сланцы, мра-
моризованные известняки и, кроме того, разнообразные поро-
ды более низких ступеней метаморфизма — филлитовидные
хлоритовые, графитовые, карбонатно-хлоритовые и другие
сланцы; в некоторых случаях терригенно-карбонатные толщи
обладают ритмичной слоистостью флишевого типа и выделя-
ются как флпшоидная формация (118). В отдельных пунктах
терригенно-карбонатная толща залегает стратиграфически
выше существенно-вулканогенной толщи. Для некоторых се-
рий пород нижнекарельского комплекса уже более или менее
достоверно определены мощности, достигающие 3 км.
Севернее Ладожского озера широко распространены отло-
жения так называемой ладожской формации или серии (даль-
ше будет употребляться второе наименование, так как в по-
нятие «формация» теперь обычно вкладывается структурно-
фациальный смысл). До недавнего времени ладожскую серию
большинство исследователей относило к верхнему архею
(267), однако в свете новых данных определения абсолютно-
го возраста она должна быть отнесена к более молодым от-
ложениям.
Ладожская серия, как и другие нижнекарельские образо-
вания, имеет довольно пестрый состав. Это — разные, в той
или иной мере метаморфизованные осадочные и вулканоген-
ные породы большой мощности, превращенные в кристалличе-
ские сланцы и гнейсы — биотитовые, пироксеновые, амфибо-
ловые, гранатовые, андалузитовые, кордиеритовые и т. д. Кро-
ме того, в толще выделяются более или менее четко выражен-
ные прослои мраморов, кварцитов, конгломератов и других
пород. Нередко ладожская серия очень напоминает флишевую
формацию благодаря развитию четкой слоистости, обычно
имеющей правильный ритмический характер, обусловленный
52
чередованием пород разного состава. Во многих пунктах по-
роды ладожской серии подвержены интенсивной гранити-
зации и мигматизации.
Данные определения абсолютного возраста описанных вы-
ше комплексов таковы: нижнекарельский комплекс — от
1 600 млн. до 1 700 млн. лет; ладожская серия — около
1 700 млн. лет. Таким образом, ладожская серия должна быть
отнесена к самым низам протерозоя.
Более молодые геологические образования, которые одни-
ми исследователями относятся к среднему, а другими — к
верхнему протерозою (118, 317), залегают несогласно, часто
с базальными конгломератами в основании и имеют меньшие
значения цифр абсолютного возраста. Этот комплекс носит
название верхнекарельского и состоит из нескольких серий
(сегозерская, онежская и, вероятно, печенгская).
Верхнекарельский комплекс в наиболее типичном виде до-
вольно резко отличается от нижнекарельского как составом,
так и степенью метаморфизма. Сложен он конгломератами,
песчаниками, кварцитами и кварцито-песчаниками, карбонат-
ными породами, в той или иной мере метаморфизованными
разнообразными сланцами — серицитовыми, кремнисто-гли-
нистыми, карбонатными; местами встречаются спилиты и ту-
фы, обычно слабо метаморфизованные. Для комплекса очень
характерно наличие многочисленных перерывов, фиксирую-
щихся конгломератами, поверхностями размывов с трещинами
усыхания, волноприбойными знаками и т. д. Толщи .верхнека-
рельского комплекса имеют много черт молассовой формации.
В сланцевых толщах комплекса в разных местах обнару-
жены многочисленные споры, простейшие водоросли и остат-
ки более высокоорганизованных животных организмов, кото-
рые, возможно, относятся к ракообразным. Для верхней ча-
сти верхнекарельского комплекса характерно накопление свое-
образных углей, очень хорошо известных под названием шун-
гитов. Мощность верхнекарельских образований не велика —
не более одного километра.
Кроме того, в крайней северо-западной части Кольского
полуострова имеется мощная толща, о возрасте которой мне-
ния исследователей различны. Эта толща (мощностью до
10—12 км), известная под названием печенгской серии, сло-
жена очень пестрым по составу вулканогенным комплексом
с резко подчиненными осадочными породами — кварцитами,
филлитами, доломитами, известняками. Базальные конгломе-
раты этой серии содержат гальки пород нижнекарельского
комплекса. В известняковых прослоях найдены органические
остатки, похожие на мшанок и криноидей. Некоторые иссле-
дователи поэтому склонны относить породы печенгской се-
рии к ордовику, однако при повторных исследованиях здесь
были найдены только споры наземных растений и водоросли.
53
В центральной части Кольского полуострова, от оз. Иман-
дра на юго-восток протягивается широкая полоса пород сви-
ты имандра-варзуга (259), состоящей из мощных толщ основ-
ных и средних эффузивов с резко подчиненными кварцитами,
филлитами и карбонатными породами. По общему облику по-
роды этой свиты, относящейся к карельским образованиям,
очень похожи на комплекс образований печенгской серии.
Скорее всего обе эти толщи имеют протерозойский возраст п
их нужно отнести к верхнекарельскому комплексу.
Все серии верхнекарельского комплекса складчаты, но не-
равномерно: наиболее сложные дисклокации наблюдаются в
породах печенгской серии.
В пределах Балтийского щита, кроме описанных метамор-
физованных и складчатых пород, развит еще один древний
протерозойский комплекс — иотнийские отложения, которые
практически не метаморфизованы и залегают очень спокой-
но и резко несогласно на более древних отложениях. Иотнин
сформирован в платформенных условиях и поэтому будет рас-
смотрен далее, при описании пород верхнего структурного
этажа.
В заключение необходимо остановиться вкратце на харак-
теристике еще одной толщи, развитой на Рыбачьем полу-
острове и острове Кильдин. Здесь распространены складчатые
отложения, которые резко отличаются от всех ранее охаракте-
ризованных, но тоже имеют скорее всего докембрийский воз-
раст. Толща эта сложена кластическими породами — серыми
песчаниками, гравелитами и конгломератами с маломощными
прослоями и линзами доломитов. Среди конгломератовых толщ
выделяются своеобразные отложения, состоящие из неотсорти-
рованного материала разного состава, с валунами, испещрен-
ными ледниковыми шрамами. Породы эти напоминают неко-
торые виды современных морен, представляют собой, по-ви-
димому, древние морены и носят название тиллитов. Глини-
стые породы превращены местами в филлитовидные сланцы,
песчаники имеют кварцитовидный облик, но в других местах
они почти не изменены. Мощность этих отложений, называемых
гиперборейской формацией (200), изменяется в пределах от
1800 м до 5 км (полуостров Рыбачий). По возрасту толща
скорее всего принадлежит к верхней части верхнего протеро-
зоя или рифею (314), однако имеются сторонники относить ее
к нижнему палеозою.
В юго-западной части Русской платформы располагается
Украинский, или Азово-Подольский щит — второй крупный
по площади участок, в пределах которого докембрийские
образования выходят на поверхность. Стратиграфическое рас-
членение наиболее древних докембрийских комплексов этой
территории еще более трудно, чем на Балтийском щите. Это
объясняется тем, что первично-осадочные породы залегают
54
здесь в виде отдельных разобщенных участков — «макроксе-
нолитов» среди разновозрастных магматических пород преи-
мущественно гранитного состава и обширных полей мигмати-
тов; значительная часть поверхности Украинского щита по-
крыта к тому же третичными осадками.
А р х е й. По петрографическому составу и степени мета-
морфизма древнейшие породы щита похожи на беломорскую
и Кольскую серии Балтийского
щита. Здесь выделяются раз-
нообразные гнейсы и кристал-
лические сланцы — биотито-
вые, пироксеновые и амфибо-
ловые, графитовые и гранато-
вые, амфиболиты, кварциты и
мраморы. Реже встречаются
другие разновидности, возник-
шие за счет пород первично-
глинистого состава. Они пред-
ставлены разнообразными вы-
сокоглиноземными породами,
содержащими такие минералы,
как гранат, кордиерит, силли-
манит, ставролит и другие. Об-
разования древнейшего ком-
плекса местами насыщены гра-
фитом, ,в результате чего не-
которые разновидности гнейсов
образуют крупные месторожде-
ния этого минерала.
В архейском комплексе вы-
деляется ряд серий или свит —
днепровская, тетерево-бугская,
подольская и другие (31, 235).
однако стратиграфические их
взаимоотношения остаются не
Владимир Иванович ЛУЧИЦКИИ
(1877—1949 гг.).
Видный советский геолог, академик АН
УССР, известный специалист в облас-
ти общей и региональной петрографии,
знаток геологии докембрия Украинско-
го щита. Работал также по изучению
гидрогеологии и месторождений полез-
ных ископаемых. Автор капитальных
работ «Петрография» и «Петрографи-
ческие провинции СССР».
ЯСНЫМИ.
Для описываемых толщ местами характерна довольно
сложная складчатость, в других случаях дислокации более
простые. Особенно типично для них непостоянство простира-
ний, благодаря чему соотношения между различными первич-
но-осадочными комплексами очень трудно установить с по-
мощью тектонического анализа.
Эти наиболее древние образования, так же как и породы
беломорской и Кольской серий, сильно гранитизированы и
мнгматизированы.
В последние годы разновозрастные комплексы Украинско-
го щита с целью определения их абсолютного возраста иссле-
довались в лабораториях А1осквы, Ленинграда, Киева. Воз-
раст наиболее древних толщ кристаллических сланцев и
55
гнейсов определяется ,в пределах от 1,9 млрд, до 3 млрд, лет
(235, 279), что отвечает архею.
Протерозой. В восточной части Украинского щита
обособляются две серии менее метаморфизованных пород
протерозойского возраста — приднепровская и криворож-
ская; последнюю называют также саксаганской железоруд-
ной серией (233). Приднепровская серия слагает ряд полос
со значительными магнитными аномалиями и отличается
сложным вулканогенно-терригенным составом. Наиболее ши-
роко ,в ней развиты метаморфизованные спилиты и керато-
фиры, ультраосновные эффузивы, преобразованные в тальк-
хлоритовые сланцы с карбонатами и актинолитом, и разно-
образные по составу туфы. С вулканогенными породами чере-
дуются хлорит-биотитовые, серицитовые и другие сланцы,
алевролиты и железистые кварциты, часто с амфиболом,
хлоритом и карбонатом.
Комплекс пород приднепровской серии представляет со-
бой спилито-кератофировую формацию в типичном ее выра-
жении и по возрасту относится, по-видимому, к нижней части
нижнего протерозоя. Видимая мощность этих пород не менее
1000 м.
Криворожская серия, широко распространенная в Кри-
ворожском железорудном бассейне, залегает с несогласием
на амфиболитах и зеленокаменных основных эффузивах, кото-
рые, вероятно относятся к приднепровской серии, хотя иног-
да рассматриваются в качестве нижнего члена криворожской
серии (31).
В составе криворожской серии выделяются три толщи,
которые нередко неправильно называются отделами; они до-
вольно резко отличаются друг от друга, а две верхние из них,
вероятно, разделены перерывом (31, 205). Нижняя толща
сложена кварцитами, песчаниками и филлитами мощностью
около 200 м. Выше залегает средняя железорудная толща, ти-
пичная наличием в ней пластов железистых кварцитов, череду-
ющихся с разнообразными метаморфическими сланцами —
тальковыми, амфиболовыми, хлоритовыми, серицитовыми и
другими. Железистые кварциты, обогащенные мартитом и гема-
титом, образуют несколько (от 7 до 9) мощных пластов, к ко-
торым приурочена серия крупных месторождений Криворож-
ского бассейна; образование наиболее богатых залежей об-
условлено здесь вторичным наложением гидротермальных
процессов на толщи железистых кварцитов. Мощность средней
толщи от 750 до 1500 м. Верхняя толща криворожской серии
состоит из конгломератов, песчаников, кварцитов и разно-
образных сланцев — слюдистых, графитовых, тальковых, хло-
ритовых и других; реже встречаются породы, состоящие из
высокотемпературных ассоциаций с андалузитом, ставроли-
том и другими минералами, а также отдельные маломощные
56
прослои карбонатных пород. Общая мощность криворожской
серии измеряется несколькими километрами.
Криворожскую серию долгое время относили то к верхне-
архейским, то к нижнепротерозойским образованиям. Имею-
щиеся в настоящее время данные по определению абсолютно-
го возраста серии вместе с особенностями состава и строения
позволяют отнести ее к нижнему протерозою. Возраст серии
определяется цифрой около 1 700--1 800 млн. лет (235), т. е.
соответствует возрасту нижнекарельского комплекса и ла-
дожской серии Балтийского щита. Что касается приднепров-
ской серии, то данных об абсолютном ее возрасте нет, однако
она, вероятно, является более древним образованием, чем
криворожская, хотя некоторые исследователи думают, что в
своей верхней части эта серия может быть синхронной с ниж-
ней толщей криворожской серии (318). Также как соответству-
ющие по возрасту отложения карельского комплекса, нижне-
протерозойские серии Украинского щита отличаются слож-
ной складчатостью.
На Украинском щите известны и более молодые протерозой-
ские отложения овручской серии, очень напоминающие иот-
ний Балтийского щита и также сформированные в плат-
форменных условиях; они будут рассмотрены ниже.
Древние докембрийские отложения образуют Воронеж-
ский выступ фундамента (в районе Воронежа), а у г. Пав-
ловска непосредственно выходят на поверхность. Э1тот неболь-
шой по площади выход представлен гранитами, сиенитами,
кварцевыми диоритами и гранито-гнейсами по общему об-
лику такими же, как и соответствующие образования Украин-
ского щита.
В настоящее время докембрий Воронежского выступа,
залегающий на глубине первых сотен метров, вскрыт гор-
ными выработками и многочисленными скважинами в связи
с предпринятым освоением огромных железорудных залежей
Курской магнитной аномалии. Уже давно многие геологи
предполагали, что в пределах Курской магнитной аномалии
на глубине залегают образования, аналогичные железоруд-
ным толщам восточной части Украинского щита. Согласно
этим предположениям, железорудная криворожская серия
продолжается далеко на север, «перебрасываясь» через Дне-
провско-Донецкую впадину. Такая точка зрения подтверди-
лась данными бурения о строении докембрийских пород в
Щигровском, Белгородском, Старооскольском и других райо-
нах Курской магнитной аномалии.
Протерозойские отложения этих районов, как и в Криво-
рожском бассейне, делятся на три толщи, причем железистые
кварциты приурочены к средней из них. Подрудная толща,
вскрытая лишь в верхней части, сложена кварцитами, слан-
цами — филлитовидными, тальковыми, биотитовыми, амфи-
57
болевыми и разнообразными гнейсами и мигматитами. Выше-
лежащая рудная толща имеет только условную границу с
подрудной; эта граница проводится по подошве нижнего го-
ризонта железистых кварцитов (227). Средняя, пли рудная
толща сложена чередующимися прослоями филлитов, биоти-
товых сланцев и разнообразных кварцитов, в основном желе-
зистых; последние представляют собой тонкополосчатые по-
роды, состоящие из кварца, мартита, гематита и различных
количеств биотита, куммингтонита и щелочного амфибола
В разных районах насчитывается от 2 до 5 прослоев желе-
зистых кварцитов мощностью от нескольких десятков метров
до 350 м. Верхняя сланцево-известняковая толща залегает
несогласно на рудной и состоит из филлитовидных, углистых,
слюдистых, ставролитовых, гранатовых и других сланцев, че-
редующихся в верхней части толщи с известняками; в основа-
нии ее местами находится базальный горизонт железистых
конгломератов.
Интенсивно складчатые отложения докембрия известны
еще в пределах северо-восточной части Русской платформы—
на Тимане и Канином полуострове, где они представле-
ны мощными толщами главным образом метаморфических
сланцев.
На Тимане выделяется двучленный комплекс, в основании
которого залегают слюдистые и хлорит-серицитовые слан-
цы и кварцитовидные песчаники четласской свиты мощностью
до 2 км. Вышележащая толща отделена от четласской свиты
несогласием и имеет в основании конгломераты. Нижняя ее
часть — терригенная; она представлена внизу песчаниками
и кварцитами с прослоями мелкогалечных конгломератов и
сланцев, а выше — разнообразными сланцами: хлорит-се-
рицитовыми, нередко с эпидотом, кварц-серпцитовыми, часто
с графитом и другими; мощность этой толщи, которая де-
лится тиманскими геологами на две свиты — джежимскую
(нижняя) и бобровскую, — от 750 до 2500 м. В верхней части
толщи выделяется карбонатная свита — это доломитовые
мергели с прослоями глинистых сланцев и скорлуповатые до-
ломиты и известняки; мощность карбонатной свиты, называе-
мой одними исследователями быстринской, а другими — бы-
струхинской (56, 99), — около 1000 м. Верхняя часть разреза,
выделяемая как оселковская подсвита, сложена тонкочешуй-
чатыми глинистыми сланцами и имеет мощность свыше
1000 м. В карбонатной толще найдены многочисленные орга-
нические остатки, представленные водорослями Solenopora,
Girvanella и Collenia (98). На основании этих находок бы-
струхинская свита и согласно подстилающая ее терригенная
толща одними исследователями считаются нижне- или даже
среднекембрийскими (56, 98, 299), но другие полагают, что
они скорее являются докембрийскими (99, 317).
58
Сходный разрез изучен на Кинином полуострове. Здесь в
основании разреза залегает мощная существенно-сланцевая
толща, переходящая выше в существенно-кварцитово-песча-
ииковую; обе они содержат прослои метаморфизованных из-
вестняков и имеют общую мощность до 4000 м. Выше зале-
гает толща известняков и доломитов (около 1000 м), содер-
жащая водоросли Collenia.
Во многих местах Русской платформы кристаллическое
основание вскрыто бурением. Пробурено уже довольно боль-
шое количество глубоких скважин главным образом с целью
поисков нефти и газа и для выяснения внутренней структуры
платформы: полученные данные дают возможность говорить
о составе фундамента в тех участках, где он не выходит на
поверхность. Большая часть скважин, дошедших до складча-
того фундамента, вскрывает различные гнейсы, амфиболиты,
гранито-гнейсы, мигматиты и граниты, очень сходные с ар-
хейскими образованиями Балтийского и Украинского щитов.
Реже вскрываются граниты протерозойского облика и раз-
личные метаморфические толщи, вероятно относящиеся к
протерозою, и только в единичных пунктах обнаружены от-
ложения, похожие на иотнийские. Гнейсовые и гранитные
породы архейского облика существенно преобладают над
всеми другими, что, по-видимому, отражает общую картину
состава фундамента.
МАГМАТИЗМ
Магматизм Русской платформы, связанный с осадкообра-
зованием и тектоническими движениями докембрийского
этапа ее развития, резко отличается от магматизма более
позднего платформенного этапа. В то же время среди самих
докембрийских магматических образований также выделя-
ются две сильно различающиеся по своим особенностям груп-
пы — архейская и протерозойская. Очень сложно выяснить
характер архейских магматических проявлений, так как они,
возникая в процессе ультраметаморфизма, в дальнейшем
нередко снова подвергаются глубоким метаморфическим
преобразованиям. Области развития древних архейских ком-
плексов — это те области, где рождалась магма, именно мно-
гие архейские магматические проявления представляют собой
«корни» вулканизма. Все это определяет выдающийся интерес
данных образований для исследователя, но вместе с тем
как раз при изучении архейского магматизма возникают мно-
гие сложные проблемы, по поводу которых высказываются
крайне противоречивые мнения.
При дальнейшем изложении как в этой главе, так и в
последующих магматические проявления будут рассматри-
ваться главным образом в их интрузивной форме, поскольку
эффузивы и другие, тесно связанные с ними, вулканоген-
59
ные продукты характеризуются одновременно с осадочными
образованиями при описании стратиграфии тех или иных ра-
йонов.
Архейский магматизм. Архейские магматические
породы известны на большей части территории платформы
как в выходах на поверхность, так и под покровом молодых
отложений, где они вскрыты бурением. Однако детальные
исследования проведены только на щитах.
На Балтийском щите выделяются две группы пород —
основные и кислые. Первые из них, хорошо известные в ли-
тературе под названием друзитов, представлены массивами
ультраосновных и основных пород — от перидотитов и пиро-
ксенитов до габбро и габбро-диабазов. Наиболее ранние
из них нередко сильно метаморфизованы, превращены в ам-
фиболиты и участвуют в складчатых деформациях вместе с
вмещающими породами, а поздние секут эти породы в виде
даек с резкими прямолинейными контактами.
Кислые породы по составу изменяются от аляскитовых
гранитов до плагиоклазовых гранитов типа трондъемитов и
образуют несколько морфологически и генетически различа-
ющихся групп. Наиболее широко распространены серые и ро-
зовые гранито-гнейсы, возникшие, скорее всего, в результате
метасоматического замещения первично-осадочных толщ. Для
них характерны неясные, расплывчатые очертания, наличие
остатков замещенных пород и весьма разнообразный мине-
ральный состав. Вторая группа кислых пород — это плагио-
клазово-микроклиновые и аляскитовые граниты ярко-розо-
вого и мясо-красного цвета, для которых типична особенно
тесная связь с обширными полями мигматитов. С этими гра-
нитами, представляющими собой, по-видимому, палингенные
образования, связана инъекция во вмещающие породы — от
тончайших прожилков до жил и пластообразных тел мощ-
ностью до нескольких десятков метров. Массивы этих грани-
тов никогда не достигают крупных размеров: максимальная
их мощность не превышает первых километров. С ними свя-
заны многочисленные жилы гранит-аплитов, разнообразных
пегматитов и кварцевых жил типа силекситов. Наиболее мо-
лодая группа архейских пород кислого состава — это мелкие
массивы и жильные тела нормальных гранитов, секущие
все более древние образования. Подобная картина магмати-
ческих проявлений на Балтийском щите выявлена в послед-
ние годы (182). До этого большинство исследователей счита-
ло, что здесь широко распространены крупные массивы оли-
гоклазовых гранитов (граниты I группы) и плагиоклаз-
микроклиновых гранитов (граниты II группы).
Абсолютный возраст гранитов определяется в пределах
1800—2 000 млн. лет, а наиболее древних гранито-гнейсов -
около 2 400 млн. лет (279).
60
На У краинском щите наиболее древние изверженные поро-
ды представлены группой ультраосновных и основных пород —
тироксенитов, перидотитов и габбро-норитов, обычно преобра-
зованных в амфиболиты. Эти породы образуют мелкие со-
гласные тела и участвуют в складчатости.
Среди широко распространенных пород гранитоидного сос-
тава самым древним является кировоградский, или кирово-
градско-ингулецкий интрузивный комплекс (205, 233), к ко-
торому относятся и так называемые чудново-бердичевские,
житомирские и другие граниты. Гранптоиды этой группы до
вольно разнообразны, причем состав их иногда тесно связан
с составом вмещающих пород. Особенно ярко это проявляет-
ся на примере чудново-бердичевских гранитов. Типоморфные
минералы этих гранитов — кордиерит, а также гранат —
самые важные минералы и вмещающих гнейсов подольской
серии.
Для гранитоидов кировоградского комплекса характерно
согласное залегание с вмещающими толщами, в которых они
образуют, как считают некоторые геологи, синтектонические
интрузивные тела. С гранитоидами комплекса связаны обиль-
ные мигматиты и гранитизация вмещающих пород. По-види-
мому, вообще некоторые породы этого комплекса представля-
ют собой метасоматические образования. В то же время с
отдельными массивами связаны инъекция во вмещающие по-
роды, а также поля пегматитов и аплитов. Наиболее поздние
внедрения пород, вероятно, этого же комплекса, выражены
мелкими телами красных гранитов, связанных с разрывными
нарушениями, и дайками диабазового состава. Возраст пород
комплекса — 1 900—2 000 млн. лет.
Рассмотренные особенности магматических проявлений ар-
хейского возраста в пределах двух щитов показывают сущест-
венное сходство геологических особенностей и времени обра-
зования слагающих их гранитов различных типов.
Протерозойский магматизм. Протерозойские из-
верженные породы очень широко развиты в западной части
Русской платформы — в пределах Балтийского и Украинско-
го щитов; обнаружены они и в восточной ее части, но данные
об их распространении здесь отрывочны, так как получены
только при изучении керна глубоких скважин.
На Балтийском щите магматические проявления нижне-
протерозойского времени выражены сложным комплексом
пород, начиная от ультраосновных и кончая кислыми, со все-
ми промежуточными по составу разновидностями.
Наиболее ранние — это ультраосновные и основные поро-
ды. Они тесно связаны с эффузивными излияниями ранних
этапов развития нижнепротерозойской геосинклинали; пред-
ставлены они небольшими телами пластообразной формы,
штоками и дайками.
61
Среди более кислых разностей широко распространены
микроклиновые граниты и гранито-гнейсы, гранодиориты и
микропегматитовые граниты (комплекс гранитов III группы).
Некоторые из перечисленных пород являются метасоматиче-
скими, другие принадлежат к настоящим магматическим об-
разованиям.
Гранито-гнейсы, микроклиновые граниты и тесно связанные
с ними мигматиты обычно приурочены к краевым частям
крупных нижнепротерозойских структурно-фациальных зон и
отличаются пестротой петрографического состава, обуслов-
ленной интенсивностью гранитизации и составом гранитизи-
рованных пород. Из жильных пород с ними связаны только
пегматиты, обычно отвечающие ортотектитам. Другие пред-
ставители этой группы пород образуют некрупные штокооб-
разные массивы, как правило, явно приуроченные к глубин-
ным разломам, иногда с четкими признаками формирования
на небольших глубинах и нередко сопровождаются богатой
лайковой серией аплитов, гранит-порфиров и других пород.
Возраст гранитов данной группы определяется в пределах от
1 560 млн. до 1 350 млн. лет.
С началом верхнепротерозойского (или среднепротеро-
зойского) этапа связаны ультраосновные и основные породы
печенгского и монче-тундрового комплексов. Печенгскпй ги-
пербазитовый комплекс представлен серией крупных и мел-
ких дифференцированных и расслоенных тел, в составе ко-
торых преобладают перидотиты. В крупных массивах суще-
ственную роль играют габбро, тогда как мелкие тела сло-
жены почти исключительно перидотитами и пироксенитами.
Монче-тундровый гипербазитовый комплекс широко распро-
странен на Кольском полуострове, где он сложен резко диф-
ференцированными, небольшими, но иногда более крупными
телами, достигающими по площади 50 км2 (Мончегорский
массив). В составе их преобладают ультраосновные породы,
но нередко существенную роль играют габбро, слагающие
обычно верхнюю часть резко дифференцированных интрузив-
ных тел. Массивы этого комплекса связаны с глубинными
разломами, отделяющими Беломорский архейский массив от
областей протерозойской складчатости, и представляют собой
трещинные или межформационные тела неправильной плас-
тообразной или штокообразной формы. Более молодые про-
терозойские магматические проявления связаны с эпохой хог-
ландия-иотния; в их составе преобладают многочисленные
дайки и интрузивные тела пластообразной формы. Эти тела
нередко дифференцированы и сложены габбро-диабазами,
сиенит-диоритами и аплит-сиенитами. Мелкие интрузивные
тела комплекса тесно связаны с иотнийскими отложениями и.
по мнению А. А. Полканова, приурочены к крупной флексуре
в южной части Балтийского щита (204).
62
В южной части Балтийского щита известна еще одна груп-
па очень интересных протерозойских пород. Это — так назы-
ваемые граниты рапакиви и тесно связанные с ними габбро,
сиенит-диориты и другие породы, образующие ряд массивов.
Типичным примером гранитов-рапакиви является Выборг-
ский массив. Он имеет огромные размеры — до 20 000 км2 и
представляет собой межформационное, по-видимому, непра-
вильное пластообразное тело, застывшее на небольшой глу-
бине в платформенных условиях. Обращает на себя внимание
тесная пространственная связь массивов рапакиви с уже
упоминавшимся структурным швом — крупной флексурой
в южной части щита. По внутреннему строению — это слож-
ный многофазный массив, в большей своей части образован-
ный порфировидными разностями гранитов (41). Вкраплен-
ники гранитов выражены крупными кристаллами кали-
шпата; они обычно имеют округлые очертания, часто окруже-
ны оболочкой плагиоклаза. Вкрапленники эти называются
овсидами и придают очень оригинальный вид гранитам, кото-
рые являются прекрасным строительным материалом.
Возраст рапакиви еще не может считаться окончательно
решенным, так как определение абсолютного возраста их
дает различные значения — от 1 100 млн. до 1 500 млн. лет
(203, 279). На основании этих данных некоторые геологи
склонны отнести образование рапакиви к нижнему протерозою
(56), хотя до недавнего времени преобладало мнение о при-
надлежности их к эпохе хогландия-иотния.
На Украинском щите также выделяется несколько разно-
возрастных магматических комплексов протерозоя. Наиболее
древний из них — днепровско-токовский, или токовско-боко-
вянский (205, 233) включает массивы, сложенные розовыми
и красными, преимущественно порфировидными и аплитовид-
ными чернокварцевыми гранитами; основные породы этого
комплекса играют явно подчиненную роль. Некоторые из мас-
сивов, например днепровский и осницкий, по-видимому, пред-
ставляют собой метасоматические образования (56), другие
относятся к настоящим магматическим породам, хотя с ними
также нередко связаны явления калиевого метасоматоза. Для
этого комплекса получены очень разнообразные значения аб-
солютного возраста — от 1 100 млн. до 1 900 млн. лет (ПО,
111, 199, 235); вероятно, в этом комплексе по петрографиче-
ским особенностям объединены разновозрастные образования.
Другой магматический комплекс называется коростеньским
и включает массивы сложного строения, в составе которых
преобладают ранние габбро и лабрадориты и более поздние
граниты — рапакиви, рапакивиобразные и биотитовые гра-
ниты. Гибридные породы типа монцонитов и щелочных сиени-
тов играют в комплексе подчиненную роль. Кроме того, вы-
деляются наиболее поздние жилы аплитовидных гранитов,
63
гранит-порфиров и пегматитов. Рапакиви коростеньского ком-
плекса очень похожи на рапакиви Балтийского щита: они та-
кие же резко порфировидные, овоидные граниты, с повышен-
ной щелочностью и очень высокой железистостью, что, по
В. С. Соболеву, характерно для всех гранитоидов платфор-
менного типа (246). Коростеньский плутон имеет площадь
более 5 000 км и характеризуется гипабиссальным обликом
слагающих его пород-. По форме плутон представляет собой,
по-видимому, пологое пластообразное тело неправильной фор-
мы. Данные о возрасте комплекса очень противоречивы: зна-
чения абсолютного возраста, полученные разными методами,
колеблются в пределах от 1 100 млн. до 1 700—1 800 млн. лет
(42, 111, 235). В соответствии с этими данными, одни исследо-
ватели относят коростеньский комплекс к верхнепротерозой-
ским образованиям, более юным, чем овручская серия; другие
же геологи склонны рассматривать его вместе с токовско-бо-
ковянским комплексом, как нижнепротерозойский.
В юго-восточной части Украинского щита выделяется еще
один — приазовский магматический комплекс очень сложного
строения. Он состоит из различных гранитов, в том числе
рапакивиобразных, основных и ультраосновных пород, раз-
личных сиенитов, главным образом щелочных и нефелиновых,
монцонитов и других пород. Отмечено, что этот комплекс
очень похож на коростеньский и, вероятно, является его воз-
растным аналогом (140, 246), однако мнения о его возрасте,
так же как и о коростеньском комплексе, весьма противоречи-
вы. Недавно еще приазовский щелочной комплекс относился
к палеозойским образованиям, хотя и без особых к этому
оснований. Имеющиеся данные о его возрасте несопоставимы,
так как наряду с очень малыми значениями абсолютного воз-
раста — порядка 500—900 млн. лет (235) имеются данные
о большой древности комплекса, абсолютный возраст которого
определяется в пределах 1 550—1 750 млн. лет (111) или даже
больше (42).
Таким образом, данные о возрасте двух последних комп-
лексов — коростеньского и приазовского весьма неопре-
деленны, однако для нас более важным является то обсто-
ятельство, что оба эти комплекса — докембрийские и образо-
вались, по-видимому, в платформенных условиях, которые
наступили в пределах Украинского щита уже после формиро-
вания нижнепротерозойской криворожской серии.
Т Е КТО Н И КА
Тектоника нижнего структурного этажа Русской платфор-
мы должна рассматриваться в двух планах: 1) выявить его
внутреннюю структуру и 2) установить строение поверхности
фундамента. При решении первой задачи прежде всего необ-
ходимо охарактеризовать территорию, где докембрийские
64
отложения непосредственно выходят на поверхность, т. е. об-
ласти щитов. Другие места не благоприятны для данной цели,
так как находятся под покровом более молодых отложений.
Основные черты строения этих областей могут быть опре-
делены только методом аналогий на основании анализа ма-
териалов глубокого бурения и разнообразных геофизических
данных. Такие же данные используются и при решении второй
задачи.
а) Внутренняя структура фундамента
В строении восточной части Балтийского щита принимают
участие архейские и протерозойские складчатые сооружения,
образующие три крупные полосы северо-западного простира-
ния. Северо-восточная из них — Кольская зона и юго-запад-
ная — Карельская зона относятся к областям карельской
(протерозойской) складчатости, а разделяющий их Бело-
морский массив — к архейской складчатости (фиг. 1). Кроме
того, в пределах Карельского перешейка выделяется еще не-
большой участок архейского Западно-Финляндского массива,
заходящего в пределы нашей страны только своей краевой
частью.
Складчатая структура архейских массивов изучена еще
очень плохо. Выявлено, что в их пределах беломорская и Коль-
ская серии образуют крупные параллельные линейные склад-
ки, нередко осложненные очень прихотливым узором допол-
нительной складчатости. Преобладающие простирания осей
складок — северо-западные, но наряду с ними отмечаются
и северо-восточные простирания при пологом залегании пород,
что может свидетельствовать о наличии широких и коротких
складок первого порядка.
Расшифровка складчатой структуры очень затруднена
из-за широко распространенных явлений течения, создающих
сложную дополнительную складчатость высоких порядков,
а также вследствие гранитизации и мигматизации первично-
осадочных пород. Даже крупные структурные формы могут
быть выявлены только на отдельных участках, и общая кар-
тина восстанавливается с трудом по отдельным фрагментам
этих структур, располагающихся между огромными полями
магматических горных пород и мигматитов.
Зоны карельских структур образованы преимущественно
протерозойскими складками, среди которых располагаются
сравнительно небольшие архейские глыбы, играющие роль
срединных массивов. Вместе с более крупным блоком архей-
ских пород — Беломорским массивом они, по-видимому, пред-
ставляют собой остатки древней платформы внутри нижне-
протерозойской геосинклинальной области. Западно-Финлянд-
ский массив входит в состав крупной архейской платформы,
занимавшей центральную часть Балтийского щита и получив-
6Г>
5 Е. Ч Лаз1»>
Фиг. 1 Схема тектонического строения восточной части Балтийского
щита (по В. А. Перевозчиковой и К. О. Кратцу)
1 — область архейских складчатых структур (Беломорский массив). 2 — сииклн-
норные зоны нижнепротерозойских складчатых структур (ранних карелид), 3 —
антиклинорные зоны ранних карелид, 4 — синклинории и синклинорные зоны
поздних карелид верхнего (нли среднего) протерозоя. 5 — иотнийские впадины.
6 — гиперборейская (рифейская) складчатая область. 7 — область развития па-
леозойского чехла платформы. 8 — области развития палеозойских платфор
менных интрузий.
шей от Н. С. Шатского наименование Свекофеннийской (309).
Платформенный характер этих массивов по отношению
к зонам протерозойской складчатости подчеркивается тем,
что развитые в их пределах протерозойские осадочные породы
представлены в эпиконтинентальных фациях и образуют по-
логие складки (202).
Весьма интересно подмеченное Н. С. Шатским (309) и под-
твержденное более поздними исследованиями (118) распре-
деление внутри нижнепротерозойской геосинклинальной об-
ласти вулканогенных и осадочных формаций: первые преоб-
ладают во внутренних ее частях и достигают здесь огромной
мощности, вторые же развиты во внешних, периферических
частях, примыкающих к архейской платформе.
Протерозойские отложения образуют серию крупных ан-
тиклинориев и синклинориев, нередко группирующихся в про-
тяженные, сложно построенные антиклинориевые и синкли-
нориевые зоны. Для них типичны более или менее выдержан-
ное северо-западное простирание и напряженность дислока-
ций. Отдельные зоны отделены друг от друга глубинными
разломами. Местами ясно проявляется приспособление нижне-
карельских складчатых структур к очертаниям прилегающих
крупных архейских глыб, а в краевых частях этих глыб,
в свою очередь, развиты новые структуры, приспособлен-
ные к более молодым сооружениям (202). Антиклинали
и синклинали, в которые сложены нижнекарельские серии,
часто сжаты, вплоть до развития изоклинальных складок,
и нередко образуют веерообразные пучки. Антиклинальные
зоны по сравнению с синклинальными обычно построены более
просто: это объясняется тем, что ядерные части зон нередко
сложены глыбовыми поднятиями архейского фундамента
внутри нижнепротерозойских структур.
В отличие от архея, в нижнекарельских сериях довольно
широко распространены сопряженные со складками разрыв-
ные нарушения — надвиги и сбросы, обычно протягивающиеся
параллельно шарнирам крупных складок. Таким образом,
в складках древних карелид проявляются все типичные черты
геосинклинальной складчатой структуры, которые наблюда-
ются во всех более молодых складчатых поясах, хотя они
часто завуалированы глубоким метаморфизмом и широким
проявлением магматизма.
Верхнекарельский комплекс образует более спокойные
структуры второго протерозойского яруса: в большинстве
случаев это очень пологие складки с падениями в крыльях
всего до 25—30°, часто в виде наложенных или унаследован-
ных синклиналей. Однако в Кольской зоне протерозойской
складчатости имеются участки, где верхнекарельские породы
смяты значительно более интенсивно; в частности, полоса,
сложенная печенгской серией и свитой имандра-варзуга, пред-
67
ставляет собой область с очень сложной складчатостью. Сле-
довательно, протерозойская складчатость верхнего Карелия
является складчатостью отмирающей геосинклинали, в пре-
делах которой геосинклинальные условия сохранились лини
в узко локализованных участках.
Иотнийские отложения всюду образуют типичные плат-
форменные структуры в виде серии синеклиз — Онежской,
Ладожской и других. Таким образом, в большей части щита
уже в протерозое начался платформенный этап развития. Это
подтверждается не только строением иотнийских отложений,
но и их составом, а также наличием специфических магмати-
ческих проявлений протерозойского возраста в виде гранитов
рапакиви, представляющих собой платформенные образова-
ния.
На крайнем севере Балтийского щита, на полуострове
Рыбачьем и острове Кильдин, обнаруживаются фрагменты
более молодой складчатой области, сложенной породами так
называемой гиперборейской формации или рифея. Мощные
осадочные толщи падают к северу под углом до 20° и в них
отмечаются пологие разрывные нарушения такого же направ-
ления. Установить достоверно характер развитых здесь струк-
турных форм не удалось; возможно, что эти породы надви-
нуты на более древние докембрийские структуры Кольского
полуострова по системе чешуйчатых надвигов.
Во второй половине протерозоя (по крайней мере с момен-
та образования гранитов рапакиви) значительная часть Бал-
тийского щита, а в палеозое и позже — весь щит подвергался
только дислокациям с образованием очень пологих складок
с большим радиусом кривизны и многочисленных разрывов.
В отдельных случаях удается установить возраст этих дисло-
каций. Так, в южной части щита еще в протерозое возникла
крупная флексура, которой некоторые исследователи придают
большое значение в связи с тем, что с ней. по всей вероят-
ности, связаны массивы гранитов рапакиви и других извер-
женных пород.
В центральной части Кольского полуострова имеются де-
вонские континентальные отложения, которые в виде ксено-
литов наблюдаются в Хибинском и Ловозерском массивах
щелочных пород. Таким образом,-заметные прогибания, оче-
видно связанные с крупными разрывами в фундаменте, по
которым в верхний структурный этаж внедрялись большие
массы щелочной магмы имели место в среднем палеозое.
Эти прогибания, сопровождавшиеся глубокими расколами,
совпадают с энергичными движениями среднепалеозойского
времени, происходившими на территории скандинавских кале-
донид; последние, хотя и сформировались как складчатая зона
в конце каледонского этапа, тем не менее в дальнейшем ис-
пытали достаточно энергичные движения (297). Они были
68
специфическими и представляли собой крупные оседания по
разрывам, в результате чего в грабен-синклиналях накопля-
лись мощные толщи девонских осадков. Далее к востоку на
Балтийском щите, в частности в пределах Кольского полу-
острова, эти каледонские движения также выражались в фор-
мировании грабенообразных структур, однако прогибания
здесь были меньшими. Позднее в пределах Балтийского щита
продолжалось формирование дислокаций разрывного харак-
тера.
Уже давно крупнейшие геологи считали, что вся обнажен-
ная часть Балтийского щита представляет собой очень слож-
ною мозаику отдельных глыб, которые различно двигались
одни относительно других и сформировали современную его
блоковую структуру. В частности, еще в прошлом веке
А. П. Карпинский высказал мнение, что очертания многих
береговых линий Балтийского щита обусловлены наличием
ограничивающих крупных разрывов; так, по его мнению, раз-
рывами определяются очертания Кольского полуострова,
Финского залива, Онежского и Ладожского озер и т. д. (103).
В связи с этим некоторые исследователи считают, что уступы
финского глинта, где в обрывах обнажается нижний палео-
зой, также сформированы в результате тектонических раз-
рывных нарушений.
Следовательно, для Балтийского щита типична сложная
дизъюнктивная тектоника с образованием разрывов различ-
ной амплитуды, сформированная начиная от протерозоя
вплоть до новейшего времени. Подобное широкое развитие
дизъюнктивных нарушений, вероятно, характеризует и более
восточную часть платформы, скрытую под отложениями верх-
него структурного этажа.
В строении Украинского щита принимают участие архей-
ские (бугско-днепровские) и нижнепротерозойские (саксаган-
ские) складчатые сооружения; первые слагают всю западную
часть щита, а вторые — значительную часть его восточной
половины. Кроме того, крупные блоки архейских структур
есть и на востоке: наибольший из них — Приазовский рас-
положен в крайней юго-восточной части щита, а более мелкие
залегают среди саксаганских складчатых сооружений в виде
срединных массивов (фиг. 2).
Установить складчатую структуру бутско-днепровскоп си-
стемы очень трудно не только вследствие ее плохой обнажен-
ности, но и из-за наличия многочисленных массивов гранитои-
дов разного возраста, крупных полей мигматитов и широкого
развития гранитизации. Поэтому некоторые важнейшие воп-
росы внутреннего строения архейских блоков щита еще дис-
куссионны.
Для области архейской складчатости характерны довольно
выдержанные северо-западные простирания, прослеживаемые
69
во всех частях щита, вплоть до Приазовского массива (32).
Они фиксируют направление элементов крупных складок —
антиклинориев и синклинориев, выделяющихся в области ар-
хейской складчатости. С направлением и конфигурацией круп-
ных складок тесно связаны форма и ориентировка интрузив-
ных масс. В ряде мест архейские структуры претерпели пере-
Фиг. 2. Схема структуры Украинского щита (по Н. П. Семененко)
/ — бугская зона пироксен-плагиоклазовых гнейсов и бугитового интрузивного ком-
плекса, 2 — зона корднерит-гранатовых гнейсов и чудново-бердичевского комплекса
гранитов, 3 — днепровская и приазовская зоны северо-западных структур, 4 — суб-
меридиональиые складчатые зоны гнейсов и кировоградского гранитного комплекса.
5 — складчатые пояса развития серин метабазитов и криворожской сернн кристал-
лических сланцев 6 — отложения овручской серии, 7 — волынская складчатая зона
развития гнейсов комплекса осницких гранитов, 8 — зоны смятия и интрузий токов-
ско-бо ковинского комплекса 9 — массивы габбро и гранитов коростеньского
комплекса, 10 — щелочной комплекс Приазовья.
ориентировку, обусловленную воздействием на краевые части
архейских массивов более поздней складчатости. Особенно
четко это проявляется в Приднепровье и в средней части
щита, где преобладает не северо-западное, а меридиональное
простирание, соответствующее расположенным рядом сакса-
ганидам. Крупные складки, образованные архейскими комп-
лексами, осложнены на крыльях подчиненной складчатостью,
проявляющейся в разных формах дополнительных складок.
Складчатая система саксаганид сложена нижнепротеро-
зойскими образованиями приднепровской и криворожской
серий. Полоса этих сооружений шириной до 400 км протяги-
вается в меридиональном направлении, занимая значительную
часть восточной половины Украинского щита и продолжается
на север, в район Курской магнитной аномалии. Полосы раз-

вития пород криворожской серии имеют общее синклинальное
строение и очень сложную внутреннюю тектонику, детально
выявленную в Криворожском железорудном бассейне (21).
Здесь выделяется серия крупных антиклиналей и синклина-
лей с крутыми падениями в крыльях, осложненных дополни-
тельными складками, часто обладающими очень причудли-
Фиг. 3. Тектоническая схема Криворожского бассейна (по
Я. Н. Белевцеву)
I — амфиболиты, 2 — нижняя толща криворожской серии, 3 — тальково-карбоиат-
ный горизонт, 4 — жетезорудные горизонты средней толщи. 5 — сланцевые гори-
зонты средней толщи, 6 — верхняя толща, 7 — тектонические смещения, 8 — гра-
ниты и мигматиты.
/ — Тарапако-Лих мановений анти клинил, II —- ЗападноингулеЦкая мульда, III —
Восточнонпгулецкая мульда. IV — Саксаганскпй антиклннал. Г — Саксагянская син-
клиналь, 11 — Лихмаиовская синклиналь.
вым рисунком (фиг. 3). Некоторые складки, даже наиболее
крупные, сильно сжаты и имеют изоклинальный характер.
Нередко отмечаются опрокидывание складок в обе стороны
и образование веерообразной структуры, а также погружение
и воздымание складок, связанных с продольными изгибами
шарниров. Широко развиты здесь и дизъюнктивные наруше-
ния. особенно продольные надвиги со значительными ампли-
тудами перемещения по ним, а также поперечные флексуры и
разнообразные диагональные разрывы.
После сформирования складчатой структуры саксаганид
Украинский щит подвергался только очень пологим изгибам
и был рассечен системой разломов, придавших докембрийско-
му фундаменту глыбовый характер. Наиболее четко выражен-
ные разломы имеют северо-западное и меридиональное про-
71
стирание, а время образования многих из них, вероятно, от-
вечает интервалу рифей—девон (32).
При сравнении истории развития Балтийского и Украин-
ского щитов видно, что на последнем выпадают геосинкли-
нальные складчатые структуры второй половины протерозоя,
которые на Балтийском щите связаны с развитием верхне-
карельских образований. Остальные три комплекса — архей-
ский, нижнепротерозойский и верхнепротерозойский (овруч-
ский и иотнийский) имеют много общих черт строения. В пре-
делах обоих щитов широко распространены дизъюнктивные
нарушения, хотя на Украинском щите они не могут быть вы-
делены с такой четкостью, как на Балтийском, главным обра-
зом, вероятно, потому, что условия обнаженности Украин-
ского щита значительно менее благоприятны.
Перейдем к рассмотрению внутренней структуры тех обла-
стей Русской платформы, где фундамент скрыт под чехлом
более молодых отложений.
Еще во второй половине прошлого века А. П. Карпинский
высказал предположение о том, что фундамент Русской
платформы сложен докембрийскими гранито-гнейсами, обра-
зующими сложную систему складок, разбитую на отдельные
блоки различно ориентированными сбросами. Первые схемы
строения фундамента платформы разработаны только нака-
нуне Отечественной войны двумя выдающимися советскими
тектонистами, крупными знатоками Русской платформы —
А. Д. Архангельским и Н. С. Шатским и резко отличаются
между собой.
Схема А. Д. Архангельского в его посмертной работе (9)
основана в значительной мере на геофизических данных маг-
нитометрии и отчасти гравиметрии. Согласно этой схеме,
фундамент почти всей восточной половины платформы сло-
жен складчатыми сооружениями нижнепалеозойского воз-
раста, которые в пределах Тимана выходят на поверхность,
а в других участках опущены на значительную глубину; за-
падная часть платформы имеет фундамент из складчатых со-
оружений докембрия (фиг. 4).
Схема Н. С. Шатского резко отличается от схемы А. Д. Ар-
хангельского, хотя обе они составлены на основании одних
и тех же материалов. Это свидетельствует о том, что данные,
которые имелись в распоряжении этих двух исследователей,
могут быть интерпретированы по-разному. По мнению
Н. С. Шатского, фундамент платформы состоит из докемб-
рийских складчатых сооружений разного возраста и очень
сложный по своему строению. Этот исследователь выделяет
три разновозрастные группы складчатых сооружений: дока-
рельские (архейские), карельские (нижнепротерозойские) и
рифейские (верхнепротерозойские). Большая часть фундамен-
та относится к области карельской складчатости, внутри ко-
72
торой обособляются внутренние более древние массивы.
Складчатые сооружения рифейского возраста распростране-
ны в крайней восточной части платформы в виде меридио-
Фиг. 4. Схема строения фундамента Русской платформы
(по А. Д. Архангельскому)
1 — докембрийские складчатые сооружения: 2 — древнепалеозой-
ские сооружения; 3 — герцинские сооружения, выходящие иа по-
верхность; 4 — герцннские сооружения под покровом более моло-
дых пород; 5 — киммерийские складчатые сооружения; 6 — аль-
пийские сооружения; 7 — западная граница Восточнорусской впа-
дниы; 8 — границы Днепровско-Донецкой впадины; 9 — граница
Предуральской впаднны; 10 — простирания.
нальной полосы и прослеживаются на севере через Канин по-
луостров, остров Кильдин и Рыбачий полуостров в северную
Норвегию (фиг. 5).
Сейчас уже можно оценить в целом эти схемы благодаря
результатам бурения многочисленных опорных скважин, до-
стигших фундамента-
73
Эти данные говорят, что указание А. Д. Архангельского
о существовании в восточной части платформы нижнепалео-
зойских складчатых сооружений не подтвердилось. Весь фун-
дамент платформы состоит из докембрийских складок, как
Фиг. 5. Строение докембрийского основания Русской платформы
(по Н. С. Шатскому).
1 — докаредьские (архейские) массивы, выходящие на поверхность; 2 — до
карельские массивы, покрытые осадочным чехлом; 3 — йаксаганиды (желе-
зистый кварцит), аномалии — 10000—20000 7 (магнетитовые кварциты
Курских аномалий); 4 — область Карельской складчатости, обнажающаяся иа
поверхности; 5 — внутрикарельские массивы иа поверхности; 6 — выходы
осадочного карельского комплекса: 7 — выходы эффузивного карельского комп-
текса; 8 — обл’асть карельской складчатости под осадочным чехлом; 9 —
внутрикарельские массивы под осадочными образованиями. 10 — аномалии z
— 1000—2500; 11 —zb — 200—1000 7; 12 — иотнийскне (овручские) песча-
ники; 13 — граниты рапакиви; 14 — область распространения рнфейской
складчатости (тиманиды, спарагмит); 15 — вероятное распространение ри
фейскнх формаций типа внутренних частей геосинклинальной области.
предполагали А. П. Карпинский и Н. С. Шатский. С другой
стороны, и в схему Н. С. Шатского нужно внести уточнения.
Данные бурения вместе с новыми геофизическими наблю-
дениями показывают, что большая часть фундамента сложена
гнейсами, амфиболитами, гранитами и мигматитами архей-
ского возраста. Карельские складки прослеживаются от Бал-
74
тийского щита на восток вплоть до Тимана только в север-
ной части платформы, тогда как южнее они почти отсутству-
ют (285). Впрочем, при оценке этих новых данных следует
иметь в виду, что протерозойские отложения расположены
среди архейских обычно в виде ограниченных по площади
Полос и пятен, как это хорошо выявлено на Балтийском
и Украинском щитах. Поэтому в общем очень редкая сеть
скважин, которые вскрывают преимущественно архейские
образования, не дает достаточных оснований для того, чтобы
целиком отвергнуть представления Н. С. Шатского. В качестве
общего вывода из всех имеющихся в настоящее время матери-
алов можно считать, что протерозойские складчатые отложе-
ния в восточной части имеются, хотя они, вероятно, не зани-
мают таких обширных площадей, как это показано на схеме
Н. С. Шатского. Еще одна поправка к его схеме заключается
в том, что рифейские отложения не ограничиваются на северо-
востоке Тиманом, а занимают более обширную территорию,
протягиваясь на восток, вплоть до Хайпудырской губы.
б) Строение поверхности фундамента
Знать строение поверхности фундамента очень важно не
только для выяснения тектоники нижнего структурного эта-
жа, но и особенностей развития структур платформенного
чехла. А. П. Карпинский уже давно предполагал, что рельеф
поверхности фундамента очень неровный, что обусловлено
развитием системы сбросов, по которым отдельные его участ-
ки приподняты в виде выступов, а другие опущены на раз-
ную глубину и образуют впадины (103). В настоящее время
данные опорного бурения и геофизических исследований по-
зволяют довольно уверенно изображать в изолиниях гипсо-
метрию поверхности фундамента, которая действительно отли-
чается сложностью и значительной амплитудой изменения
абсолютных высот (284). Как видно из приведенной схемы
(фиг. 6), докембрийский кристаллический фундамент на се-
веро-западе и юго-западе платформы выходит на поверх-
ность, образуя Балтийский и Украинский щиты. Кроме того,
еще в двух пунктах западной половины платформы он подхо-
дит очень близко к поверхности, образуя подземные высту-
пы — Белорусско-Литовский и Воронежский; в пред>елах по-
следнего кристаллические породы на небольшой площади вы-
ходят непосредственно на поверхность. В восточной части
платформы фундамент образует несколько глубоко погружен-
ных сближенных выступов — Токмовский, Котельнический,
Татарский, Башкирский, Оренбургский и Жигулевский.
В виде своеобразного выступа фундамента следует рассмат-
ривать и Тиманское поднятие, где на поверхность выходят
рифейские отложения.
75
Фиг. 6. Схема рельефа поверхности кристаллического фундамента Русской платформы (по Э. Э. Фотиади)
/ — (погнпсы поверхности кристаллического фундамента по данным бурения, 2 — то же по геофизическим данным, 3 — крутые
склоны поверхности фундамента, 4 — границы Прикаспийской впадины, 5 — западная граница предгорного прогиба Уральск ш
складчатой аоны, 6“ — примерная граница докембрийского и тпмапского комплексов фундамента, 7 — граница современного Урал i.
Между выступами располагаются впадины фундамента.
Центральную часть платформы занимает огромная Москов-
ская (Среднерусская) впадина, ограниченная склонами Бал-
тийского щита на северо-западе, Белорусско-Литовского вы-
ступа на юго-западе, Воронежского, Токмовского и Котель-
нического выступов на юге и юго-востоке; на северо-востоке
ее ограничивает Тиманский выступ. Последний отделяет Мос-
ковскую впадину от Печорской, которая на востоке слива-
ется с Предпайхойским и Предуральским краевыми прогибами
Между Воронежским и Токмовскпм выступами прослежива-
ется узкая впадина — Рязано-Саратовская, или Пачелмская.
соединяющий Московскую впадину со второй крупнейшей
впадиной — Прикаспийской, расположенной севернее Каспий-
ского моря. Последняя впадина имеет, по-видимому, слож-
ное устройство поверхности фундамента: на большей части ее
территории он погружен на глубину до 8—10 км; на востоке
впадина сливается е Предуральским краевым прогибом.
Узкая, но очень глубокая впадина, отделяет Украинский
щит от Воронежского выступа; она получила название Днеп-
ровско-Донецкой. В районе Чернигова впадина разделяется
небольшой седловиной на две неравные части: меньшая севе-
ро-западная ее часть обычно обособляется под наименовани-
ем Припятьской впадины, которая имеет очень сложное внут-
реннее строение. На северо-западе располагается еще одна
крупная впадина — Балтийская, отделяющаяся от Среднерус-
ской впадины Латвийской седловиной. Ряд более мелких
впадин восточной части платформы отделяет один от другого
выступы фундамента.
Упомянутые крупнейшие элементы рельефа фундамента
платформы возникли в результате сложных и многообразных
движений, продолжавшихся от древнейших этапов ее разви-
тия до недавнего времени. Основные этапы этого длительного
периода развития структур платформы будут рассмотрены
ниже, при описании образований верхнего структурного этажа
ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ
Среди многочисленных месторождений полезных ископа-
емых нижнего структурного этажа будут названы только
главные.
Обширная группа месторождений принадлежит к магма-
тогенным образованиям, особенно широко распространенным
в пределах Балтийского щита. В этой группе важную роль
играют медно-никелевые ликвационные месторождения (Пе-
ченгское, Мончегорское), приуроченные к стратифицирован-
ным массивам основных и ультраосновных пород, которые
образуют гипербазитовый пояс в зоне, примыкающей с севе-
ро-востока к Беломорскому массиву. К основным породам
77
в Карелии приурочены также месторождения тптаномагне-
тита. Среди пород спилито-кератофировой формации нижне-
карельского комплекса в Карелии известны серноколчедан-
ные месторождения, по-видимому, имеющие парагенетическую
связь с вмещающими их эффузивами. С гранитоидами про-
терозойского возраста на Балтийском щите связаны гидро-
термальные кварц-молибденовые жилы, а с гранитами ра-
пакиви — контактово-метасоматические месторождения олова
(Питкяранта в Карелии).
Важное сырье содержат разновозрастные пегматиты. Наи-
более древние из них развиты в Карелии, где они образу-
ют комплексные месторождения слюды и Ирамического
сырья; керамические пегматиты известны также на^ Коль-
ском полуострове и на Украинском щите. С гранитами рапа-
киви Коростеньского плутона связаны известные мориононос-
ные и топазоносные пегматиты.
Своеобразная минерализация характеризует Приазовский
щелочной комплекс, где известны месторождения циркона и
ниобия, а также карбонатиты с редкими землями (147).
Выдающееся народнохозяйственное значение имеют мета-
морфические и гидротермально-метаморфические месторож-
дения железных руд Кривого Рога и Курской магнитной ано-
малии. Многочисленные месторождения этих крупнейших
железорудных районов приурочены к меридиональной полосе
нижнепротерозойского криворожского комплекса на Украин-
ском щите, откуда он «перебрасывается» через Днепровско-
Донецкую впадину на Воронежский выступ фундамента. Же-
лезные руды состоят из разнообразных окислов и гндроокис-
лов железа и слагают несколько мощных пластов желези-
стых кварцитов и джеспилитов; наиболее богатые руды обра-
зуют среди железистых пород залежи неправильной формы.
Такой же возраст имеют месторождения магнетитовых квар-
цитов в Карелии и железорудные месторождения Заиманд-
ровского района Кольского полуострова, представленные
магнетитовыми кварцитами и сланцами; не исключена, впро-
чем, возможность, что эти месторождения приурочены к ар-
хейским 'толшам (201).
К группе метаморфических месторождений относятся так-
же графитовые месторождения Петровского графитоносного
района (234). Завальевское и другие месторождения Украин-
ского щита, связанные с графитовыми гнейсами архейского
возраста. На Балтийском щите к кристаллическим сланцам
нижнепротерозойской свиты кейв приурочены богатые место-
рождения абразивного (гранаты) и высокоглиноземного
(кианит) сырья, также относящиеся к группе метаморфиче-
ских месторождений.
Многие горные породы разного происхождения являются
прекрасными стройматериалами. Среди них в первую очередь
78
нужно назвать волынские лабрадориты п граниты, а также
карельские мраморы и граниты, особенно рапакиви. Послед-
ние очень широко используются в градостроительстве, осо-
бенно в Ленинграде, где этот замечательный материал при-
меняется при строительстве зданий и памятников, гранитных
набережных Невы и т. д. К разряду ценных строительных
материалов следует также отнести кварцитовидные песчани-
ки и диабазы Прионежья, кровельные с. .анцы Криворожья I.
другие породы.
ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ РАЗВИТИЯ
При изучении геологии нижнего структурного этажа
Русской платформы выявляются некоторые весьма специфи-
ческие особенности развития земной коры в докембрии, кото-
рые в полной мере можно будет оценлть только после рас-
смотрения докембрийских образований в других районах.
Прежде всего необходимо отметить существенные отличия
между архейским и протерозойским этапами докембрий-
ского развития.
Толщи архея всюду сложены преимущественно гнейсами
н кристаллическими сланцами, находящимися на самых вы-
соких ступенях метаморфизма, что не позволяет во многих
случаях установить характер исходных пород. Ни у кого не
возникает сомнений в том, что некоторые типы архейских
пород несомненно представляют собой первично-осадочные
образования: к ним относятся в первую очередь кварциты и
мраморы, высокоглиноземные гнейсы и кристаллические
сланцы и некоторые другие породы. Однако совсем не ясно,
в каких структурно-фациальных условиях они были сформи-
рованы. В то же время в самых низах нижнепротерозойских
разрезов довольно уверенно распознаются некоторые оса-
дочные и вулканогенные формации, такие, как спилито-кера-
тофировая, флишевая, конгломератовая и другие. Обращает
на себя внимание распределение в пространстве этих форма-
ций, образующих нередко протяженные и относительно узкие
зоны и часто характеризующихся большой изменчивостью
мощности. Все эти особенности совсем не характерны для
архейских толщ. Такие различия между двумя группами древ-
нейших образований земной коры заставляют задаться воп-
росом — а допустимо ли видеть в архейских толщах аналоги
формаций, образованных в геосинклинальных или платфор-
менных условиях и существовали ли в архее такие условия.
Достаточно аргументированный ответ на этот вопрос можно
будет получить после рассмотрения всех областей развития
докембрия, однако из рассмотренного даже ограниченного
материала следует, что архейский и протерозойский этапы
довольно резко отличаются очин от другого не только осо-
79
бенностямп осадконакопления, но также характером текто-
ники, магматическими проявлениями, составом и интенсивно-
стью минерализации и т. д.
Расшифровка древнейшего, архейского этапа представляет
наибольшие трудности из-за неполноты геологической лето-
писи, однако имеющиеся данные позволяют предполагать, что
на рубеже 1 800—1 900 млн. лет от нашего времени в разви-
тии земной коры произошел резкий качественный скачок, ко-
ренная перестройка, в результате которой впервые отчетливо
выделились геосинклинальные области и платформы, разви-
вающиеся в течение последующих геологических эр. В нижне-
протерозойских геосинклиналях уже довольно резко прояв-
лялась дифференциация движений с образованием различных
структурно-фациальных зон, в которых локализовались
разные геологические формации, отчетливо оформилась при-
уроченность магматических масс к крупным структурным
швам в виде глубинных разломов, возникла разнообразная
и обильная магматогенная минерализация и другие признаки,
присущие более поздним геосинклинальным областям; то же
самое можно сказать о платформах. Наряду с существенны-
ми, качественными отличиями, протерозойский и архейский
этапы имеют некоторые общие черты, которые совсем не ха-
рактерны для более поздних этапов развития земной коры.
В первую очередь это касается формирования почти исклю-
чительно в докембрии очень своеобразных толщ железистых
кварцитов и кристаллических сланцев, а также весьма широ-
кого развития гранитизации.
Разные участки складчатого фундамента Русской плат-
формы не одновременно закончили геосинклинальный этап
своего развития. Наиболее древний из этих участков —
Украинский щит, где для второй половины протерозоя харак-
терны условия платформенного режима, в которых формиро-
вались лишь маломощные толщи осадочных пород и интру-
зивные тела разного состава. При этом следует отметить,
что некоторые из известных здесь изверженных комплексов,
обычно относящихся по возрасту к верхнему (или среднему)
протерозою, весьма возможно являются более древними и ин-
трудировали в завершающие этапы формирования складчатой
системы саксаганид. Платформенный режим в области Бал-
тийского щита наступил позже, так как в течение значитель-
ного периода в верхнем (или среднем) протерозое здесь про-
должались интенсивные прогибания, сопровождавшиеся осад-
конакоплением геосинклинального типа и завершившиеся
складчатостью. Что касается восточных частей платформы,
то здесь разные участки фундамента, вероятно, также пере-
жили геосинклинальный период развития разной длительно-
сти, однако выделить их более или менее уверенно при со-
временном состоянии изученности не представляется возмож-
но
ным. Наиболее юные докембрийские складчатые сооружения
(относящиеся к системе байкалид) слагают северо-восточную
часть платформы — Тиман и основание Печорской впадины,
откуда они протягиваются через Канин полуостров к о. Киль-
дин и Рыбачьему полуострову. Замыкание геосинклиналь-
ной системы произошло здесь на рубеже докембрия и палео-
зоя, захватывая, вероятно, и начало кембрия.
Б. ВЕРХНИЙ СТРУКТУРНЫЙ ЭТАЖ
СТРАТИГРАФИЯ
Докембрий. Наиболее древние (протерозойские) от-
ложения, входящие в состав платформенного чехла Русской
платформы, известны в пределах Балтийского и Украинского
щитов, где они выделяются под наименованием иотнийской и
овручской серий соответственно. По-видимому, эти породы
ограниченно распространены также под покровом более мо-
лодых осадков и в восточных частях пла'тформы.
Иотнийские отложения имеются в центральной
части Карелии, на западном берегу Онежского озера, в райо-
не озер Сег и Выг, на Терском берегу Белого моря. Они сла-
гают толщу мощностью до 400 м и представлены главным
образом разнообразными песчаниками, иногда с прослоями
мелкогалечных конгломератов и глинистых сланцев. Большей
части иотнийских пород присущи розовые, красные и шоко-
ладные, реже серые цвета. Очень характерны так называе-
мые шокшинские кварцевые песчаники розовой и малиновой
окраски, известные в коренных выходах на побережье Онеж-
ского озера.
Некоторые исследователи относят к нижней части иот-
нийских отложений, отделенной от описанных перерывом,
•так называемый суисарский вулканический комплекс и дру-
гие аналогичные образования (59). Этот комплекс состоит из
разнообразных вулканогенных пород, преимущественно ос-
новного состава, подстилаемых песчаниками, глинистыми и
кремнистыми сланцами, и местами начинается базальными
конгломератами. Другие ученые склонны относить этот ком-
плекс к верхнекарельским образованиям.
Абсолютный возраст иотнийских отложений оценивается
разными исследователями в пределах от 1 200 до 1 400 млн.
лет.
В северо-западной части Украинского щита развиты отло-
жения овручской серии, которые очень похожи на иот-
нийские. Состоит эта серия из розовых и серых песчаников,
мелкогалечных конгломератов, кварцевых порфиров, глинис-
то-серицитовых и пирофиллитовых сланцев общей мощностью
в первые сотни метров. Абсолютный возраст серии определя-
ется также величиной порядка 1200—1400 млн. лет.
6 Е. М. Лазько
81
Таким образом, резкий качественный скачок, знаменую-
щий собой переход от завершающих этапов геосинклинально-
го развития в платформенные условия, на значительной час-
ти Русской платформы фиксируется довольно четко и прихо-
дится на период между отложением верхнекарельской серии
и иотния (а также эквивалентного ему овруча).
До недавнего времени считалось, что на описанных от-
ложениях докембрия залегают кембрийские и более молодые
породы, однако данные глубокого бурения показали, что
между нижним кембрием и породами фундамента во многих
пунктах платформы располагаются по крайней мере еще две
докембрийские серии. Первая из них выделена Б. С. Соколо-
вым на северо-западе платформы под наименованием венд-
ской серии (или комплекса), которую позже стали имено-
вать также валдайской, и отнесена к докембрийским об-
разованиям; вышележащие отложения с фауной кембрия
были объединены в составе балтийского комплекса. Почти
одновременно Н. С. Шатский, анализируя каледонскую стру-
ктуру платформы в связи с новыми данными глубокого бу-
рения, пришел к выводу о широком развитии в ее пределах
отложений верхнего докембрия. Несколько позже на востоке
платформы была выделена вторая, более древняя, се р д об-
ская серия.
ПО'Зднедокембрийский комплекс, распространенный под
Москвой и на обширных пространствах к северо-западу от нее,
разделяется на две части: гдовские, или редкинские слои
внизу и ляминаритовые — вверху (314). Последние получили
название по имени найденных в них очень своеобразных обра-
зований, описанных еще в прошлом веке Э. Эйхвальдом под
наименованием Laminarites antiquissimus. До сих пор еще
окончательно не выяснено, что они собой представляют: во-
доросли или, быть может, своеобразные по форме пленки би-
тумов, окрашивающие отдельные участки в глинах.
Нижняя часть этого докембрийского комплекса, которую
удобно называть гдовской свитой, состоит преимущественно
из разноцветных — от серых до красновато-бурых—песча-
ников и алевролитов, местами с прослоями плотных буро-
красных и коричневых аргиллитов и глин, а также доломитов;
в основании нередко залегают конгломераты или суглинки
с щебенкой подстилающих гнейсов.
Ляминаритовая свита представлена глинами, алевроли-
тами и аргиллитами зеленоватого и красно-бурого цветов
с прослойками песчаников и песков; частое чередование тон-
ких прослойков разного гранулометрического состава создает
четкую слоистость этих пород, сходную со слоистостью лен-
точных глин. Ляминаритовые глины переходят в гдовские
песчаники постепенно, но на различных стратиграфических
уровнях (250), поэтому мощности этих двух свит непосто-
K2
янны. Общая мощность всего комплекса под Москвой превы-
шает 500 м.
Стратиграфическое положение валдайской серии вызвало
оживленную дискуссию между геологами. Верхняя ее грани-
ца на северо-западе платформы очень четкая и определяется
находкой в покрывающих породах трилобита Gdowia assatki-
ni, характеризующего самые низы нижнего кембрия. Следо-
вательно, валдайская серия относится к докембрийским обра-
зованиям, как и считает большинство геологов. Однако на
этом кончается единство во взглядах, гак как одна группа
исследователей рассматривает ее как верхний протерозой под
наименованием рифейских отложений (Н. С. Шатский и др.),
а другая — как нижний палеозой, называя их синийскими от-
ложениями (Б. С. Соколов и др.).
Определение стратиграфического положения валдайской
серии выходит далеко за рамки частного вопроса стратиграфии
Русской платформы, так как на всех континентах известны
отложения, нередко согласно подстилающие кембрий и сход-
ные с ним литологически, но резко отличающиеся палеонтоло-
гической характеристикой. И везде, где известны эти отложе-
ния, они относятся одними исследователями к верхам проте-
розоя, а другими — к нижней части палеозоя.
Межведомственный Стратиграфический комитет, на кото-
ром обсуждалась проблема верхнего докембрия, в 1956 г. при-
нял компромиссное решение, согласно которому соответству-
ющие отложения должны выделяться на геологических картах
под наименованием синийского комплекса, помещаемого
между палеозоем и протерозоем, однако во многих геологи-
ческих работах решение комитета не принято во внимание.
Н. С. Шатский и Б. С. Соколов посвятили проблеме верх-
него докембрия специальные статьи. В них авторы убеди-
тельно аргументируют выводы, которые невозможно со-
вместить (251, 315). Нам сразу необходимо определить свое
отношение к этой проблеме, так как в дальнейшем соответст-
вующие образования будут встречаться неоднократно. В по-
следующем изложении верхнедокембрийские отложения Рус-
ской платформы и ее складчатого обрамления в пределах
СССР мы будем называть, следуя Н. С. Шатскому, рпфей-
скими. В других районах соответствующие отложения будут
именоваться нейтральным термином — верхний докембрий,
который не требует точного определения его нижней границы.
Вопреки мнению некоторых исследователей, нижняя граница
верхнего, или позднего докембрия пока не может быть четко
фиксирована даже на платформах. Сопоставление далеко
отстоящих друг от друга серий этого возраста, вероятно, пра-
вомерно лишь в такой же степени, как сопоставление с си-
стемой или группой отдельных их частей (132). Поэтому при-
менение термина верхний докембрий является наиболее \цоб-
6*
83
ним. Верхнедокембрийские образования относятся нами к
протерозою на основании весьма различной их палеонтологи-
ческой характеристики по сравнению с кембрием. Нижне-
кембрийские отложения содержат обильную и разнообразную
фауну археоциат, трилобитов, головоногих, брахиопод, червей
и т. д. Наличие этой фауны резко отличаетнижний кембрий
от подстилающих отложений, где фауна исчезает полностью,
хотя литологический состав толщ и характер метаморфизма
не изменяются.
В дополнение к сказанному следует добавить, что и дан-
ные палеофитологии приводят к этому же выводу. Исследо-
вания С. Н. Наумовой (176, 177) и Б. В. Тимофеева (272, 273)
показывают, что споровые комплексы верхнего докембрия бо-
лее близки к протерозойским, чем к нижнекембрийским ком-
плексам, так как в составе последних появляются споры со
значительно усложненной скульптурой. Об этом же свидетель-
ствует и количественный состав родов спор: в протерозое их
насчитывается 6,.в верхнем докембрии — 9, а в нижнем кемб-
рии — 17.
Ниже валдайской серии залегает еще один верхнедокемб-
рийский комплекс. Скважины в районах Сердобска и Пачелмы
(недалеко от Пензы) вскрыли залегающую непосредственно
на породах кристаллического фундамента мощную толщу
осадочных пород, выполняющих Пачелмскую впадину, разрез
которых представляется в следующем виде (207, 316). В осно-
вании залегают серые, но чаще бурые и красные, плохо сор
тированные кварцевые и аркозовые песчаники, гравелиты и
конгломераты, местами с прослоями аргиллитов и алевроли-
тов; мощность толщи изменяется от 320 до 800—1000 м. Вы-
ше идут глауконитовые тонкослоистые или косослоистые пес-
чаники зеленоватой и красно-бурой окраски с тонкими про-
слоями аргиллитов мощностью около 250 м\ в толще встрече-
ны споры Leiotriletes simplissimus, L. rugulosus, Trachytriletes
minutus. Еще выше залегает доломитово-терригенная толща
мощностью около 180 м, состоящая внизу из тонкослоистых
доломитов и мергелей красно-бурого или зеленовато-бурого
цвета с тонкими прослоями аргиллитов, а вверху — преиму-
щественно из красно-бурых песчаников и аргиллитов. Вся эта
толща получила название сердобской серии; нижняя
ее часть, до глауконитовых песчаников, выделяется под наи-
менованием каверинской свиты и отделяется от залегающих
выше пород перерывом.
На сердобской серии залегает двучленный комплекс, со-
стоящий внизу из красно-бурых песчаников и алевролитов,
а вверху — из чередования серых и зеленоватых аргиллитов,
алевролитов и песчаников с большим количеством глаукони-
та, обладающих тонкой горизонтальной или косой слоисто-
стью. В толще обнаружены органические пленки, напомина-
84
ющие Laminarites, а также споры Leiotriletes atratus, L. rugu-
tosus, Trachitriletes laminaritus, T. Kjyschtofovichi. Этот
комплекс мощностью от 220 до 330 м сопоставляется с вал-
дайской серией северо-запада платформы.
Вверху залегает еще один комплекс. В нижней части он
сложен красноцветными песчаниками и конгломератами (в ос-
новании разреза), затем толщей тонкопереслаивающихся пес-
чаников, алевролитов и аргиллитов темно-серого и зеленова-
того цвета и, наконец, толщей пестроцветных песчаников; мощ-
ность этого комплекса очень изменчива — от нескольких де-
сятков метров до 800 м. Стратиграфическое положение его
не совсем ясно: некоторые исследователи относят его к кемб-
рию (207), однако Н. С. Шатский считает, что все описанные
выше толщи включая верхний комплекс, хорошо сопостав-
ляются со спарагмитом южной Норвегии и должны быть от-
несены к рифею. В последнее время получены интересные
данные об абсолютном возрасте некоторых из описанных
выше толщ с помощью аргонового метода по глаукониту (96).
Глауконитовые песчаники сердобской серии имеют возраст
680—690 млн. лет, а глауконитовые песчаники ляминаритовых
слоев — 560 млн. лет, что подтверждает правильность отнесе-
ния этих отложений к рифею.
Рифейские отложения, которые вообще очень широко рас-
пространены в пределах Русской платформы, наиболее полно
представлены в рассмотренном выше разрезе Пачелмской впа-
дины. В других районах скважинами вскрыты докембрийские
толщи, которые более или менее уверенно сопоставляются
с отдельными частями пачелмского разреза. Так, на востоке
платформы, в Волго-Уральской области, в основании платфор-
менного чехла залегает нижнебавлинская свита кварцевых
песчаников, алевролитов и доломитов мощностью до 400 м,
сопоставляющаяся с сердобской серией; с осадочной толщей
здесь тесно связаны диабазы и долериты. Аналоги сердобской
серии выявлены на южном и восточном склонах Балтийского
щита, а также на западе Русской платформы. В западных
районах особенно широко развиты отложения верхней части
рифея — валдайской серии, уже охарактеризованные выше.
В южной части Белоруссии в основании валдайской серии
залегает вулканогенно-осадочная толща, состоящая из разно-
зернистых песчаников, основных эффузивов и их туфов, а так-
же туфогенных песчаников и туффитов (153).
Очень развиты рифейские отложения под чехлом более
молодых пород на юго-западе платформы — на Волыни, По-
долии и в Молдавии. В восточной части Волыни в основании
разреза располагаются красноцветные грубозернистые песча-
ники и гравелиты мощностью свыше 600 м. содержащие гальку
овручских кварцитов. Выше залегает вулканогенная толща,
состоящая из пестроцветных туфов, базальтов и спилитов
85
мощностью свыше 200 м, а еще выше — пестроцветные песча-
ники, алевролиты и аргиллиты мощностью также до 600 м,
среди которых выделяются аналоги верхней части гдовской
и ляминариювой свит (78). Южнее, на Подолии, вулканоген-
Фиг. 7. Палеогеологическая карта Русской платфор-
мы конца рифейского этапа развития (по Б. С. Со-
колову)
1 — метаморфический докембрийский фундамент платфор-
мы, 2 — отложения валдайской серии, 3 — отложения сер-
добской серии, 4 — нерасчлененные рифейские отложения
краевой части платформы, 5 — иотнийские и овручскае
отложения, 6 — изопахиты валдайского осадочного покрова
Щиты: A, Е, Д — Балтийский, В — Украинско-Воронежский,
С — Волго-Камский.
I — Московская синеклиза, II — Городокско-Оршинский
прогиб, III — Пачелмский (Рязано-Саратовский) прогиб
IV — Беломорский прогиб, V — Сухоно-Вычегодский про-
гиб, VI — Волыно-Подольский край платформы^ VII —
Каледонский прогиб. VIII — Тпманский прогиб.
ные породы исчезают из разреза рифейских отложений и здесь
распространена терригенная толща мощностью свыше 500 м.
в которой выделяются гдовские и ляминаритовые слои.
Распространение рифейских отложений иллюстрируется
палеогеологической картой (фиг. 7). Из нее видно, что в конце
86
рифейского этапа развития платформы она представляла
собой уже довольно сложное тектоническое сооружение с чет-
ко выделявшимися древними положительными и отрицатель-
ными элементами. Северо-западную часть платформы занимал
обширный Балтийский щит, а юго-восточную — второй круп-
ный щит, который Н. С. Шатский предложил называть Сар-
матским; последний разделялся узким и глубоким Пачелм-
ским прогибом на два массива — Украинско Воронежский
и Волго-Камский. Балтийский и Сарматский щиты отделялись
друг от друга широкой Московской синеклизой, осложненной
рядом относительно более прогнутых участков с увеличенной
мощностью отложений рифея. На северо-востоке платформы
обособлялся глубокий Тиманский прогиб, который на юго-
востоке сменялся приуральским склоном платформы. На юго-
западе выделялся Волыно-Подольский склон платформы.
Кембрий. Фаунистически охарактеризованные кембрий-
ские отложения, нижние горизонты которых часто объединя-
ются в единый балтийский комплекс, обнажаются в северо-
западной части Русской платформы в основании уступа (глин-
та) Финского залива и Ладожского озера; в других районах
они вскрыты бурением под покровом более молодых пород.
Балтийский комплекс лежит с размывом на ляминаритовых
глинах либо непосредственно на породах фундамента, как
это наблюдается в южной части Балтийского щита и обна-
руживает ясно выраженное трансгрессивное залегание по от-
ношению к подстилающему рифею.
В основании кембрия находятся пестроцветные песчаники
с прослоями глин, именуемые надляминаритовым гори-
зонтом, а выше него — так называемые синие глины. Глины
эти имеют зеленоватую или голубоватую окраску, неясную
слоистость и содержат маломощные песчанистые прослои.
В горизонте синих глин обнаружены трилобиты — Gdowia as-
satkini, Olenellus mickwitzi, остатки кольчатых червей — Serpu-
lites petropolitanus, Sabellidites cambriensis и другая фауна
нижней половины нижнего кембрия (алданский ярус). Си-
няя. глина покрывается эофитоновым горизонтом, сложенным
светлыми песчаниками с водорослями Eophyton, остатками
Olenellus mickwitzi и примитивных наутилоидей Volborthella.
Мощность этого комплекса в Прибалтике изменяется от не-
скольких десятков метров до 150 м, редко больше.
В Прибалтике имеются отложения среднего кем б-
р и я, представленные главным образом кварцевыми песчани-
ками мощностью до 100—150 м. Они залегают на эофитоно-
вом горизонте или синих глинах с ясно выраженным размы-
вом, содержат редкую фауну трилобитов и брахиопод и из-
вестны под названием ижорского, или фукоидного горизонта.
Верхний кембрий, по мнению большинства исследова-
телей, в Прибалтике отсутствует. Восточнее балтийский ком-
87
илекс, а возможно и более высокие горизонты кембрия просле-
живаются в виде широкой полосы скважинами в северном
крыле Московской синеклизы, где они представлены 200—250-
метровой пестроцветной песчано-глинистой толщей с Sabelli-
dites.
Кембрийские отложения вскрыты многочисленными сква-
жинами на западе Белоруссии (153) и на крайнем юго-западе
платформы, в пределах Подолии и особенно Волыни (78).
В отличие от Прибалтики, возраст соответствующих отложе-
ний определяется здесь при помощи косвенных данных, так
как фауны в них почти нет.
В основании разреза кембрия на Волыни вскрыты зелено-
ватые глинистые сланцы и глины, иногда подстилающиеся
пестроцветными песчаниками со следами ползания червей и
отдельными находками Serpulites petropolitanus; мощность
этого горизонта, сопоставляемого с синими глинами Прибал-
тики, — около 90 м. На нем с ясно выраженным размывом
залегают кварцевые песчаники мощностью до 300 м, которые
параллелизуются с ижорским горизонтом.
На Тимане и в сопредельных районах северо-восточной
окраины платформы некоторые исследователи относят к кемб-
рию большую часть разреза складчатых метаморфических по-
род, начиная от джежимской свиты (56). Серьезных основа-
ний для этого нет, однако следует отметить, что развитая
здесь многокилометровая толща, рассматриваемая обычно
как рифей, в верхних своих частях, возможно, содержит и
кембрийские отложения (скорее всего нижнекембрийские).
Ордовик. Отложения ордовика на поверхности широко
распространены в Прибалтике; здесь они образуют широтную
полосу, протягивающуюся от г. Волхова на востоке до остро-
вов Сарема и Хиума на западе. Наиболее полные разрезы
развиты в Эстонии, где они формируют вертикальные обры-
вы глинта Финского залива.
Благодаря обильной и разнообразной фауне, а также бла-
гоприятным условиям обнаженности стратиграфия ордовика
здесь разработана очень детально и издавна служит класси-
ческим эталоном для других районов. В основании разреза
на синей глине, эофитоновом песчанике или ижорском гори-
зонте располагаются с ясным размывом унгулитовые, или
ободовые слои, представленные рыхлыми песчаниками разной
окраски, часто переходящими в косослоистые несцементиро-
ванные пески; слои эти получили свое название по обильным
остаткам раковин Obolus apollinis. Выше лежат глинистые
сланцы, значительно обогащенные органическим веществом;
по имени часто встречающихся здесь остатков Dictyonema
flabelliforme сланцы эти получили название диктионемовых.
Еще выше залегает маломощный горизонт глауконитового
песчаника с бедной фауной брахиопод и трилобитов Все пере-
88
численные породы относятся к тремадокскому ярусу нижнего
ордовика и имеют мощность около 25 м.
Аренигский ярус сложен преимущественно карбонатными
породами пестрой окраски — известняками, местами обога-
щенными глауконитом и содержащими желваки фосфоритов,
доломитами, мергелями с подчиненными глинами. Мощность
карбонатной толщи колеблется от 5 до 65 м. В ней обнаруже-
на обильная фауна — Megalaspis limbata, Asaphus expansus
и другие трилобиты, Endoceras vaginatum (ортоцератитовые
слои) и т. д.
Средний ордовик сложен известняками, частично
мергелями и доломитами с прослоями горючих сланцев —
так называемых кукерситов, состоящих в основном из остат-
ков сине-зеленых водорослей (эхиносферитовые, кукерские
и итферские слои). Обильная фауна позволяет выделить
здесь лландейльский и невский ярусы: для первого харак-
терны прикрепленные иглокожие — Echinosphaerites auran-
tium, брахиоподы — Clitambonites adscendens, многочислен-
ные трилобиты — Megalaspis, Illaenus. ‘!U1P° ебошзвцэ
Ch. wrangeli, брахиоподы, наутилоидеи, а для второго — три-
лобиты Chasmops maxima, Ch. marginata и другие. Макси-
мальной мощности (более 200 м) отдел достигает на востоке,
а на юго-западе, в Калининградской области, она снижается
до 25 м.
Отложения верхнего ордовика, которые разделя-
ются на несколько горизонтов, широко распространены толь-
ко в Эстонии. Здесь они представлены известняками и доло-
митами разных расцветок с подчиненными мергелями и гли-
нами общей мощностью от 50 до 100 м. В толще найдены
руководящие ископаемые карадокского яруса — Chasmops
wesenbergensis, Dalmanella wesenbergensis и другие; некото-
рые исследователи выделяют здесь верхнюю часть разреза
в качестве ашгилльского яруса (56).
На юго-западной окраине платформы, в долине Днестра,
обнажаются песчаники и известняки мощностью до 4 м, со-
держащие фауну верхнего ордовика (молодовский горизонт).
Севернее, на Волыни, скважинами вскрыта 45-метровая толща
пестроцветных известняков с ордовикской фауной — Endo-
ceras vaginatum, Dalmanella ex gr. wesenbergensis и другими.
Ордовикские отложения вскрыты также скважинами в се-
веро-западной части Белоруссии и в Московской синеклизе,
где мощность их достигает 350 м.
Силур. Силурийские отложения на поверхности широко
развиты только в Эстонии: восточнее меридиана Чудского
озера они полностью отсутствуют и под покровом более моло-
дых отложений. Нижняя часть разреза представлена извест-
няками, доломитами и мергелями с обильной фауной лландо-
верийского яруса, особенно кораллов из рода Palaeofavosi-
89
tes и брахиопод — Pantamerus oblongus, P. borealis, а также
иными формами.
Венлокские отложения также представлены преимущест-
венно известняками и доломитами с богатой фауной корал-
лов: Favosites gothlandicus, Halysites catenularia, Syringopora.
брахиоподами и другими группами организмов.
Верхняя часть силура в большинстве мест в Эстонии со-
стоит только из нижнелудловских отложений, тогда как верх-
ний лудлов вскрыт только скважинами. Они сложены извест-
няками, мергелями и доломитами с крупными ракообразными,
кораллами, панцирными рыбами, брахиоподами и другой фа-
уной. Мощность отдельных ярусов силура изменяется от 70
до 100 м, а общая мощность достигает 250 м.
По направлению на юг силурийские отложения погружа-
ются под девонские, но во многих местах вскрыты скважина-
ми. Наиболее полный и мощный разрез изучен на юго-западе
Литвы, в опорной скважине Стонишкяэ, где он сложен извест-
няками, мергелями и глинами, с фауной лландоверийского,
венлокского и лудловских ярусов мощностью до 700 м (146).
В долине Днестра на поверхности также обнажается пол-
ный разрез силура, прекрасно фаунистически охарактеризо-
ванный, вплоть до верхнелудловских отложений (78). На мо-
лодовском горизонте здесь с размывом залегают известняки
с маломощными прослоями песчанистых и мергелистых слан-
цев, содержащие фауну лландовери — многочисленные бра-
хиоподы из рода Atrypa, Pentamerus oblongus, Spirifer radia-
tus, а также трилобиты, головоногие, гастроподы и др. Мощ-
ность толщи, называемой Китайгородским горизонтом, дости-
гает 75 м.
Венлокский ярус выражен стометровой толщей известня-
ков, доломитов и мергелей с весьма обильной фауной — Lep-
taena rhomboidaiis, Gypidula galeata, Favosites gothlandicus
и других многочисленных кораллов, строматопор, а также
трилобитов, мшанок, гастропод и других организмов.
Лудловский ярус внизу сложен доломитами, известняками
и мергелями с редкими прослоями глинистых сланцев, с фау-
ной строматопор, кораллов и брахиопод мощностью несколь-
ко более 100 м. Для. верхнего лудлова характерно наличие,
наряду с карбонатными породами, песчанистых прослоев
и особенно глинистых сланцев, достигающих большой мощ-
ности в составе так называемого борщовского горизонта,
который одними исследователями относится к нижнему, а
другими — к верхнему лудлову; мощность этого горизонта
около 240 м. В вышележащих глинисто-карбонатных породах
встречена фауна верхнего лудлова, особенно часто Mutatio-
nella podolica, местами переполняющие известняки и пре-
вращающие их в ракушниковые. Мощность этой верхней части
разреза — не менее 350 м.
90
Севернее силурийские отложения вскрыты рядом скважин.
Наиболее полный разрез показала Одесская опорная скважи-
на к востоку от Львова, где он сходен с днестровским разре-
зом. Мощность силура здесь достигает 650 м, причем внизу
он сложен известняками, а вверху — глинистыми сланцами
(60).
Фиг. 8. Палеогеологическая карта Русской платформы конца ка-
ледонского периода (по Н. С. Шатскому)
/ — метаморфический докембрийский фундамент платформы, 2 — рифей-
ские отложения, 3 — нижние кембрийские слои, 4 — силурийские отло-
жения, 5 — нерасчлененный нижний палеозой.
Г — готландий, О — ордовик, Р — рифейские слои, ПЗН — нижний па-
леозой без разделения.
Силурийские отложения, относящиеся к ллдндоверийскому
ярусу, известны в северной части Тимана и на Ланином полу-
острове; тут они представлены толщей известняков (всего
около 75 м), залегающих с резким несогласием на подстила-
ющих отложениях рифея; в известняках найдены брахиопо-
ды — Pentamerus oblongus, кораллы и другая фауна.
После образования силурийских отложений почти вся
территория Русской платформы испытала общие поднятия,
за исключением некоторых окраинных частей, где продолжа-
лись погружения и накопление осадков. Поднятия сопровож-
дались денудацией, в результате чего была сформирована об-
91
ширная выравненная поверхность. Изучение естественных
разрезов и данных бурения позволяет составить палеогеологи-
ческую карту этой поверхности и выявить ее основные струк-
турные элементы. Как показал Н. С. Шатский, подобные па-
леогеологические карты платформы, составленные по крупней-
шим денудационным срезам, дают возможность не только
выявить ее геологическую структуру в различные геологиче-
ские периоды, но и проследить историю возникновения и раз-
вития основных тектонических элементов (309).
Палеогеологическая карта предсреднедевонской поверх-.
ности денудации ясно отображает картину строения платфор-
мы в конце каледонского периода (фиг. 8) и те изменения, ка-
кие она претерпела с начала палеозойской эры. Сравнение
этой карты с позднерифейской структурой платформы (см.
фиг. 7) показывает, что значительные преобразования в тече-
ние нижнего палеозоя произошли в северо-западной ее части.
Здесь на месте рифейской синеклизы возникла широкая про-
гнутая зона, в которой обособились два четко выраженных
структурных элемента — Московская и Балтийская синекли-
зы, разделенные седловиной на меридиане Ленинграда. На
северо-востоке платформы выделяются складчатые структу-
ры Тимана, сформированные в результате байкальской склад-
чатости, а на востоке — ее склон к геосинклинальной зоне
Палеоурала. На юго-востоке также происходила дифферен-
циация платформы, где, по-видимому, намечалось образование
Прикаспийской впадины и, возможно, первичного прогиба
восточного Донбасса (314). На юго-западе платформа посте-
пенно понижалась к палеозойским сооружениям Добруджи
и Свентокшиских гор, где известны мощные толщи нижнего
палеозоя геосинклинального характера (124), в то время как
на Подолии и Волыни распространены платформенные осад-
ки того же возраста. Другие структурные элементы, сформи-
рованные в конце рифейского этапа развития платформы,
существенных изменений не претерпели.
Девон. Девонские отложения на Русской платформе
распространены гораздо шире, чем нижнепалеозойские. Это
хорошо видно на геологической карте. Наиболее крупные вы-
ходы девона на поверхность расположены в крайней северо-
западной части платформы — так называемое Главное девон-
ское поле, а также в средней части, где они получили назва-
ние Центрального девонского поля. Девонские отложения име-
ются на юго-западе платформы — в долине Днестра, а также
на Тимане. Кроме того, они вскрыты многими десятками сква-
жин в разных участках платформы под покровом более мо-
лодых отложений. В общем, породы девона находятся на
большей части территории Русской платформы, однако пол-
ные разрезы, включая нижнедевонские отложения, известны
только в западной ее части. В центральных и восточных
92
районах палеонтологически охарактеризованный нижний де-
вон отсутствует. Таким образом, на большей части территории
платформы отмечается четко выраженный перерыв в осадко-
образовании, охватывающий нижний и, вероятно, большую
часть среднего девона. Разрезы девона Центрального поля
и Главного девонского поля прекрасно изучены и давно уже
стали классическими; с эталонным разрезом Центрального
поля обычно сравниваются разрезы других частей Русской
платформы.
Разрез Центрального поля представляется снизу вверх
в следующем виде (277). На кристаллических породах докемб-
рия или на их коре выветривания залегают чередующиеся
между собой зеленоватые и серые глины, мергеля и извест-
няки, реже песчаники и алевролиты, содержащие характер-
ную фауну брахиопод — Stringocephalus burtini, Atrypa zona-
ta, Spirifer aviceps, многочисленные остракоды, кораллы и
другие. Этот нижний горизонт в разрезе Центрального по-
ля — старооскольские слои относится к верхней части живет-
ского яруса. ^Мощность его до 43 м.
Щигровские слои состоят внизу из пестрых глин —- синих,
зеленых, фиолетовых, красных, серых с прослоями песчани-
ков, песков и галечников, а выше чередуются терригенные
породы с известняками и мергелями. В нижней части гори-
зонта встречены остатки Asterolepis radiata и других рыб,
а в верхней части содержится разнообразная фауна, главным
образом брахиоподы; наиболее типичными ее формами явля-
ются: Spirifer (Cyrtospirifer) ex gr. verneuili, Atrypa velikaja,
Rhynchonella (Camarotoechia) livonica и другие. Мощность
гцигровских слоев достигает 70 м.
Семилукские слои представлены голубоватыми и серыми
глинами; в верхах разрезов среди них находятся прослои
мергелей, известняков и иногда мелкогалечных конгломера-
тов. Многочисленная и весьма обильная фауна состоит из бра-
хиопод, фораминифер, криноидей, пелеципод и остракод с та-
кими характерными формами: Atrypa ex gr. reticularis, A. cf.
uralica, Stropheodonta interstrialis, Spirifer (Cyrtospirifer)
disjunctus и другие. Мощность слоев достигает 30 м.
На семилукских слоях залегают петинские слои, выделен-
ные Д. В. Наливкиным из состава залегающих выше воронеж-
ских слоев. Их мощность от 5,5 до 8,5 м. Сложены они кварце-
выми песчаниками с прослоями мергелей и глин, часто с обиль-
ными растительными остатками.
Воронежские слои внизу содержат песчаники и глины раз-
личной окраски, выше — глины с прослоями песчанистых и
глинистых известняков и, наконец, вверху, находится извест-
няково-мергелистая толща мощностью от 20 до 25 м. В поро-
дах горизонта обнаружена богатая фауна брахиопод, корал-
лов, остракод. криноидей и т. д., в том числе Spirifer (Theodos-
93
sia) tanaica, являющаяся важнейшим руководящим ископа-
емым.
Следующие евлановские слои состоят из мергелей, извест-
няков и карбонатных глин мощностью до 25 м, с богатой фа-
уной брахиопод, кораллов, фораминифер, гастропод и т. д„
в том числе — Atrypa tanaica, Theodossia evlanensis, Cyrto-
spirifer markovskii.
Ливенские слои сложены известняками, нередко ракушеч-
никовыми, мергелями и карбонатными глинами мощностью до
20 .и, с многочисленными кораллами, фораминиферами и бра-
хиоподами, из которых особенно обильны представители руко-
водящей для этого горизонта формы Theodossia livnensis
Ливенские слои завершают разрез франского яруса.
Задонские слои относятся уже к фаменскому ярусу и за-
легают на ливенских в большинстве случаев без признаков
перерыва. Представлены они перемежающимися рыхлыми
известняками, мергелями и карбонатными глинами мощностью
12—15 Л1, содержащими остатки панцирных рыб — Bothrio-
lepis, а также брахиопод — Spirifer (Cyrtospirifer) archiaci
и другую фауну.
Елецкие слои состоят из толщи плотных, местами кавер-
нозных известняков мощностью от 40 до 60 м. В них найдены
такие брахиоподы, как Spirifer (Cyrtospirifer) brodi, Produc-
tus herminae, Athyris concentrica и другие руководящие
формы.
Разрез девона Центрального поля венчается наиболее ши-
роко распространенными данково-лебедянскими слоями мощ-
ностью около 100 м. Этот горизонт представлен известняками
и доломитами с прослоями мергелей, глин и песчаников, ко-
торые особенно многочисленны в его верхней части. В доло-
митах фауны очень мало, но в известняках она обильна: здесь
найдены Spirifer archiaci, Area oreliana, Rhynchonella (Cama-
rotoechia) livonica и другие формы.
Девон Главного девонского поля лежит трансгрессивно, с
размывом на различных отложениях силура, нижнего палео-
зоя и местами докембрия. Девонские оттожения отличаются
здесь большой пестротой состава и резко выраженной фаци-
альной изменчивостью. Схематически они разбиваются на
три комплекса (55). Нижний из них, называемый красноцвет-
ной толщей, сложен чередующимися в разрезе пестрыми, пре-
имущественно терригенными породами: красными, реже зеле-
новатыми, серыми песчаниками, гравелитами, глинами и косо-
слоистыми песками с прослоями доломитов и мергелей на раз-
ных стратиграфических уровнях. Максимальная мощность
толщи в западной части Главного девонского поля достигает
280 м; по направлению на восток отдельные горизонты почти
выклиниваются. Внутри толщи девона выделяются (снизу
вверх) пярнуские, наровские и тартуские слои, содержащие
94
обильную фауну рыб среднего девона — Asterolepis ornata,
Coccosteus livonicus, трохилиски, остр аноды и т. д.
Средняя часть разреза девона — известняково-доломито-
мергельная толща мощностью около 85 м переполнена обиль-
ной фауной и также делится на ряд слоев: подснетогорские,
снетогорские, псковские, чудовские, шелонские, свинордские,
ильменские и бурегские. Для всей этой толщи, как и для
нижней, характерно постепенное выклинивание на восток
(фиг. 9). В нижней и верхней частях разреза находятся про-
слои песчаников, глин и песков, местами встречаются линзы
гипса.
Многочисленная фауна, позволившая разделить толщу на
отдельные горизонты, представлена главным образом брахио-
иодами, очень чуткими к изменениям режима обитания; из
них найдены такие формы, как Spirifer muralis, S. temticulum,
S. disjunctus, Atrypa uralica и много других; встречаются
также панцирные рыбы и иная фауна.
Нижняя часть разреза сопоставляется с щигровскими сло-
ями Центрального поля, а верхняя (бурегские слои) — с пе-
тинскими слоями; таким образом, все эти отложения относят-
ся к франскому ярусу (56).
Верхняя толща девона сложена главным образом песча-
но-глинистыми отложениями. Для верхней пестроцветной тол-
щи характерны пестрые цвета окраски (красно-коричневая,
зеленая, оранжевая), в песчанистых породах часто наблюда-
ется косая слоистость, местами (в восточной части поля)
встречаются прослои известняков, доломитов и мергелей.
В толще имеется довольно богатая фауна рыб, а в карбонат-
ных породах на востоке — брахиоподы и т. д. Верхняя пестро-
цветная толща относится к верхней части франского яруса
и к фамену н разделяется на слои — онежские, смотинско-
ловатские, чимаевские, биловские. Мощность ее в восточной
части Главного девонского поля достигает 200 м. По направ-
лению на запад разрез претерпевает значительные фациаль-
ные изменения, однако сопоставляется с разрезом Латвии
довольно уверенно.
В Москве и других пунктах в пределах Московской сине-
клизы скважинами вскрыты девонские отложения, сходные
с девоном Центрального поля, но одновременно имеющие и
некоторые существенные отличия; в то же время у них есть
некоторые сходные черты с девоном Главного девонского по-
ля (198, 275). Разрез девона в Москве отличается значитель-
ной мощностью — свыше 900 м, тогда как в Центральном
поле он не достигает и 400 м. Средний девон представлен
карбонатно-сульфатным комплексом и терригенными отложе-
ниями мощностью около 380 м с плохими остатками брахио-
иод, криноидей, обломками костей рыб и другой фауной
сред не девонского облика. В среднедевонских отложениях
95-
Фиг. 9. Схема сопоставления разрезов Главного девонского поля
(по Р. Ф. Геккеру)
1 — красноцветы, 2 — белые пески, 3 — глины. 4 — мергели, 5 — известняки, 6 — доломиты и доломитовые известняки, 7 — доло-
митовые мергели, 8 — доломитовые глины, 9 — гипс.
Слои: 1 — подснетогорские, 11 — снетогорские. Ill — псковские, IV — чудовские, V — шелонские, VI — свииордские, VII — ильменские
VIII — бурегские.
южных частей Московской синеклизы в настоящее время вы-
деляются новобасовские, ряжские (пярнуские) и морсов-
ские слои. Верхний девон литологически отличается от сред-
него и состоит главным образом из карбонатных пород мощ-
ностью около 550 м, содержащих прослои терригенных об-
разований; верхи разреза, относящиеся к данково-лебедян-
ским слоям, сложены доломитами, ангидритами и гипсами
мощностью более 180 м.
На Подолии девон обнажается на поверхности в долине
Днестра и представлен нижним и средним отделами. Непо-
средственно на силуре здесь залегает 400 -500-метровая
пестроцветная толща кварц-полевошпатовых и кварцевых
песчаников, алевролитов и глин с богатой фауной пресно-
водных рыб, преимущественно из рода Pteraspis, а также
Asterolepis, которые дают возможность выделить жединский
и кобленцский ярусы. Верхняя часть разреза мощностью
около 170 м фдуны не имеет и относится к эйфелнекому ярусу
условно. Несколько севернее известны небольшие выходы
темных битуминозных доломитов с видимой мощностью менее
20 м, содержащих Strornatopora concentrica и другую фауну
живетского яруса.
Наиболее полный разрез девона в юго-западной части
платформы вскрыт опорной скважиной в г. Олеско, восточнее
Львова. Нижний девон здесь сложен пестроцветными песча-
никами с прослоями глин, содержит нижнедевонские панцир-
ные рыбы; его мощность — 325 м. Средний девон представлен
серыми, часто битуминозными доломитами с прослоями из-
вестняков, песчаников, глинистых сланцев и прожилками гип-
са мощностью 135 м. Комплекс фауны указывает на средне-
девонский возраст толщи, в частности здесь есть несомненные
аналоги старооскольских слоев. Верхнедевонские отложения
мощностью около 530 .и состоят в основном из известняков
и доломитов с маломощными прослоями глинистых пород в
низах разреза. В известняках встречены многочисленные бра-
хиоподы, позволяющие сопоставить отдельные горизонты с со-
ответствующими подразделениями Центрального девонского
поля, начиная от щигровских и кончая данково-лебедянскими
слоями.
В Литве опорная скважина Стонишкяэ также вскрыла
нижнедевонские отложения. В основании 600-метровой толщи,
залегающей на силуре, располагаются пестроцветные песчано-
глинистые породы мощностью свыше 200 м с панцирными
рыбами нижнедевонского облика; возможно, что эта толща
относится к эйфельскому ярусу. В остальных районах запад-
ной части платформы вскрытый скважинами девон представ-
лен двумя верхними отделами, начиная с живетского яруса.
Большой интерес вызывают девонские отложения восточ-
ных районов платформы, особенно Волго-Уральской области.
у Е. М. Лазько
97
где с ними связаны крупнейшие нефтяные месторождения.
З'десь многочисленные скважины вскрыли фаунистически
охарактеризованные отложения среднего девона, под которы-
ми лежит мощная немая толща песчаников, алевролитов и
сланцев; возраст последней до настоящего времени остается
неясным. Одни геологи выделяют весь этот терригенный комп-
лекс под наименованием бавлинской свиты (275), другие
разделяют его на нижнебавлинскую и верхнебавлинскую или
боровскую с4иты (232, 250). В настоящее время нижнебав-
линскую с^иту обычно относят к верхнему докембрию, а верх-
небавлиискую — к нижнему или среднему девону.
Хор/шо охарактеризованные фаунистически (брахиоподы,
кораллы и др.) живетские отложения выражены терригенно-
карббнатными толщами мощностью от 75 до 225 м с преоб-
ладанием в одних пунктах терригенных пород, в других —
известняков.
Низы франского яруса сложены песчаниками, алевроли-
тами и аргиллитами, местами с прослоями известняков и
мергелей, мощностью от 25 до 125 м; большая мощность
пород отмечена в пределах Пачелмского прогиба — до 240 ж.
Выше этой существенно-терригенной толщи залегают так на-
зываемые доманиковые слои, образованные в основном ха-
рактерным комплексом темных битуминозных пород — из-
вестняками, сланцами и мергелями с фауной гониатитов —
Gephyroceras и Manticoceras, остракод, тентакулитов и бра-
хиопод. Мощность доманиковых слоев не превышает несколь-
ко десятков метров и редко составляет более 100 м. Эти слои
особенно широко распространены в восточной части рассмат-
риваемой территории — в Приуралье. Верхняя часть фран-
ского яруса сложена преимущественно темными известняками
мощностью до 150 м с фауной брахиопод Rhynchonella (Ну-
pothyridina) cuboides, Atrypa uralica и других. Фаменский
ярус также состоит из карбонатных отложений, тесно свя-
занных с франскими — это толща известняков и доломитов
мощностью до 300 м, местами содержащая прослои ангидри-
тов и гипсов.
На северо-востоке платформы девонские отложения ши-
роко распространены в пределах Тимано-Печорской области,
причем на Тимане они выходят непосредственно на поверх-
ность; наиболее полно выражен и хорошо изучен девон Юж-
ного Тимана (101, 130). В основании фаунистически охарак-
теризованных отложений живетского яруса здесь так же, как
в Волго-Уральской области, залегает мощный терригенно-
карбонатный комплекс, датируемый в пределах от верхнего
силура и до среднего девона (100). Живетские отложения
в нижней части представлены терригенными осадками разно-
го гранулометрического состава — от глин до конгломератов
(последние — обычно в основании разрезов) и содержат пач-
98
ки известняков и мергелей с морской фауной — остракода-
ми, эстериями, брахиоподами. Выше залегают отложения,
образованные в одних пунктах мергелисто-известняково-гли-
нистой, а в других — вулканогенно-осадочной толщей, в со-
став которой входят диабазы и манделыптейны, туфы, туф-
фиты с прослоями песчаников, гравелитов и глин, а. местами
также оолитовые железняки. В этой толще содержится много-
численная фауна — Calceola sandalina, Atrypa ex gr. aspera,
A. ex gr. zonata и другие формы, характерные для живетского
яруса; наибольшая мощность отложений достигает 230 м.
Выше располагаются мелкозернистые песчаники и глины
мощностью от 130 до 230 м, постепенно сменяющиеся карбо-
натными породами с богатой фауной брахиопод, пелеципод
и остракод франского яруса. Повсеместно на. Тимане рас-
пространены доманиковые слои, состоящие из разнообразных
битуминозных пород, с такими руководящими гониатитами,
как Tornoceras simplex, Manticoceras ammon, Gephyroceras
bisulcatum, G. domanicense и другие. Мощность доманиковых
слоев на Тимане — 50—60 м, а во внутренних частях Печор-
ской впадины — до 250 м. Верхняя часть франского яруса
слагается в одних пунктах глинистыми осадками, в дру-
гих — карбонатными пли толщами смешанного состава
с очень изменчивой мощностью: от нескольких десятков ме-
тров до 500 м, а во внутренних частях Печорской впадины
даже до 850 м; уместно отметить, что общая мощность девон-
ских отложений в центральной части впадины, вскрытых опор-
ной скважиной Мутный Материк, превышает 3 км (254).
Фаменский ярус сложен известняками и доломитами с про-
слоями гипсов и ангидритов мощностью около 500 м с ха-
рактерным комплексом брахиоподовой фауны — Spirifer аг-
chiaci, S. (Cyrtospirifer) brodi, Rhynchonella ex gr. livonica
и другими.
Очень своеобразный разрез девона, непохожий на разрезы
других районов платформы, изучен в Днепровско-Донецкой
впадине (184), где он залегает на значительной глубине и
вскрыт многочисленными скважинами; на поверхность девон-
ские породы выходят только в ядерных частях некоторых,
очень широко распространенных здесь куполов.
На отложениях докембрия в Днепровско-Донецкой впадине
залегают породы живетского яруса, т. е. здесь, как и в боль-
шинстве других районов Русской платформы, нижняя часть
девона отсутствует. Отложения живетского яруса разделяются
на две части. Нижняя из них — подсолевая толща состоит
из глин, песчаников, мергелей и ангидритов и содержит фауну
лингул и эстерий; мощность ее невелика — всего около 100 м.
Выше находится соленосная толща, представленная здесь
каменной солью с включениями глин и песчаников, сланцев,
известняков и ангидритов. В западной части впадины (При-
7*
99
пятДский прогиб) эта толща содержит главным образом тем-
носерые глины и мергели с включениями соли; мощность со-
леносной толщи, вскрытой многочисленными скважинами, ко-
леблется от 300 м до 2 км. В ней нет хорошо сохранившейся
фауны, но встречены обильные споры и флористические остат-
ки, позволяющие отнести эти отложения к живетскому ярус\.
Следует отметить, что многие геологи рассматривают подсо-
левую и соленосную толщи как верхний девон.
Верхний девон представлен карбонатной толщей с фауной
Spirifer (Theodossia) tanaicus и другими брахиоподами; эти
породы встречены в виде брекчий в верхних частях соляных
куполов. В других случаях на соленосной толще залегают
глины и аргиллиты мощностью около 100 м, местами с вклю-
чениями известняков и ангидритов.
Черниговская опорная скважина вскрыла терригенно-вул-
каногенную толщу девона мощностью около 1200 м, залегаю-
щую здесь, вероятно, на овручских песчаниках (134). Толща
состоит преимущественно из песчаников и аргиллитов с под-
чиненными известняками, гипсами и ангидритами, переслаива-
ющихся с диабазами, порфиритами, туфами, туфобрекчиямп
и туффитами; возраст толщи подтверждается находками
остракод.
Девонские отложения континентального типа местами
с верхнедевонской флорой имеются в центральной части Коль-
ского полуострова, где они представляют собой макроксено-
литы ороговикованных сланцев или туфогенных пород и квар-
цитов среди нефелиновых сиенитов Ловозерского массива.
На основании имеющихся материалов можно восстановить
характер тектонических движений, которые претерпела Рус-
ская платформа в девоне, после сформирования каледонской
структуры. Рассмотрим для этого схему формирования основ-
ных структур платформы в верхнем девоне (160), представ-
ленную на фиг. 10. Прежде всего интересно проследить, какие
новые элементы тектонической структуры появились в верх-
нем девоне по сравнению с каледонской структурой (см.
фиг. 8). Сравнение двух палеогеологических схем показывает,
что в них наблюдаются как черты сходства, так и резкие от-
личия. В герцинской структуре позднедевонского времени вы-
деляются крупные положительные элементы, существовавшие
уже в каледонской структуре; такими элементами, в частности,
являются Балтийский щит и юго-западная часть Сарматского
шита Н. С. Шатского. Большая восточная часть Сарматского
щита перекрыта более молодыми осадками, и только южнее
Воронежа имеется небольшой выход на поверхность отложе-
ний, относящихся к докембрийскому фундаменту. Между
этими двумя участками в девоне заложился новый элемент,
отсутствовавший в каледонской структуре — Днепровско-До-
нецкая впадина, начало образования которой относится к
100
среднему девону. В верхнем девоне здесь продолжалось накоп-
ление осадков, но главные прогибания падают на верхи сред-
него девона.
Фиг. 10. Схема формирования основных структур Русской
платформы в верхнем девоне (по М. Ф. Мирчинку и А. А.
Бакирову)
1 — геосинклинальная область Урала: 2 — области сводовых под-
нятий, выведенные на дневную поверхность: 3 — области подня-
тий, которые временами погружались под уровень моря, но сохра-
нили тенденцию минимальных скоростей и амплитуд движений;
4 — приподнятые участки в области Предуральского краевого про-
гиб’а; 5 — области впадин с тенденцией к устойчивому погруже
нию и сравнительно максимальными скоростями и амплитудами
движений; 6 — промежуточные области с чередованием положи-
тельных и отрицательных форм движений.
Области сводовых поднятий: 1 — Балтийское, 11 — Азово-Подоль-
ское, 111 — Воронежское, IV — Центральное. V — Белорусское.
VI — Тнмаиское, VII — Уфимское плато.
Впадины (цифры н’а фигуре): 1 — Среднерусская, 2 — Камско-
Печорская, 3 — Саратово-Московская (Пачелмская). 4 — Прикас-
пийская, 5 — Днепровско-Донецкая, 6 — Литовская.
Днепровско-Донецкая впадина делит западную часть Сар-
лтатского каледонского щита на два массива: юго-западный и
северо-восточный. Первый из них остался в виде не погружен-
ной под уровень моря части древнего обширного щита и вы-
делился как отдельный Украинский щит. Большая же часть
северо-восточного массива — Воронежского — погружалась
101
под уровень девонского моря и только небольшая его часть
(южнее Воронежа) сохранялась над уровнем моря в виде
острова. Северо-западнее выделился еще один массив — Бело-
русский, в пределах которого мощность девонских отложений
меньше, чем в соседних участках.
Вся восточная часть Сарматского щита (или Волго-Кам-
ский щит) каледонской структуры, хотя и относительно при-
поднималась в девоне, тем не менее целиком покрывалась
морем, где откладывались осадки той или иной мощности.
На месте каледонской Московской синеклизы продолжа-
лись прогибания и накопление девонских осадков, однако об-
ласть наибольших прогибаний не совпадала с участками
максимальных прогибаний нижнепалеозойского этапа. По-
этому осевая часть девонской Московской синеклизы смеще-
на к югу по отношению к ее каледонской осевой части
(фиг. 11 Л).
На месте Пачелмского прогиба в среднем и верхнем
девоне также происходили прогибания, сопровождавшиеся
накоплением осадков. Девонский прогиб, в отличие от узко-
го каледонского, вероятно, представлявшего собой грабен-
синклиналь, является типичной синеклизой с очень пологими
крыльями, шириной до 600 км. Синеклиза располагается на
месте рифейского прогиба, наследуя как его направление,
так и общее синклинальное строение (фиг. НВ). Относитель-
но приподнятым участком в девоне, но тоже погружавшимся
под уровень моря, был Тиманский кряж, который существо-
вал уже в каледонской структуре. Как видно из схемы, де-
вонские отложения покрывают большую часть поверхности
платформы, которая, начиная со среднего девона и особенно
в верхнем, погружалась под уровень моря, что сопровожда-
лось накоплением осадков.
Таким образом, в пределах Русской платформы в тече-
ние девона отмечаются движения разного типа: на фоне мед-
ленного прогибания всей платформы происходили дифферен-
цированные движения отдельных ее участков. Некоторые из
них прогибались более заметно, другие отставали. Характер-
ной особенностью девонских движений оказалось весьма ин-
тенсивное прогибание участка платформы между Украин-
ским щитом и Воронежским массивом, охватившее централь-
ную часть Сарматского щита. В области, прилегающей к
Каспийскому морю с севера, еще в каледонской структуре
можно предполагать наличие очень крупной впадины; такая
же примерно картина была и в девонском этапе.
Карбон. Каменноугольные отложения, так же как и
девонские, широко распространены в пределах Русской плат-
формы. На поверхности они образуют наиболее обширные
выходы в северной, западной и южной частях Московской
синеклизы; они развиты и на Тиманском поднятии и более
102
Фиг 11 Схематические геологические профили через центральные части Русской платформы
(по М. М. Толстихиной)
/ — четвертичные отложения, 2—неоген, 3 — мезозой. 4 — верхний карбон, 5 — средний карбон, 6 — нижний карбон 7 — фа-
мснскнй ярус, 8 — франскнй ярус, 9 — старооскольские слои живетского яруса и их аналоги. /О — живетский ярус,’11 — ниж-
ний палеозой и рифей, 12 — породы фундамента.
ограниченно — в других местах. На остальной территории
платформы каменноугольные отложения вскрыты скважинами
под более молодыми породами. Особенно хорошо карбон
изучен в южном крыле Московской синеклизы. Здесь ее раз-
рез служит эталоном для других районов Русской платфор-
мы (56).
В основании нижнекаменноугольных отложений, иногда
с размывом на верхнем девоне, залегает Хованский горизонт,
низы которого часто относятся к девону. Сложен он извест-
няками, кое-где с примесью глинистого материала, содержа-
щими брахиоподы — Productus fallax и другие формы.
Выше расположен малевскнй горизонт, представленный тон-
кослоистыми глинами с прослоями известняков, песчаников
и конгломератов, где также имеются брахиоподы. Хованский
и малевский горизонты раньше выделялись под названием
малевско-мураевнинских слоев. Некоторые исследователи
и до настоящего времени продолжают употреблять это на-
звание. Для нижней части каменноугольных отложений Мос-
ковской синеклизы характерен переходный состав фауны
брахиопод, на основании чего они параллелизуются со слоя-
ми этрен Бельгии. Такие переходные между девоном и карбо-
ном слои обычно включаются в состав нижнекаменноуголь-
ных отложений и помещаются в их основание. На отложени-
ях малевского горизонта залегают породы упипского горизон-
та, представленные известняками с прослоями глин и конгло-
мератов, содержащие Spirifer medius и другие брахиоподы.
Выше с размывом лежит черепетский горизонт, нижняя часть
которого состоит из песков и глин с маломощными прослоями
углей, а верхняя часть — из известняков, хорошо известных
в литературе под названием чернышннскнх. В них обнаруже-
ны руководящие брахиоподы турнейского яруса — Spirifer
tornacensis и Productus antiquissimus. Мощность всех упо-
мянутых горизонтов 30—40 и. Самых верхов турне здесь нет,
так как на границе с визе происходили заметные поднятия,
в результате чего между турне и визе имеется четко выражен-
ный размыв, причем местами исчезает весь турнейский ярус
и даже размывается верхний девон.
Выше залегает новомосковский горизонт внзейского яру-
са, представленный типичной угленосной толщей: здесь чере-
дуются песчаники, глины и аргиллиты с прослоями и пла-
стами бурых и сапропелитовых углей. Угли отличаются рез-
кой невыдержанностью — это чаще всего линзы, даже
гнезда, неправильные залежи, в которых имеются прослойки
песчаников и сланцев. Угольные пласты часто расщепляются
и выклиниваются. Мощность новомосковского горизонта все-
го 20—30 м. Нижняя его граница очень неправильна из-за раз-
мыва в его основании. Еще один энергичный размыв местами
полностью уничтожил новомосковский горизонт.
104
Отложения новомосковского горизонта по направлению на
юго-восток и северо-запад довольно сильно меняются. В за-
падной части Московской синеклизы визейские отложения за-
легают на девоне с размывом и представлены песчаниками
и сланцами с непромышленными прослоями углей; иногда ме-
сто углей занимают бокситы (Тихвинское месторождение).
После перерыва выше залегает трехчленный комплекс,
давно разделенный М. С. Швецовым на тульскую, окскую и
серпуховскую свиты. Нижняя из них, называемая ныне туль-
ским горизонтом, представлена 15—25-метровой толщей пес-
чано-глинистых отложений с маломощными прослоями из-
вестняков и кое-где содержит угли. Здесь найдена фауна:
Productus tulensis, гониатиты и другие. В формационном
смысле тульский горизонт представляет единое целое с ново-
московским. Окская свита делится (снизу вверх) на три
горизонта: алексинский, михайловский и веневский общей
мощностью 30—40 м. Они представлены известняками с про-
слоями глин и содержат типичную фауну визе, в частности
Productus (Gigantella) giganteus и Р. striatus. Нижняя часть
серпуховской свиты относится к верхнему визе (тарусский
и стешевский горизонты), а верхняя — к нижнему намюру
(протвинский горизонт) и сложена известняками с прослоя-
ми глин общей мощностью около 30 м. Из наиболее типичных
брахиопод, найденных в этой свите, можно назвать Productus
edelburgensis, Р. latissimus, Spirifer russicnsis и другие. Верх-
него намюра, так же как и всей нижней части среднего карбо-
на.— башкирского яруса, здесь нет. Таким образом, между
отложениями нижнего карбона и вышезалегающими отложе-
ниями московского яруса в пределах центральной части Мос-
ковской синеклизы отмечается резко выраженный перерыв.
Московский ярус начинается верейским горизонтом, кото-
рый залегает с размывом на серпуховской свите. Главная мас-
са пород московского яруса, за исключением верейского гори-
зонта, сложена известняками с прослоями глин и мергелей. Ве-
рейский горизонт образован красными и зелеными глинами
от 10 до 30 м мощности с прослоями песков и нередко конгло-
мератами в основании; наиболее типичная форма для горизон-
та — Choristites inferans. Отложения каширского горизонта
представлены доломитами, мергелями, глинами с прослоями
ратовкита и содержат довольно богатую фауну, главным обра-
зом брахиопод и фораминифер. Из руководящих форм брахио-
под следует назвать Choristites priscus, а из фораминифер —
Fusulina minima и Eostaffella kaschirica. Подольский горизонт
тоже сложен известняками и доломитами, кое-где с редкими
прослоями конгломератов, а мячковский горизонт состоит из
плотных массивных известняков, содержащих брахиоподы
Choristites mosquensis, Fusulina cylindrica и другие. Общая
мощность отложений среднего карбона около 100 м.
105
Верхнекаменноугольные отложения, в которых выделяют-
ся гжельский и касимовский ярусы, образованы 150-метровой
толщей известняков, доломитов, красных и зеленых глин и
мергелей с очень большим количеством фауны — Teguliferi-
na rossica, Triticites montiparus, Omphalotrochus whitneyi и
другие.
В пределах Окско-Цнинского вала, осложняющего южный
борт Московской синеклизы, нижний карбон почти целиком
размыт; от него здесь осталась толща мощностью всего 15—
20 м, сложенная известняками с прослойками глин верейского
горизонта.
В восточных районах Русской платформы карбон обычно
залегает под более молодыми отложениями, но вскрыт мно-
гими скважинами.
В Поволжье каменноугольные отложения представлены
главным образом карбонатными толщами. Разрезыздесьиме-
ют те же стратиграфические подразделения, что и в Москов-
ской синеклизе, но отличаются большей полнотой и мощностя-
ми (236, 266). Прежде всего здесь всюду выделяются отложе-
ния башкирского яруса мощностью от нескольких десятков
метров до 200 м, образованные в одних местах известняками,
а в других — глинисто-карбонатной толщей в нижней части и
песчано-глинистой — в верхней. Мощность каменноугольных
•отложений местами достигает 1350 м (южная часть Доно-
Медведицкого вала).
Широко развиты каменноугольные отложения в Тимано-
Печорской области (45, 215). В восточной части Южного Ти-
~мана на девонских отложениях с размывом залегают извест-
няки и доломиты визейского яруса мощностью всего в несколь-
ко десятков метров. По направлению к внутренним частям Пе-
чорской впадины в разрезе появляются отложения турнейского
яруса и общая мощность нижнего карбона постепенно возра-
стает до 700—800 л. Преимущественно развиты карбонатные
породы, но местами, особенно в нижней части разрезов, появ-
ляется значительное количество глин и песчаников. Средний
карбон мощностью от 120 до 290 м сложен известняками, доло-
митами и мергелями с подчиненными терригенными породами
в средней части разреза. В этих породах встречены брахиопо-
ды, пелециподы, кораллы и особенно обильные фораминиферы
башкирского и московского ярусов. Верхний карбон также
представлен известняками и доломитами мощностью от 55 до
ПО м с фауной фораминифер касимовского и гжельского яру-
сов— Triticites montiparus, Т. arcticus, Т. stuckenbergi, Т. jigu-
lensis и другие.
-—- В Днепровско-Донецкой впадине каменноугольные отложе-
ния распространены повсеместно под покровом более молодых
отложений и вскрыты несколькими опорными скважинами
(134). Весьма часто здесь встречаются отложения от визей-
106
ских до московских; турнейские породы сохранились, вероятно,
только в отдельных, наиболее погруженных частях впадины,
а верхний карбон появляется лишь на крайнем востоке, в зоне
сочленения впадины со складчатыми структурами Донбасса.
Каменноугольные отложения сложены в основном терриген-
ными породами — песчаниками, аргиллитами, глинами с под-
чиненными известняками и редкими пластами и линзами углей;
известняки и угли быстро убывают по направлению от откры-
той части Донбасса к западу. Мощность карбона в краевых
частях впадины и на западе — от 300 до 700 м, но в централь-
ных ее частях и на востоке резко увеличивается до 2500 м и,
возможно, более (115).
Каменноугольные отложения вскрыты многочисленными
скважинами в юго-западной части платформы, во Львовской
мульде, где в их составе выделяются нижний и средний отделы,
разделенные на большое количество горизонтов с местными
названиями (322). Здесь нижнекаменноугольные отложения
связаны постепенными переходами с подстилающим девоном
и представлены терригенно-карбонатным комплексом мощ-
ностью от 700 до 1100 м. Ту-рнейский ярус сложен чередующи-
мися известняками, доломитами, песчаниками и глинами, а
визейский внизу образован главным образом карбонатными по-
родами, а вверху, так же как и намюрский, — песчаниками и
сланцами с прослоями известняков и углями рабочей мощ-
ности. Такой же, примерно, характер имеют угленосные отло-
жения башкирского яруса, мощность которого достигает 200 м.
Опорные скважины в Южной Белоруссии также вскрыли
каменноугольные отложения, состоящие преимущественно из
терригенных пород с растительными остатками (145).
Обратимся теперь к рассмотрению главных особенностей
структуры Русской платформы конца каменноугольного пе-
риода, которые хорошо видны на палеогеологической карте
со снятым покровом пермских и более молодых отложений
(фиг. 12).
Среди крупнейших положительных элементов отчетливо
проявляются Балтийский и Украинский щиты, Воронежская и
Белорусская антеклизы, Тиманское поднятие, а также отрица-
тельные структуры — Московская синеклиза, Днепровско-До-
нецкая впадина и Польско-Литовская синеклиза на западе
платформы. К юго-востоку от Днепровско-Донецкой впади-
ны, начавшей формироваться в девоне и продолжавшей свое
развитие в карбоне, произошли интенсивные прогибания с
накоплением осадков большой мощности. Этот своеобразный,
глубоко вдающийся в платформу геосинклинальный прогиб
был преобразован в герцинскую складчатую структуру Донбас-
са (фиг. 13). Сформированные ранее структуры восточной
части платформы оказались в это время завуалированными
благодаря тому, что здесь была наложена крупная зона
107
Фиг. 12. Палеогеологическая карта со снятым покровом пермских и
вышележащих отложений
(по Р. М. Ппстрак)
1 — верхнекаменноугольные отложения; 2 — среднекаменноугольные отложения;
( _ визейскне и намюрские отложения иерасчлененные; 4 — серпуховская сви-
та и намюрские отложения; 5 — угленосная, тульская и окская свиты; 6 — тур-
нейские отложения; 7 — среднекаменноугольиые, нижиекамеиноутольные и верх^
недевонские отложения; 8 — верхнедевонские отложения иерасчлеиениые; 9 —
фамеиские отложения; 10 — фраиские отложения; 11 — средиедевонские отло-
жения, 12 — иижпедевонские отложения; 13 — силурийские отложения: 14 —
ордовикские отложения; 15 — кембрийские отложения; 16 — докембрий.
108
погружения в виде широкого меридионального прогиба, кото-
рый на востоке сливался с прогибавшейся геосинклинальной
зоной Западного Урала. Этот меридиональный прогиб, четко
Фиг. 13. Схема формирования основных структур Русской
платформы в каменноугольном периоде (по М. Ф. Мирчин-
ку и А. А. Бакирову)
/ — геоспнклинальная область Урала; 2 — области сводовых под-
нятий, выведенные на поверхность: 3 — области с тенденциями
преимущественно к восходящим движениям и в связи с этим при-
соединившиеся к прилежащим областям сводовых поднятий; 4 —
области впадин с тенденцией к устойчивому погружению и срав-
нительно максимальными скоростями и амплитудами движений;
5 — промежуточные области с чередованием положительных и от-
рицательных форм движений; 6 — геосинклннальная область Дон-
басса: 7 — приподнятые участки в области Предуральского крае-
вого прогиба.
Области сводовых поднятий: I — Балтийское. II — Азово-Подоль-
ское, III — Воронежское, IV — Тиманское, V — Уфимское плато.
Впадины (цифры на фигуре): 1 — Восточнорусскай, 2 — Средне-
русская, 3 — Камско-Печорская, 4 — Прикаспийская 5 — Днеп-
ровско-Д'онепкая
выявляющийся на разрезах, выделен А. Д. Архангельским
под наименованием Восточнорусской впадины (9).
При сравнении девонской и каменноугольной структур
платформы видно, что в то время, когда в девоне отчетливо
проявлялись субширотные прогибания, в каменноугольном
109
периоде они были резко ослаблены в связи с интенсивными
прогибаниями Восточнорусской впадины (198).
Пермь. Пермские отложения наиболее широко распро-
странены в восточной части Русской платформы, где они за-
нимают огромную территорию. Кроме того, они слагают оба
борта Московской синеклизы, а также скрыты в центральной
ее части под более молодыми осадками. Известны отложения
перми в ряде пунктов Прикаспийской впадины, где они обна-
жаются в куполах, а на крайнем северо-востоке платформы
широко распространены на Тимане. В западных районах
платформы пермские отложения вскрыты опорными скважи-
нами, а на границе Литвы и Латвии выходят на поверхность
(56, 144).
Отложения сакмарского яруса очень тесно связаны в Мос-
ковской синеклизе и в Предуралье с верхнекаменноугольными
отложениями, не отделяясь от них четкой литологической
границей. В основании яруса залегает швагериновый гори-
зонт, по подошве которого в настоящее время обычно прово-
дится граница между пермью и карбоном. В большинстве
пунктов рассматриваемые породы представлены известняка-
ми и доломитами с многочисленными фораминиферами из
рода Schwagerina. Верхняя часть яруса местами также обра-
зована карбонатными породами, а в других пунктах — пес-
чаниками и глинами с прослоями карбонатных пород. Кое-
где в краевой части платформы, на границе с Предураль-
ским прогибом, сакмарский ярус сложен мшанковыми рифа-
ми, вытягивающимися в виде цепочек. Мощность сакмарских
отложений — от первых десятков метров во внутренних час-
тях платформы до 200 м, а местами — до 370 м (Башкирия).
Артинские отложения по границе с Предуральским проги-
бом тоже представлены цепочкой крупных мшанковых рифо-
вых построек (мощностью до 1000 м) и более редких водо-
рослевых рифов, а также известняками и мергелями с остат-
ками Helicoprion. Дальше на запад, в Московской синеклизе,
артинский ярус в нижней части состоит из доломитов, к ко-
торым вверху присоединяются ангидриты и гипсы; мощность
отложений колеблется от 80 м до 150 м на крайнем востоке.
На Окско-Цнинском валу швагериновый горизонт перекры-
вается 20-метровой толщей доломитов и известняков так на-
зываемых шустово-денятинских слоев с обильной нижнеперм-
ской фауной брахиопод. Распространение сакмарских и ар-
тинских отложений в северо-восточной части платформы, их
литологический состав и мощности ясно изображены на фа-
циальной карте (фиг. 14).
Для кунгурского яруса характерна нечеткость верхней и
нижней границ. Это обусловлено тем, что фауна яруса до-
вольно бедна, малохарактерна и плохо изучена. В западном
Приуралье кунгурские отложения представлены доломитами,
(10
сульфатными и галоидными осадками с прослоями песчаников
и конгломератов. В некоторых участках, в частности в Соли-
камском районе, мощность кунгурского яруса резко увели-
чивается. Здесь большую роль играют разнообразные соли—
Фиг. 14. Карта распространения нижнепермских (сакмар-
ских и артинских отложений) на северо-востоке платформы
(по Е. М. Люткевичу)
А — на п-ве Канин мелководные морские отложения в литораль-
ной зоне, так же как на севере восточного склона Тимана; Б —
на всей площади Русской платформы вначале морские фации нор-
мальной солености, переходящие в конце в лагунные с повышен-
ной соленостью.
1 — глины, 2 — глины с карбонатом, 3 — пески и алевролиты,
4 — известняки, 5 — известняки с песком, 6 — доломиты, 7 — гип-
сы и ангидриты, 8 — область размыва и острова, 9 — направление
сноса, 10 — изопахиты.
не только галит, но магниевые и калиевые соли, залегающие
среди толщи глин и песчаников. В известном Соликамском
месторождении главную ценность представляют мощные
толщи сильвина и карналлита. Соленосная толща в этом рай-
оне измеряется несколькими сотнями метров.
В Московской синеклизе кунгурские отложения более или
менее четко выделяются только в восточной ее части, где их
111
мощность изменяется от 70 до 375 м; дальше к западу они
развиты очень слабо и плохо выделяются среди отложений
артннского яруса. Кунгурские отложения везде более или
менее одинаковы — это галогенные образования, состоящие
из известняков и доломитов с прослоями гипсов и солей.
Особенно мощные соленосные отложения кунгура извест-
ны в Прикаспийской низменности, где они образуют много-
численные купола. Скважины и геофизические исследования
показали, что мощность соленосных отложений здесь дости-
гает 2 км, а местами даже 5—6 км. Толщи эти фаунистически
охарактеризованы плохо, однако большое литологическое
сходство с кунгурскими отложениями других районов позво-
ляет отнести их к кунгуру. Следует отметить, что севернее, в
Предуральском краевом прогибе, нижнепермские отложения
формируют многокилометровую толщу моласс, которые бу-
дут рассмотрены ниже, при описании Уральской склатчатой
системы.
Верхнепермские образования представляют большие труд-
ности для изучения прежде всего потому, что во многих мес-
тах они с большим трудом разделяются на ярусы; особенно
это касается восточной части платформы.
Более уверенно верхняя пермь разделяется в центральных
районах. Здесь выделяются все три яруса верхней перми:
уфимский, казанский и татарский. Нижняя часть отдела,
относящаяся к уфимскому ярусу (некоторые исследователи
называют эти отложения уфимской свитой), представлена
красноцветной толщен, состоящей главным образом из крас-
ных песчаников и глинистых пород. Песчаники обычно имеют
косую слоистость и волноприбойные знаки, содержат гальки
в отдельные линзы конгломератов. Таким образом, это —
типичная континентальная красноцветная толща, с прослоя-
ми карбонатных пород и гипсов. Мощность уфимских отло-
жений в Московской синеклизе достигает 80 м. Фауна очень
плохая, п отложения уфимского яруса выделяются достаточ-
но определенно только пбтому. что они залегают под фауни-
стически охарактеризованными отложениями казанского яру-
са и перекрывают карбонатные и соленосные отложения
нижней перми.
Отложения казанского яруса, которые иногда называют
«русским цехштейном», представлены морскими образовани-
ями. Они содержат богатую фауну, главным образом бра-
хиопод и пелеципод, с большим количеством руководящих
форм По преобладающей фауне казанские отложения в ряде
мест делятся на две части: нижняя из них носит название
брахиоподовых (спириферовых) слоев, а верхняя — пелеци-
подовых (конхиферовых).
Нижняя часть казанского яруса в Приуралье лежит не-
посредственно на уфимских породах, а в Московской сине-
112
клизе — на шустово-денятинских слоях и более древних от-
ложениях. На востоке в составе этих толщ широко распро-
странены песчаники, причем в Приуралье с ними связана не-
богатая, но широко проявленная меденосность. Кроме того,
в составе этих отложений отмечаются глины и редкие прослои
доломитов. В целом, восточнее Волги распространены конти-
нентальные образования, западнее они переслаиваются с ла-
гунными и морскими осадками, а в Московской синеклизе
они состоят главным образом из известняков и мергелей с
фауной Spirifer rugulatus, S. schrenki, Productus cancrini и
другими брахиоподами. Мощность нижней части казанских
отложений на большей части территории Московской сине-
клизы измеряется несколькими десятками метров, иногда
уменьшается до 10 м, а в восточной части платформы дости-
гает 160 м.
Верхняя часть казанских отложений — пелециподовые
слои — в восточной части платформы образует единую тол-
щу с залегающими ниже осадками; подчиненное положение в
толще занимают карбонатные породы. В верхней части раз-
реза, так же как и в нижней, встречаются пласты и линзы
медистых песчаников. Западнее отложения этого возраста
представлены преимущественно песчано-глинистыми лагун-
ными отложениями с пелециподами и гастроподами. Мощ-
ность их на западе измеряется первыми десятками метров, а
на востоке местами доходит до 200 м.
Отложения татарского яруса залегают местами с переры-
вом на более древней перми и состоят из пестроцветных по-
род — это главным образом мергели, глины, перемежающие-
ся с песчаниками, доломитами и известняками. Очень харак-
терна пестрая окраска этих пород в красные, оранжевые, зе-
леные, фиолетовые цвета. Для всех них весьма типична резко
выраженная полосчатость. Песчаники, которые образуют про-
слои или линзы, содержат гальки, обладают косой слоис-
тостью и несут другие признаки того, что они возникли в при-
брежных и континентальных условиях; по простиранию пес-
чаники очень часто замещаются конгломератами. Татарские
отложения содержат остатки растительных и большое коли-
чество разнообразных животных организмов — остракод,
гастропод и особенно амфибий, рептилий и рыб.
В восточной части платформы во многих местах верхняя
пермь не может быть разделена на ярусы или делится весь-
ма условно, Нередко .вся она представлена довольно моно-
тонной красноцветной терригенной толщей — это песчано-
глинистые образования и конгломераты континентального
происхождения.
Несколько отличная картина наблюдается южнее, в При-
каспийской впадине, где верхняя пермь приурочена к круп-
ным куполам. Здесь в ядрах брахиантиклинальных складок,
8 Е. М. Лазькс
113
центральная часть которых сложена соленосными отложе-
ниями, развиты в виде «нашлепок» маломощные известняки,
содержащие плохо изученную фауну пелеципод. Большин-
ство исследователей склонно думать, что эти отложения При-
каспийской впадины следует параллелизовать с пелециподо-
выми слоями казанского яруса. Известны здесь и отложения
татарского яруса мощностью до 850 м, состоящие из красных
мергелистых глин с прослоями песчаников и гипсов.
" Полные разрезы перми изучены в Тимано-Печорской об-
ласти, где мощность нижнепермских отложений изменяется
от 35 м на западе до 915 м на востоке, а мощность верхней
перми на востоке, в центральной части Печорской впадины,
достигает 900 м (93). Нижняя пермь, в составе которой выде-
ляются все три яруса, залегает с небольшим перерывом на от-
ложениях гжельского яруса и представлена внизу обычно
битуминозными породами — известняками, часто глинисты-
ми, и доломитами (сакмарский и артинский ярусы), а ввер-
ху — доломитами, ангидритами, гипсами и известняками
(кунгурский ярус), нередко также битуминозными. В неко-
торых местах в верхних частях разрезов залегают глины и
алевролиты с тонкими прожилками гипса и включениями га-
лита и сильвина. В сакмарских и артинских отложениях обна-
ружена очень обильная фауна фораминифер: Schwagerina
princeps, Sch. pavlovi, Sch. moelleri, Pseudofusilina uralica,
P. urdalensis, Parastaffella evoluta, Parafusulina lutugini
и другие, а также брихиоподы, кораллы, мшанки, пелеципо-
ды и т. д. Кунгурские отложения очень бедны фаунистичес-
кими остатками. 13ерхняя пермь представлена здесь сложным
чередованием серых и пестроокрашенных песчаников, алев-
ролитов, глин и мергелей. По фауне остракод, филлопод и
ганоидных рыб среди этих пород выделяются отложения
уфимского, казанского и татарского ярусов.
-——На западе Русской платформы пермские отложения из-
вестны в Польско-Литовской синеклизе, где мощность их до-
стигает 80 м. В северной ее части пермь представлена доло-
митами и известняками, а на юге в разрезе преобладают ан-
гидриты и гипсы, подстилаемые известняками, песчаниками
и глинами (144). В этих породах обнаружены брахиоподы
и мшанки, комплекс которых характерен для германского цех-
штейна, что позволяет уверенно относить рассматриваемые
отложения к верхнему отделу перми.
Пермские породы вскрыты опорными скважинами в за-
падной части Днепровско-Донецкой впадины, где мощность
их достигает 100 м с небольшим. В нижней части разрез Чер-
ниговской скважины представлен красными глинами с про-
слоями песчаников, а вверху — чередованием доломитов, ан-
гидритов, песчаников и глин; эти части разреза относятся
соответственно к нижнему и верхнему отделам перми (134).
114
В других скважинах верхнепермская толща мощностью от
нескольких десятков до 200 л, сложена красноцветными
глинами, иногда с прослоями песчаников.
Фиг. 15. Схема формирования основных структур Русской
платформы в пермском периоде (по М. Ф. Мирчинку и
А. А. Бакирову)
J — складчатая область Урала; 2 — области сводовых поднятий,
выведенные на поверхность: 3 — области с тенденцией преимуще-
ственно к восходящим формам движений, присоединившиеся к
прилегающим областям сводовых поднятий; 4 — области впадин с
тенденцией к устойчивому погружению и сравнительно максилглль-
нымн скоростями и амплитудами движении: 5 — промежуточные
области с чередованием положительных я отрицательных форм
движений; 6 — геосинклинальная область Донбасса; 7 — области
Предуральского прогиба с устойчивым погружением и сравнитель-
но значительными скоростями и амплитудами погружения; 8 —
приподнятые области Уфимского плато в Предуральском прогибе.
Области сводовых поднятий: I — Балтийское, II — Азово-Подоль-
ское, III — Воронежское, IV — Тиманское, V — Уфимское плато.
Впадины (цифры на фигуре): 1 — Восточнорусская. 2 — Средне-
русская, 3 — Мезенская, 4 — Прикаспийская, 5 — Днепровско-До-
нецкая.
Рассмотрим теперь те движения, которые произошли в
пермском периоде на Русской платформе в целом. Как видно
из схемы формирования основных структур платформы
в пермском периоде (фиг. 15), важнейшие преобразования
произошли в северо-западной и восточной ее частях. На се-
115
веро-западе значительные внутренние части платформы при-
обрели тенденцию к преимущественно восходящим движе-
ниям. в связи с чем они образовали одно целое с прилегаю-
щими областями Балтийского щита и Воронежской анте-
клизы. Восточная часть платформы, наоборот, испытывала
Александр Николаевич МАЗАРОВИЧ
(1886—1950 гг.).
Видный советский геолог, профессор
Московского университета, известный
исследователь геологии Русской плат-
формы, знаток стратиграфии верхней
перми и триаса. Автор учебного руко-
водства «Основы геологии СССР» и
ряд’а других крупных работ.
энергичные прогибания вслед-
ствие формирования здесь
Предуральского краевого про-
гиба, заполнявшегося перм-
скими осадками огромной
мощности. В более западных
районах платформы также на-
капливались пермские отложе-
ния, но здесь они имеют значи-
тельно меньшую мощность.
Триас. В пределах Рус-
ской платформы широко рас-
пространен только нижний
триас, средний отдел его от-
сутствует, а верхний обнажа-
ется в виде отдельных неболь-
ших полей, главным образом
в Прикаспийской впадине;
скважинами он обнаружен и в
других частях платформы. В
дальнейшем мы увидим, что
нижняя и частично средняя
юра на платформе также почти
отсутствуют и, таким образом,
после раннего триаса в истории
Русской платформы произошел
значительный перерыв в осадкообразовании, в течение кото-
рого она была почти целиком поднята над уровнем моря. Это
время отвечает концу герцинского и началу нового — мезо-
зойского этапа развития платформы.
Нижнетриасовые отложения занимают значительную
площадь в северной половине Русской платформы, главным
образом в пределах центральной части Московской сине-
клизы. Они очень тесно связаны с образованиями татарского
яруса, часто весьма похожи на них и носят название ветлуж-
ской серии.
Для отложений .ветлужской серии характерно большое
количество внутренних размывов, которые отмечаются как в
основании серии, т. е. на границе с татарскими отложениями,
так п внутри нее. Вся серия состоит из нескольких цикличес-
ки построенных толщ, отделенных одна от другой перерывами,
и сложена пестроцветными породами. Начало цикла представ-
лено наиболее грубозернистыми породами — обычно конгло-
мератами, которые выше сменяются песчаниками и, наконец,
более тонкозернистыми глинистыми породами. В верхних
частях разреза, наряду с пластическими осадками, нередко
встречается значительное количество карбонатного вещества
Фиг. 16. Распространение континентальных озерно-речных
фаций ветлужской серии (по Е. М. Люткевичу)
1 — глины, 2 — глины с песком, 3 — глины с карбонатом, 4 —
пески и алевролиты, 5 — песчаники и алевролиты. 6 — конгломе-
раты и галечники, 7 — конгломераты с глиной и песком, 8 — об-
ласть размыва и острова, 9 — направление сноса обломочного ма-
териала, 10 — барит, 11 — оолиты. 12 — изопахиты.
в виде прослоев мергелей, затем после перерыва цикл снова
повторяется. Мощность ветлужской серии около 150 .и.
В пестроцветных толщах найдено много остатков наземных
позвоночных, ганоидных рыб, остракод, растений. Карта
распространения осадков ветлужской серии с указанием мощ-
ности и областей сноса обломочного материала ясно рисует
картину континентальных условий этого века в центральной
части платформы (фиг. 16).
117
В Прибалтике породы нижнего триаса залегают на размы-
той поверхности различных горизонтов перми и сложены че-
редующимися преимущественно красными косослоистымп
известковистыми песчаниками, песчанистыми глинами и мер-
гелями мощностью от нескольких десятков метров до 280 м.
В этих породах обнаружена руководящая для ветлужской се-
рии фауна — филлоподы Estheria gutta и Е. aequale (138,
144).
Нижнетриасовые отложения вскрыты скважинами в При-
пятьской впадине, где их мощность изменяется от 100 до
500 м, и состоят из кирпично-красных и зеленоватых карбо-
натных глин с прослоями песчаников; в них обнаружены фил-
лоподы и остатки ганоидных рыб.
Широко распространены триасовые отложения и в юго-
восточной части Днепровско-Донецкой впадины, где они
представлены в нижней части разреза розовыми и красными
песчаниками с прослоями известняков, а вверху — пестро-
цветными глинами и песчаниками с известняковыми стяже-
ниями общей мощностью до 380 и. Литологически нижняя
часть разреза является аналогом дроновской свиты нижнего
триаса, а верхняя — серебрянской свиты нижнего-среднего (?)
триаса, развитых по окраинам Донецкого кряжа.
На юго-востоке платформы, в пределах Прикаспийской
впадины, на отложениях ветлужской серии залегают породы
богдинской свиты, сложенной толщей глин с прослоями из-
вестняков мощностью до 170 м. Известняки содержат доволь-
но богатую фауну: кроме пелеципод и костей амфибий, здесь
имеются такие типичные для нижнего триаса аммониты, как
Doricranites bogdoanus и Tirolites cassianus.
Во многих пунктах Прикаспийской впадины, особенно в
Урало-Эмбенской солянокупольной области, буровыми сква-
жинами вскрыты отложения верхнего триаса. Они встречены
здесь в верхних частях куполов и представлены песчаниками,
глинами и сланцами мощностью от 70 до 200 м с раститель-
ными остатками самых верхов верхнего триаса. Севернее,
уже вне пределов Урало-Эмбенской области, верхнетриасовые
отложения состоят из толщи пестроцветных глин мощностью
около 350 м и песков с бурыми углями; пески эти часто косо-
слоистые, содержат многочисленные остатки флоры верхне-
триасового облика.
После отложения красноцветного нижнего триаса на Рус-
ской платформе наступил длительный перерыв, когда она
почти целиком была выведена из под уровня моря. Наличие
этого перерыва, охватывающего средний и верхний триас,
лейас и некоторую часть доггера, позволяет восстановить ее
герцпнскую структуру. Соответствующая схема составлена
Н. С. Шатским (фиг. 17). Как показали более поздние дан-
ные глубокого бурения, эта схема в некоторых местах требует
118
исправлений, но главные структурные элементы на ней выде-
лены правильно.
Рассмотрение герцинской структуры платформы начнем с
ее основных положительных структурных элементов. На се-
веро-западе четко выделяется Балтийский щит, который по
Фиг. 17. Герцииская структура Русской платфор-
мы (по Н. С. Шатскому)
1 — поднятые массивы с выходом докембрийского осно-
вания: Балтийский и Украинский щиты; Тиманское под-
нятие, ядро Воронежского массива; 2 — поднятые мас-
сивы, покрытые средним девоном: Белорусская и Воро-
нежская антеклизы; 3 — области, покрытые девоном
(D), карбоном (С) и пермской системой (Р); 4 — рас-
пространение триаса в глубоких синеклизах (Москов-
ской и Прикаспийской) и Мелекесской мульде (плако-
синклинали); 5 — прогиб Большого Донбасса; 6 —
поднятые области Уральского краевого прогиба; 7 —
глубоко прогнутые ванны Уральского краевого прогиба;
— пермские отложения Балтийской мульды и смеж-
ных прогибов Северогерманской депрессии; 9 — облас-
ти с наиболее полным развитием соленосной формации
Польско-Германской депрессии; 10 — герциниды и ура-
лиды; 11 — очертания синеклиз и антеклиз платформы;
12 — разломы; 13 — постумные альпийские деформации
уралид и герцинид; 14 — край каледонид.
сравнению с каледонским периодом значительно увеличил
свои размеры за счет причленения каледонид Скандинавии. На
юго-западе сформирован второй шит — Украинский. Если
сравнить очертания этой структуры с ее очертаниями в кале-
донской структуре, то легко увидеть существенное отличие.
Оно заключается в том, что, кроме части Украинского щита,
которая располагается западнее меридиана устья Дона, зна-
чительный участок щита протягивается далеко на восток.
119
Восточная часть данного древнего элемента герцинской стру-
ктуры по схеме Н. С. Шатского соответствует территории
Ставропольского плато — в географическом смысле этого
слова. Однако данные бурения, полученные в послевоенные
годы, показали, что этой восточной части Украинского щита
в герцинской структуре на было: здесь всюду на глубине об-
наружены палеозойские складчатые отложения.
Между Украинским и Балтийским щитами четко выделя-
ется еще один положительный элемент — Белорусская анте-
клиза, соединяющаяся узкими перемычками или седловинами
с Воронежской антеклизой и Балтийским щитом. Девонские
отложения в центральной ее части залегают на глубине не
более 200 м, а на крыльях они вскрыты скважинами уже на
глубине до 1000 м и более. Воронежская антеклиза выража-
ется совершенно четко и имеет резко асимметричное строе-
ние: по направлению к Московской синеклизе отмечается по-
логое падение ее крыла, по направлению же на юг, к Днеп-
ровско-Донецкой впадине и Донбассу, наоборот, имеется
резкий изгиб.
Еще дальше на .восток видна серия положительных эле-
ментов, более или менее четко .выявляющихся в герцинской
структуре. В восточной части Прикаспийской впадины неко-
торые исследователи выделяют так называемый Хобдинский
массив, в пределах которого очень уменьшается количество
соляных куполов; кроме того, здесь обнаружены резко вы-
раженные положительные аномалии силы тяжести. Севернее
отмечаются еще два крупных положительных структурных
элемента — Волго-Уральский свод и поднятие Тиманского
кряжа со сложным строением в виде ступенчатого горста.
Важнейшим отрицательным структурным элементом в гер-
цинской структуре является Московская синеклиза. Ось ее
резко изгибается и меняет простирание от широтного на за-
паде до долготного на востоке. В центральной части сине-
клизы залегают триасовые отложения, заключенные в рамку
отложений перми, а дальше в крыльях структуры развит
карбон. Таким образом, на геологической карте с большой
наглядностью выявляется общее синклинальное строение
Московской синеклизы. Западная ее часть имеет простира-
ние на восток-северо-восток, затем шарнир ее резко загиба-
ется на север и протягивается параллельно Тиманскому под-
нятию. Московская синеклиза через перемычку — Латвий-
скую седловину, — которая соединяет Белорусский массив
с Балтийским щитом, сообщается с северной частью Балтий-
ской синеклизы. С другой стороны, Московская синеклиза
через перемычку, соединяющую Белорусский массив с Воро-
нежским массивом, сообщается с Припятьской впадиной и за-
тем с южной частью Балтийской .впадины. На юго-востоке
синеклиза через Пачелмский прогиб соединяется с Прикаспий-
120
ской впадиной. На северо-востоке платформы выделяется еще
одна крупная отрицательная структура — Печорская сине-
клиза.
Следующий отрицательный структурный элемент — это
Днепровско-Донецкая впадина, которая в герцинском этапе
выражена совершенно четко. На крайнем юго-западе выделя-
ется Львовская впадина, сформированная на склоне Украин-
ского щита.
На востоке к структурам платформы примыкают склад-
чатые сооружения Уральского хребта и Предуральского про-
гиба. Н. С. Шатский следующим образом характеризует
соотношения этих сооружений с платформой: «В герцинский
период соотношения между Восточно-Европейской платфор-
мой и Уральской складчатой зоной были иными, чем в кале-
донский. В конце древнего палеозоя восточный край платфор-
мы слагался поднятым Сарматским щитом, к которому при-
мыкали глубокие геосинклинальные прогибы Урала; к концу
герцинского периода отношения были обратные: к сильно
опущенной Русской платформе с мощным (более 1500—
2000 м) покровом осадочных пород примыкали окраинные
поднятия Урала, дававшие обильные терригенные накопления
в краевых частях платформы. Если в каледонский период
граница между платформой и складчатой полосой выража-
лась в виде узкого краевого шва, то в конце герцинского
здесь образовались хорошо развитые структуры краевых
прогибов со всеми характерными для них как структурными,
так и литолого-формационными признаками «переходной об-
ласти» между геосинклиналями и платформой» (309).
Таким образом, рассмотрение структуры Русской плат-
формы в разные этапы ее развития позволяет сделать очень
важный вывод о том, что крупные положительные и отрица-
тельные ее элементы возникли еще в каледонский и даже
докаледонский этап развития. Они существовали в течение
длительного периода времени, охватывающего по крайней ме-
ре весь палеозой, не испытав коренных преобразований.
С другой стороны, в течение палеозойского этапа развития
платформы выделились некоторые вновь образованные круп-
ные элементы структуры.
Рассмотрение отдельных этапов развития Русской плат-
формы в палеозое позволяет установить как собственные ко-
лебательные движения платформы, так и колебания, обуслов-
ленные движениями в соседних складчатых областях; более
подробно эти движения будут охарактеризованы ниже.
Юра. Юрские отложения, как это хорошо видно на гео-
логической карте, распространены особенно широко в цент-
ральных областях Русской платформы; развиты они также
на Тимане, в Прикаспийской и Днепровско-Донецкой впади-
нах и в Прибалтике. Однако разрез юры неполный, так как
121,
нижнеюрские отложения почти отсутствуют. Только в север-
ной части Прикаспийской впадины, в районе Оренбурга и,
вероятно, местами в Поволжье, известны песчано-глинистые
континентальные образования мощностью до 150 м. Они за-
легают под фаунистически охарактеризованными отложения-
Фиг. 18. Палеогеография Русской платформы
в нижне- и средне-юрской эпохах (по Н. М. Стра-
хову)
1 — море в лейасе и доггере, осадки преимущественно глинистые
большой мощности; 2 — море только в доггере, осадки песчани-
стые, малой мощности; 3 — континентальные угленосные осадки в
начале лейаса; 4 — лейас и частью доггер, угленосные; вторая по-
ловина доггера — трансгрессия моря; 5 — континентальные угле-
носные отложения; 6 — континентальные песчано-глинистые отло-
жения, иногда с накоплениями железа; 7 — эффузии.
мп верхней части байоса и рассматриваются многими иссле-
дователями как породы нижней юры на основании изучения
спор и пыльцы. Крайне ограничено распространение также
отложений нижней части доггера (фиг. 18).
В центральных областях платформы, где юра распростра-
нена наиболее широко, благодаря длительному перерыву
доюрская поверхность очень неровна. В Подмосковье на эро-
зионной поверхности каменноугольных известняков залегают
озерно-речные отложения мощностью 20—40 м, образующие
вытянутые полосы, приуроченные к неровностям рельефа.
Они сложены песчано-глинистой толщей с болотно-озерны-
122
ми рудами и прослоями бурых углей и содержат многочислен-
ные остатки флоры бат-келловейского возраста. Восточнее,
в Поволжье, мощность средней юры возрастает до 150 м.
Она представлена здесь песчано-глинистыми отложениями,
местами с подчиненными мергелями в верхней части разреза;
благодаря наличию руководящих ископаемых — Parkinsonia
parkinsoni и Ammodiscus baticiis — здесь выделяются байос-
ский и батский ярусы.
Отложения келловея, мощность которых с запада на вос-
ток увеличивается от нескольких метров до 80—90 м, состоят
из темно-серых глин с конкрециями мергелей и известняков,
местами песков с фосфоритовыми желваками, а выше — из
песчано-глинистых пород и оолитовых мергелей. В этих от-
ложениях имеется обильная фауна аммонитов, в том числе
такие характерные формы, как Macrocephalites macrocepha-
lus, Cadoceras elatmae, Cosmoceras jason, Quenstedticeras
lamberti и другие.
Оксфорд ,в большинстве мест сложен глинами с желваками
фосфоритов и пиритовыми конкрециями, реже — мергелями
и содержит руководящие аммониты Cardioceras cordaturrr и
С. (Amoeboceras) alternans Верхняя часть Оксфорда часто от-
сутствует вследствие размыва нижневолжского времени. По
этой же причине мало сохранились и отложения кимериджа, ко-
торые к тому же были развиты меньше оксфордских из-за ре-
грессии кимериджского моря. Представлены они известковис-
тыми глинами и песками с фосфоритовыми желваками и мес-
тами содержат аммониты Aulacostephanus eudoxus и другие.
Общая мощность Оксфорда и кимериджа также увеличивается
с запада на восток, достигая в районе Ульяновска 80 м.
Нижневолжские отложения в Подмосковье сложены пес-
чано-глинистыми осадками с обильным глауконитом и фос-
форитовыми желваками мощностью всего до 10 ж. В Повол-
жье широко развита своеобразная фация битуминозных горю-
чих сланцев, представляющих собой морские сапропелиты,
чередующиеся с глинами, которые содержат прослои мергелей
и фосфоритовые желваки. Нижневолжские породы содержат
аммониты, в том числе важнейшую руководящую форму
Virgatites virgatus. Морские условия верхневолжского века
на значительной территории распространены только в По-
волжье, откуда море в виде рукава достигало Подмосковья.
Верхневолжские отложения мощностью не более 5 м состоят
из песчано-глауконитовых пород, местами с подчиненными
мергелями, с многочисленными фосфоритовыми гальками;
из руководящих аммонитов встречается Craspedites nodiger.
Близкий к подмосковному разрез известен в Прибалтике.
На северо-востоке платформы, в Тимано-Печорской облас-
ти, отсутствуют морские отложения не только нижней, но и
средней юры (228). К батскому ярусу здесь условно отно-
123
сится 120-метровая толща кварцевых песчаников и глин с
конкрециями серного колчедана и обугленными раститель-
ными остатками. Верхняя юра представлена морской песча-
но-сланцевой толщей мощностью до 150 м, в которой обнару-
жены многочисленные аммониты и другая фауна келловея,
Оксфорда и нижневолжского яруса. Местами к нижневолж-
ским отложениям приурочены горючие сланцы.
В северной части Прикаспийской впадины, кроме отло-
жений, условно относящихся к лейасу (н.аалену), известны
морские и континентальные отложения средней и верхней
юры. Мощность среднеюрских отложений, в которых по фау-
не выделяются байосский и батский ярусы, достигают
местами более 500 м. Этим они резко отличаются от
соответствующих отложений центральных частей платформы.
В континентальных песчано-сланцевых фациях имеются про-
слои бурых углей, в морских отложениях появляются извест-
няки и мергели. Верхнеюрские отложения также представ-
лены мощной — свыше 400 м — толшей глин, в верхней час-
ти которой находится значительное количество мергелей и
известняков.
В верхнем байосе интенсивные прогибания начались и в
пределах Днепровско-Донецкой впадины, где в течение вто-
рой половины юрского периода сформировалась толща, до-
стигающая в осевой части впадины (район Шебелинки) поч-
ти 500 ж; по направлению на северо-запад мощность юрских
отложений, вскрытых бурением во многих пунктах, постепен-
но убывает и в районе Мозыря составляет всего несколько
десятков метров. Верхняя часть доггера сложена песчано-
глинистыми глауконитовыми породами с конкрециями пири-
та и содержит в краевых частях впадины бурые угли, а так-
же прослои и линзы бурых железняков (Липецк). Верхняя
юра начинается песчано-глинистыми озерно-болотными от-
ложениями с растительными остатками, а выше они сменя-
ются известняками, мергелями и глинами с фауной келловея-
оксфорда. К верхней части мальма относится пестроцветная
песчано-сланцевая толща мощностью 100—120 м.
Во Львовской впадине юрские отложения, начиная от
среднего келловея до верхов мальма, хотя и вскрыты мно-
гочисленными скважинами, но изучены еще недостаточно.
Представлены они пестроцветными глинами и песчаниками,
органогенными известняками и доломитами со значительным
участием в разрезе ангидритов. Общая мощность отложений
достигает 350 м.
Мощные толщи юры вскрыты бурением в Западном При-
черноморье: они будут описаны ниже, при рассмотрении стро-
ения Южнорусской плиты.
Таким образом, для юрских отложений Русской платфор-
мы в целом типичны платформенные условия накопления
124
осадков с чередованием морских и континентальных условий.
Юрские осадки занимают значительно большие площади,
чем триасовые. Начиная с келловея, верхнеюрская трансгрес-
сия охватывала значительную территорию платформы, но,
в общем, сопровождалась очень небольшими прогибаниями,
за исключением Днепровско-Донецкой и Прикаспийской впа-
дин. Крайняя юго-западная часть платформы подвергалась
особенно значительным прогибаниям в связи с интенсивными
движениями на границе платформы и палеозойской складча-
той области Добруджи.
Мел. Меловые отложения, так же как и отложения юры,
представлены в пределах Русской платформы типичными плат-
форменными образованиями в разнообразных фациях — как.
морских, так и континентальных (56, 230, 282).
Обычно меловые отложения залегают с размывом на юр-
ских, а во многих местах на более древних породах. Для ниж-
него мела в целом характерно преимущественное развитие
континентальных осадков, в то время как для отложений верх-
него мела более типичны морские условия образования с
повсеместным распространением в разрезах белого писчего
мела. Как нижний, так и верхний мел имеют небольшую мощ-
ность, частые перерывы в осадконакоплении и нередко зале-
гают с размывом на ранее отложившихся породах. В распре-
делении верхнего и нижнего мела существует определенная
закономерность: в северных частях платформы развиты глав-
ным образом осадки нижнего отдела, а в южных — верхнего.
Это очень рельефно отображается на геологической карте.
Единственной областью, где одинаково широко развиты
верхне- и нижнемеловые осадки, является Прикаспийская
впадина, особенно ее восточная часть, известная под назва-
нием Урало-Эмбенской солянокупольной области.
Меловые отложения очень широко распространены в цент-
ральной части Русской платформы, где в основном развит
нижний отдел. Отложения нижнего мела здесь начинаются
кварцево-глауконитовыми песками и песчаниками, содержа-
щими фосфориты. Эти образования, относящиеся к валанжину.
залегают с размывом на юрских либо на более древних отло-
жениях и имеют небольшую мощность — менее 10 м. В них
встречается фауна аммонитов: Polyptychites keyserlingi и дру-
гие; очень характерны также разнообразные ауцеллы: Aucel-
la volgensis, A. keyserlingi и другие. Отсюда отложения
валанжина протягиваются в Тимано-Печорскую область
(фиг. 19).
После отложения валанжина в центральной части Рус-
ской платформы снова отмечается перерыв: большая часть
готерива из разрезов выпадает, и на валанжине с размывом
лежат осадки верхнего готерива — баррема или только бар-
рема. Они представлены местами железистыми песчаниками,
125
в других пунктах — глинами и песками с многочисленной
характерной фауной аммонитов Simbirskites elatus, S. decheni
и другими, благодаря чему эти отложения нередко называют
симбирскнтовымн слоями. Обшая мощность указанных выше
пород превышает 100 м.
Отложения апта
Фиг. 19. Палеогеография Русской платформы
в валанжинский век (по Н. М. Страхову)
1 — пески, 2 — известняки с обильной фауной, 3 —
глины, 4 — флишевая зона, 5 — гипотетическое рас-
пространение морских осадков.
под Москвой состоят
из белых песков и
песчаников мощно-
стью около 15 .и с
многочисленными ос-
татками растений —
папоротников, хвой-
ных, цикадовых. В
южной части Мос-
ковской синеклизы
встречаются песчано-
глинистые отложе-
ния мощностью око-
ло 50 м, содержащие
еще плохо изучен-
ную морскую фауну.
Восточнее известны
как морские, так
и континентальные
песчано-сланце в ы е
отложения мощно-
стью до нескольких
десятков метров.
Отложения альба
начинаются верхним
его подъярусом и
образованы глауко-
нитовыми песками с
фосфоритами, кото-
рые служат базаль-
ным горизонтом.
Для альбскнх образований очень характерно распространение
фауны аммонитов с такими ведущими формами, как Hoplites
dentatus. В других пунктах залегают континентальные пески
и песчаники с древесиной. Мощность альбских отложений
изменяется от 10 до 80 м.
Верхнемеловые отложения в Московской синеклизе со-
хранились от эрозии только на небольшой территории в цент-
ральной части. В основании залегают осадки сеномана —
пески с фосфоритами, содержащие остатки рыб и аммониты,
в том числе такую руководящую форму, как Schloenbachia
varians. Выше расположена толща туронских опок. Коньяк
126
и сантон сложены песками, переслаивающимися с песчани-
ками, с фауной иноцерамов, в том числе Inoceramus rus-
siensis. В кампане море из этих мест ушло и верхняя часть
верхнемеловых отложений в центральной части Московской
синеклизы отсутствует.
В южной части платформы верхний мел широко распро-
странен как на поверхности, так и под покровом более мо-
лодых отложений, где он вскрыт большим количеством
скважин. Ниже будет дана общая характеристика верхнеме-
ловых отложений для всего юга Русской платформы.
Сеноманские отложения в южной половине платформы
местами залегают непосредственно на альбе, но обычно с
размывом на более древних породах, вплоть до докембрия.
Представлены они разнообразными песками — кварцевыми,
глауконитовыми, известковистыми, часто с фосфоритами. В не-
которых пунктах фосфоритовые конкреции образуют сплош-
ные скопления, которые носят название фосфоритовых
плит («курский самород») и представляют собой нередко
крупные фосфоритовые месторождения. В других местах
породы сеномана сложены глинами и мергелями. Руководя-
щими ископаемыми в них являются Neohibolites ultimus,
Schloenbachia varians, Pecten asper, Exogyra conica, Acantho-
ceras rhotomagense, Baculites baculoides и другие. Мощность
сеномана от нескольких метров до 50 м.
Туронские отложения развиты там же, где и отложения
сеномана, но в отличие от последних представлены преиму-
щественно карбонатными осадками (фиг. 20). В основании
турона обычно залегают фосфоритоносные породы — пески
и песчаники, а выше находится толща мергелей и известня-
ков, белого писчего мела, очень широко распространены фос-
форитоносные мергели, местами с прослоями глин, трепелов,
опок и других пород. Отложения содержат фауну Inoceramus
lamarcki, I. labiatus, характерную для турона геосинклиналь-
ной альпийской зоны юга СССР.
В коньякских отложениях развиты мелоподобные и опо-
ковидные мергели, известняки и белый писчий мел. Породы
коньяка по общему облику очень похожи на образования
подстилающего турона, с которым они часто создают лито-
логически единую толщу. Отдельные части толщи отлича-
ются только фауной, среди которой прежде всего нужно
отметить Inoceramus involutus и I. russiensis. Мощность
турон-коньякских отложений изменяется от нескольких мет-
ров до 30 м.
В конце коньяка либо в предсантонское время почти
везде отмечается четко выраженный перерыв, после которого
откладывались породы сантона. Они распространены там,
где и отложения коньяка, и представлены мелоподобными
мергелями и известняками. Широко развиты также глины
127
и опоки, глауконитовые пески и песчаники, нередко фосфори-
тоносные. Мощность, как и вышележащих ярусов, колеблется
в разных участках от нескольких метров до нескольких де-
сятков метров. Наиболее типичная ископаемая форма в этих
«отложениях — Inoceramus cardissoides.
Фиг. 20. Палеогеография Русской платформы в туроне
(по В. Н. Соболевской)
1 — суша, 2 — кварцевые пески, 3 — песч’аные глины, 4 — глины,
5 — мергели, 6 — песчаные мергели, 7 — мел грубый песчанистый.
8 — одел типичный, 9 — кремнистые известняки. 10 — опоки, И —
флнш.
Белым внутри контуров моря показаны участки, где морские осад-
ки уничтожены последующим размывом.
Кампанские отложения почти везде содержат в основании
фосфориты и представлены мергелями, писчим мелом, из-
вестняками, опоками, глинами, глауконитовыми песками
и песчаниками. Мощность кампана несколько больше, чем
других ярусов мела; от 5 до 100 м. В них встречается фауна,
типичная для южных геосииклинальных разрезов — Belem-
nitella mucronata и другие.
.128
Выше залегают отложения Маастрихта. Это — тоже пес-
ки и опоки, глины, мергели и писчий мел мощностью от 5
до нескольких десятков метров; здесь встречается Belemni-
tella lanceolata.
Сходный по фациальному облику разрез мела развит
в Прикаспийской впадине, где мощность его возрастает
до 1500 м (5, 323). Вскрытый опорными скважинами в вос-
точной части впадины нижний мел представлен здесь пре-
имущественно континентальными тонкокластическими осад-
ками с редкими прослоями карбонатных пород. Они часто
содержат растительные остатки. На западе же имеются все
ярусы нижнего мела. Верхнемеловые отложения состоят в
основном из писчего мела и мергелей с подчиненными извест-
няками. Характерно, что в отличие от других районов в раз-
резах выделяются датские отложения с Echinocorys sulca-
ius и Е. depressus.
Таким образом, в южной части платформы в мелу проис-
ходило чередование условий открытого моря, благоприят-
ных для формирования карбонатных пород, особенно писче-
го мела, с прибрежно-морскими и континентальными услови-
ями, при которых образуются пластические отложения, со-
держащие остатки растений.
Палеоген. Палеогеновые отложения отсутствуют в се-
верной части платформы, но очень широко распространены
в южной ее половине, где они представлены двумя типами
разрезов: один из них (поволжский) характерен для восточ-
ной части, а другой (украинский) — для западной части
платформы (фиг. 21).
В Поволжье палеогеновые отложения лежат на размы-
той поверхности верхнего мела. Нижняя их часть относится
к палеоцену и выделяется под наименованием сызранской
свиты, состоящей из ряда слоев. Внизу залегают нижне- и
верхнесызранские слои, образованные опоками и опоковид-
ными песчаниками, трепелами и глауконитовыми песчани-
ками, а вверху — нижнесаратовские слои, представленные
глауконитовыми и кварцевыми песками с прослоями и лин-
зами песчаников («караваями»). В отложениях сызран-
ской свиты обнаружена фауна моллюсков: Ostrea sinzowi,
Cyprina morrisi, Cucullaea volgensis, Turritella kamyschinensis
и другие. Мощность свиты — от 60 до 120 ж, но в центральной
части прогиба, у г. Кузнецка, она достигает 300 м (269).
Верхняя часть палеоцена — верхнесаратовские слои выделя-
ются теперь под наименованием камышинской свиты. Она
состоит главным образом из песков и песчаников мощностью
40—50 м, плохо фаунистически охарактеризованных и обыч-
но залегающих трансгрессивно на породах сызранской свиты.
Отложения эоцена и олигоцена распространены здесь
незначительно. Эоцен представлен глауконитовыми песками
9 Е. М. Лазько
129
и песчаниками с редкими прослоями глин и фосфоритовыми
желваками мощностью до 70 м; в нем встречены пелециподы
эоценового облика. Выше залегают рыхлые пески мощностью
около 40 м, условно относимые к олигоцену.
Фиг. 21. Распространение отложений нижнего
олигоцена на Русской платформе
(по Н. М. Страхову)
1 — кварцевые пески, 2 —• песчано-глинистые осадки с
глауконитом (харьковская свита), 3 — майкопская сви-
та (главным образом черные и коричневые глины с про-
слоями песков и фауной рыб), 4 — глнны с остатками
Meletta. 5 — эффузивная толща.
Юго-восточнее отложения палеогена распространены
в Прикаспийской впадине, где местами обнажаются на по-
верхности и во многих пунктах вскрыты бурением. Они вы-
ражены здесь толщей глин и песчаников мощностью более
550 м и легко сопоставляются с описанными выше подраз-
делениями поволжского разреза.
Отложения палеогена, широко развитые на западе плат-
формы, в пределах Украинской синеклизы довольно резко
отличаются от восточных разрезов как номенклатурой, так
130
и литологическими особенностями (31, 109). В основании
палеоцена, вскрытого .во многих пунктах скважинами, а в
районе г. Сумы выходящего на поверхность, залегает сум-
ская свита мощностью 30—35 м. Она состоит из песчаников,
опок и глауконитовых песков, где найдены моллюски и мно-
гочисленные фораминиферы, устанавливающие палеоцено-
вый возраст свиты (102).
Выше залегает каневская свита, сложенная глауконито-
выми песками с прослоями глин и кремнистых песчаников
и конкрециями фосфоритов мощностью более 50 м. Она со-
держит Cyprina Scutellaria, Cucullaea aff. decussata, Car-
dium netschaewi и многочисленные фораминиферы, которые
позволяют отнести свиту к эоцену или, быть может, к верх-
ней части палеоцена.
Залегающая выше бучакская свита, относящаяся к сред-
нему эоцену, представлена кварцево-глауконитовыми пес-
ками и песчаниками с многочисленной фаУн°й Cassidaria
nodosa, Lucina gigantea, Ostrea flabellula, O. plicata и дру-
гими. Мощность ее достигает 70 м.
На восточном и южном склонах Украинского щита бу-
чакская свита представлена в континентальных песчано-
сланцевых угленосных фациях. Мощность угленосной толщи
составляет примерно 50 м, а бурых углей — местами достига-
ет 25 м.
Отложения киевской свиты верхнего эоцена мощностью
около 40 м состоят внизу из синевато-зеленоватых извест-
ковистых глин и фосфоритоносных песков, а вверху предста-
влены очень характерными голубыми мергелями и глинами.
Из многочисленной фауны, которая имеется в этой толще,
можно назвать Pecten idoneus, Spondylus tenuispina, S. buchi,
Ostrea gigantea.
К олигоценовым отложениям относятся две толщи: ниж-
няя из них получила название харьковской свиты,верхняя —
полтавской. Харьковская свита, вместе с залегающей выше
полтавской, обычно параллелизуется с нижней частью май-
копской серии Степного Крыма и Предкавказья, но литоло-
гически довольно сильно отличается от них: она представ-
лена главным образом кварц-глауконитовыми песками с
прослоями глин, кое-где кремнистых, опоковидных. В поро-
дах харьковской свиты обнаружено большое количество
моллюсков, из которых можно назвать Balanophyllia subir-
regularis, В. cornu, Ostrea prona. Мощность ее достигает
80 м, но в среднем составляет около 40 м. Последняя свита
палеогена — полтавская сложена морскими лагунно-озер-
ными и континентальными осадками и залегает на харьков-
ской свите трансгрессивно, причем в некоторых местах пере-
ходит на более древние отложения. В большинстве случаев
она образована белыми песками с каолиновым цементом,
9* 131
которые кое-где в основании содержат прослои бурых углей.
Иногда в песках встречаются «караваи» и прослои песчани-
ков. A'ionjHOCTb полтавской свиты около 60 м. В верхней ее
части встречается многочисленная флора аквитанского типа
и моллюски бурдигальского облика; поэтому нижняя часть
полтавской свиты относится к олигоцену, а верхняя — к мио-
цену.
Неоген. Как это хорошо видно на геологической карте,
неогеновые отложения, так же как и палеогеновые, раз-
виты в южной и отсутствуют в северной части платформы;
особенно широко они распространены на ее юго-западной
окраине.
К нижнему миоцену относятся пески и углистые сланцы
верхней части полтавской свиты, содержащие флору и фау-
ну аквитана и бурдигала. Неогеновые отложения, выделя-
ющиеся в виде обособленной толщи, начинаются на юго-за-
паде платформы с ограниченно распространенного гельвета,
который известен в долинах Днепра и Днестра, а восточнее
реки Дона — в Ергенях (31, 56). Сложен гельвет кварц-гла-
уконитовыми песками, глинами и известняками и содержит
в нижней части многочисленные остатки Oncophora socialis,
благодаря которым соответствующие отложения давно полу-
чили название онкофоровых слоев. Мощность гельвета не-
большая, чаще всего от нескольких метров до нескольких
десятков метров.
Отложения тортона, широко распространенные в юго-за-
падной части платформы, залегают с размывом, резко транс-
грессивно на гельвете и более древних отложениях, вплоть до
палеозойских (в долине Днестра, например, где широко рас-
пространен девон, на нем лежат непосредственно породы тор-
тона).
Тортонские отложения в разных районах начинаются с
отложений с Amussium denudatum и состоят из песков, глин,
известняков, часто ракушечниковых, кое-где с мощными про-
слоями гипсов и ангидритов. Местами тортон сложен угле-
носными отложениями со значительными скоплениями буро-
го угля. Эти породы, судя по их литологическому составу
и фауне, представляют собой мелководные прибрежно-мор-
ские и лагунные, реже континентальные образования. Они
охарактеризованы многочисленными моллюсками, морскими
ежами, червями, мшанками, литотамниевыми водорослями и
другими организмами. Некоторые из них рифообразующие —
это, прежде всего, мшанки и литотамниевые водоросли. Они
создают специфические формы накопления в виде известняко-
вых рифов, выделяющиеся в рельефе и известные под на-
именованием толтров (полоса толтров тянется от г. Терно-
поля на юго-восток). Мощность тортонских образований —
30—40 м.
132
Во многих районах в составе тортона выделяются (снизу
вверх) отложения тарханского, чокракского, караганского и
конкского горизонтов; последний некоторые исследователи
относят уже к сармату.
Сармат обычно делится на три части: нижний, средний и
верхний. Нижнесарматские отложения сложены песками,
оолитовыми известняками, глинами (кое-где загипсованны-
ми), местами с прослоями туфогенного материала. В север-
ной Молдавии нижнесарматские породы образуют полосу
толтров, сложенных мшанками и серпулами. Местами ниж-
ний сармат представлен исключительно песками и глинами.
Кроме серпул и мшанок, для нижнего сармата очень харак-
терны моллюски. Мощность нижнесарматских отложений —
от 40 до 50 м. Средний сармат образован также мшанково-
серпулевыми известняками, которые по простиранию заме-
щаются в одних местах мергелями, в других — песками и
песчаниками с прослоями глин. В ряде мест, кроме мшанок
и серпул, в среднесарматских отложениях встречается зна-
чительное количество моллюсков, главным образом из родов
Mactra и Cardium. Мощность среднего сармата, в отличие
от нижнего, изменяется в больших пределах — от 10 до 150 м.
Верхнесарматские отложения довольно широко распростра-
нены в северной Молдавии, где они представлены песками и
глинами с пресноводными моллюсками и остатками назем-
ных позвоночных. Л1ощность пород до 100 м. Севернее, в пре-
делах Подолии, эти отложения, по-видимому, отсутствуют.
Мэотис залегает на сармате иногда согласно, а в боль-
шинстве же случаев с размывом и представлен как континен-
тальными, так и морскими образованиями. Чаще всего это
кластические отложения: косослоистые пески, галечники,
конгломераты; в песках содержится пресноводная фауна
моллюски Unio. В других местах отложения мэотиса состоят
из глин и известняков с морской фауной — Congeria novo-
rossica и др. Мощность мэотических отложений достигает
в бассейне Дона 25 м.
Породы плиоцена распределены в южной части платфор-
мы очень неравномерно: нижняя часть разреза типична глав-
ным образом для юго-западной ее части, в то время как верх-
няя часть разреза более характерна для, ее юго-востока.
Отложения понта всюду располагаются трансгрессивно
с размывом на нижележащих толщах миоцена и чаще всего
сложены известняками, особенно обильными на Черномор-
ском побережье («одесские известняки»). В других пунктах
понтические образования представлены прибрежными пес-
чано-глинистыми толщами, замещающими известняки. Мощ-
ность понта колеблется от 10 до 80 м.
Вышележащие киммерийские отложения и породы куяль-
ницкого яруса известны только в Причерноморье — от Одес-
133
сы до Мелитополя. Киммерийские осадки вскрыты скважи-
нами и состоят из песчаных образований с прослоями бурых
железняков. Общая мощность толщи около 40 м. Куяльниц-
кий ярус в районе А1елитополя вскрыт скважинами, а в рай-
оне Одессы выходит на поверхность в виде песков и содер-
жит Monodacna vulgaris и другую фауну пресноводных и мор-
ских моллюсков.
В юго-восточной части платформы, особенно в пределах
Прикастшской впадины, широко распространены отложения
верхней части плиоцена — акчагыльские и апшеронские, ко-
торые отсюда протягиваются далеко на север, вдоль долины
Волги, Камы и Белой, выполняя крупную древнюю долину,
выработанную в среднем плиоцене. Акчагыльские породы
представлены главным образом глинами, местами с прослоя-
ми песков и галечников. В толще имеются многочисленные
пресноводные и морские моллюски. Подстилается морской
акчагыл континентальными кинельскими слоями. Мощность
акчагыла в Прикаспийской впадине достигает почти 400 м,
но по направлению на север уменьшается до 10 м (у Казани).
Апшеронские отложения занимают несколько меньшую пло-
щадь, особенно на севере. Состоят они также из песков и
глин разной мощности и содержат пресноводные и морские
моллюски. В Прикаспийской впадине мощность апшеронских
отложений также достигает 200 м, по направлению же на
запад она составляет не более 6—7 м.
Антропоген. Отложения четвертичной, или антропоге-
новой системы распространены в пределах Русской платформы
очень широко, но рассмотрены будут кратко, так как изучение
этих отложений составляет раздел геологии, уже давно выде-
лившийся в виде самостоятельной науки, специально изучаю-
щейся в высшей школе.
В северных районах платформы, особенно в прибалтийских
республиках и Белоруссии, широко развиты ледниковые обра-
зования в виде нескольких горизонтов морен, сложенных валун-
ными глинами и разделенные межледниковыми образовани-
ями — флювиогляциальными песками, реже глинами с торфя-
никами и листоватыми мергелями. Мощность морен каждого
из оледенений, так же как песков и глин межледниковых
эпох, достигает нескольких десятков метров.
Во внеледниковых областях на юге платформы одновремен-
но с ледниковыми отложениями формировался лёсс, образу-
ющий несколько ярусов общей мощностью в несколько десят-
ков метров. Синхронными с ледниковыми образованиями яв-
ляются песчаные и галечниковые отложения террас. У крупных
рек их бывает до шести-семи (56). Кроме того, на севере плат-
формы выделяются отложения неоднократной бореальной
трансгрессии, а на юге — многочисленных трансгрессий в бас-
сейне Черного и Каспийского морей. Эти морские образова-
134
ния представлены песками, ракушечниками и глинами с мно-
гочисленными пелециподами и нередко достигают значитель-
ной мощности: например, толща песчано-глинистых пород
так называемой хазарской трансгрессии в Прикаспийской
низменности составляет почти 100 м.
Посмотрим теперь, какие преобразования претерпела Рус-
ская платформа в результате послегерцинского этапа ее раз-
Фиг. 22. Альпийская структура Русской платфор-
мы (по Н. С. Шатскому)
1 — поднятая часть платформы, 2 — некоторые слабые
прогибы на поднятой части платформы, 3 — синеклизы,
4 — наиболее прогнутые части синеклиз, 5 — поднятия в
Альпийском краевом прогибе, 6 — наиболее прогнутые
части краевого прогиба, 7 — Альпийский краевой про-
гиб, 8 — границы синеклиз, 9 — границы областей ниж-
не- и верхнепалеозойской складчатости. 10 — Альпий-
ская складчатая зона.
вития. На геологической карте видно, что большая северная
часть платформы и южная ее часть резко отличны по харак-
теру осадконакопления в мезозое и кайнозое: на севере юра
и нижний мел развиты более или менее полно, но занимают
сравнительно небольшие участки, верхний мел распространен
очень слабо, палеоген и неоген практически отсутствуют. Та-
ким образом, в течение огромного промежутка времени, начи-
ная от герцинского этапа развития, северная часть платфор-
мы осталась почти в том же виде, как в начале юрской транс-
грессии. Что касается южной части платформы, то, начиная
же с юры (и даже триаса), здесь имели место значительно
более резкие прогибания, чем на севере. Особенно энергично
135
прогибания происходили в конце мезозоя и в первой половине
кайнозоя, когда возникали довольно мощные толщи верхнего
мела, палеогена и неогена. Эта картина хорошо изображена
на палеотектонической схеме Н. С. Шатского (фиг. 22).
Отдельные прогибы южной части платформы образуют две
четко выраженных полосы: северную и южную. Южная отно-
сится к Южнорусской плите и зоне альпийской складчатости,
которые рассматриваются ниже. Северная полоса состоит из
системы отдельных прогибов: на крайнем юго-востоке выделя-
ется обширная зона энергичных опусканий с мощным накопле-
нием разновозрастных осадков, начиная от раннемезозойских
и среднемезозойских до позднекайнозойских (миоценовых).
Как уже было сказано, в герцинской структуре эта Прикас-
пийская впадина выделялась совершенно четко. В альпийской
структуре она имеет более крупные размеры и соединяется на
западе с другим, крупным отрицательным структурным элемен-
том — Украинской синеклизой, сформированной на месте гер-
цинской Днепровско-Донецкой впадины; синеклиза эта, как
хорошо видно на геологической карте, выражена огромной
площадью распространения мела, палеогена и неогена. За-
паднее Украинская синеклиза в свою очередь соединяется со
следующей отрицательной структурой — Польско-Литовской
синеклизой. Таким образом, Украинская и Польско-Литов-
ская синеклизы в альпийском этапе развития платформы об-
разуют вместе с Прикаспийской впадиной единую цепочку
отрицательных тектонических элементов, какой, как легко
видно из палеотектонических схем, в герцинской структуре нет.
МАГМАТИЗМ
В проявлениях магматизма платформенного этапа разви-
тия Русской платформы еще много неясного. По единодушно-
му мнению геологов, наиболее древними, типично платфор-
менными породами являются граниты рапакиви. Они сфор-
мированы, вероятно, ранее самых древних пород платфор-
менного чехла; эта группа изверженных пород рассмотрена
выше. Позднее вспышки магматической активности происхо-
дили неоднократно, особенно в краевых частях платформы,
в результате чего образовались разновозрастные комплексы
магматических пород, преимущественно щелочного и основ-
ного состава. При изучении структурного положения масси-
вов этих пород обычно устанавливается их связь с крупны-
ми тектоническими швами, разделяющими различно постро-
енные структурно-фациальные зоны.
Одни из наиболее древних магматических пород, форми-
ровавшиеся одновременно с толщами платформенного чехла,
— это покровы базальтов и долеритов, обнаруженные буре-
нием среди рифейских отложений в Волго-Уральской обла-
сти, на южной окраине Московской синеклизы и в западной
136
части платформы (56, 91). Довольно мощные тела выявлены
в западных районах, где мощность отдельных покровов диа-
базов достигает 50 м. Соответствующие по составу и, по-ви-
димому, по условиям образования эффузивные тела на восто-
ке платформы не превышают по мощности 3 м.
На северо-западе платформы, особенно на Кольском полу-
острове, широко распространена очень своеобразная форма-
ция щелочных и нефелиновых сиенитов, а также щелочных
пород, кровно связанных с ультраосновной магмой (129).
Главная масса, интрузивных тел этой группы прослеживается
в центральной части полуострова в виде пояса северо-запад-
ного протяжения и связана с системой глубоких разломов
в зоне сочленения архейского Беломорского массива и Коль-
ской зоны протерозойской складчатости.
Интрузивы этой группы обычно имеют сложное строение
и сформированы в несколько этапов. Наиболее ранние вне-
дрения представлены основными и ультраосновными порода-
ми, которые сменяются сначала телами нефелиновых и щелоч-
ных сиенитов, затем щелочными, а местами обычными кис-
лыми гранитами. Некоторые крупные тела стратифицированы
и представляют собой интрузивы трещинного, а также цент-
рального типа с кольцевым строением. Величина отдельных
массивов достигает 3000 км2. С массивами пространственно
тесно связаны крупные дайки и пластообразные тела диа-
базов, в ряде мест секущие щелочные граниты.
Возраст пород описанной группы еще не установлен с же-
лательной точностью. Значения абсолютного возраста, опре-
деленные для отдельных массивов, колеблются в широком
диапазоне: от 1540 млн. до 320 млн. лет. Поэтому можно
думать, что в группе объединены разновозрастные образова-
ния — от нижнепротерозойских до среднепалеозойских.
В различных участках платформы наблюдаются также
проявления среднепалеозойского магматизма. К упомянутой
уже тектонической зоне на Кольском полуострове приурочены
крупные интрузивы, относящиеся к формации щелочных по-
род - это знаменитые Хибинский и Ловозерский массивы. Они
представляют собой очень сложные по составу многофазные
платформенные интрузивы, содержащие комплекс разнообраз-
ных нефелиновых сиенитов и других щелочных и ультращелоч-
ных пород, вплоть до йолитов и уртитов. В отдельных участ-
ках Хибинского и Ловозерского массивов, особенно в первом,
вместе с нефелином имеются большие массы апатитов, форми-
рующих огромные Хибинские месторождения. В отношении
возраста этих массивов собраны более или менее определен-
ные геологические данные. В них обнаружены ксенолиты оса-
дочных пород с флорой верхнедевонского возраста, так что
эти образования скорее всего позднедевонские. Они сформиро-
ваны, вероятно, в результате энергичных среднепалеозойских
137
движений, которые установлены в области каледонид Сканди-
навии (297).
Среднепалеозойские изверженные породы известны в Ти-
манском кряже, где между средним и верхним девоном про-
исходили довольно мощные излияния пород основного соста-
ва, которые пластуются с девонскими образованиями. Этим
и определяется их возраст. Кроме того, здесь широко распро-
странены дайки основных пород, тесно связанные с покрова-
ми диабазов и тоже имеющие среднепалеозойский возраст.
Довольно энергичный среднепалеозойский вулканизм про-
исходил и в Днепровско-Донецкой впадине. В районе г. Чер-
нигова в составе девонской толщи бурение вскрыло вулкано-
генные образования. Они располагаются под соленосной сви-
той и относятся к верхнему девону (280). Магматические по-
роды входят в состав более чем километровой эффузивно-
осадочной толщи и слагают до десяти покровов мощностью от
нескольких метров до 140 м. Кроме базальтов, здесь известны
порфириты, полевошпатовые пироксениты и гипабиссальные
тела трахидолеритов. Породы диабазового состава в виде
крупных глыб и брекчий встречены в Ромейском и Исачков-
ском соляных куполах. Подъем магмы базальтового субстрата
связан здесь с зоной глубинных разломов, протягивающейся
вдоль северного края Украинского щита и отграничивающей
его от Днепровско-Донецкой впадины и Донбасса.
Верхнепалеозойские проявления магматической деятель-
ности известны в крайней восточной (Приазовской) части Ук-
раинского щита, в области, прилежащей к Донбассу, и будут
рассмотрены ниже.
тектоника
Верхний структурный этаж Русской платформы, в состав
которого входят отложения, начиная от верхнего докембрия,
представляет собой не горизонтально залегающий на склад-
чатом докембрии чехол, а довольно сложнопостроенный комп-
лекс своеобразных структур. Складки верхнего структурного
этажа платформ не имеют ничего общего с теми складками,
которые возникают в областях, переживающих геосинклиналь-
ный этап развития. Для их обозначения применяются различ-
ные наименования, однако наибольшее распространение при-
обрели термины, предложенные А. П. Павловым и Н. С. Шат-
ским; этими терминами мы и будем пользоваться (304, 306).
Кроме синеклиз и антеклиз — структурных элементов пер-
вого порядка, выделяются более мелкие осложняющие струк-
турные формы второго порядка валы, флексуры, купола,
плакантиклинали и разнообразные соляные структуры.
Плакантиклинали, как и другие платформенные антикли-
нальные формы, — это очень пологие складки, которые обычно
могут быть выявлены только путем геологического картиро-
138
вания. В большинстве случаев углы падения в их крыльях
измеряются градусами либо даже долями градуса, и только в
некоторых плакантиклиналях, ясно выраженных в современ-
ном эрозионном срезе, углы падения крутые. Есть плаканти-
клинали, в которых крутизна крыльев достигает нескольких
десятков градусов, а иногда пласты стоят вертикально. В их
строении нередко ярко проявлена асимметрия, выражающаяся
в том, что одно из крыльев отличается значительной крутизной
и нередко представляет собой четко выраженную флексуру.
Строение плакантиклиналей в деталях бывает очень слож-
ным, так как они обычно осложнены многочисленными струк-
турными формами более высокого порядка — куполами и раз-
деляющими их понижениями. Представление о разнообразии
форм этих платформенных структур легко получить при рас-
смотрении немногочисленных примеров хорошо изученных
плакантиклиналей (фиг. 23).
Плакантиклинали иногда наблюдаются обособленно, но ча-
ще образуют серию расположенных цепочками складок, тяну-
щихся нередко на многие десятки и даже сотни километров.
Такие цепочки вытянутых в одну линию плакантиклиналей но-
сят название валов (Окско-Цнинский, Сухонский и другие).
Система плакантиклиналей и валов на платформе, как это вид-
но из тектонической карты, на первый взгляд имеет совершен-
но хаотическое пространственное расположение. Иногда валы,
находящиеся в непосредственной близости, перпендикулярны
друг к другу. Особенность плакантиклиналей заключается и в
том, что они не сопровождаются сопряженными отрицательны-
ми структурами, в геосинклинальных же областях антикли-
нальным складкам сопутствуют связанные с ними синклинали.
Плакантиклинали развиваются чаще всего на крыльях ан-
теклиз и синеклиз. Характерно, что центральные части ан-
теклиз простого строения никогда не осложнены этими фор-
мами второго порядка, как это нередко наблюдается в цент-
ральных частях синеклиз. Примером может служить Сухон-
ский вал, осложняющий Московскую синеклизу. Валы имеют
различную ориентировку: по отношению к простиранию крыль-
ев крупных структур они могут занима-ть продольное, попереч-
ное или диагональное положение.
В пределах платформы выделяется еще одна своеобраз-
ная группа тектонических форм второго порядка, в которой
объединяются соляные структуры, широко распространенные в
Прикаспийской и Днепровско-Донецкой впадинах.
Среди соляных куполов выделяются структуры закрытого и
открытого типа: в первых соль выходит непосредственно на по-
верхность, а во вторых перекрыта молодыми отложениями.
Перейдем теперь к систематическому рассмотрению текто-
ники платформенного чехла, в строении которого ясно выделя-
ются три главные зоны. На тектонической карте видно, что в
139
Фиг. 23. Типы плакантиклиналей Русской платформы (по Н. С. Шатскому)
1 — жигулевский тип плакантиклинали, 2, 3 — плакантиклинали саратовского типа,
4 — туймазинский тип плакантиклинали, 5 — бугурусланский тнп плакантиклинали
На рис. I нзолииии проведены через 20 м, в смыкающем крыле флексуры — через
100 м (по швагериновому горизонту); на рис. 2 показаны изолинии кровли средней
юры; на рис. 3 — изолинии по альбскому фосфоритовому горизонту; на рис. 4 —
изолинии кровли каменного подъяруса казанского яруса; на рис. 5 — изолинии кров-
ли надсолевых ангидритов.
центральной части платформы протягивается почти в широт-
ном направлении система антеклиз — Белорусская, Воронеж-
ская и Волго-Уральская. Севернее и южнее этой центральной
«оси» платформы располагаются системы крупных отрица-
тельных структур. Кроме того, на северо-западе платформы
и в ее юго-западной части выделяются еще два крупных поло-
жительных структурных элемента — Балтийский и Украин-
ский щиты, строение которых рассмотрено при характеристи-
ке нижнего структурного этажа, а на северо-востоке — ориги-
нальное Тиманское поднятие. Основу всех этих положитель-
ных элементов составляют выступы докембрийского фунда-
мента, непосредственно выходящие на поверхность или погре-
бенные на разной глубине под отложениями платформенного
чехла (фиг. 24).
Белорусская и Воронежская антеклизы имеют простое стро-
ение и представляют собой высоко приподнятые выступы фун-
дамента в виде широких плоских сводов, на которых залегает
сравнительно маломощная, в первые сотни метров, толща оса-
дочных отложений палеозоя и, местами, мезозоя. Кровля
докембрийских образований, слагающих ядра этих антеклиз,
неравномерно погружается во всех направлениях, обусловли-
вая их несимметричность. Особенно резко выражена асиммет-
рия в строении Воронежской антеклизы, которая имеет очень
пологое северное крыло, обращенное к Московской синеклизе и
крутое юго-западное крыло, осложненное к тому же системой
ступенчатых разломов на границе с Днепровско-Донецкой впа-
диной и складчатыми структурами Донбасса.
Белорусская антеклиза соединяется суженной перемыч-
кой — Бобруйской седловиной, или мостом с Воронежской ан-
теклизой. На севере более широкая седловина — Латвийская
соединяет ее с Балтийским щитом. Юго-восточный склон Во-
ронежской антеклизы, примыкающий к Прикаспийской впа-
дине, осложнен складками второго порядка, образующими вы-
тянутый в северо-восточном направлении Доно-Медведицкий
вал, К северо-востоку от последнего располагается сложная
система саратовских дислокаций в виде плакантиклиналей раз-
ной формы, отделенных от Доно-Медведицкого вала прогибом.
Волго-Уральская антеклиза, в отличие от Белорусской и Во-
ронежской антеклиз, имеет очень сложное строение. Это опре-
деляется наличием в ее основании нескольких выступов до-
кембрийского фундамента, разделенных впадинами, которые
выполнены отложениями среднего и верхнего палеозоя и раз-
новозрастными осадками мезозоя. В западной части антекли-
зы выделяется изометрическое Токмовское поднятие. В сводо-
вой части его докембрийские кристаллические породы припод-
няты наиболее высоко и залегают на глубине около 1 км.
В южной части поднятие осложнено небольшим Сурско-Мок-
шинским валом, протягивающимся в северо-западном направ-
141
лении. Восточнее Токмовского поднятия расположены крупные
валы — Вятский, Камский и Жигулевский, для каждого из ко-
торых характерны свои особенности строения. Жигулевский
Фиг. 24. Схема основных тектонических элементов кристалличе-
ского фундамента Русской платформы (по А. А. Бакирову)
Области поднятий докембрийского кристаллического фундамента: 1 —
щиты: I. Балтийский, II. Азово-Подольский (Украинский); 2 — склоны
щитов; 3 — выступы: III- Воронежский; 4 — склоны выступов; 5 —
погребенные своды: IV. Белорусский, V. Токмовский. VI. Котельнический.
VII. Татарский. VIII. Средневолжскнй, IX. Башкирский; X. Тиманский
выступ.
Области погружения кристаллического фундамента: впадины фундамен-
та (цифры на фигуре): 1 — Среднерусская, 2 — Прикаспийская, 3 —
Саратове-Рязанская, 4 — В ятско. Камская, 5 — Мелекес-Радаевская,
6 — Днепровско-Донецкая, Предгорные краевые прогибы: А — Пред-
уральский, Б — Печорский, В — Азово-Кубанский, Г — Причерномор-
ский. Прогибы фундамента в пределах плиты: а — Латвийский, б —
Оршанский, в — Припятьский, г — Ульяновский.
6 — внешняя граница распространения герцииских складчатых соору-
жений Урал'л 7 — граница Предуральского прогиба, 8 — внешняя граница
донецкого герцинского складчатого сооружения, 9 — область погребен-
ного герцинского складчатого сооружения, 10 — внешняя граница рас-
пространения соляной тектоники, 11 — зоны валоподобных поднятий в
осадочном комплексе.
вал имеет очень пологое южное крыло с падением всего в не-
сколько градусов и весьма' крутое флексурообразное северное
крыло, Вятский же вал состоит из серии сменяющих друг дру-
га плакантиклиналей, выраженных на геологической карте
142
появлением среди татарских отложений пород казанского яру-
са, а местами и нижней перми. Кроме валов и протяженных
флексур, таких, как Жигулевская и Бугурусланская, восточная
часть антеклизы осложнена крупными плакантиклиналями —
Туймазинской и другими. Наиболее значительные прогибы,
осложняющие Волго-Уральскую антеклизу, расположены в ее
южной части — это Мелекесский палеозойский и Ульяновско-
Саратовский мезозойский прогибы. В первом из них докемб-
рийский фундамент погружен на глубину около 3000 м.
Южная часть антеклизы отделяется от Прикаспийской впа-
дины системой флексур.
Восточнее Волго-Уральской антеклизы, в краевой части
платформы, вдоль Предуральского краевого прогиба протя-
гивается крупная Уфимская плакантиклиналь. Очертаниями
своего восточного крыла она повторяет направления крупных
структурных элементов близлежащей части Уральской склад-
чатой системы (306). Наиболее приподнятая часть этой струк-
туры располагается в районе южнее р. Юрюзани, где плакан-
тиклиналь как бы разделяется на две части системой почти по-
перечных дислокаций — Бирючевской флексурой, представ-
ляющей собой продолжение Ашинского разлома, и Каратау-
ским взбросом (обе эти структуры будут охарактеризованы
при рассмотрении Предуральского краевого прогиба). Отсюда
наблюдается постепенное погружение плакантиклинали на се-
вер. Это превосходно отражено на геологической карте посте-
пенным сужением полосы сакмарских и артинских отложений
и их окончательным погружением под кунгурские в районе
р. Сылва, где, таким образом, отмечается периклинальное
окончание структуры. По направлению от бассейна р. Юрюза-
ни к югу наблюдается такая же картина, но здесь в наиболее
приподнятой части плакантиклинали обнажаются кунгурские
породы, сменяющиеся на крыльях уфимскими. Периклиналь-
ное окончание южной части Уфимской плакантиклинали,
которая нередко выделяется в самостоятельную структуру под
названием Охлебинино-Рязановского поднятия, или плаканти-
клинали, намечается на юге, в районе г. Стерлитамака. За-
падное крыло плакантиклинали всюду очень пологое, а во-
сточное — крутое, с падением слоев до нескольких градусов.
В ряде мест описываемая структура осложнена вторичными
дислокациями в виде куполов, особенно в восточном ее крыле.
Очень интересными особенностями строения отличается
Таманское поднятие. Его недостаточная изученность из-за не-
благоприятных условий обнаженности и сложное строение вы-
зывают разногласия среди геологов не только о возрасте
складчатой структуры, но и относительно морфологии и гене-
зиса тектонических форм этого поднятия. Некоторые исследо-
ватели считают, что Тиман является ответвлением Урала и
поэтому их следует рассматривать как единое целое. Однако
143
такие представления не могут считаться достаточно обосно-
ванными прежде всего потому, что Уральская складчатая сис-
тема — это классическое герцинское складчатое сооружение,
тогда как отложения Тимана, начиная с силура и девона, име-
ют типично платформенный характер, как и сложенные ими
структурные формы. Таким образом, Тиман сформировался
как складчатая область значительно раньше Урала и причле-
нился к платформе, как считает Н. С. Шатский, в результате
складкообразовательных движений байкальского этапа. По
мнению А. Д. Архангельского, Тиман — типичное платфор-
менное сооружение, не отличающееся от структур типа Доно-
Медведицкого вала.
Средне- и верхнепалеозойские отложения на Тимане обра-
зуют серию крупных, широких и пологих складок платформен-
ного типа, вытянутых в северо-западном направлении. Одна
из наиболее характерных особенностей этих складок — очень
пологое, практически горизонтальное залегание пород в цент-
ральных частях синклиналей и в сводах антиклиналей. Крылья
же их отличаются значительной крутизной, что придает склад-
кам четко выраженный коробчатый облик.
Рифейские и, возможно, нижнекембрийские отложения, вы-
ходящие в ядрах крупных антиклиналей, имеют такой же
план деформаций, как и в платформенном чехле, но дисло-
цированы они сложнее, особенно в крыльевых частях складок.
Складчатая структура разбита крупными продольными на-
рушениями, благодаря чему в целом поднятие Тимана можно
охарактеризовать как многоступенчатый горст.
Оригинальные воззрения на строение и историю развития
Тимана высказаны П. Е. Оффманом (189, 190). Он считает,
как и А. Д. Архангельский, что Тиман — это структура плат-
форменного типа, формировавшаяся в течение длительного
времени, начиная от протерозоя, в результате неравномерных
опусканий Московской и Печорской синеклиз. В качестве глав-
ных элементов структуры Тимана П. Е. Оффман выделяет пять
вытянутых в северо-западном направлении плоских ступеней,
под которыми понимаются участки с очень пологим, местами
горизонтальным залеганием слоев. Ширина наиболее крупной
и высоко приподнятой Четласской ступени 60 км при длине
около 230 км. Борта этой ступени крутые и раздроблены раз-
рывными дислокациями, что придает ей характер горста. По
направлению к Печорской синеклизе спускаются еще три сту-
пени, причем каждая из них располагается на более низком
гипсометрическом уровне; между Четласской ступенью и Мос-
ковской синеклизой протягивается только одна узкая и невы-
сокая ступень. Соседние ступени сочленяются простыми, «спа-
ренными» и более сложными флексурами и моноклиналями
(фиг. 25, а, б) с падением слоев в них до 50—60° и нередко
осложнены продольными разрывными нарушениями. Подобное
144
строение одинаково характерно как для пород среднего
и верхнего палеозоя, так и протерозойских толщ нижнего
структурного этажа. Отличия между ними, по представлени-
ям указанного исследователя, заключаются лишь в интенсив-
ности дислокаций, которые в метаморфических толщах рифея
в узких участках сочленения ступеней достигают особенной
сложности. Неравномерным опусканием Московской и Печор-
Фиг. 25. Схемы строения некоторых структурных
форм Тиманского поднятия (по П. Е. Оффману)
а» б — простая и спаренная флексуры, в — схема соот-
ношения Тиманского вала с Московской и Печорской
синеклизами.
1 — Московская синеклиза. 2 — Тиманский вал, 3 —
Печопекая синеклиза.
ской синеклиз и разделяющего их Тиманского поднятия, ко-
торое является поверхностным выражением внутриплатфор-
менного глубинного разлома (фиг. 25, в), П. Е. Оффман
объясняет все особенности строения этого поднятия. Он счи-
тает, что оно по морфологии и генезису структур очень сход-
но с Доно-Медведицким, Жигулевским и другими валами
внутренних частей платформы.
В северной части Русской платформы расположены четыре
крупные отрицательные структуры — Балтийская, Москов-
ская, Глазовская и Печорская синеклизы (последнюю, впро-
чем, правильнее именовать Печорской впадиной). Вместе с
этими отрицательными структурами описывается и Пачелм-
ский прогиб, тесно связанный с Московской синеклизой.
Балтийская синеклиза ограничивается в пределах Совет-
ского Союза с юга Белорусской антеклизой, а на востоке от-
деляется от Московской синеклизы Латвийской седловиной;
северная ее часть покрыта водами Балтийского моря. В на-
иболее глубокой части этой, еще недостаточно изученной,
структуры фундамент опущен ниже уровня моря более чем
на 2 км. Она возникла как остаточная впадина в начале
среднего палеозоя в западной части древнего прогиба, кото-
Ю Е. М. Лазько
145
рый в рифее и нижнем палеозое разделял Балтийский и
Сарматский щиты.
Для характеристики Московской и Г лазовской синеклиз
и Пачелмского, или Рязано-Саратовского прогиба мы восполь-
зуемся кратким и ясным описанием Н. С. [Датского. «В север-
ной части Русской платформы располагается обширная Мос-
ковская синеклиза. С северо-запада она ограничивается скло-
нами Балтийского щита, с юго-запада и юга обрамляется
Белорусской,Воронежской и Волго-Уральской антеклизами, на
востоке — сливается с Глазовской синеклизой, а с северо-
востока' ограничена поднятием Тимана. Крылья ее имеют раз-
личное строение. Юго-западное крыло, обращенное в сторону
Воронежской антеклизы, осложнено пологими флексурами;
средний наклон его не превышает 1,5—2 м на 1 км. Юго-вос-
точное крыло, по-видимому, осложнено рядом вилообразных
поднятий и плакантиклиналей; северо-западное — имеет фор-
му обширной моноклинали (наклон поверхности фундамента
в его пределах определяется в 2—3 м на 1 км). Строение
северо-восточного крыла еще недостаточно исследовано. Не
исключена возможность, что вдоль Тимана протягивается глу-
бокая впадина, образовавшаяся над зоной вероятного сочле-
нения карельской и рифейской складчатостей. Некоторым под-
тверждением этого служат не вполне еще проверенные сведе-
ния о развитии соляных куполов севернее г. Сыктывкара (Сере-
говские купола). Внутренние части Московской синеклизы
осложнены системой плакантиклиналей Сухонского вала
(Солигаличская и др.), вытянутых с юго-запада на северо-
восток, вдоль ее оси.
Московская синеклиза является древней впадиной Русской
платформы, существовавшей в виде крупного прогиба уже в
рифейское и нижнепалеозойское время. В ее пределах развит
полный стратиграфический разрез платформенного чехла, на-
чинающийся комплексом рифейских образований и венчаю-
щийся отложениями верхнего мела.
Московская и Прикаспийская синеклизы соединяются меж-
ду собой узким, но достаточно глубоким Пачелмским проги-
бом. Эта крупная грабенообразная впадина открывается как
на северо-запад, так и на юго-восток. Она энергично формиро-
валась еще в рифейский и каледонский этапы развития плат-
формы, заполнившись в это время мощной (более 1000 Л1)
толщей песчано-глинистых пород. В эту эпоху она разделяла
Сарматский щит и располагавшийся на месте современной
Волго-Уральской антеклизы другой крупный древний щит.
Движения девонского и каменноугольного периодов в области
Пачелмского прогиба слабо заметны, но в верхнеюрское вре-
мя на его месте снова развилась зона активных опусканий,
служившая широким проливом для морских трансгрессий.
Вдоль осевой части Пачелмского прогиба фундамент платфор-
146
мы погружен на глубину до 2—2,5 км. Его северо-восточный
склон осложнен системой дислокаций Керенско-Чембарского
вала, на северо-западном продолжении которого находится
крупный Окско-Цнинский вал, обрамляющий с северо-запада
Токмовское поднятие Волго-Уральской антеклизы.
Глазовская синеклиза отделяется от Московской пологим
поднятием Вятского вала. Она представляет собой плоскую и
достаточно глубокую впадину (глубина фундамента в ней ко-
леблется от 2200 до 2700 м), сливающуюся на востоке с Пред-
уральским краевым прогибом. Эта впадина заполнена мощной
осадочной (карбонатной и терригенной) толщей средне- и верх-
непалеозойских отложений, в которой особенно значительное
развитие имеют породы пермской системы» (317).
К сказанному можно добавить, что по более древним гори-
зонтам палеозоя и фундаменту вместо Глазовской синеклизы
выделяется Котельнический выступ фундамента, протягиваю-
щийся в долготном направлении от Чебоксар к Сыктывкару, и
к востоку от него — Вятско-Камская впадина (115).
Последняя из серии крупных отрицательных структур се-
верной части платформы — Печорская впадина располагается
между Тиманом, Пайхоем и Северным Уралом. О ее внутрен-
нем строении известно еще очень мало. Впадина выполнена
мощными толщами палеозоя и мезозоя, залегающими, по мне-
нию большинства исследователей, на рифейском складчатом
основании, хотя в северо-восточной части впадины возможен
архейский массив, о котором в свое время писал А. П. Карпин-
ский. В средней части впадины проходит полоса куполовидных
поднятий и складок, известная под названием Печорской гря-
ды. Она тянется от устья р. Щугор, где смыкается со склад-
ками Урала, на северо-запад, по направлению к г. Нарьян-
Мару (97, 254). В районе ст. Печора куполовидные структуры
прекрасно выражаются на геологической карте (Кожвинские
дислокации). В других пунктах гряды складчатая природа
обнаруженных геофизиками локальных максимумов силы тя-
жести подтверждена бурением. В некоторых складках кру-
тизна крыльев достигает значительной величины, с падением
слоев до 40° и более. С юго-запада вдоль всей полосы подня-
тий прослеживается флексурный перегиб, а некоторые складки
осложнены крупными сбросами. В целом по своему строению
Печорская гряда напоминает некоторые валы центральных
частей платформы. Наиболее неясно строение предполагаемого
продолжения этой полосы дислокаций между Нарьян-Маром
и р. Печорой, где выявлены только два локальных максимума
силы тяжести. Геофизические исследования, проведенные в
Большеземельской тундре, также позволяют предполагать на-
личие почти меридионального поднятия в бассейне р. Колвы
(Колвинский свод) и еще ряда положительных и отрицатель-
ных структур.
10*
147
В южной части Русской платформы выделяются три круп-
ные отрицательные структуры. Самая крупная из них —
Прикаспийская впадина занимает обширную территорию в
юго-восточной части платформы, примыкая с севера к Кас-
пийскому морю. В некоторых участках Прикаспийская впадина
имеет довольно четкие ограничения в виде флексур. Так, юго-
восточный борт Доно-Медведицкого вала переходит в резко
выраженную Волгоградскую флексуру, которая на значитель-
ном протяжении ограничивает Прикаспийскую впадину с се-
веро-запада. Северная граница впадины также местами пред-
ставлена в виде четко выраженных флексур — таких, напри-
мер, крупных, как Токаревская и Бузулукская. Они развива-
лись в течение огромного промежутка времени, от палеозоя
до кайнозоя, и являются выражением глубинных разломов в
верхнем структурном этаже. Во всяком случае, это довольно
у веренно можно утверждать в отношении Волгоградской флек-
суры (313). В юго-западной части Прикаспийская впадина
граничит с Южнорусской плитой, а на востоке сливается с
Предуральским краевым прогибом. Относительно юго-восточ-
ной границы впадины и ее строения в этой краевой части
Н. С. Шатский пишет следующее: «На юго-восточном краю
Прикаспийской синеклизы несколько севернее Устюрта дав-
но была известна субширотная полоса положительных анома-
лий силы тяжести. Одно время считали, что наличие этой по-
лосы связано с существованием погребенных складчатых соо-
ружений, соединяющих Урал с Донбассом. В настоящее время
бурением установлено, что указанный максимум силы тяжести
соответствует платформенному поднятию, в своде которого
непосредственно под юрою залегают известняки верхнего и
среднего карбона. Это поднятие получило название Южно-
Эмбенской плакантиклинали. Свод его, судя по геофизическим
данным, на большом протяжении рассечен разломом. На юж-
ном его крыле некоторые горизонты карбона представлены
уже грубыми обломочными породами, возможно, входящими в
состав молассовой формации расположенного южнее краевого
прогиба герцинид. Мезозойские и третичные осадки над Южно-
Эмбенской плакантиклиналью не образуют унаследованной
структуры и спокойно погружаются в южном направлении под
Устюрт. В свете изложенных данных граница Прикаспийской
синеклизы и вместе с тем Русской платформы проводится на
карте вдоль разлома, рассекающего свод Южно-Эмбенской
плакантиклинали, и оттуда на запад-северо-запад севернее
г. Астрахани, где бурением вскрыты под горизонтальной юрой
дислоцированные нижнепермские отложения, не отличимые
по составу от отложений того же возраста в краевом прогибе
Актюбинско-Чкаловского Приуралья» (317).
Фундамент впадины, по данным геофизики, местами погру-
жен на огромную глубину, порядка 10 км, но в участках под-
148
нятий, осложняющих внутреннее строение впадины, располо-
жен ближе к поверхности. Впрочем, поднятия эти здесь, так
же как и впадины, пока' выделяются довольно гипотетически
на основании только гравиметрических и сейсмических данных.
Среди таких поднятий крупнейшими считаются Хобдинское и
Аралсорское в восточной части Прикаспийской впадины (им
соответствуют максимумы силы тяжести и особый характер
соляной тектоники) и Баскунчакское — в западной части впа-
дины. Крупнейшим прогибом считается Новоузенский (115).
Кроме того, некоторые исследователи предполагают сущест-
венную роль крупных разрывов в строении впадины (283).
Характернейшая особенность строения впадины — пов-
семестное развитие соляных куполов, ядра которых сложены
главным образом солью пермского возраста. Особенно много-
численны соляные структуры в юго-восточной части впади-
ны — в Урало-Эмбенской соляно-купольной области, где они
занимают свыше половины ее площади.
Некоторые купола вытягиваются в виде дугообразных
цепочек, конфигурация которых связана с изменениями мощ-
ности вмещающих пород (фиг. 26) и границами отдельных
тектонических зон, осложняющих Прикаспийскую впадину.
Этим намечается определенная зависимость солянокупольной
тектоники от формирования более крупных структурных эле-
ментов.
Купола различаются между собой размерами, формой,
мощностью соляного ядра, глубиной его залегания и крутиз-
ной склонов, характером дислокаций надсолевых отложений
и другими признаками. Величина куполов в плане колеблется
от долей квадратного километра до нескольких сотен квад-
ратных километров. Мощность ядра по данным гравиметрии
достигает 2—4 км, а в отдельных случаях, вероятно, еще боль-
ше (178). Сводовая часть ядра бывает плоской или осложне-
на дополнительными поднятиями, склоны обычно асимметрич-
ны, с углами наклона от 15—20° до 70—80°. Огромное боль-
шинство куполов принадлежит к закрытому типу и лишь не-
значительное их количество — к открытому.
По характеру взаимоотношений ядра и вмещающих пород
выделяется несколько типов куполов — от наиболее просто
построенных, в которых надсолевые отложения почти не ди-
слоцированы, до самых сложных, имеющих диапировый харак-
тер (фиг. 27). Внутреннее строение куполов особенно ослож-
няется при широком развитии сбросов (фиг. 27 Л). Простран-
ство между куполами, или межкупольные зоны, представляют
собой глубокие чашеобразные мульды или обширные синкли-
нальные прогибы, также осложненные сбросами (фиг. 28 Б).
Условия формирования солянокупольных структур выясне-
ны недостаточно полно. Некоторые исследователи считают,
что эти структуры образуются при общетектонических напря-
149
Фиг. 26. Байчунасский меловой прогиб по изопахитам нижне-
го альба (по Ю. А. Косыгину)
1 — соляные купола, 2 — изопахиты нижнего альба.
Фиг. 27. Типы соляных куполов
(по Н. В. Неволину)
Д — Диапировая солянокупольная структура: 1 — пес-
чано-глинистая толща верхней перми, 2 — гипс, 3 — соль.
Б — Тип скрыто-прорванной солянокупольной структуры.
В — Разрез по сейсмическому профилю «однокрылой»
структуры: 1 — отражающие горизонты, 2 — соль.
150
Б
Фиг. 28. Строение главных структурных форм Урало-Эмбенской области
А - Геологическая н структурная карта купола Макат (по Н. П, Тимофеевой и Л. И. Юровой): 1 — сенон-турон, 2 — альб-
сеномаи, 3 — апт, 4 — неоком, S — гора, 6 — изогипсы по кровле соли. Б — Межкупольная зона Доссор-Макат (по Н, В.
Неволину): 1 — сейсмонзогипсы по подошве неокома, 2 — сбросы по сейсмическим данным.
жениях в результате высокой пластичности соли. Другие по-
лагают, что решающее значение имеет нагрузка вышележа-
щих пород, благодаря чему соль с меньшим удельным весом,
чем вмещающие породы, выдавливается вверх по трещинам.
Оба эти свойства соли — большая пластичность и малый
удельный вес —- безусловно играют важную роль в образова-
нии соляных структур, что же касается условий их роста, то
они могут быть различными в разных геолого-структурных зо-
нах — например, на платформах и в краевых прогибах (115).
Следующая крупная отрицательная структурная единица
очень сложного строения — Днепровско-Донецкая впадина
Она расположена между Украинским щитом и Воронежской
антеклизой. На востоке впадина смыкается с герцинским
складчатым сооружением Донбасса, с которым ее объединяет
положение между двумя системами глубинных разломов, воз-
никших еще в среднем девоне и продолжавших активное су-
ществование в течение длительного времени. Позже на месте
впадины образовалась более широкая и пологая мезокайно-
зойская Украинская синеклиза.
В Днепровско-Донецкой впадине выделяются две различ-
но построенных части. В районе г. Чернигова отмечается четко
выраженное поднятие фундамента в виде седловины, соединя-
ющей северную часть Украинского щита с юго-западной ча-
стью Воронежского выступа фундамента-. Эта седловина от-
деляет северо-западную часть Днепровско-Донецкой впадины
в виде обособленной структуры — Припятьской впадины. Соб-
ственно Днепровско-Донецкая впадина представляет собой
грабен или, точнее, грабен-синклиналь средне-верхнепалеозой-
ского возраста шириной от 75 до 130 км, ограниченную с се-
веро-востока и юго-запада системой ступенчатых разрывов
(фиг. 29). По этим тектоническим нарушениям нередко зна-
чительной амплитуды фундамент в центральной части впади-
ны опущен на глубину до 5 км. Наиболее просто построена
центральная часть впадины, где развиты широкие, плоские
складки и единичные соляные купола. В краевых частях впа-
дины шириной до 20—30 км, на глубине имеется система сту-
пенчатых сбросов. Они находят выражение на поверхности
в виде флексур, складок разнообразных размеров и формы
и особенно широких проявлений соляной тектоники (300). Со-
ляные купола впадины отличаются от урало-эмбенских на-
личием мощных брекчий, покрывающих их в виде «каменной
шляпы», образованной в результате длительного (в течение
мезозоя и кайнозоя) выщелачивания соли (фиг. 30). Большая
интенсивность дислокаций отмечается в южном крыле, где
очень характерны системы небольших резко асимметричных
поднятий, вытягивающихся в виде единых антиклинальных
зон, которые осложнены разрывными нарушениями с ампли-
тудой до 200—300 м.
152
В нескольких словах следует остановиться на очень свое-
образных дислокациях в районе гор. Канева на Днепре. Ка-
невские дислокации как раз отвечают области, где на глуби-
не проявляются разрывы, ограничивающие Днепровско-До-
Фиг. 29. Гипотетические разрезы вкрест простирания Днепровско-
Донецкой впадины (по М. В. Чирвинской)
1 — докембрийский кристаллический фундамент, 2 — песчано-глинистые н
карбонатные отложения девона, 3 — соленосиые отложеиня девона. 4 —
эффузивы девона, 5 — известняково-глинистые образования иижиего карбо-
на (турне и нижний визе), 6 — песчано-глинистые образования нижнего кар-
бона (верхний визе и иамюр), 7 — отложения среднего карбона, 8 — Га-
логенные отложения нижней перми, 9 — пестроцветы верхней перми н трнаса,
/О — отложения юры Д — отложения мела, 12 — третичные и четвертичные
отложения, 13 — разрывные нарушения.
f — Юго-западный борт впадины (склон Украинского кристаллического мас-
сива); II — Днепровско-Припятьский грабеи: А — южная краевая часть,
£ — центральная часть, В — северная краевая часть: III — Северо-восточ-
ный борт впадииы (склон Воронежского массива).
нецкую впадину с юга. О происхождении этих дислокаций
у геологов нет единого мнения. Некоторые думают, что это
гляциальные дислокации, другие считают их типичными тек-
тоническими формами, возникшими в верхнем структурном
этаже, но являющимися отражением глубинных нару-
шений.
153
Припятьская впадина отделена от Украинского щита и Во-
ронежской антеклизы узкими зонами разрывных нарушений
большой амплитуды и отличается резкой тектонической рас-
члененностью (79). Несколько широтных выступов фундамен-
та, в которых он поднят на1 2,5—3 км над кристаллическим
основанием, разделяют ее на ряд впадин второго порядка —
Ельскую, Шатилковскую и другие. Структуры второго поряд-
ка •— как впадины, так и разделяющие их положительные
Фиг. 30. Разрез Ромейского купола (по Ю. А. Косыгину).
структуры, в свою очередь осложнены многочисленными вало-
образными и куполовидными поднятиями, также имеющими
широтную ориентировку. Резкие изменения отметок фунда-
мента на коротких расстояниях внутри впадины позволяют
предполагать наличие многочисленных разрывных нарушений
создающих блоковую горстовую структуру фундамента и пере-
секающих осадочный покров.
Система' еще недостаточно хорошо изученных отрицатель-
ных структур занимает краевую юго-западную часть плат-
формы. Единство историко-геологического развития этой тер-
ритории в нижнем палеозое позволяет некоторым исследова-
телям выделять ее в качестве сложнопостроенной, но единой
Днестровско-Бугской впадины (115). Юго-восточная широтная
ее часть нередко выделяется под названием Причерноморской
впадины, но в это понятие разные исследователи вкладывают
различное содержание (301). Геофизическими исследованиями
установлено, что породы кристаллического основания и по-
крывающие осадочные образования моноклинально падают
здесь к югу и разбиты системой разломов субмеридионально-
го простирания.
К северо-западу от Причерноморской впадины протягива-
ется часть Днестровско-Бугской впадины, которую отдельные
154
геологи называют Волыно-Подольской плитой, однако лучше
ее именовать юго-западным склоном Украинского щита. Кри-
сталлический фундамент здесь также постепенно погружается
и разбит рядом разрывных нарушений, которые находят вы-
ражение в виде отдельных флексур и складчатых дислокаций
в породах осадочного чехла-.
Крайняя западная часть Днестровско-Бугской впадины вы-
деляется под наименованием Львовской впадины. Н. С. Шат-
ский считает, что Львовская впадина- представляет собой
часть герцинского краевого прогиба, который он назвал Вис-
ленским. «По времени своего заложения этот прогиб отвеча-
ет главным этапам формирования Донецкого бассейна- (сред-
ний и верхний карбон). Он также заполнен угленосной тол-
щей, отличающейся от донецкой меньшими мощностями и
более широким развитием в разрезе карбонатных пород. Кон-
туры Висленского прогиба, равно как и строение его северо-
западного продолжения, еще неясны. Его прилегающий к
платформе северо-восточный склон, перекрытый мощными
толщами верхнего мела Польско-Литовской синеклизы, пред-
ставляет собой пологую моноклиналь. Юго-западный склон,
примыкающий к палеозойскому Свентокшискому поднятию,
осложнен разрывными нарушениями и пологими складками»
(317). Крупные разрывные нарушения известны и в северной
части Львовской впадины; наибольшее из них — Владимир-
Волынский сброс прослежен в широтном направлении на рас-
стоянии свыше 100 км и имеет амплитуду не менее 1,5 км.
ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ
Главная масса полезных ископаемых, связанных с фор-
мированием верхнего структурного этажа Русской платформы,
представлена разнообразными экзогенными месторождения-
ми. Огромное значение для народного хозяйства имеют место-
рождения горючих ископаемых — прежде всего нефть и газ,
а также твердые каустобиолиты — уголь и другие. ДГногочис-
ленные крупные месторождения нефти и газа открыты в пре-
делах огромной территории, протягивающейся в восточной
части платформы от Тимано-Печорской области до Прикас-
пийской впадины. Особенно обильной нефтеносностью отли-
чаются здесь девонские (преимущественно франские) отложе-
ния, но и в породах более молодого возраста — каменноуголь-
ных, нижнепермских, а в Урало-Эмбенской области и в мезо-
зойских — также обнаружены промышленные месторождения
высококачественных нефтей.
Особенно важное народнохозяйственное значение имеет
нефтеносная область, расположенная между Волгой и Уралом,
получившая название «Второе Баку». Первые небольшие ме-
сторождения нефти были обнаружены здесь в связи с погре-
155
бенными артинскими рифовыми массивами (Чусовские город-
ки, Ишимбай). Однако только после открытия обильных скоп-
лений нефти в сводах многочисленных плакантиклиналей, от-
дельных куполов и других локальных антиклинальных струк-
тур, обычно осложняющих более крупные поднятия, Второе
Баку быстро вышло по добыче на первое место в Советском
Союзе. В настоящее время здесь эксплуатируются такие бога-
тейшие месторождения, как Ромашкинское, Туймазннское,
Шкаповское, Мухановское, Кулешовское и другие.
Наряду с нефтяными месторождениями в восточной части
платформы выявлены и крупные месторождения газа (Сара-
товское, Степановское и другие). Высокопродуктивные место-
рождения газа содержат также недра Днепровско-Донецкой
впадины (крупнейшее Шебелинское месторождение).
Широко развиты на платформе залежи каменных и бурых
углей, а также горючих сланцев и торфа. Высококачественные
каменные и бурые угли каменноугольного возраста, являю-
щиеся не только энергетическим, но также важнейшим хими-
ческим и технологическим сырьем, добываются в Подмосков-
ном и Львовско-Волынском бассейнах. Бурые угли образуют
крупные залежи в отложениях бучакской свиты на Украине,
а также известны в низах казанского яруса в Татарии. Наи-
более крупные месторождения горючих сланцев залегают
в ордовикских отложениях Прибалтики — Эстонское, Гдов-
ское и другие и в верхнеюрских осадках восточной части плат-
формы в Поволжье. В северной и средней частях платформы
располагаются огромные массивы торфяников.
Очень широко распространены на платформе фосфориты,
местами образующие огромные по масштабу скопления. Наи-
большей фосфоритоносностью отличаются верхнеюрские от-
ложения (Егорьевское под Москвой и ряд месторождений
в Поволжье), а также сеноманские отложения северного
крыла Украинской синеклизы, с которыми связан крупнейший
в Советском Союзе фосфоритоносный район (Сещинское.
Мальцевское, Щигровское, Оскольское и другие месторожде-
ния). Менее крупные залежи фосфоритов приурочены к камен-
ноугольным, валанжннским и сантонским фосфоритоносным
формациям, развитым в разных районах платформы. Для
изготовления суперфосфата в Эстонии используются также
некоторые разности оболовых песчаников, переполненные ра-
ковинами, богатыми фосфорнокислой известью.
В лагунных соленосных фациях девонского и пермского
возраста имеются месторождения каменной и калийных солей.
В Припятьской впадине открыто Старобинское месторождение
солей, в том числе и калийных, связанных с девонской толщей;
много сложенных девонской солью куполов известно в Дне-
провско-Донецкой впадине, но особенно широко распростране-
ны месторождения соли в связи с пермскими отложениями.
156
В восточной части платформы, в кунгуре, находятся большие
скопления каменной соли, а на стыке с Предуральским крае-
вым прогибом располагается огромное Соликамское место-
рождение калийных и магниевых солей также кунгурского
возраста. Крупнейшие запасы каменной и калийных солей со-
держатся в соляных куполах Прикаспийской впадины. Кроме
того, лагунные фации девона, перми, а также неогена повсе-
местно содержат большие концентрации гипсов и ангидритов.
В парагенезисе с соленосными и гипсоносными лагунными
фациями, а также с твердыми и жидкими битумами (асфальт,
нефть) во многих местах находятся залежи серы.
Месторождения серы неогенового возраста, такие, как Роз-
дольское и Язовское, открыты на стыке юго-западной части
платформы с Предкарпатским краевым прогибом, а на во-
стоке месторождения серы пермского возраста известны в
Среднем Поволжье — Водинское, Алексеевское и другие.
С образованием коры выветривания и переотложением ла-
теритного материала связаны месторождения бокситов, као-
линов и огнеупорных глин. Известное Тихвинское месторож-
дение бокситов в Ленинградской области представляет собой
пластовые и линзообразные залежи озерного типа, приурочен-
ные к нижнекаменноугольным осадкам. В Рязанской области
обнаружены бокситы этого же возраста, но относящиеся, ве-
роятно, к лагунному типу, а на юге Украины известны бокситы
олигоценового возраста. Остаточные месторождения каоли-
нов — Глуховецкое и другие широко распространены в пре-
делах Украинского щита и обусловлены образованием коры
выветривания юрского периода. Высококачественные огнеупор
ные глины как палеозойского, так и мезозойского возраста ши-
роко развиты в Московской синеклизе и других районах
платформы.
В центральных районах давно уже эксплуатируются оса-
дочные прибрежно-морские и озерно-болотные железные руды
Тульского и Липецкого районов, Хоперское месторождение
и другие.
Большое народнохозяйственное значение имеет Никополь-
ское месторождение, вернее, группа месторождений марганца,
залегающих среди олигоценовых глин и представленных в ос-
новном окисными рудами прибрежно-морского происхожде-
ния , состоящими из псиломелан-вада, пиролюзита и ман-
ганита.
Олигоценовый возраст имеют очень крупные россыпи иль-
менита и рутила в Приднепровье.
Среди магматогенных месторождений крупнейшее значе-
ние принадлежит апатитовым и нефелиновым месторожде-
ниям, находящимся в массивах щелочных пород среднепалео-
зойского возраста в Хибинских тундрах. Знаменитые хибин-
ские месторождения апатитов известны давно. Теперь они
157
призваны сыграть еще большую народнохозяйственную роль,
так как технология заводского извлечения алюминия из нефе-
лина уже полностью разработана.
В пределах Русской платформы имеются огромные, прак-
тически неисчерпаемые ресурсы самых разнообразных строй-
материалов: известняки, доломиты, мергели, мел, стекольные
и обычные пески, гравий, галечник, глины, трепела, опоки
и т. д. Некоторые из них непосредственно используются на
строительстве, другие предварительно подвергаются пере-
работке (изготовление цемента, извести, футеровочного кам-
ня и т. д.).
ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ РАЗВИТИЯ
Рассмотренная выше структура верхнего структурного
этажа Русской платформы сформировалась в результате
сложной цепи преобразований, совершавшихся со времени
возникновения докембрийских складчатых систем. В истории
геологического развития платформы выделяется несколько
главных этапов, охватывающих значительные промежутки
времени. Самый ранний и длительный докембрийский этап
еще очень слабо изучен из-за больших пробелов в геологиче-
ской летописи и неблагоприятных условий изучения древних
платформенных образований, скрытых под мощным чехлом
более молодых осадочных толщ. Только наиболее близкая
к нам по времени верхнедокембрийская часть этого сложного
этапа может быть охарактеризована — да и то довольно схе-
матически — благодаря главным образом успехам глубокого
бурения, достигнутым в последние годы.
Как уже упоминалось. Русская платформа окончательно
приобрела свои нынешние размеры в конце эпохи байкаль-
ской складчатости, в результате чего в платформенную стадию
развития вступила ее крайняя северо-восточная часть. Однако
еще во время существования геосинклинальных условий
в этом окраинном районе на огромных просторах остальной
ее территории уже происходили важнейшие события, которые
привели к формированию впервые четко распознаваемых круп-
ных элементов платформенной структуры. Распространение
рифейских отложений показывает, что в верхнем докембрии
на платформе была отчетливо выражена дифференциация дви-
жений, в результате чего некоторые ее участки приподнима-
лись и подвергались размыву, а другие прогибались и запол-
нялись осадками, преимущественно континентальными, но,
вероятно, и морскими. Сушествование довольно резко рас-
члененного рельефа в это время доказывается наличием грубо
терригенных осадков, в том числе конгломератов.
Уже для этого раннего этапа развития платформы отмеча-
ется разница в строении однотипных структурных элементов,
158
подчеркивающая неодинаковую интенсивность тектонических
движений. Так, если широкий и пологий Балтийский прогиб,
отделявший Балтийский щит от Сарматского, имел характер
синеклизы, то Пачелмский прогиб, разделявший Украинско-
Воронежский и Волго-Камский массивы Сарматского щита,
представлял собой, по-видимому, грабенообразную депрес-
сию (316) Энергичные тектонические движения, сопровождав-
шиеся глубокими разломами, которые служили выводящими
каналами для базальтовой магмы, происходили в восточной
части платформы, в непосредственной близости от рифейской
геосинклинальной системы Палеоурала, а также западнее
Сарматского щита. В верхнем докембрии уже четко выделя-
ются наиболее консервативные структурные элементы плат-
формы, которые на протяжении всей дальнейшей геологиче-
ской истории не испытывали значительных прогибаний — это
Балтийский щит и юго-западная приднепровская часть Сар-
матского щита. Еще весьма консервативный элемент, но с уже
постоянно направленными погружениями во все главные эта-
пы платформенного развития, видимо, обособился в юго-вос-
точной части платформы — это Прикаспийская впадина.
Второй — каледонский этап был этапом преобладающих
поднятий на большей части территории платформы. Значитель-
ные преобразования происходили только на юго-западной ее
окраине и в центральной части. В области между Балтийским
и Сарматским щитами продолжались прогибания, сопровож-
давшиеся обширной морской трансгрессией, однако происхо-
дили они неравномерно, благодаря чему единый Балтийский
прогиб был разделен Латвийской седловиной на две части.
Западная его часть являлась областью устойчивых прогибаний,
а восточная, наряду с прогибаниями, испытывала значитель-
ные поднятия, в особенности к концу рассматриваемого этапа.
Эти изменения в структуре, вероятно, связаны с интенсивными
движениями в Грампианской геосинклинальной системе. Энер-
гичные прогибания, особенно в силуре, происходили также в
области Днестровско-Бугской впадины и, по всей вероятности,
были тесно связаны с движениями в соседней Келецко-Доб-
руджинской геосинклинальной системе (77). Прогибания здесь
продолжались и позже, в нижнем девоне, тогда как почти на
всей остальной территории платформы произошли поднятия,
сопровождавшиеся длительным континентальным перерывом.
Герцинский этап, как показал Н. С. Шатский, характери-
зуется усложнением структуры платформы. «В среднем и верх-
нем девоне произошла дальнейшая перестройка структурного
плана платформы. Возник Донецкий прогиб, разделивший
Сарматский щит на Украинский щит, Белорусскую и Воро-
нежскую антеклизы. Усилилось формирование Московской
синеклизы, а вся восточная часть платформы была вовлечена
в область интенсивного погружения (Восточно-Русская впади-
159
на А. Д. Архангельского). Эта стадия развития продолжалась
до нижнего триаса, отложения которого как по формационному
ряду, так и по общему плану размещения на платформе
теснейшим образом связаны с разрезом верхней перми. Таким
образом, в течение третьей стадии, наряду с почти широтной
J ориентировкой структур в западной части платформы, возни-
кает крупный долготный прогиб в ее восточной части. Эпоха
1 среднего-верхнего девона, являвшаяся переломной в развитии
I структурного плана Русской платформы, характеризовалась
\ее повышенной тектонической активностью. В связи с этим в
ряде районов платформы проявилась вулканическая деятель-
ность, приведшая к формированию местами мощных вулкано-
генных толщ (Донецкий прогиб, Тиман)» (317).
Для герцинского этапа характерны устойчивые погружения
крупнейших отрицательных структурных элементов, прерывав-
шиеся кратковременными обратными движениями. Такие по-
гружения испытывала Московская синеклиза, где продолжа-
лось развитие каледонской синеклизы. Однако в расположении
названных разновозрастных, но однотипных структур нет пол-
ного соответствия, так как область наибольшего погружения
герцинской синеклизы значительно смещена к югу по срав-
нению с каледонской.
На месте докембрийского Пачелмского прогиба после боль-
шого перерыва в нижнем палеозое снова происходили прогиба-
ния и образовалась широкая девонская Рязанско-Саратовская
синеклиза. Очень энергичные и длительные отрицательные
движения происходили в восточной части платформы, где
вначале была сформирована Восточно-Русская впадина, а поз-
же, уже в конце рассматриваемого этапа, краевая часть плат-
формы была вовлечена в погружение в связи с формированием
Предуральского краевого прогиба. Эти новообразованные
структурные элементы в своем развитии тесно связаны с дви-
жениями в Уральской геосинклинальной системе.
Особенно резкие, коренные преобразования претерпела
Русская платформа на юго-западе, где, в результате образо-
вания Днепровско-Донецкой впадины и внутриплатформенной
субгеосинклинальной системы Донбасса, распался Сарматский
щит и на его месте возникли новые структурные элементы.
Необходимо подчеркнуть, что весьма энергичные движения
в начале рассматриваемого герцинского этапа охватили и наи-
более консервативные положительные структурные элементы
платформы. В пределах Балтийского щита, например, такие
движения фиксированы накоплением терригенных континен-
тальных толщ и крупными разрывными нарушениями, сопро-
вождавшимися внедрением значительных масс щелочной маг-
мы. Эта наиболее резко выраженная тектоническая активность
начала герцинского этапа несомненно связана с повсеместно
происходившими в это время интенсивными тектоническими
160
движениями в геосинклинальных складчатых системах, почти
сплошным кольцом окружающих платформу.
После герцинского этапа почти вся территория платформы
испытывала поднятия. Наступил длительный континентальный
перерыв, сопровождавшийся размывом ранее сформированных
образований. Затем начался четвертый — мезозойский этап
развития платформы, качественно довольно резко отличаю-
щийся от предшествующего. М. Ф. Мирчинк и А. А. Бакиров
характеризуют его следующим образом. «В начале юрской
эпохи восходящие формы движений вновь сменились нисходя-
щими, что привело к трансгрессии моря. Однако морской ре-
жим в течение всех последующих периодов мезозойской эры
был неустойчив, на что указывают стратиграфические пере-
рывы, которые наблюдаются в разрезе мезозойских отложе-
ний. Сравнительный анализ строения мезозойских отложений,
а также общих закономерностей пространственного распреде-
тения их мощностей и фаций свидетельствует о том, что в те-
чение мезозойской эры зона относительно наибольшего проги-
бания переместилась на юг и приобрела близкое к широтному
простирание, в общем параллельное простиранию Кавказской
геосинклинальной области. В связи с этим всеобщим погруже-
нием были охвачены все южные области платформы» (160).
Одновременно происходили прогибания в северной части
платформы — в области Балтийской и Московской синеклиз и
Печорской впадины; между двумя последними росло поднятие
Тимана. В связи с общим структурным планом платформы
этого периода находится и развитие трансгрессий: морские
бассейны в основном приурочены к главным отрицательным
структурным элементам.
Альпийский этап развития платформы характеризуется
Н. С. Шатским следующим образом. «Основные крупные дви-
жения в альпийском периоде были сосредоточены только в юж-
ной части платформы и в ее юго-восточном и юго-западном
углах. Наоборот, северная, большая ее часть оставалась отно-
сительно спокойной в течение всего этого времени. Особенно хо-
рошо это намечается малой мощностью мезокайнозойских от-
ложений севера и их крайней неполнотой. В противоположность
северу южные области отличаются разительной стратиграфи-
ческой полнотой и значительно большими мощностями разви-
тых здесь мезокайнозойских образований... Только в южной
части платформы в альпийский период были созданы крупные
структуры, наиболее резко выделяющиеся на современной гео-
логической карте. На севере альпийские структуры докембрий-
ской платформы распознаются с большим трудом... На юге
платформы все альпийские структуры соединяются в две па-
раллельные полосы, вытянутые в общем западо-северо-запад-
ном направлении. Первая, северная полоса слагается типич-
ными платформенными синеклизами, сложенными мезокайяо-
Н Е. М. Лазько
161
зейскими отложениями, в верхах которых отличаются своей
мощностью верхнемеловые и палеогеновые пласты. Верхне-
третичные образования, встречающиеся местами, обычно не от-
личаются большой мощностью, за исключением плиоцена
Прикаспийской синеклизы. Вторая, южная полоса представля-
ет собой типичный краевой прогиб альпийской складчатой зо-
ны с очень мощными меловыми и особенно третичными отложе-
ниями, представленными частично формациями краевых про-
гибов (молассы, флиш, сланцевато-глинистые толщи и др.)>
(309).
Таким образом, история развития Русской платформы в
целом подтверждает давно уже высказанную А. П. Карпин-
ским идею о том. что в пределах этого крупного структурного
элемента «...происходили последовательные колебания земной
коры через смену понижений в широтном направлении с опу-
сканиями меридиональными. Такие медленные, так сказать,
волнообразные колебания не касались лишь северо-западной
части России... Направление колебаний почти всегда оказы-
валось параллельным кряжам Кавказскому и Уральскому.
В период наиболее интенсивного образования послед-
него преобладают по их продолжительности меридиональ-
ные понижения; во время интенсивного образования Кавказа
наибольшей продолжительностью отличаются понижения, па-
раллельные этому кряжу» (103). К сказанному следует только
добавить, что в нижнем палеозое главные прогибания были па-
раллельны каледонским сооружениям Скандинавии и Свенто-
кшиско-Добруджинской складчатой системе. Такие соотно-
шения между движениями на платформе и в соседних геосин-
клинальных складчатых системах доказывают наличие тесных
тектонических взаимосвязей между ними. Наиболее отчетли-
во эти взаимосвязи проявляются в формировании краевых
платформенных впадин и синеклиз типа Восточно-Русской
и Днестровско-Бугской и особенно краевых предгорных про-
гибов.
Вместе с тем следует подчеркнуть большое значение текто-
нических движений, присущих самой платформе, в результате
которых сформировано большинство синеклиз и антеклиз, а
также осложняющих структур второго и более высоких поряд-
ков. Действительно, крупнейшие синеклизы и антеклизы, а так-
же валы, плакантиклинали и другие тектонические формы
представляют собой систему структур, в расположении которых
не отмечается никакой зависимости от очертаний или прости-
раний окружающих платформу геосииклинальных складчатых
областей. Уже один этот факт свидетельствует о том, что они
сформированы как структуры самостоятельные, присущие са-
мим платформам.
По поводу характера этих движений имеются разные точки
зрения. Н. С. Шатский, например, полагает, что возникновение
162
этих крупных структурных форм связано с движениями внутри
мантии земли, в подкоровом слое, причем формирование анте-
клиз и синеклиз обусловлено тем, что в фундаменте происхо-
дит образование крупных разрывов. Наличие системы различ-
но ориентированных разломов в фундаменте подтверждается
наблюдениями в пределах Балтийского щита, представляю-
щего собой сложную мозаику глыб, очертания которых соот-
ветствуют проявлениям дизъюнктивной тектоники, что нашло
отражение в современном рельефе. Характер тектоники в об-
наженной части щита позволяет думать, что и в необнаженной
части Русской платформы, покрытой чехлом молодых отложе-
ний, наблюдается такая же картина широкого распростране-
ния разрывных нарушений разного порядка, в том числе и
крупных, по которым происходит дифференциальное переме-
щение отдельных блоков. Н. С. Шатский считает, что движе-
ния по крупным разрывам подчинены двум системам наруше-
ний, присущим всей земной коре: ортогональной и диагональ-
ной.
По этим двум системам и происходят дифференциальные
движения блоков.
Наличие таких первичных разломов, уходящих далеко в
мантию земли, обусловливает широкое проявление унаследо-
ванное™ в формировании структур, которую, однако не следу-
ет понимать упрощенно. Не нужно думать, что если произошло
прогибание фундамента и образование, например, синклиналь-
ной зоны в нижнем палеозое, то и в последующем этапе, на-
пример, среднем палеозое здесь же будет происходить даль-
нейшее прогибание. Явления унаследованное™ могут заклю-
чать в себе такие факты, когда в последующие этапы разви-
тия того или иного участка земной коры, структурные формы,
которые возникают в это время, полностью повторяют ра-
нее образованную структуру. В других случаях унаследование
проявляется в направлении последовательно формирующихся
структур, но не в тектонических формах. Так, еще в верхнем
докембрии Сарматский щит разделялся на две части глубо-
ким Пачелмским прогибом. Пачелмский верхнедокембрийский
прогиб, вероятно, осложненный в крыльях разломами, насле-
дуется девонским Рязано-Саратовским прогибом, который име-
ет характер синеклизы того же простирания. В альпийской
структуре в пределах этих погребенных палеозойских прогибов
формируются две полосы плакантиклиналей (Сурско-Мокшип-
ский и Керенско-Чембарский валы), форма которых диаме-
трально противоположна тем, какие наследуются. Но цепочки
этих антиклиналей имеют те же направления, что и «погребен-
ные прогибы», прослеживаясь параллельно их краям. Очевид-
но, эти поднятия представляют собой структуры, тесно свя-
занные с определенными направлениями, вероятно, соответст-
вующими расколам в фундаменте.
Н* 163
Во всяком случае, следует подчеркнуть, что все данные о
строении и развитии Русской платформы согласно свидетель-
ствуют в пользу того, что явления унаследованности структур
несомненно широко проявляются в истории развития земной
коры.
Структуры второго порядка — плакантиклинали, по мне-
нию Н. С. Шатского, представляют собой не что иное, как
отражение в структуре верхнего структурного этажа глубин-
ной дизъюнктивной тектоники фундамента. Разломам в фун-
даменте отвечают флексуры, плакантиклинали и валы в верх-
нем структурном этаже, причем их направление совпадает с
направлением основных систем крупных разрывов в фунда-
менте — ортогональным и диагональным, определяющим все
основные черты тектоники верхнего структурного этажа.
Многие ученые считают, что ведущая роль в формировании
структур Русской платформы принадлежит колебательным
или волнообразно колебательным движениям земной коры, ко-
торым подчинены все — в том числе и крупнейшие — разрыв-
ные нарушения (160, 327). К этому вопросу мы вернемся поз-
же — после рассмотрения всех главнейших структурных эле-
ментов территории Советского Союза.
Г лава вторая
ОБЛАСТИ ПАЛЕОЗОЙСКОЙ СКЛАДЧАТОСТИ
I. УРАЛЬСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ СИСТЕМА
Урал представляет собой типичное герцинское складчатое
сооружение, так как интенсивные складчатые движения за-
вершающего этапа геосинклинального развития этой горной
страны происходили .в позднем палеозое. Однако он пережил
чрезвычайно сложную и длительную историю, которая выхо-
дит далеко за рамки герцинского этапа складчатости. Вме-
сте с Уралом следует рассматривать и геологически тесно с
ним связанные остров Вайгач и острова Новой Земли. Вся эта
горная область называется далее Уральской складчатой си-
стемой.
В Уральской складчатой системе выделяется несколько
обособленных географических единиц: на севере — это Новая
Земля и Вайгач, затем — уже на материке — хребет Пайхой,
а южнее, на рубеже Европейской и Азиатской части СССР, про-
тягивается собственно Уральский хребет. В пределах Урала
обычно выделяется несколько частей. Северная его часть, от го
ры Константинов камень на берегу Карского моря до сочле-
нения с Уралом гряды Полюдова кряжа (около 60° с. ш.), на-
зывается Северным Уралом; участок Северного Урала, рас-
положенный между г. Тельпос-из и Северным полярным кру-
гом, нередко именуется Приполярным Уралом, а севернее —
Полярным Уралом. Южнее выделяется Средний Урал, южная
граница которого проводится по широте горы Юрма. От нее
начинается система резко выраженных хребтов, расположен-
ных уже ,в пределах Южного Урала. Граница его с крайней
южной частью хребта, называемой Мугоджарами, проводится
по широтному участку р. Урал. Все названные части складча
той системы Урала имеют различное устройство поверхности.
Северный остров Новой Земли в большей своей части по-
крыт мощным ледовым покровом; только южная его часть и при-
брежные участки свободны ото льда. Центральная часть Но-
вой Земли, охватывающая как северный, так и южный остров,
имеет наиболее высокогорный характер и обладает леднико-
выми формами рельефа. Слабо расчлененные водораздельные
165
пространства возвышаются здесь над глубокими крутосклон-
ными ледниковыми долинами почти на 500 м при абсолютных
высотах до 1 000 м. По направлению на юг высоты постепенно
уменьшаются и ледниковые формы сменяются эрозионным
рельефом. Слабо расчлененные водораздельные пространства
снижаются от абсолютных отметок в 600—700 м до 150—200 м
и сочетаются с глубоко врезанными узкими долинами. На
крайнем юге низкие, но резко выраженные гряды чередуются
с широкими долинами.
Остров Вайгач отличается более спокойным рельефом: его
сглаженная поверхность осложнена несколькими невысокими
грядами холмов северо-западного направления с высотами дс
150 м.
Пайхой также имеет характер невысокой гряды северо-за-
падного протяжения с высотами .в водораздельной части почти
до 500 м, постепенно снижающимися к северо-востоку и юго-
западу.
Северный Урал — это четко выраженное горное сооруже-
ние с высоко поднятыми и глубоко расчлененными поверхно-
стями выравнивания. В осевой его части наблюдается альпий-
ский рельеф с резким зубчатым гребнем и заснеженными вер-
шинами, достигающими высоты почти 2 км; самая высокая
вершина — г. Народная имеет высоту 1894 м. Западный склон
хребта круто обрывается системой резких уступов к Больше-
земельской тундре. Восточный склон более отлогий. Здесь вы-
деляется довольно широкая полоса предгорий, отличающихся
от центральной части хребта меньшими высотами и более спо-
койным рельефом. Предгорья постепенно сливаются с Запад-
но-Сибирской низменностью. На северо-запад от южной око-
нечности Северного Урала отходит низкий Полюдов кряж, а
севернее располагается второй низкий отрог — гряда Черны-
шева, протягивающаяся параллельно Уралу.
Средний и Южный Урал в поперечном направлении харак-
теризуются особенно резко выраженной асимметрией: запад-
ный склон их состоит из серии параллельных горных гряд раз-
ной высоты, тогда как очень пологий восточный склон ослож-
нен только низкими увалами и местами совершенно незамет-
но сливается со слабо всхолмленными пространствами кра-
евых частей Западно-Сибирской низменности. Средний Урал
является самой низкой частью хребта (с высотами до 750—
800 л;) и значительно повышается лишь в северной части.
Особенно сложно расчленен западный склон Южного Урала,
представляющий собой резко выраженную горную страну, со-
стоящую из ряда меридиональных хребтов с очень сложным
рельефом. Абсолютные высоты здесь достигают более 1000 л.
а многие вершины превышают 1500 м. Восточнее тянется хре-
бет Уралтау, занимающий водораздел верховьев рек Белой
и Урала.
If
Мугоджары состоят из серии невысоких увалов, разделен-
ных широкими долинами. Местами же — это область разви-
тия мелкосопочника. Во всех направлениях увалы и сопки по-
степенно переходят в смежные равнинные пространства.
Южная часть Урала почти лишена растительности, здесь
имеются лишь небольшие рощицы — «колки». Севернее по-
является все больше и больше
лесов. В центральной части
Урала и на севере всюду раз-
вита тайга, однако на Север-
ном Урале наиболее припод-
нятые его участки выходят за
пределы линии леса и сменя-
ются безлесной скалистой гор-
ной страной. Крайняя северная
часть горного сооружения пе-
реходит в тундру.
Урал — это сокровищница
разнообразных полезных иско-
паемых. Поэтому здесь издав-
на проводились разносторон-
ние геологические исследова-
ния. Среди ученых конца прош-
лого и начала текущего сто-
летия, особенно много сделав-
ших для познания геологиче-
ского строения Урала, в пер-
вую очередь должны быть на-
званы А. П. Карпинский,
Ф. Н. Чернышев, А. А. Красно-
польский, Н. К- Высоцкий и
другие. Однако к началу Ок-
тябрьской революции геологи-
ческая изученность края была еще очень слабой. Достаточно
сказать, что на геологической карте Европейской России,
изданной в 1915 г., история Урала начинается с девона, ибо
более древние отложения в пределах Урала не выделялись.
До недавнего времени особенно плохо обстояло дело с
изучением тектоники. А. Д. Архангельский так характеризо-
вал положение в своей последней капитальной сводке: «Пе-
реходя к тектонике Урала, приходится прежде всего отме-
тить, что она, несмотря на то огромное хозяйственное значе-
ние, которое хребет имеет для СССР, изучена еще чрезвычай-
но плохо, и о ряде важнейших вопросов поэтому приходится
говорить лишь предположительно или даже только ставить
их» (10). Почти то же можно было сказать и о состоянии изу-
ченности многих вопросов магматизма, а также региональной
геологии северных частей Уральской складчатой системы.
Александр Николаевич ЗАВАРИЦКИИ
(1884—1952 гг.).
Выдающийся советский геолог, акаде-
мик. Работал в области теоретической
петрографии, вулканологии и место-
рождений полезных ископаемых. Соз-
датель новой отрасли науки — петро-
химии. Крупнейший знаток геологии
Урала и областей молодой вулканиче-
ской деятельности иа территории СССР.
167
Сравнительно высокий уровень геологических знаний об
Урале достигнут в советское время благодаря усилиям мно-
гочисленных исследователей, возглавлявшихся такими его
знатоками, как И. И. Горский, А. Н. Заварицкий, Е. А. Куз-
нецов, Л. С. Либрович, Д. В. Наливкин, А. В. Пейве, Б. ЛА Ро-
манов, В. ЛА Сергиевский, А. В, Хабаков, Н. П. Херасков,
Н. А. Штрейс и другие. Важные исследования были проведе
ны коллективом свердловских геологов, полярными геологами
из Арктического института и т. д.
СТРАТИГРАФИЯ
В пределах Уральской складчатой системы широко раз-
виты разновозрастные палеозойские, а также докембрийские
отложения. Породы же мезозойского возраста, как хорошо
видно на геологической карте, являются подчиненными и рас-
полагаются по периферии Урала, особенно в его южных райо-
нах. В других частях хребта мезозойские, как и более мо-
лодые отложения, почти отсутствуют. Таким образом, Урал
представляет собой типичное домезозойское геосинклиналь-
ное складчатое сооружение.
Одна из интересных особенностей Урала—большая про-
тяженность крупнейших структурно-фациальных зон, вытяну-
тых в меридиональном направлении вдоль хребта. Кроме то-
го, замечательно часто наблюдающееся сходство одновозра-
стных разрезов, расположенных в одной структурно-фациаль-
ной зоне, хотя и далеко отстоящих друг от друга.
Д о к е м б р и й. Наиболее древние образования Уральской
складчатой системы тяготеют главным образом к южной ее'
части и только в виде узкой полосы, прерывающейся в преде-
лах Среднего Урала, распространяются на север. Многие из
этих пород очень тесно связаны с нижнепалеозойскими от-
ложениями и иногда не отделимы от них. Этим и объясня-
ется значительное количество выходов на геологических кар-
тах, которые обозначены как протерозой-кембрий или проте-
розой-нижний палеозой. Более того, некоторые из крупных
выходов, отнесенные на последней геологической карте мас-
штаба 1 : 2 500 000 к кембрию, могут считаться верхнедокемб-
рийскими (175).
На западном склоне Южного Урала выделяется тараташ-
ская серия, которую большинство исследователей относйт к
нижнему протерозою. Тараташская серия сложена комплек-
сом высокометаморфизованных пород, сходных с некоторыми
кристаллическими образованиями фундамента Русской плат-
формы. По своим фациям серия относится к очень глубин-
ным высокотемпературным образованиям с типичным ком-
плексом пород. Здесь выделяются разнообразные гнейсы, кри-
сталлические сланцы, магнетитовые кварциты и другие породы.
16Я
Они пронизаны гранитным материалом, образуя разнообраз-
ные инъекционные очковые гнейсы и мигматиты, в которых
наблюдаются такие же сложные взаимоотношения между гра-
нитным материалом и первично-осадочными метаморфизован-
ными породами, как это -характерно для выходов древних до-
кембрийских пород в щитах Русской платформы.
Глубокометаморфизованные породы, сходные по фациям
метаморфизма с архейскими или нижнепротерозойскими об-
разованиями других районов, обнажаются в основании раз-
резов в восточной части Мугоджар. Здесь распространены
гнейсы и кристаллические сланцы с гранатом и высокоглино-
земными минералами, амфиболиты, кварциты и другие поро-
ды, часто превращенные в мигматиты.
Мощный, но менее метаморфизованный комплекс, по-види-
мому, залегающий выше и развитый севернее, в Бредин-
ском районе (150). сложен разнохарактерными метаморфиче-
скими сланцами — филлитовидными кремнистыми и графи-
товыми, слюдистыми, хлорит-серицитовыми и другими разно-
образными и в различной степени метаморфизованными эф
фузивами, а также мраморами и кварцитами. Этот комплекс
относится к протерозою.
Метаморфические толщи протерозоя часто встречаются
в центральной зоне хребта — в Уралтау, где они образуют
непрерывную полосу от широтной части долины р. Урала на
юге почти до г. Златоуста. В состав ее входят разнообраз-
ные метаморфические сланцы — кварц-слюдистые, гранат-
слюдистые, углистые филлитовидные, эпидот-хлоритовые,
амфиболовые и другие, кварциты, мраморы, порфироиды
и иные породы с видимой мощностью до 4 км.
На Северном Урале к протерозою условно относится гней-
сово-амфиболитовый комплекс мощностью свыше 1000 м, сла-
гающий осевую часть хребта (94).
Выше тараташской серии залегает очень сложный комп-
лекс, называемый иногда каратауским, в отношении возраста
которого среди геологов существуют значительные разногла-
сия. Особенно широко этот комплекс развит и наиболее
полно изучен в пределах Башкирского антиклинория (фиг. 31)
на западном склоне Южного Урала (56. 306).
На отложениях тараташской серии здесь с несогласием и
перерывом залегают породы так называемой нижней железо-
рудной, или бурзянекой серии, состоящей из трех свит —
айской, саткинской и бакальской. Нижняя айская свита со-
стоит из пород средних и низких ступеней метаморфизма —
филлитовидных, углистых и глинистых сланцев, метаморфи-
зованных эффузивов и их туфов, песчаников, конгломератов,
причем грубозернистые породы залегают главным образом
в основании свиты, образуя базальные горизонты. Мощность
свиты от 1500 до 1700 м. Саткинская свита, к которой при-
169
Фиг. 31. Схема расположения главных структурных элементов Урала
(по И. И. Горскому)
1 — антиклинории и антиклинали. 2 — синклинории н синклинали, 3 — краевые про-
гибы, 4 — линии разломов.
I — Пайхойский антиклинорий, II — Центральноуральский антиклинорий, III —
антиклинорий Уралтау, IV — Урало-Тобольский антиклинорий (антиклинальная
зона гранитных интрузий), V — Башкирский антиклинорий, VI — антиклиналь
Чернова, VII — гряда Чернышева, VIII — Зауральский антиклинорий, IX — Вор-
кутинская впаднна, X — Предуральский краевой прогиб, XI — Зилаирский син-
клинорий, XII — Магнитогорский синклинорий, XllI — Нижнетагильский синкли-
норий, XIV — Восточиоуральскнй синклинорий.
урочено известное Саткинское месторождение магнезитов,
представлена в основном доломитами, часто водорослевы-
ми, с прослойками углистых и глинистых сланцев, мергельными
и филлитовидными сланцами, местами с пачками магнези-
тов. В доломитах обнаружены водоросли Conophyton и Col-
lenia. Мощность свиты 1500—1600 м. Бакальская свита сложе-
на главным образом также доломитами, кое-где известняка-
ми с мощными прослоями железных руд, представленных си-
деритами известного Бакальского месторождения. В нижней
части свиты содержится значительное количество глинистых
и углистых сланцев, в которых найдены водоросли Conophy-
ton и Osagia. Мощность свиты 1200—1300 м.
Следующая серия — машакская — залегает на бакаль-
ской свите несогласно, но развита не везде, кое-где она пол-
ностью выпадает из разрезов, и тогда на бурзянской серии
непосредственно располагаются образования вышележащих
толщ. Машакская серия с конгломератами в основании пред-
ставлена разнообразными метаморфическими сланцами, пес-
чаниками и метаморфизованными эффузивами кислого и
среднего состава мощностью около 1,5 км.
Выше с резко выраженным несогласием и перерывом ле-
жит верхняя железорудная, или юрматинская серия, также
состоящая из трех свит — зигальгинской, зигазино-комаров-
ской и авзянской. Нижняя зигальгинская свита сложена квар-
цитами с мощными прослоями филлитовидных сланцев и
алевролитов и имеет мощность от 300 до 2000 м. Зигазино-
комаровская свита образована алевролитами, песчаниками,
углисто-глинистыми и слюдисто-хлоритовыми сланцами, не-
редко филлитизированными, с пачками доломитов и пласто-
образными залежами бурых железняков; мощность ее от
1000 до 1750 м. Верхняя авзянская свита состоит из алевро-
литов и филлитовидных глинистых сланцев с прослоями се-
рицит-хлоритовых сланцев, песчаников, содержит мощные
пачки известняков и особенно доломитов, а также пласто-
образные залежи бурых железняков. В карбонатных породах
обнаружены водоросли Collenia. Мощность свиты изменя-
ется от 850 до 1800 м.
На юрматинской серии с размывом и местами несогласно
располагается каратауская серия, включающая (снизу вверх)
такие свиты: зильмердакскую, катавскую, инзерскую и минь-
ярскую. Зильмердакская свита представляет собой суще-
ственно-кластическую толщу, состоящую из кварцитов, арко-
зовых песчаников и алевролитов. В нижней части свиты в
качестве базальных горизонтов залегают конгломераты, часто
довольно мощные, содержащие гальку гранитов. Местами в
зильмердакской свите в значительном количестве присутству-
ют породы из более тонкообломочного материала — глини-
стые сланцы, обычно в той или иной степени филлитизирован-
171
ные. Мощность свиты колеблется в пределах от 600 до
3000 .и. Катавская свита — существенно-карбонатная, состо-
ит из известняков и красных мергелей, а также доломитов,
содержит многочисленные водоросли: Collenia, Conophyton,
Gymnosolen и другие. Ее мощность от 375 до 650 м. Инзер-
ская свита мощностью от 200 до 800 м представлена алевро-
литами, песчаниками, глинистыми филлитовидными сланца-
ми, местами с маломощными прослоями известняков. Верх-
ним членом разреза каратауской серии является миньярская
свита, так же как и катавская — существенно-карбонатная.
Сложена она главным образом, известняками и доломитами,
иногда существенно-водорослевыми, с многочисленными ос-
татками Collenia, Osagia, Epiphyton. Мощность свиты 500—
700 м.
Е1а отложениях каратауской серии залегает ашинская се-
рия или свита, состоящая из своеобразных пестроцветных
лагунно-континентальных образований, представленных пес-
чано-сланцевыми породами—песчаниками, алевролитами, ар-
гиллитами, конгломератами. Они либо постепенно переходят
к нижезалегающим образованиям миньярской свиты, либо
на границе их отмечается четко выраженный перерыв.
Мощность свиты от 700 до 1700 м, но местами значительно
меньше.
Н. С. Шатский, впервые проанализировавший приведем
ный выше разрез в 1945 г., пришел к выводу, что его надо
считать самостоятельной стратиграфической единицей и от-
носить к верхней части протерозоя. «Описанная мощная груп-
па осадочных образований, — пишет исследователь, — снизу
доверху представляет единую формацию; несмотря на пере-
рывы и несогласия, породы всех серий являются весьма близ-
кими, парагенетически тесно связанными. По этим призна-
кам и по условиям залегания всю эту огромную (до 12 000—
15 000 .и) толщу надо рассматривать как формацию краевого
прогиба. Эта формация настолько резко отличается от за-
легающего на ней с перерывом и несогласием ордовика, что
нет сомнений, что между отложениями этих образований был
значительный перерыв, соответствующий, по-видимому, кем-
брию. Поэтому все отложения, до ашинской серии включи-
тельно, я отношу к докембрию и для всей группы этих отло-
жений предлагаю название Рифейская группа (Рифей (Ri-
pheus)—Урал)» (306).
Дальнейшие исследования в Башкирии вызвали возраже-
ния против этой концепции, и некоторые геологи до сих пор
продолжают дискуссию главным образом о возрасте охарак-
теризованных отложений. Единодушным является мнение о
том, что три нижние серии несомненно относятся к докемб-
рию, скорее всего к верхнему протерозою. Что же касается
возраста отложений, начиная с зильмердакской свиты кара-
172
тауской серии, то здесь начинается разнобой во взглядах,
обусловленный отсутствием руководящей фауны. Некоторые
исследователи относят каратаускую серию к синию (в част-
ности, такой взгляд отражен на геологической карте масш-
таба 1:2 500 000), другие считают, что эта серия имеет кемб-
рийский возраст. В этой последней схеме верхний член всего
комплекса — ашинская серия параллелизуется с ордовиком
(нижним или ближе не определенным); есть сторонники даже
девонского возраста ашинской серии (81).
Вопрос о возрасте ашинской серии имеет большое зна-
чение для решения всей проблемы стратиграфического поло-
жения каратауского комплекса. Недавно этот вопрос был еще
раз проанализирован известным знатоком каратауского ком-
плекса А. И. Олли. Он пришел к выводу, что взаимоотноше-
ния ашинской серии с более молодыми образованиями опре-
деляют ее возраст не моложе нижнего ордовика (188). В раз-
ных сериях каратауского комплекса найдены споры, извест-
ные как из протерозоя, так и нижнего кембрия. Однако изу-
чавшая их С. Н. Наумова указывает, что иногда в нижнем
кембрии, наряду с примитивными спорами тех же видов, что
и на Урале, встречаются также более сложные морфологиче-
ские типы, отсутствующие в каратауском комплексе, в том
числе и в ашинской серии. Данные споропыльцевого анализа,
вместе с подмеченным Н. С. Шатским формационным един-
ством ашинской серии с другими членами разреза каратау-
ского комплекса, позволяют говорить, что мнение этого уче-
ного о возрасте серии в настоящее время наиболее обосно-
вано, хотя окончательно отвергать возможность более моло-
дого ее возраста не следует.
Ашинская серия развита во многих участках западного
склона Урала, где она залегает на мощных толщах более
древних пород, которые в других случаях подстилают фауни-
стически охарактеризованный ордовик (142). Возраст этих
толщ, как и каратауской серии, спорный: одни исследователи
относят их к верхнему докембрию, другие—к кембрию. Важ-
нейшим фактом является отсутствие в этих отложениях
фауны; отсюда Д. В. Наливкин уже давно сделал совершен-
но правильный вывод, что большая часть Урала в кембрии
представляла собой сушу (174).
Очень широко древние толщи развиты в центральной зоне
Северного Урала, откуда они распространяются в пределы
Среднего Урала.
На территории Приполярного Урала доордовикская тол-
ща состоит из двух серий (56). Нижняя из них включает три
свиты (снизу вверх): ошизскую, пуйвинскую и щокурьинскую
и сложена в нижней части слюдистыми и полевошпатовыми
кварцитами, филлитовидными, кварц-слюдистыми, графито-
выми и зелеными метаморфическими сланцами, а в верхней —
173
мраморами и известняками пли туфогенными зелеными слан-
цами: альбит-хлоритовыми, хлорит-эпидотовыми, порфирои-
дами и т. д. общей мощностью от 1250 до 1650 м. Верхняя
серия состоит из двух свит — хобеинской и маньинской и не-
редко залегает на нижней с размывом. Хобеинская свита об-
разована аркозовыми песчаниками и кварцитами с прослоя-
ми зеленых вулканогенных и филлитовидных сланцев, а так-
же мелкогалечных конгломератов; общая мощность пород—
700—800 м. Верхняя маньинская свита состоит из филлито-
видных и углистых сланцев с прослоями мраморизованных
доломитов и известняков, часто водорослевых, а также разно-
образных вулканогенных пород; ее общая мощность — от
1 до2кж:В маньинской свите много водорослей Collenia и
Osagia; кроме того, в ней, а также в карбонатных породах
щокурьинской свиты обнаружены неясные остатки археоциат.
Это позволяет предполагать, что верхняя часть рассматрива-
емого мощного комплекса, вероятно, относится уже к нижне-
му кембрию.
На восточном склоне Южного Урала, в Брединском райо-
не, под отложениями ордовика находятся граувакковые пес-
чаники, хлорит-серицитовые сланцы и метаморфизованные
туфы, переходящие внизу в углисто-кремнистые и кварцито-
вые сланцы с подчиненными зелеными вулканогенными слан-
цами. Общая мощность пород свыше 1500 м (150).
Кембрий. Фаунистически охарактеризованные кемб-
рийские отложения имеются на крайнем севере Уральской
складчатой системы — на Новой Земле и на крайнем юге —
в южной части Южного Урала.
На Новой Земле, в северо-западной части южного остро-
ва, выделен средний кембрий, представленный толщей чер-
ных филлитов с прослоями кремнистых известняков и кон-
гломератов, с фауной трилобитов из рода Paradoxides. Выше
залегают пестрые песчаники и сланцы — филлитовидные и
хлоритовые, с прослоями конгломератов, содержащие трило-
биты верхнего кембрия (из родов Kaninia, Acrocephalites и
др.). Общая мощность кембрия около 1 км.
На южном окончании Уралтауского антиклинория, в до-
лине р. Сакмары, довольно широко развиты кварц-слюдис-
тые и зеленые вулканогенные сланцы с прослоями кварци-
тов и линзами мраморов, заключающих обильную фауну ар-
хеоциат и отдельные брахиоподы из рода Kutorgina. Кроме
того, здесь имеются слюдистые кварцитовидные песчаники,
кварц-серицитовые и джеспилитовые сланцы. Породы эти
относятся к нижнему кембрию.
Приведенное выше описание разрезов показывает, что в
большинстве случаев в нижней части нижнего палеозоя отме-
чается резко выраженный перерыв, который соответствует
большей части кембрия. Скорее всего, кембрийские отложе-
174
ния не обнаружены до настоящего времени в пределах боль-
шей части Урала не потому, что они недостаточно хоро-
шо изучены или плохо фаунистически охарактеризованы,
а вследствие того, что на большей части Урала кембрий, как
это предполагают Д- В. Наливкин и Н. С. Шатский, вообще
не отлагался. Н. С. Шатский считает, что интенсивные про-
гибания геосинклинального типа происходили на Урале в
верхнем протерозое, по-видимому, захватывая и нижний кемб-
рий, а следующий цикл крупных прогибаний начался уже в
ордовике. Наличие фаунистически охарактеризованного кемб-
рия в пределах отдельных участков не противоречит этой точ-
ке зрения, а скорее подтверждает ее. Поэтому широкое разви-
тие кембрия, особенно среднего и верхнего, в пределах Ура-
ла, на что указывают разные исследователи, довольно сом-
нительно. Вероятнее всего, эти «кембрийские» толщи на са-
мом деле относятся к верхней части протерозоя.
Ордовик. Ордовикские отложения широко распростра-
нены по всей Уральской складчатой системе от Новой Земли
до Южного Урала и заходят в Мугоджары. Особенно обшир-
ные территории сложены ими на Среднем Урале. На подсти-
лающих отложениях породы ордовика залегают с перерывом
и угловым несогласием. Наличие фауны позволяет во мно-
гих местах выделить в составе ордовика все три отдела.
На западном склоне Урала развиты преимущественно тер-
ригенно-карбонатные толщи, а на востоке существенная
роль принадлежит вулканогенным образованиям.
На западном склоне Северного Урала в основании разре-
за залегают конгломераты, затем идут полимиктовые песча-
ники и кварциты с прослоями филлитов. Толща эта имеет
в разных местах неодинаковую мощность — от 100 до 2500 м
и содержит разнообразную нижнеордовикскую фауну: Finkeln-
burgia, Angarella, Endoceras, Archaeoorthis и другие. Выше
залегают отложения со среднеордовикской фауной, сложен-
ные главным образом глинисто-песчанистыми породами
с карбонатными прослоями, а иногда основными эффузи-
вами и их туфами, обычно преобразованными в зеленые слан-
цы; мощность толщи от 200 до 800 м. Верхний ордовик в за-
падных районах образован преимущественно карбонатны-
ми породами с Nicholsonella vaupeli и другой фауной, а на
востоке — толщен терригенных пород с редкими прослоями
известняков; мощность верхнего ордовика колеблется от 600
до 1200 м.
Южнее, на Среднем Урале, нижний ордовик сходен с се-
верными районами, а выше залегает терригенно-вулканоген-
ная толща, в верхней части сменяющаяся радиоляриевыми
кремнистыми сланцами с граптолитами. Эта толща, мощно-
стью около 1,5 км, вероятно, включает средний и верхний
ордовик.
175-
На Южном Урале, в бассейне р. Белой, южнее Белорецка,
отложения ордовика участвуют в строении Зилаирского син-
клинория (см. фиг. 31). Нижний отдел состоит из аркозовых,
местами глауконитовых и известковистых песчаников с про-
слоями глинистых сланцев и линзами конгломератов. В осно-
вании этой толщи, мощность которой около 250 м, обнаруже-
ны Obolus apollinis и другие руководящие формы тремадок-
ского яруса. Выше залегают кремнистые и туфогенные пестро-
цветные сланцы с прослоями песчаников и известняками
вверху общей мощностью около 1 000 м.
На восточном склоне в северных районах Урала развиты
преимущественно метаморфизованные вулканогенные обра-
зования — амфиболиты, порфиритоиды, зеленые сланцы и
изредка измененные кислые породы, содержащие в прослоях
мраморизованных известняков редкую фауну среднего ордо-
вика. Мощность этих образований, вероятно, очень велика, но
не определена с желательной точностью.
На Южном Урале, в Брединском районе, распространены
филлиты и туфогенные сланцы с прослоями алевролитов, пес-
чаников и конгломератов, а в верхней части толщи — и из-
вестняков, общей мощностью около 550 м. Здесь найдены
многочисленные ортисы, трилобиты и другая фауна ордовика.
Залегающую ниже мощную толщу зеленоватых граувакковых
песчаников и зеленых вулканогенных сланцев, упоминавших-
ся выше в составе кембрия, Д. В. Наливкин также склонен
отнести к ордовику (175).
На островах Новой Земли и Вайгач ордовик представлен
мощной, до 3 км, толщей темных глинистых и песчанистых
известняков, глинистых сланцев и других пород. Особенно
полный разрез развит на о. Вайгач, где ордовикские отложе-
ния слагают большую часть территории. Нижний отдел обра-
зован известняками, которые в нижней части разреза череду-
ются с песчаниками, кварцитами и вулканогенными порода-
ми — зелеными сланцами, диабазами и их туфами с фауной
трцлобитов и брахиопод тремадокского и аренигского ярусов:
Cyrtometopus primigenius, Eoorthis christianiae и другие;
мощность этих пород достигает 1500 м. К среднему отделу
относятся известняки и известково-глинистые сланцы с про-
слоями песчаников, содержащие Endoceras duplex, Ecbino-
sphaerites aurantium и другую фауну лландейльского яруса;
толща этих отложений около 1400 м. К верхнему отделу от-
носятся известняки, глинистые сланцы и доломиты мощностью
•около 1000 м с руководящими формами карадокского яруса —
Illaenus groenlandicus, Tetradium borealis и другими (74).
На Пайхое обнажается разрез, сходный по литологиче-
скому составу, но значительно меньшей мощности (900—
1000 Л1). Здесь обнаружена многочисленная фауна трилобитов,
граптолитов, брахиопод, иглокожих и т. д., позволяющая вы-
176
делить отложения тремадокского, аренигского, лландейль-
ского и карадокского ярусов.
С и л у р. Силурийские отложения были впервые выделе-
ны из состава девонских отложений Д. В. Наливкиным (173).
Это имело огромное значение для изучения геологии Урала
в целом. Породы силура концентрируются главным образом
в пределах трех четко выраженных, линейно вытянутых в ме-
ридиональном направлении структурно-фациальных зон: на
западном крыле Центральноуральского антиклинорйя, в Зеле-
нокаменном, или Магнитогорско-Нижнетагильском синклино-
рии и в Восточноуральском синклинории (см. фиг. 31); на
разделяющих эти зоны поднятиях силурийские отложения от-
сгтствуют или развиты слабо и имеют небольшую мощность.
Таким образом, структурно-фациальная зональность, наме-
тившаяся на Урале уже в ордовике, приобрела в силурийском
периоде очень четкое выражение.
В западноуральской зоне отложения силура почти всюд\
представлены терригенно-карбонатной толщей мощностью
от 1200 до 1800 л. Переходы к карбонатному верхнему ордо-
вику везде постепенные, и поэтому две эти системы четко
не разграничиваются. В отдельных пунктах силур залегает
на ашинской серии или более древних образованиях резко не-
согласно и в его основании имеется толща конгломератов и
песчаников. В разрезах преобладают известняки и доломиты,
которым подчинены сланцы, часто граптолитовые и реже пес-
чаники. Только на крайнем юге Южного Урала разрез сильно
отличается: здесь существенное значение имеют вулканоген-
ные образования как в нижнем силуре, так и в верхнем, от-
деленном от нижнего размывом; с вулканогенными породами
чередуются терригенные, и лишь в верхней части верхнего си-
лура появляются известняки. Во всех районах разрезы в той
или иной степени охарактеризованы фаунистически и в них
нередко удается выделить все ярусы. Оба отдела силура
имеют руководящие формы брахиопод и граптолитов: нижний
силур — граптолиты из рода Monograptus и брахиоподы — Реп-
tamerus cf. oblongus, Р- ex gr. borealis, а верхний — Conchi-
dium vogulicum, Lissatrypa linguata, Cyrtograptus murchisoni.
На восточном склоне Урала главную роль в разрезах си-
лура играют вулканогенные породы, которым подчинены крем-
нистые, карбонатные и терригенные осадки. Особенно полный
и мощный разрез их представлен в зоне Зеленокаменного син-
клинория, наиболее прогнутые части которого выполнены
многокилометровой толщей основных эффузивов и их туфов,
часто преобразованных в зеленые сланцы. В краевых частях
этого прогиба и в областях осложняющих поднятий развиты
карбонатные отложения и другие осадочные породы и образо-
вания спилито-кератофировой формации; мощность их здесь
меньше, и в разрезе отмечаются перерывы.
J9 Е. М. Лазыю
177
В северной части синклинория разрез неполный и представ-
лен вулканогенными породами: внизу — спилито-кератофирово-
го, выше — основного и трахитового состава с подчиненными
известняками. Фауна брахиопод — Spirifer elevatus и другие
в нижней части разреза свидетельствует о венлокском ярусе,
пентамериды и конхидии средней части — о нижнем лудлове,
а в верхах содержатся брахиоподы так называемых марги-
Фиг. 32- Фациальный разрез отложений верхнего силура по про-
стиранию Петропавловской бокситоносной полосы
(по А. В. Пейве)
1 — массивные известняки нижнего лудлова. 2 — слоистые известняки,
3 —кремнистые сланцы и туфы верхнего лудлова, 4 — диабазовые пор-
фириты, 5 — слоистые известняки, 6 — массивные рифогенные известня-
ки (верхний лудлов и жединский ярус).
налиевых слоев — Atrypa (Plectatrypa) marginalis, A. (Lissa-
trypa) tectiforrnis и другие, относящихся к верхнему лудлову;
местами верхний ярус отсутствует.
Детальные исследования северной — Нижнетагильской
части синклинория, произведенные А. В. Пейве и Н. А. Штрей-*
сом (195, 321), показали, что в ее строении в пределах Сред-
него Урала выделяются три меридиональные фациальные
зоны. Они выдерживаются на протяжении более 300 км
и резко отличаются между собой характером разрезов силу-
ра — так же, впрочем, как и девона. Разрез центральной зоны
наименее полный и сравнительно менее мощный; он сложен
карбонатно-вулканогенной толщей верхнего силура мощностью
около 2 км, иногда только известняками, мощность которых
уменьшается до 1,5 км и менее, что объясняется резкой фа-
циальной изменчивостью толщи по простиранию (фиг. 32).
В строении восточной зоны принимают участие отложения
венлокского и лудловского ярусов мощностью до 3 км, сло-
женные разнообразными вулканогенными породами и их ме-
таморфическими производными — порфиритами, их туфами
и брекчиями, порфиритоидами, альбитофирами и порфирои-
дами, кварц-хлоритовыми, хлорит-серицитовыми и другими
зелеными сланцами, а также резко подчиненными осадочны-
ми породами — известняками, глинистыми и кремнистыми
178
сланцами, песчаниками и конгломератами. Западная зона так-
же была областью накопления мощных вулканогенных толщ
с резко подчиненным количеством терригенных пород и поч-
ти полным отсутствием известняков (фиг. 33).
На юге силур за-
легает несогласно
па подстилающих
отложениях и пред-
ставлен всеми яру-
сами, за исключени-
ем верхнего лудло-
ва, который местами
отсутствует. Сложен
силур здесь глав-
ным образом вулка-
ногенными образо-
ваниями — внизу
основными эффузи-
вами, выше — поро-
дами спилито-кера-
тофировой форма-
ции и, наконец, —
гуфопорфиритами, с
прослоями кремни-
стых и граптолито-
вых сланцев, реже
кластическпх отло-
жений.
В Восточноураль-
ской структурно-фа-
циальной зоне, про-
Фиг. 33. Схема распределения осадочных и
вулканических образований в Ннжнетагиль
ском синклинории (no Н. А. Штрейсу).
1 в нижнем ^длове, Б — в койне силура и на-
чале девона. В — в кобченпском веке.
1 — область развития преимущественно известняков,
2 — область распространения различных вулканиче-
ских образований, 3 — область распространения вул-
канических и терригенных осадочных образований,
4 — область распространения терригенных отложе
нпй, 5 — область Центральноуральской полосы с
тягивающейся от
Брединского района
до г. Алапаевска,
разрез силура схо-
ден с описанным, но
отличается меньшей
мощностью и более
частым выпадением
тех или иных ярусов.
На островах Но-
вой Земли и Вайгач
вероятным накоплением маломощных осадочных от-
чоженнй, 6 — область Исетско-Салдииской полосы с
вероятным накоплением маломощных осадочных от-
ложений
силурийские отложения местами залегают на ордовике не-
согласно, но в других местах несогласия не отмечены. Сло-
жены они песчаниками, конгломератами, сланцами, реже
вулканогенными и карбонатными породами, известняками,
причем на юге карбонатные породы преобладают над пла-
стическими осадками. Мощность силура достигает 3 км.
12®
В составе его выделяются все ярусы благодаря тому, что
здесь встречена обильная фауна трилобитов, брахнопод,
иглокожих, моллюсков и т. д.
Силурийские отложения в пределах Пайхоя сильно отлича-
ются от силура островов. Мощность силура здесь падает, со-
ставляя максимально около 500 м. Силурийские породы пред-
ставлены фаунистически охарактеризованными известняка-
ми, черными углисто-глинистыми сланцами и кварцитами всех
ярусов.
Таким образом, условия образования силурийских отложе-
ний северной части Уральской складчатой системы сходны
с условиями структурно-фациальной зоны западного склона
и резко отличаются от зон восточного склона.
Девон. В распределении девонских отложений отмеча-
ются закономерности, сходные с силуром. Девон состоит из
трех отделов, в которых выделяются все ярусы, часто очень
тесно связан с силуром, приурочен к тем же структурно-
фациальным зонам и представлен сходными фациальными
комплексами (56).
На западном склоне Урала распространены преимущест-
венно осадочные породы девона. Нижний девон согласно
залегает на силуре и образован в основании известняками,
реже — терригенными породами мощностью 100—200 .и, от-
носимыми к жединскому ярусу. Кобленцские отложения ме-
стами сложены терригенно-эффузивной толщей, но чаще из-
вестняками с обильной фауной брахнопод: Karpinskia con
jugula, Sieberella sieberi, Camarotoechia nympha, Eospirifer
irbitensis и другими; мощность толщи 400 —500 .и. Средне
девонские отложения, из которых наиболее широко распро-
странены живетские, известные от Полярного до Южно-
го Урала, представлены терригенно-карбонатными поро-
дами.
В основании как эйфельских, так и живетских отложении
иногда залегают песчаники и глины, но наиболее развиты
в разрезе известняки, нередко раковинные, а иногда темные
битуминозные с прослоями терригенных пород; общая мощ-
ность пород от нескольких десятков метров до 600 м, а места-
ми более. В известняках обнаружена богатая фауна, дающая
возможность выделять подъярусы и зоны. Среди наиболее
распространенных форм в нижней части разреза встречены:
Stropheodonta uralensis, Gypidula ivdelensis, Theodossia su-
perba, Favosites goldfussi. Syringopora eifeliensis, Calceola
sandalina, Leperditia moelleri, а в верхней части: Alveolites
crassus, Atrypa desquamata, A. zonata. Emanuella pseudo-
pachyrincha, Stringocephalus burtini. По имени последней
формы верхняя часть живетских отложений, представленных
известняками мощностью до 90 м, известна как стрингоце-
фаловые слои.
180
В южной части Зилаирского синклинория широко распро-
страненные среднедевонские отложения залегают резко не-
согласно на силуре и представлены терригенно-вулканогенной
толщей — конгломератами, песчаниками, брекчиями, эффузи-
вами и пирокластическими породами с редкими маломощны-
ми прослоями известняков. Общая мощность пород среднего
девона около 700 м. Верхний девон выражен как франским,
так и фаменским ярусами, отложения которых в пределах
рассматриваемой структурно-фациальной зоны сильно раз-
виты и хорошо изучены. Франский ярус трансгрессивно за-
тегает на среднем девоне и более древних отложениях. Он
в большинстве случаев сложен в основании песчано-глинистой
толщей с прослоями известняков, а выше — разнообразными
известняками, реже мергелями и сланцами. В средней части
яруса четко выделяется очень своеобразная фация доманико-
вых отложений, состоящая из темных битуминозных известня-
ков и сланцев. Завершается разрез ракушечниковыми извест-
няками. Общая мощность его — от нескольких метров до
600 м. В этих отложениях очень много разнообразной фауны
с такими руководящими формами, как, например, Cytrospi-
rifer murchisonianus, Atrypa velikaya, Timanites acutus, Spiri-
fer (Cyrtospirifer) disjunctus, S. (Theodossia) anossofi, Man-
ticoceras intumescens, Rhynchonella (Hypothyridina) cuboides,
H. calva и другие. Фамен представлен известняками, изредка
с прослоями глинистых сланцев мощностью от 100 до 400 м,
редко больше и часто по фауне расчленяется на ряд горизон-
тов или слоев. Среди руководящих ископаемых можно назвать
Liorhynchus polonicus, L. ursus, Spirifer (Cyrtospirifer) archi-
aci, C. brodi, C. aff. julii, Cyrtoclymenia krasnopolskii, Platy-
clymenia tschernyschevi.
В южной части Зилаирского синклинория широко распро-
странены отложения зилаирской терригенной свиты, в состав
которой, кроме фаменских отложений, входит также верхняя
часть франского яруса, а верхняя ее часть относится уже
к турне. Зилаирская свита сложена полимиктовыми пес-
чаниками и глинистыми сланцами с прослоями и лин-
зами известняков; мощность ее девонской части свыше
1000 м. Свита содержит остатки растений — Archaeo-
sigillaria primaeva и другие, а в известняках обнаружены
раковины брахиопод — Liorhynchus baschkiricus.
На восточном склоне Урала нижний девон в северных рай-
онах представлен преимущественно известняками мощно-
стью 200—400 м. В Нижнетагильском синклинории мощность
его увеличивается. Здесь, наряду с известняками, существен-
ная роль в разрезе принадлежит терригенным и отчасти вул-
каногенным породам, которые располагаются на существенно-
вулканогенной толще силура. — начала девона (см. фиг. 33).
На Южном Урале терригенно-вулканогенные образования уже
1S1
резко преобладают в разрезе (их мощность достигает 2700 л«).
К кобленцским отложениям на Северном Урале приурочен
так называемый нижний бокситовый горизонт (195).
Средний девон залегает на нижнем и на более древних
породах трансгрессивно. На севере он сложен преимуществен-
но известняками, в других местах — вулканогенно-терриген-
ными образованиями, из которых особенно часто состоит его
верхняя часть. Вулканогенные породы представлены гла’вным
образом диабазами, порфиритами и их туфами, а терриген-
ные — конгломератами, песчаниками и глинисто-кремнистыми
сланцами. Мощность отложений изменяется в пределах 700—
1200 м.
На Среднем Урале средний девон местами выражен
преимущественно известняками с прослоями порфиритов, ту-
фосланцев и туфопесчаников, иногда только известняками
мощностью в несколько сот метров и нередко сложным комп-
лексом пород — песчаниками, порфиритами, известняками
и флишеподобными образованиями с тонким переслаиванием
песчаников, туффитов и кремнистых сланцев. Общая мощ-
ность среднего девона до 900 м. С живетскими отложениями
здесь связан второй бокситовый горизонт. На Южном Урале
вулканогенные толщи разного состава (мощностью до 1600—
1700 лг), относящиеся к среднему девону, содержат мощные
известняки, прослои яшм и других кремнистых пород.
Верхний отдел девона на восточном склоне распространен
менее широко, чем два нижние, и представлен в разнообраз-
ных фациях.
На Северном Урале в нижней части разреза верхнего де-
вона преобладают терригенные породы, которые выше сменя-
ются известняками, а еще выше терригенно-эффузивной тол-
щей с прослоями известняков. Общая мощность верхнего де-
вона — несколько сот метров. На Среднем Урале верхний
девон развит преимущественно в пределах Восточноуральскои
структурно-фациальной зоны. Франский ярус сложен извест-
няками, иногда брахпоподовыми, местами также мергелями,
глинистыми сланцами, песчаниками и конгломератами. В дру-
гих пунктах в разрезе существенно участвуют или даже аб
солютно преобладают вулканогенные породы мощностью до
800 м. В фаменском ярусе, толща которого изменяется от 100
до 500 м, местами также преобладают известняки, а в других
случаях — терригенные осадки. На Южном Урале и в Муго-
джарах, в Магнитогорском синклинории, франский ярус пред-
ставлен внизу конгломератами, кремнистыми сланцами и из-
вестняками, которые выше сменяются основными и кислыми
эффузивамн, их туфами и туфопесчаниками. В других местах
гораздо более развиты кремнистые сланцы, а на крайнем
юге — конгломераты, песчаники и известняки. Фа.менский
ярус сложен известняками, к которым на юге присоединяются
182
конгломераты и песчаники. Мощность франскнх отложений
от 100 до 600 м, фаменских — 100—300 м.
Описанные отложения фаунистически хорошо охарактери-
зованы руководящими ископаемыми, которые встречаются
и в соответствующих стратиграфических подразделениях за-
падного склона.
На островах Новой Земли и Вайгаче, согласно данным,
геологов Арктического института, выделяются два типа раз-
резов, получившие название уральского и тиманского (74).
Первый из них обычен для Вайгача и южной части южного
острова Новой Земли. Полный разрез девона включает здесь
все его ярусы и представлен довольно однообразно: это глав-
ным образом известняки, с прослоями глинистых сланцев
в среднем девоне и терригенно-вулканогенных пород —
в верхнем. Мощность разрезов этого типа на Вайгаче — не-
сколько сот метров, но на Новой Земле достигает 3 кн. Вто-
рой тип разрезов развит на большей части территории Новой
Земли и отличается некоторыми особенностями. В нижнем
и среднем девоне чередуются известняки, песчаники и глини-
стые сланцы, а в верхнем девоне развиты терригенные породы,
мощные залежи основных лав, туфы, туфобрекчии и содер-
жится небольшое количество известняков. В конце среднего
девона здесь фиксируется четкий перерыв, благодаря чему
вулканогенно-терригенная толща верхнего девона залегает
несогласно на нижележащих отложениях. Мощность разрезов
второго типа от 1300 до 3000 и.
Южнее, в материковой части системы в пределах Пайхоя.
нижний девон всюду выражен маломощной толщей известня-
ков, а средний девон — глинисто-кремнистыми сланцами, пес-
чаниками, известняками и редкими туфами обшей мощностью
до 750 м. Верхний девон мощностью до 500 м местами сложен
в нижней части песчаниками, известняками и глинистыми
сланцами, которые кверху сменяются мощной толщей разно-
образных карбонатных пород, а в других местах — пестро-
окрашенными яшмами с прослоями окремненных известняков
и кремнисто-глинистых сланцев с радиоляриями.
Оценивая общий характер девонских разрезов, можно ска-
зать, что в эпоху образования толщ девона Урал и прилежа-
щая к нему с севера группа островов представляли собой
типичную геосинклинальную область, очень сложнопостроен-
ную. В ней чередовались глубокие геосинклинальные троги
и резко приподнятые участки, которые часто размывались,
давая начало грубокластическим толщам, отлагавшимся у
подножия размывавшихся островов. Геосинклинальный режим
подтверждается здесь особенностями рельефа, резкой диффе-
ренцированностью тектонических движений, характером осад-
ков и т. д., причем в девоне продолжался этап геосинклиналь-
ного развития, начавшийся еще в ордовике.
183
Карбон. Каменноугольные отложения в пределах Ураль-
ской складчатой системы распространены очень широко и при-
урочены обычно к тем же структурно-фациальным зонам, что
и отложения силура и девона.
Наиболее полно они представлены в Западноуральской
зоне, протягивающейся от Мугоджар до Полярного Урала,
а отсюда через Пайхой на острова Новой Земли (56). Как
правило, каменноугольные отложения связаны постепенными
переходами с девонскими, но иногда турне отсутствует и тогда
между этими системами отмечается перерыв. В западной
части зоны, примыкающей к платформе, в турнейском веке
накоплялись преимущественно известняки и доломиты мощ-
ностью от 100 до 400 м и редко больше. Восточнее они сменя-
ются кремнистыми и песчано-глинистыми осадками. В ниж-
ней части разрезов найдены Productus niger, Spirifer distans
и другая фауна слоев этрен, а выше — турнейские формы:
Spirifer aff. tornacensis, S. medius, Productus lichwini и дру-
гие. Начало визе в некоторых районах рассматриваемой зоны
характеризуется накоплением песчано-глинистых угленосных
отложений, местами с пластами промышленных углей (Кизе-
товский район). В них содержатся растительные остатки,
в том числе Lepidodendron, а в прослоях известняков выше
и ниже угленосной толщи — фауна визе. Мощность угленос-
ных отложений изменяется от нескольких десятков метров
до 300 м. В других местах, например, на севере Южного
Урала, в начале визе отмечается такая же картина в распре-
делении осадков, как и в турнейском веке: на западе распо-
лагаются известняки, восточнее — карбонатно-терригенные
толщи. Значительную роль играют терригенные породы, в том
числе и грубообломочные, на Пайхое и особенно Новой Земле.
Верхняя часть визе и намюр повсеместно сложены известня-
ками (редко доломитами) мощностью от 350 до 800 м. Визей-
ские и намюрские отложения содержат много фауны, которая
дает возможность выделить в них ряд горизонтов (324). Сре-
ди визейских ископаемых организмов можно назвать такие
руководящие формы: Productus giganteus, Р. mirus, Р. ша-
ximus. Р. striatus, Spirifer calcaratus, Syringopora reticulata;
среди намюрских — Spirifer bisulcatus, S. attenuatus, S. schar-
timiensis.
Средний карбон иногда залегает на размытой поверхности
подстилающих отложений и представлен терригенно-карбонат-
ными осадками. Среди них преобладают известняки, нередко
обломочные, вплоть до известняковых брекчий и конгломера-
тов, чередующиеся с глинистыми, кремнисто-глинистыми и
песчанистыми породами. Общая мощность осадков 200—250 м.
По фауне выделяются отложения башкирского и московского
ярусов: в первых найдены такие формы, как Choristites bisul-
catiformis, Ch. angygensis, Pseudostaffella antiqua, а во вто-
184
рых — Choristites mosquensis. Ch. sowerbyi, Fusulinella pnlch-
га и другие. На юге Зилаирского синклинория и в области
Уфимского амфитеатра развиты терригенно-карбонатные
флишеподобные толщи (иногда более 1000 м) с прослоями
конгломератов.
В верхнем карбоне картина была примерно такой же, как
и в среднем: в большинстве районов, начиная от Новой Земли
до Южного Урала, отлагались известняки мощностью около
200 м, содержащие Triticites montiparus, Т. arcticus, Т. stucken-
bergi, Quasifusulina longissima, Pseudofusulina gregaria и дру-
гую фауну. В соответствующих местах Зилаирского синкли-
нория и Уфимского амфитеатра продолжалось накопление
флишеподобных толщ с прослоями конгломератов и известня-
ков мощностью от 800 до 1400 м. Интересно отметить, что
в некоторых наиболее западных районах, например, в гряде
Чернышева, весь разрез карбона представлен исключительно
карбонатными породами — известняками и отчасти доломита-
ми мощностью до 650 м (209). Сходная картина наблюдается
на Пайхое и на островах, однако здесь отложения московско-
го яруса и всего верхнего карбона в большинстве случаев раз-
мыты.
На восточном склоне каменноугольные отложения, широко
представленные нижним и в значительно меньшей степени
средним отделом, развиты преимущественно в пределах Сред-
него и особенно Южного Урала. Нижний карбон на Среднем
Урале сложен очень разнообразными по литологическому со-
ставу толщами всех ярусов (209). Турнейские образования
выражены карбонатными и карбонатно-терригенными толща-
ми, а также кремнистыми и вулканогенными породами, широ-
кое развитие которых в основании карбона характерно
не только для Среднего Урала, но и для других районов.
В основании разрезов обнаружена фауна, которая обычна
для слоев этрен, что говорит о постепенном переходе меж-
ду девонскими и каменноугольными отложениями. Интересно
отметить, что состав фауны свидетельствует о принадлежности
восточного склона Урала в турне к западноевропейской зоо-
географической области. Мощность турнейских отложений
колеблется от 300 до 700 м, иногда больше.
Визейские породы залегают с размывом на турнейских или
девоне и состоят в нижней части из угленосных лагунно-кон-
тинентальных или морских безугольных осадков с прослоями
известняков. Мощность этих пород —- от нескольких десятков
метров до 900 м. Для угленосных отложений характерно рит-
мическое чередование песчаников, алевролитов, аргиллитов
и углей. Остатки фораминифер позволяют параллелизовать
эти отложения с угленосными образованиями Подмосковного
бассейна. Верхняя часть визе, как и в других районах Урала,
в том числе и на западном склоне, представлена карбонатны-
1R5
ми породами мощностью от 400 до 800 м, охарактеризованны-
ми тем же фаунистическим комплексом брахиопод, кораллов,
гониатитов и т. д.
Намюрский ярус в нижней части сложен местами битуми-
нозными известняками, в других случаях — разнообразными
•обломочными карбонатными породами или же многократным
чередованием терригенных пород и тонких пластов известня-
ков. Верхняя часть яруса залегает на нижней с размывом и
состоит из терригенных пород с тонкими прослоями известня-
ков, а в других случаях из обломочных карбонатных отложе-
ний. Общая мощность намюрских пород — от нескольких
метров до 250 м.
Южнее, в Магнитогорском синклинории, вулканические
образования нижнего карбона распространены более широко,
чем на севере. Они формировались не только в турнейском
веке, но и в нижнем визе. Турнейские образования залегают
здесь на более древних осадках трансгрессивно. Восточнее.
в Брединском районе, развиты угленосные нижневизейские от-
ложения, содержащие промышленные пласты угля, а выше,
как и в других районах, отмечаются карбонатные породы.
Отложения среднего карбона сформированы главным обра-
зом песчано-глинистыми толщами мощностью от 200 до 700 м
и больше. Для них характерна резкая фациальная изменчи-
вость, благодаря которой местами в этой толще появляются
известняки, иногда грубые конгломераты или красноцветныс
континентальные образования с растительными остатками.
Породы верхнего карбона на восточном склоне Урала от-
сутствуют, за исключением ограниченно распространенной
толщи песчаников и конгломератов мощностью около 300 м,
которая относится условно к верхнему палеозою (210). Та-
ким образом, в среднем карбоне на восточном склоне Урала
произошли интенсивные поднятия, которые завершились к
концу этой эпохи или, во всяком случае, в верхнем карбоне
общим подъемом этой территории.
Пермь. Пермские отложения протягиваются в виде поч-
ти непрерывной широкой полосы от района Актюбинска до
Воркуты, всюду непосредственно примыкая к Уралу с запада,
но во внутренние части хребта не заходят. Они выполняют
Предуральский краевой прогиб и на западе сливаются с перм-
скими отложениями Русской платформы. На севере породы
перми слагают оба склона Пайхоя. встречаются на Вайгаче и
занимают обширные пространства на Новой Земле.
Особенно детально пермские отложения изучены в пре-
делах Уфимского амфитеатра и той части Предуральского
краевого прогиба, которая примыкает к Среднему Урал\
(171, 172). Пермь представлена здесь только нижним отде-
лом и начинается осадками швагеринового горизонта, связан-
ного постепенными переходами с карбоном. Осадки эти пре-
J86
имущественно терригенные и состоят из ритмично чередую-
щихся песчаников, алевролитов и глинистых сланцев, обычно
имеющих характер флиша. В западной части прогиба в раз-
резе появляются частые прослои мергелей и детритусовых
известняков, а в краевой части платформы прослеживаются в
виде цепочки крупные рифовые массивы, которые еще далее
к западу сменяются маломощными платформенными извест-
няками. По направлению к востоку в разрезе отмечается по-
степенное увеличение роли песчанистых пород, общее погре-
бение материала и одновременно возрастание мощности
толщи: на крайнем востоке прогиба появляются конгломера-
ты, а мощность швагеринового горизонта достигает 900—
1000 м (фиг. 34 Л). Такой же, примерно, характер имеют и от-
ложения верхней части сакмарского яруса, мощность которых
в восточной части прогиба также составляет около 1000 м.
Они представлены здесь наиболее грубозернистыми терриген-
ными осадками. В разных пунктах в этой толще собрана фау-
на брахиопод, гониатитов, мшанок и обильные фораминифе-
ры; среди них для швагеринового горизонта особенно харак-
терны Schwagerina moelleri и Sch. cf. pavlovi, а для верхней
части сакмарского яруса Pseudofusulina verneuili, Р. urda-
lensis и другие.
В строении артинского яруса установлены сходные зако-
номерности: на западе он сложен главным образом карбо-
натными породами — мергелями и доломитами с подчинен-
ными песчаниками, восточнее — в основном песчаниками и,
наконец, на крайнем востоке главная роль в разрезе принад-
лежит конгломератам (фиг. 34 5). Характер фациальных
переходов артинскмх отложений, мощность которых в наибо-
лее прогнутой части прогиба достигает 1400 м, ясно иллюстри-
руется профилем (фиг. 35). В толще обнаружена обильная
фауна фораминифер с такими типичными артинскими фор-
мами, как Parafusulina lutugini и многочисленные Pseudofu-
sulina, аммоноидеи из родов Medlicottia и Paragastrioceras,
брахиоподы и мшанки.
В основании кунгура местами залегают известняковые
брекчии мощностью в несколько десятков метров, и тогда
между ним и артинским ярусом отмечается перерыв. Однако
в большинстве случаев кунгурские отложения лежат на ар-
тинских согласно, но испытывают значительные фациальные
изменения: в западной части рассматриваемой территории
распространены гипсово-доломитовые осадки, а в восточ-
ной — песчано-глинистые, содержащие лишь линзы гипса и
ангидрита. Мощность кунгура в западной приплатформен-
ной части прогиба иногда не превышает нескольких десятков
метров, а на востоке доходит до 800 м. В Соликамско-Берез-
няковском районе мощность кунгура также измеряется не
сколькими сотнями метров за счет развитой здесь среди до-
187
лимитов и ангидритов соленосной толщи, сложенной галитом
сильвином и карналлитом. В породах кунгура встречены
обильные растительные остатки, местами образующие даже
Фиг. 31. Кгрта фаций и мощностей: А — швагеринового горизонта.
Б—нижней части артинского яруса (по В. Д. Наливкзиу).
1 — морские известняки, 2 — рифовые массивы, 3 — предполагаемые мергелистые
межрифовые отложения, 4 — мергели, 5 — глинистые сланцы. 6 — битуминозные
мергели, 7 — песчаники и глинистые сланцы, 8 •— конгломераты и песчаники, 9 —
острова, 10 — граница девонских и более древних отложений.
тонкие углистые прослои, а также редкие пелециподы, бра-
хиоподы и гониатиты: Chonetes transitions, Camarophoria
sp., Paragastrioceras fedorovi var. ornatum и другие.
188
Фиг. 35- Фациальный профиль для артпских отложений
(по В. Д. Наливкину)
/ — известняки органогенные, 2 — известняки афанитовые и дет ритусовые, 3 — рифы, 4 — окремненные породы, г> — доломиты, б —
мергели, 7 — битуминозные мергели 3 — гипсы и ангидриты, 9 — песчаники и сланцы, 10 — конгломераты II — известняковые брек-
чии, 12 — поверхность рашыва.
Южнее, в Ишимбаевском и Оренбургско-Актюбинском
Приуралье, нижнепермские отложения сходны с описанными
выше: в западной части региона развита относительно мало-
мощная толща карбонатных и подчиненных терригенных по-
род, которая восточнее сменяется существенно-терригенной
толщей, имеющей характер морской сероцветной молассы,
достигающей в наиболее прогнутых частях прогиба большой
мощности — до 3800 м. Среди многочисленных остатков жи-
вотных организмов в этих отложениях встречены разнообраз-
ные сакмарские и артинские брахиоподы, аммоноидеи, фора-
миниферы, рыбы, в том числе Helicoprion bessonovi, а также
флора: Catamites, Walchia и другие. Кунгурский ярус сложен
здесь мощной соленосной толщей, которая в районе г. Орен-
бурга достигает большой мощности — около 2000 м. Кроме
нижнепермскпх отложений, здесь распространена и верхняя-
пермь в виде красноцветной континентальной молассы: очень
грубой и мощной (до 2000 м и, возможно, более) в восточной
части прогиба, тонкозернистой и маломощной (всего первые
сотни метров) — на западе, где подчиненное значение при-
надлежит также морским осадкам. Помимо преобладающих
терригенных пород разного гранулометрического состава —
от глин до конгломератов, — в строении верхней перми уча-
ствуют мергелистые осадки и небольшие залежи гипса. Фау-
нистически все эти отложения охарактеризованы очень плохо.
Морская фауна казанского яруса встречена в отдельных про-
слоях в средних частях мощной толщи верхнепермских отло-
жений. Это позволило некоторым исследователям выделить в
единой толще красноцветов как уфимские отложения, под-
стилающие казанские, так и породы татарского яруса, зале
гающие на казанских.
На севере, в бассейне р. Печоры, развита нижняя пермь
представленная неполно и изученная очень слабо. Она сло-
жена терригенными осадками: грубыми песчаниками, конгло-
мератами, реже глинистыми породами с подчиненными кар-
бонатными отложениями.
Еще севернее пермь очень распространена в пределах Пе-
чорского угленосного бассейна, где выделяются отложения
обоих отделов (94). Основание пермских отложений здесь
представлено маломощной (не более 10-метровой) пачкой
мергелей, залегающих с размывом, а местами с угловым не-
согласием на каменноугольных и девонских породах и содер-
жащих аммониты, брахиоподы и кораллы сакмарского яру-
са. Выше находится толща черных аргиллитов, алевролитов
и песчаников с редкими пластами конгломератов внизу, вклю-
чающая довольно обильную артинскую фауну; мощность этой
толщи, имеющей характер морской молассы, — около 1500 м
Выше расположена угленосная воркутская серия, которую
большинство геологов считает кунгурской, однако, возможно.
190
что ее верхняя часть относится к верхней перми. Сложена
эта серия чередующимися прослоями черных аргиллитов, пес-
чаников и конгломератов с многочисленными (до 100) плас-
тами и пропластками каменного угля. В попонах серии общей
мощностью 1500—1600 м содержится обильная флора, а так-
же плохо еще изученная пресноводная и морская фауна
К. верхней перми в Коротаихском прогибе относится мощная,
до 3000 м — тоже угленосная (так называемая паэмбойская)
свита песчано-сланцево-конгломератового состава с углями
рабочей мощности. Она отличается от воркутской серии мас-
совым развитием верхнепермской флоры. Разрез перми здесь
венчается существенно-конгломератовой толщей, в состав
которой входят песчаники и алевролиты мощностью до 1000 м.
В нижней половине этой толщи (верхняя ее часть, возможно,
относится уже к триасу), залегают покровы базальтов мощ-
ностью до 15 м.
Пермские отложения, весьма развитые на обоих склонах
Пайхоя, сходны с описанными выше породами перми Печор-
ского бассейна.
Широко распространена пермь, в основном нижний ее от-
дел, на Новой Земле, особенно на южном острове (74). Она
залегает здесь с размывом на различных породах карбона и
обычно содержит в основании конгломераты. Сакмарские от-
ложения представлены стометровой толщей известковых,
глинистых и кремнистых сланцев, на которых лежит толща-
чередующихся серых и зеленых песчаников, черных глинис-
тых сланцев, аргиллитов и конгломератов артинского возрас-
та мощностью до 1000 м. Довольно однообразный песчано-
сланцевый состав имеет и кунгурский ярус мощностью до
800 м, однако в верхней его части появляются тонкие прослои
известняков. Сакмарские и артинские отложения содержат
довольно бедную фауну, а кунгурские — более богатую, в
особенности брахиоподовую. В некоторых пунктах в составе
мощных однотипных песчано-сланцевых пород нижней перми
ярусы выделить не удается Верхнепермские отложения из-
вестны только в одном месте — на северо-западном берегу се-
верного острова, где они представлены толщей песчаников и
алевролитов мощностью в 300 м.
Таким образом, в Предуральском краевом прогибе в те-
чение пермского периода происходило накопление мощных
толщ осадков, типичных для структурных элементов этого ти-
па -— сероцветной морской и красноцветной континентальной
моласс, соленосной, угленосной и других формаций.
Триас и юра. Триасовые отложения входят в состав
красноцветной континентальной молассы в Ишимбаевском
Приуралье, о чем можно судить по составу флоры, обнаружен-
ной в верхней части красноцветных отложений (28). Южнее
известны фаунистически охарактеризованные континенталь-
191
«ые отложения среднего триаса, залегающие резко несоглас-
но на более древних породах, местами прямо на соленосном
кунгуре.
Значительные по площади выходы юры восточнее Орен-
бурга и в районе Орска представлены галечниками и песка-
ми. чередующимися с глинами, которые содержат иногда про-
слои углей, а также линзы бокситов и бурых железняков. Эта
толща типично континентального происхождения имеет мощ-
ность около 300 м и относится к нижней-средней юре.
На восточном склоне Урала континентальные образования
нижнемезозойского возраста встречаются в ряде мест. В рай-
оне Челябинска, в Челябинском угленосном бассейне, в осно-
.вании разреза мезозойских отложений выделяется условно
нижнетриасовая толща осадочно-вулканогенного состава, на
которой (а в других случаях непосредственно на палеозое)
залегает угленосная челябинская серия. Нижняя часть серии,
мощностью около 2 км, относится, по-видимому, к триасу, а
верхняя, мощностью до 500 м, —- к нижней юре. Граница меж-
ду этими разновозрастными частями серии условна, так как
проводится на основании анализа флоры, которая здесь нс
дает возможности сделать это уверенно.
Литологический состав челябинской серии отвечает конти-
нентальным угленосным формациям — это чередование пес-
чаников, сланцев и алевролитов с прослоями конгломератов и
пластами бурых углей. Кроме того, на Южном Урале местами
выделяются юрские отложения, мощностью до 90 м, относя
щнеся к формации коры выветривания и представленные ка-
олиновыми и углистыми глинами, а также кварцевые пески и
галечники; по своему характеру последние рассматриваются
как речные и озерные образования (3).
На Среднем Урале (восточный склон) к нижнему триасх
условно относится толща, мощностью около 300 м, сложенная
вулканогенными породами — базальтами, порфиритами,
разнообразными туфогенными образованиями, чередующи-
мися с аргиллитами. Выше с четко выраженным перерывом
залегает пестроцветная толща среднего триаса, представлен-
ная 200-метровоп толщей грубообломочных осадочно-вулка-
ногенных пород, содержащих флор\ среднетрпасового обли-
ка. Еще выше находится такой же мощности толща верхнего
триаса, образованная конгломератами и песчаниками и содер-
жащая в нижней части маломощные пласты эффузивных по-
род, а в верхней — угли. Эта существенно-грубокластическая
толща, судя по богатой флоре, относится к карнийскому ярх-
-су. Норийские отложения, также угленосные, достигают 500
метровой мощности; в них найдены многочисленные остатки
растений и пресноводные пелециподы.
Меловые и более молодые образования,
(широко развитые на восточном склоне Урала, представляют
И 92
собой единое целое с соответствующими по возрасту отложе-
ниями огромной Западно-Сибирской низменности и поэтому
будут рассмотрены ниже, при характеристике этого крупного
структурного элемента Советской Азии. На западном склоне
Южного Урала, к юго-востоку от Актюбинска, весьма распро-
странены отложения мела и особенно палеогена. Они состоят
из морских и континентальных осадков того же типа, как
и одновозрастные отложения, развитые западнее, в пределах
Прикаспийской впадины.
На западном склоне Южного Урала, в долине р. Белой и
других местах, известны морские породы верхнего неогена,
связанные с акчагыльской трансгрессией каспийского бассей-
на. Они представлены маломощными песками и глинами вы-
соких террас, содержащими фауну пелеципод— Mactra, Cardi-
um и другие. В некоторых пунктах наблюдаются континен-
тальные песчано-глинистые образования.
МАГМАТИЗМ
Наиболее древние магматические проявления на Урале
связаны с нижнепротерозойским тектоно-маг
м а т и ч е с к и м этапом. Основная их масса локализует-
ся в области развития древних метаморфических толщ, глав-
ным образом в осевой части хребта. Среди пород тараташской
серии и в аналогичных по возрасту отложениях на Северном
Урале, а также в Мугоджарах широко развиты плагиоклазо-
вые и микроклиновые граниты и гранито-гнейсы в виде со-
гласных пластообразных и линзовидных тел и разнообразных
инъекционных образований, очковых гнейсов, мигматитов
и т. д.
В этой группе, по-видимому, могут быть выделены как
магматические, так и метасоматические породы. Жчльная се-
рия очень бедна и представлена преимущественно аплитами и
ортотектитовыми пегматитами, реже другими породами.
К этой группе относятся многофазный Бердяушский плутон,
сложенный концентрически располагающимися гранитами
рапакиви, рапакивиобразными сиенитами и нефелиновыми
сиенитами (88), а также Шигирский гранитный массив в Уфа-
пейском районе. Определения абсолютного возраста этих мас-
сивов и очковых гнейсов из тараташской серии дают цифры
от 1000 млн. до 1 150 млн. лет (186).
В тесной связи с кислыми породами находятся амфиболи-
ты и габбро-амфиболиты, первоначально представлявшие со-
бой, вероятно, пластообразные некрупные гипабиссальные
тепа основного состава среди гнейсов и кристаллических
сланцев.
Магматические проявления верхненротерозой-
с к о г о-н и ж н е к е м б р и й с к о г о возраста известны как в
13 Е. М. Лазько 193
эффузивной, так и интрузивной формах. Первые выражаются
в накоплении мощных толщ вулканогенных пород в составе бур-
зянской и машакской серий рифея и доордовикских свит Север-
ного Урала, а вторые также широко развиты на Северном Ура-
те, и, видимо, завершают байкальский этап развития области.
Интрузивные породы, прорывающие отложения верхнего про-
терозоя-нижнего кембрия, образуют здесь серию крупных мас-
сивов пластообразной и неправильной формы, сложенных
микроклин-пертитовыми гранитами в сопровождении жильных
аплитов и гранит-порфиров. Вероятно, к этой же возрастной
группе относятся небольшие тела гранодиоритов., ультраос-
повных и основных пород, широко развитых на севере Ура-
ла. Впрочем, в составе этой последней группы пород, по всей
вероятности, находятся и более молодые раннегерцинские
интрузивы, однако недостаточная изученность не позволяет
уверенно определять их возрастную принадлежность.
Среди магматогенных образований Урала абсолютно пре-
обладают разновременные эффузивные и интрузивные поро-
ды среднепалеозойского тектоно-магматиче-
ского этапа, образующие весьма типичные комплексы
(237). Для палеозоя многих районов Урала, как это видно
из приведенных выше данных по стратиграфии, характерно
широкое распространение мощных толщ вулканогенных по-
род, которые обычно чередуются с терригенными и карбонат-
ными осадками и придают очень специфический вид ураль-
ским разрезам. Накопление вулканогенных толщ происходи-
ло уже в ордовике, но начиная с силура вулканизм был веду
щим процессом при формировании геосинклинальных отло-
жений в восточной (внутренней) части Уральской геосинкли-
нальной системы. Наиболее мощно и полно эффузивный
вулканизм проявился в области Зеленокаменного синклино-
рия и особенно в его краевых частях, где многокилометровые
толщи вулканических пород накапливались в результате не-
однократных излияний, совпадавших с периодами оживления
тектонической активности. В процессе вулканической деятель-
ности происходило изменение типа излившихся пород, слага-
ющих качественно различные комплексы. В течение силура в
девона отмечено несколько (раз вулканизма, причем в нача-
ле каждой из них обычно изливались более основные лавы —
диабазы, диабазовые порфириты, затем андезиты, дациты г,
наконец, кислые лавы — трахитовые порфиры, риолиты и т. д.
Во второй половине позднего девона эффузивный вулка-
низм затухает, но в нижнем карбоне происходит еще одна,
последняя вспышка геосинклинального эффузивного вулка-
низма, но уже в качественно иной форме: в это время, наря-
ду с нормальными основными и кислыми лавами, широко раз-
виты щелочные породы натриевого ряда — анальцимовые
диабазы, рибекитовые порфириты и другие. Более поздние
194
излияния конца палеозоя — начала раннего мезозоя на Пай-
хое и в Челябинском районе совершались уже в континен-
тальных платформенных условиях и представлены в основ-
ном миндалекаменными базальтами и долеритами. Такое же
происхождение имеют андезитовые лавы и туфобрекчии ус-
ловно третичного возраста, обнаруженные на Пайхое и пред-
ставляющие собой проявления последней вспышки континен-
тального вулканизма на Урале. С эффузивными комплекса-
ми, входящими в качестве важных компонентов в стратигра-
фические разрезы, нередко очень тесно связаны интрузивные
породы, особенно гипабиссального ряда.
Одним из самых замечательных магматических комплек-
сов Урала является габбро-перидотитовая формация, образу-
ющая несколько вытянутых в меридиональном направлении
линейных поясов (224) и играющая очень большую роль в
общей структуре Урала. Наиболее протяженный среди них и
хорошо изученный западный пояс располагается несколько
восточнее водораздельной части Уралтау и занимает опреде-
ленное структурное положение на границе между Зеленока-
менным синклинорием и Центральноуральским антиклинори-
ем. На Южном Урале этот пояс сложен гипербазитами, пре-
образованными в серпентиниты, к которым в небольшом ко-
личестве присоединяются габбро и габбро-нориты. Пояс на-
чинается на крайнем юге, в Мугоджарах, крупным хромито-
носным массивом, находящимся восточнее Актюбинска, а за-
тем в виде цепочки узких и резко вытянутых интрузивных
массивов протягивается до Верхнего Уфалея, образуя огром-
ную выпуклую к западу дугу. Дальше к северу, начиная с
Ревдинского массива, развиты породы собственно габбро-пе-
ридотитовой платиноносной формации, слагающие около де-
сяти крупных и большое количество мелких массивов, вытя-
гивающихся один за другим в меридиональном направлении,
вплоть до Полярного Урала. Длина наиболее крупных мас-
сивов достигает 150 км. В состав рассматриваемой фор-
мации входит очень сложный комплекс пород, связанных
общностью происхождения, начиная от дунитов и пироксени-
тов, через семейство габбро, до диоритов, сиенитов и плагио-
гранитов в сопровождении жильных плагиоаплитов и пегмати-
тов. Отдельные крупные массивы габбро-перидотитовой фор-
мации по форме часто являются факолитами или лакколи-
тами, согласными со складчатой структурой вмещающих по-
род. Они имеют строение, обычно свойственное сложнодиф-
ференцированным интрузивам, и нередко состоят в нижней
части из ультраосновных бесполевошпатовых пород, а выше—
из менее основных разностей, вплоть до плагиогранитов. Та-
ким образом, в строении массивов принимает участие есте-
ственный ряд образований с постепенно уменьшающейся
основностью. В этом ряду застывание пород гранитоидного
13* 195
состава происходило позднее габбровых разностей, которые,
в свою очередь, застывали посте ультраосновных членов
ряда — дунитов и пироксенитов, нередко слагающих ядра
сложных массивов (89). Петрохимическп все эти породы об-
разуют комагмэтические серии и в то же время они комаг-
матичны с раннегерцинскими эффузивами, которые выпол-
няют Зеленокаменный синклинорий и служат вмещающими
породами для многих массивов габбро-перидотитовой фор
мании. Породы габбрового состава зачастую имеют активный
контакт с верхнесилурийскимп образованиями, а более кис
лые члены ряда рвут и нижний девон (321). В то же время
в основании эйфельских отложений обнаружены конгломе-
раты с галькой соответствующих пород, что довольно точно
устанавливает их раннегерцинский возраст. Имеющиеся оп-
ределения абсолютного возраста ряда массивов Северного п
Среднего Урала (Тагильский массив оливиновых монцони-
тов и диоритов, Кушвинский сиенитовый массив, Покровский
массив спенит-диоритов, Калдинский массив габбро-диори-
тов) находятся в полном соответствии с геологическими дан-
ными: полученные геохимиками цифры колеблются в очень
узких пределах от 340 до 355 млн. лет (186). Возраст мас-
сивов западного пояса на Южном Урале не установлен, но
можно думать, что весь этот пояс сформирован более или
менее одновременно.
Второй пояс гипербазитов, сложенный главным образом
серпентинитами, а также мало измененными габбро и сопро-
вождающими более кислыми породами, располагается в вос-
точном борту Зеленокаменного синклинория и прослежива-
ется на расстоянии нескольких сот километров. Этот пояс
изучен хуже западного, однако поразительные черты сходства
между ними позволяют предполагать, что они были сформи-
рованы в сходных геологических условиях в течение ранне-
герцинского этапа развития Уральской геосинклинальной
системы. В то же время в становлении второго пояса отмеча-
ются и существенные отличия, главное из которых заключа-
ется в том, что здесь внедрение ультраосновной магмы про-
исходило не только в силуре-нижнем девоне, но и позже, в
конце девона, благодаря чему массивы соответствующего сос-
тава имеют сложное многофазное строение. Некоторые иссле-
дователи считают, что рассматриваемый габбро-перпдотито-
вый комплекс вообще сформирован в два этапа, и поэтому
выделяют две его генерации — силурийскую и девонскую.
Третий пояс пород габбро-перидотитовой формации про-
слеживается в пределах восточной части Восточноуральского
синклинория, от Алапаевска на севере до северных Мугоджар.
Состав и строение этого наименее исследованного пояса в об-
щих чертах повторяет картину, уже знакомую по более запад-
ным районам, но возраст входящих в его состав пород—по
196
крайней мере у некоторых массивов — более молодой (208).
В Алапаевском районе ультрабазиты имеют активные кон-
такты не только с девонскими отложениями, но и с нижним
карбоном, вероятно, вплоть до нижнего визе, а гальки этих
пород найдены в конгломератах среднего карбона. Таким об-
разом, формирование пояса связано с досреднекарбоновыми,
вероятно, внутрпвизейскими тектоническими движениями.
На восточном склоне Урала, наряду с разновозрастными
яффузивами и многочисленными массивами описанной выше
габбро-перидотитовой формации, широко распространены
кислые породы гранитного состава. Особенно обильно они
представлены в пределах Урало-Тобольского антиклинория,
который отдельные авторы даже называют «антиклинальной
зоной гранитных интрузий» (56). До недавнего времени эти
породы объединялись под названием «гранитная формация
Урала» в единый верхнепалеозойский комплекс, возникнове-
ние которого связывалось с заключительными этапами гер-
цинского орогенеза. Исследования последних лет показали
что не все гранитные массивы этой формации позднепалео-
зойского возраста. Так, было доказано, что Джетыгаринский
гранитоидный массив и другие близрасположенные интру-
зивы имеют досреднедевонский—каледонский или даже бо-
зее древний возраст (245). Это открытие ставит вопрос о раз;
новозрастности гранитного комплекса восточного склона Ура-
ла, что косвенно подтверждается при анализе минерагении
этого комплекса. Тем не менее большинство гранитных мас-
сивов имеет верхнепалеозойский возраст, так как
они рвут и метаморфизуют нижнекаменноугольные отложе-
ния. В полном соответствии с этим находятся и определения
абсолютного возраста: для ряда массивов — Верх-Исетского,
У.урзинского п других соответствующие цифры укладывают-
ся в узкий интервал 260—270 млн. лет (186).
В состав рассматриваемой гранитной формации входят
многочисленные крупные интрузивные тела площадью до
3—4 тыс. км2. Они обычно вытянуты в соответствии с гене-
ральными уральскими простираниями и имеют форму бато-
1ИТОВ или акмолитов. В современном эрозионном срезе они
нередко выражаются в виде очень больших выходов, сопро-
вождаемых более мелкими, по-видимому, — сателлитами
главных массивов. Многие крупные плутоны представляют
собой сложные многофазные тела, в строении которых учас-
твовали последовательные внедрения магматических масс раз-
ного состава. Эти массивы сложены чаще всего порфировид-
ными и равномерно зернистыми биотнтовымп гранитами, пла-
гиогранитами и гранодиоритами, реже встречаются лейкокра
товые и аляскитовые граниты (поспедние две разности иног-
да слагают самостоятельные небольшие штоки) и жильные
тела гранит-порфиров, аплитов и пегматитов.
197
В ряде районов в пространственной связи с описываемы-
ми граннтоидами находится сложный дайковый комплекс
которому некоторые исследователи склонны приписывать ус-
ловно раннепермский возраст (56). Л1ногочисленные дайки
этого комплекса, сложенные гранит-порфирами, плагиогра-
нит-порфирами, сиенит-порфирами, разнообразными лампро-
фирами, известны в районе Березовского золоторудного место-
рождения и в других местах, где с ними связана разнообраз-
ная и обильная минерализация.
Обособленную группу образуют несколько массивов в рай-
оне Магнитогорска, получивших название магнитогорского
комплекса. В его состав входят небольшие штоки, пластооб-
разные и неправильной формы тела гранитоидов гипабис-
сального облика. Кроме нормальных калинатровых гранитов,
здесь широко распространены гранодиориты и диориты гиб-
ридного происхождения, обычно слагающие периферические
части интрузивов. Отдельные мелкие массивы состоят из
сиенитов и щелочных гранитов. Породы комплекса секут ниж-
ний карбон и, вероятно, сформировались в конце нижнека-
менноугольной или в начале среднекаменноугольной эпохи.
Еще один своеобразный щелочной магматический ком-
плекс известен на стыке Среднего и Южного Урала, где он
образует знаменитые массивы Ильменских и Вишневых гор.
В их строении принимают участие миаскиты (биотитовые
нефелиновые сиениты со значительным количеством акцес-
сорных минералов), щелочные сиениты и граниты и многочи-
сленные и разнообразные минерализированные пегматиты.
Породы рассматриваемого щелочного магматического ком-
плекса, так же как и граниты восточного склона, возникли в
позднем палеозое: они имеют активные контакты с нижним
карбоном, а для миаскитов и миаскитовых пегматитов Ильме-
ногорского массива определения абсолютного возраста пока-
зали цифры в пределах 225—265 млн. лет. Вероятно, что ин-
трузивные породы комплекса по сравнению с описанными
выше являются более поздними верхнепалеозойскими образо-
ваниями.
Щелочные сиениты в виде мелких массивов и жильные
нефелиновые сиениты типа миаскитов известны также в Му
годжарах в тесной пространственной связи с крупными интру-
зивами гранитоидов. Щелочной комплекс здесь также имеет
наиболее поздний верхнепалеозойский возраст (43).
ТЕКТОНИКА
В расположении крупных групп складок Уральской склад-
чатой системы отмечается определенная геометрическая пра-
вильность. Еще в прошлом веке замечательный русский уче-
ный А. П. Карпинский обратил внимание на то. что в плане
1QS
Урал представляет собой сочетание нескольких более или ме-
нее четко выраженных дуг, обращенных выпуклостью на за-
пад. А. П. Карпинский объяснил такую картину тем, что в
местах резких изгибов находятся высоко приподнятые участ-
ки платформы, образующие выступы фундамента. Они пред-
ставляют собой своеобразные упоры, которые обтекались
уральскими структурами при горообразовательных уси-
лиях, направленных с востока. Одна из таких докембрийских
глыб предполагалась на месте Уфимского плато, другая —
в области Большеземельской тундры. В течение длительного
времени эту точку зрения разделяло большинство геологов,
и только сравнительно недавно она была пересмотрена и ви-
доизменена в связи с общими успехами в развитии геотекто-
ники и тектоническом изучении Урала.
Урал имеет четко выраженное зональное строение. В лю-
бом месте широтные его пересечения выявляют участки с раз-
личным геологическим строением, которые формируют не-
сколько меридионально вытянутых структурно-фациальных
зон. Еще .в 20-е годы нынешнего столетия один из крупней-
ших европейских геологов С. Н. Бубнов в своем труде «Геоло-
гия Европы» выделил в пределах Урала шесть таких мериди-
онально вытянутых зон. Деление Бубнова позднее было при-
нято ‘А. Д. Архангельским в его фундаментальном исследова-
нии «Геологическое строение и геологическая история СССР».
Зональное строение Урала нашло отражение и в современных
тектонических построениях, в частности в тектонической схе-
ме, составленной в последние годы одним из известных зна-
токов Урала И. И. Горским (см. фиг. 31).
Как видно из этой схемы, на всем огромном протяжении
Урала четко выделяются три крупных структурных элемента.
Крайний западный из них — Предуральский краевой прогиб
является промежуточной структурой, связывающей краевую
часть Русской платформы со складчатыми сооружениями
Урала. Почти всюду с Предуральским прогибом на востоке
граничит Уралтауский, или Центральноуральский антикли-
норий, и только в северной части Южного Урала между этими
крупнейшими структурными элементами вклиниваются две
менее крупные структуры — Башкирский антиклинорий и
Зилаирский синклинорий.
Восточнее, так же в виде непрерывной полосы, располага-
ется протяженная зона синклинального строения, в которой
обычно выделяются две части — южная (южнее Уфимского
амфитеатра), носящая название Магнитогорского синклино-
рия, и северная, называемая Нижнетагильским синклинорием.
В целом вся эта структурно-фациальная зона часто именует-
ся Зеленокаменным синклинорием. Такое название зона полу-
чила потому, что в ее пределах весьма широко распространены
эффузивные породы разнообразного состава, прошедшие этап
199
зеленокаменных преобразований и превращенные в различные
метаморфические породы, которые относятся к фации зеленых
сланцев.
На восточном склоне Южного и Среднего Урала, примыкая
к южной части Зеленокаменного синклинория, в виде широкой
полосы протягивается следующая структурно-фациальная зо-
на — Урало-Тобольский антиклинорий. Он прослеживается
и южнее, в Мугоджарах, а на Северном Урале перекрывается
более молодыми отложениями, входящими в состав платфор-
менного чехла Западно-Сибирской плиты.
Восточнее Урало-Тобольского антиклинория выделяется
еще один синклинорий — Восточноуральский, или Аятский, так
же представленный не полностью из-за того, что большая его
часть скрыта молодыми осадками. Наконец, на восточном
склоне центральной части Южного Урала некоторые геологи
выделяют еще одну крупную структуру антиклинального стро-
ения — Зауральский антиклинорий. Эта структурная зона
своей южной частью сливается с Урало-Тобольским антикли-
норием вследствие выклинивания к югу Восточноуральского
синклинория.
При характеристике структур описываемой горной страны
С. Н. Бубнов в упомянутой выше книге обратил внимание на
то, что на Урале наблюдается на первый взгляд странная
картина очень спокойных складчатых дислокаций, широкое
развитие разрывных нарушений типа сбросов и отсутствие
каких-либо крупных горизонтальных перемещений, образую-
щих покровы или шарьяжи, которые, как считал этот геолог,
особенно типичны для геосииклинальных областей.
Такая картина морфологии структурных форм Урала име-
ла своим началом представления, впервые высказанные из
вестным знатоком геологии этой сложной горной области
Ф. Н. Чернышевым. На основании материалов, полученных
при изучении Южного Урала, он изобразил строение страны
в виде системы довольно пологих антиклиналей и синклина-
лей, разбитых крутыми сбросами, осложняющими простую
складчатую структуру (фиг. 36, /).
Другой большой знаток Урала А. Н. Заварицкий устано-
вил, что структура Южного Урала значительно более сложна,
чем это представлял Ф. Н. Чернышев. А. Н. Заварицкий от-
метил, что в этой области очень широко распространены по-
логие разрывы, имеющие надвиговый характер, и что здесь
наблюдаются изоклинальные складки, нередко опрокинутые,
которые в сочетании с довольно пологими надвигами прида-
ют строению отдельных участков чешуйчатый характер. По-
строенный этим исследователем профиль на основе тех же
данных, которые были использованы Ф. Н. Чернышевым,
принципиально по-новому интерпретирует структурные соот-
ношения на Южном Урале (фиг. 36, II). Дальнейшие иссле-
200
дованпя подтвердили правильность схемы, предложенной
А. Н. Заварицким.
В конце 20-х — начале 30-х годов, в результате исследо-
ваний на западном склоне хребта, некоторые геологи вы
сказали идею, что на Урале широко распространены струк-
туры, типичные для альпийских складчатых сооружений За
падной Европы, а именно —- крупные шарьяжи с перемеще
нием ряда чешуи с востока на запад. Можно думать, что эти
Фиг. 36. Схематические разрезы Южного Урала.
I — по толкованию Ф. Н. Чернышева, II — в интерпретации
А. Н. Заезрицкого.
представления возникли в противовес мнению Ф. Н. Черны-
шева о спокойном складчато-глыбовом строении Урала и под
влиянием А. Н. Заварицкого, показавшего наличие в этой об-
ласти надвигов (125).
Идея о существовании на Урале покровов поддержана,
хотя и с оговорками, А. Д. Архангельским. Он считал вероят
ным их развитие в Колво-Впшерском крае, в районах против
Уфимского плато и в более южных районах западного склона,
вплоть до северной части Мугоджар. Однако взгляды этого
исследователя далеки от гипертрофированных представлений
о существовании на Урале грандиозных шарьяжей, навеянных
в одно время очень модными идеями западноевропейских
геологов. Анализ всех имевшихся в его распоряжении мате
риалов привел А. Д. Архангельского к таким выводам: «Все
известные пока факты указывают на то, что движение масс
в покровах происходило с востока на запад. Каково проис-
хождение покровной структуры, мы пока еще не знаем, но>
нам представляется, что покровы не могут быть рассматри
ваемы как шарьяжи альпийского типа. По всей вероятности,
мы имеем здесь дело с покоовами скалывания, часть которых
возникла одновременно с основной герцинской складчатостью
часть же образовалась значительно позже в древиекиммерий
скую фазу складчатости в процессе формирования складок в
достаточно уже жесткой и не способной к настоящим пли-
кативным дислокациям среде» (10).
201
Чтобы не возвращаться больше к этому вопросу, нужно
подчеркнуть, что в настоящее время можно считать доказан-
ным отсутствие крупных шарьяжей альпийского типа на Ура-
ле, как, впрочем, и в огромном большинстве других складча-
тых областей разного возраста. Однако из этого не следует,
что в этих областях нет пологих надвигов со значительными
перемещениями, иногда приобретающих характер сложной
чешуйчатой структуры. Такого типа тектонические формы
есть и в Уральской складчатой системе, как это будет видно
из дальнейшего.
Перечисленные выше структурно-фациальные зоны перво-
го порядка представляют собой, как это видно из их наимено-
ваний, антиклинориевые и синклинориевые сооружения порою
очень сложного внутреннего строения. К описанию их мы и пе-
рейдем, начиная с крайних западных структур, входящих в со-
став горной системы Урала; строение Предуральского краево-
го прогиба, являющегося переходной зоной между Русской
платформой и уральскими геосинклинальными складчатыми
сооружениями, будет рассмотрено позже.
Северо-западная часть Южного Урала занята Башкирским
антиклинорием, детально описанным Н. С. Шатским (306).
В плане эта структура представляется в виде очень крупного
брахиформного поднятия, в ядре которого обнажаются рифей-
ские серии: на юге поднятие довольно резко погружается в
-бассейне широтного отрезка р. Белой, а на северо-востоке так-
же резко сужается севернее Златоуста, где оно сливается с
Центральноуральским антиклинорием. Внутреннее строение
этого гигантского брахиантиклинального поднятия очень
• сложное. Большая его часть состоит из серии протяженных
линейных складок, нередко очень крутых и опрокинутых, ос-
ложненных разрывами. С другой стороны, в его пределах от-
мечаются участки, для которых характерно развитие коротких
пологих складок брахиформного типа. Область широкого раз-
вития брахискладок охватывает северо-западную часть анти-
клинория к юго-востоку от Аши, где с ним смыкается Кара-
тауское поднятие, осложняющее Предуральский передовой
прогиб. Несколько четко выраженных брахиантиклиналей име-
ют здесь различную ориентировку и осложнены многочислен-
ными разрывами, в том числе надвигами с падением сместите-
лей как в сторону внутренних частей антиклинория, так и по
направлению к платформе.
Складки внутренней части Башкирского антиклинория в
южной его половине характеризуются долготными простира-
ниями, а на севере изменяют направление на северо-восточ-
ное. На юге они выражены в виде узких линейных складок,
нередко протягивающихся на десятки километров, с круты-
ми, часто подвернутыми западными крыльями и более поло-
гими восточными; на северо-востоке складки более пологи и
приобретают даже брахиформный характер (фиг. 37). Склад-
ки часто осложнены разрывными нарушениями разных типов
с амплитудой перемещения от нескольких сот метров до пер-
вых километров, обычно изменяющих простирание в полном
соответствии с положением складчатых структур.
Особенно крупные разрывные нарушения осложняют за-
падное крыло Башкирского антиклинория; так, огромный
Зильмердакский надвиг имеет в длину более 200 км и про-
Фпг. 37. Геологический профиль Башкирского антиклинория
(по А. А. Богданову и Б. М. Келлеру)
1 — пермские красноцветные отложения, 2 — кунгурские отложения, 3 —
сакмарско-арти'нские отложения, 4 — каменноугольные отложения, 5 — це-
вонские отложения, 6 — силурийские отложения и карадокскне песчаники ор-
довика, 7 — ашинская серия, 8 — миньярская, инзерская и ката века я свиты,
5 — разломы.
слеживается от Каратауского поднятия до р. Белой. Кроме
него, здесь отмечается еще несколько крупных надвигов, из-
ображенных на геологической карте.
Крайняя западная часть антиклинория, примыкающая к
Предуральскому краевому прогибу, местами осложнена кру-
тыми линейными складками, в строении которых принимают
участие все развитые здесь палеозойские отложения, вплоть
до нижней перми: в других пунктах складки более пологи.
На границе с прогибом в южной части антиклинория неред-
ко встречаются резкие стулообразные складки с крутыми за-
падными крыльями, а севернее наблюдаются простые пло-
ские антиклинали, подходящие под небольшим углом к во-
сточному борту прогиба и одна за другой погружающиеся
под осадки перми, выполняющие прогиб.
Следующая к востоку структурная единица — Зилаирский
синклинорий северным своим звеном отделяет Башкирский ан-
тиклинорий от антиклинория Уралтау; южная его часть на
востоке также граничит с Уралтауским антиклинорием, а на
юго-западе сливается с Предуральским краевым прогибом.
В строении синклинория участвуют главным образом отло-
жения ашинской серии и девона. Для него очень характерна
резко выраженная асимметрия крыльев. Более спокойно по-
строенное западное крыло представляет собой слабо смятую
пологую моноклиналь с падениями на восток от 10 до 30°, в
то время как в восточном крыле развиты крутые дпегармо-
2РЗ
личные складки, иногда опрокинутые к западу и осложнен-
ные взбросами и надвигами (фиг. 38).
В осевой части синклинория, наряду с крутыми антикли-
налями и синклиналями, иногда развиты коробчатые складки
с резко выраженными крутыми крыльями и пологими широ-
кими сводами. К северо-востоку от северной оконечности Зи-
лаирского синклинория, в верхнем течении р. Белой, находит-
ся небольшая Тирлянская брахисинклиналь, а к северо-запа-
ду от последней располагается кулисообразно к ней еще од-
на — Юрюзанская брахисинклиналь. Вместе с Зилаирским
синклинорием они образуют единую синклинальную зону,
названную Н. С. Шатским Зилаир-Юрюзанской. Эта синкли-
нальная зона отделяется крупными разрывными нарушения-
ми: на северо-западе — от Башкирского антиклинория, а по
всему восточному борту — от антиклинория Уралтау.
Следующая крупнейшая структурная единица — Цент-
ральноуральский антиклинорий, или антиклинорий Уралтау,
протягивается от северной оконечности Полярного Урала до
Мугоджар, в основном в осевой части хребта.
В строении Центральноуральского антиклинория принима-
ют участие разновозрастные образования, начиная от тара-
ташской серии до верхнепалеозойских отложений; протеро-
зойские и нижнепалеозойские породы слагают осевую часть
хребта, а средний и верхний палеозой развиты на западном
склоне. В пределах Среднего Урала антиклинорий сильно
суживается, а на юг и особенно на север — расширяется,
что очень хорошо видно на геологической карте.
Строение осевой части хребта весьма сложно и еще
очень плохо изучено. Складчатость здесь особенно интен-
сивна, складки имеют преимущественно меридиональное
направление, но в Приполярном Урале поворачивают на
северо-восток, сильно сжаты, часто становятся изоклиналь
ными, нередко опрокинуты к западу и к востоку, и тогда
антиклинорий приобретает веерообразное строение. Однаки
чаще главные и второстепенные складки опрокинуты на
запад и все породы имеют восточное падение (126). Широ-
кое развитие разрывных нарушений и значительная степень
метаморфизма еще более усложняют расшифровку деталей
складчатых дислокаций, достаточно сложную саму по себе
из-за неясности многих вопросов стратиграфии древних толщ
и недостаточно хорошей обнаженности пород.
Дислокации палеозойских толщ западного крыла Цент
ральноуральского антиклинория в большинстве мест зна-
чительно слабее, а местами и вовсе спокойны. Например, в
относительно хорошо изученном Кизеловском районе одно-
образные карбонатные толщи палеозоя образуют протяжен-
ные, до нескольких десятков километров в длину, склад-
ки, отличающиеся значительной правильностью форм (фиг. 39).
204
Фиг. 38 Геологический профиль Знлаирского синклинории
(по А. Л. Богданову п Б. М. Келлеру)
I пермская красноцветная толща: 2 — галогенная толща кунгура; 2 — артиискнЛ ярус; 4 - Стерлитамакский ори«ни -кмзр
иного яруса- 5 — швагериновый горизонт сакмарского яруса; 6 — аргиллиты, песчаники, известняки верхнего карбона: 7 средний
карбон; Я — известняки нижнего и среднего карбона; 9 - визейскне и намюрские отложения; /Л — известняки турне—верхнего девона;
11 — песчаники и сланцы верхнего девона; 12 - песчанистые аргиллиты, песчаники и конгломераты верхнего девона; L3 знлаирский
комплекс верхнего девона (без расчленения): 14 — известняки нижнего и среднего девона; 15 — нижний силур — средний девой;
/Я — ордовик; 17 — кембрий; 18 - разломы.
Обычно они асимметричны (более крутое западное крыло), а
иногда опрокинуты на запад. Крылья их зачастую разорваны
сопряженными продольными нарушениями, имеющими харак-
тер взбросов или надвигов, местами со значительной ампли-
тудой перемещений по направлению на запад. Тонкослоистые
породы, особенно девонские, иногда создают в обнажениях
очень прихотливый рисунок, образованный системой мелких
крутобоких складок с острым килем. По направлению на за
Фиг. 39. Характер складчатости на западном склоне Урала
(по Д. В. Наливкину).
пад интенсивность складчатых дислокаций уменьшается, склад-
ки становятся более крупными, а падение в крыльях умень-
шается.
Южнее, в Уфимском амфитеатре, сложность тектониче-
ских форм и напряженность дислокаций резко возрастают.
Крупные антиклинали и синклинали здесь осложнены склад-
ками второго и более высоких порядков, резко опрокинуты на
запад, обычно разорваны, и крылья их по пологим поверхно-
стям надвинуты одно на другое. В средней части амфитеат-
ра, как это хорошо видно на геологической карте, сложный
комплекс складок нижне- и среднепалеозойских пород надви-
нут на средний палеозой далеко на запад. В то же время в
южной части амфитеатра дислоцированность пород значи-
тельно слабее.
На западном склоне Северного Урала напряженность
складчатости также неодинакова. Имеются районы, в преде-
лах которых палеозойские отложения, включая нижнюю
пермь, сложены в сжатые, вплоть до изоклинальных, опроки-
нутые к западу складки. Наряду с этим встречаются участки
с более спокойной складчатостью, где даже нижнепалеозой-
ские отложения образуют складки с довольно пологими крыль-
ями. В виде примера районов первого типа могут служить мно-
гие участки бассейна Печоры выше впадения Щугора, а второ-
го типа — центральная часть Полярного Урала. Довольно прос-
тые, хотя узкие и длинные складки, сопровождаемые круп*
206
ними продольными разломами, характерны для хребта Чер-
нышева и гряды Чернова, но в хребте они имеют типичное
для Приполярного Урала северо-восточное направление, а в
гряде — северо-западное, соответствующее генеральным про-
стираниям структур Пайхоя.
Уместно подчеркнуть, что в области развития структур за-
падного склона, образующих отдельную структурно-фациаль-
ную зону, метаморфизм пород заметно слабее, а интрузивных
массивов встречается гораздо меньше, чем в центральной час-
ти антиклинория. Интрузивные породы на западе представ-
лены главным образом отдельными массивами гипербазитов
и габбро-диабазов, и только на Полярном Урале появляются
многочисленные тела гранитоидов.
Большое значение для выяснения важнейших особенно-
стей структуры Уральского хребта имели исследования Зе-
ленокаменного синклинория, детально проведенные Е. А. Куз-
нецовым, А. В. Пейве и Н. А. Штрейсом, Именно при изуче-
нии Нижнетагильского звена синклинория А. В. Пейве уста-
новил весьма важную роль глубинных разломов в структуре
земной коры.
Зеленокаменный синклинорий представляет собой круп-
нейшую структуру. Он так же, как и Центральноуральский
антиклинорий, прослеживается вдоль всего Урала. Главные
особенности строения синклинория описаны Н. С. Шатским
следующим образом. «В западной части восточной зоны Ура-
ла почти непрерывной полосой протягивается система круп-
ных и узких синклинориев (Магнитогорский, Тагильский,
Щучьинский на Полярном Урале и др.), выполненных вулка-
ногенными породами силура, девона и иногда нижнего карбо-
на, с которыми местами связаны крупные рифогенного харак-
тера массивы карбонатных пород. В верхах разреза (начиная
с верхнего девона) большое значение приобретают граувак-
ки, а в нижнем карбоне иногда появляются флишоидные от-
ложения. Таким образом, вдоль Уралтау происходит рез-
кая смена формаций разреза палеозоя западной и восточной
зон. По-видимому, это связано с существованием на границе
западной и восточной зон Урала системы глубинных разло-
мов длительного развития. Они фиксируются на поверхности
поясом гипербазитов, габбро, кварцевых диоритов и плагио-
гранитов. Эти интрузии комагм этичны вулканогенным обра-
зованиям синклинориев, и можно думать, что одним из пита-
ющих каналов для последних была указанная система глу-
бинных разломов. Вдоль восточного края перечисленных вы-
ше синклинориев, возможно, протягивается вторая, менее вы-
держанная зона глубинных разломов того же типа. В области
поперечного перегиба, разделяющего Магнитогорский и Та-
гильский синклинории, находятся известные массивы нефели-
новых сиенитов Ильменских гор» (317).
207
Зеленокаменный синклинорий по простиранию местами
резко суживается и почти сходит на нет, благодаря чему в
его составе могут быть выделены почти разобщенные частные
синклинории, которые тем не менее сохраняют главные осо-
бенности строения, присущие данной крупной структуре в це-
лом. Поэтому для характеристики Зеленокаменного синкли-
нория достаточно более подробно рассмотреть одну из егб
частей. Наиболее удобен для этой цели Нижнетагильский син-
клинорий, детально изученный в разных частях.
Нижнетагильский синклинорий тянется почти прямоли-
нейно на расстоянии свыше 700 км от Приполярного Урала
до широты Свердловска, где он сначала резко суживается, а
затем почти выклинивается. Общее его синклинальное строе-
ние выражено весьма отчетливо, так как с востока и запада
к нему примыкают антиклпнориевые сооружения, сложенные
докембрийскими и отчасти нижнепалеозойскими отложения-
ми; синклинальная его природа еще более подчеркнута сим-
метричным расположением в бортах синклинория сопровож-
дающих цепочек гипербазитовых массивов.
Специфические особенности строения синклинория были
подчеркнуты А. В. Пейве, который пишет: «... в отличие от
синклинория нормального типа, в котором обычно наблюда-
ется симметричное расположение формаций горных пород от
крыльев к ядру синклинория, с постепенным возрастанием
роли более молодых отложений к осевой линии, в Зеленока-
менном синклинории по расположению формаций мы не мо-
жем наметить ясно осевую линию... Изучая строение крыльев
синклинория, легко видеть, что здесь нет широких крыльев
с непрерывным и плавным переходом синклинория в антикли-
норий. Наоборот, переход этот совершается резко и как бы
внезапно. Видно это из того, что, уже немного отступая от на-
меченных выше границ синклинория, внутри него мы сраз\
встречаемся с полным и очень мощным разрезом отложении
готландия и девона, нацело отсутствующих в антиклинории,
сразу же за границей его с синклинорием. Следовательно,
нижнепалеозойско-докембрийский метаморфический цоколь,
лежащий в основании зеленокаменной серии готландия, испы-
тывает резкое внезапное опускание при переходе от антикли-
нория к синклинорию на глубину свыше 4 км, равную средней
мощности верхнего структурного этажа. Вследствие этого,
крылья синклинория оказываются неразвитыми, редуциро-
ванными, крутыми и узкими. По простиранию синклинорий не
испытывает резких поднятий и погружений. Вместе с тем,
некоторое постепенное незначительное общее погружение
структуры в северном направлении имеет место, так как к
северу от нижнего Тагила все более и более увеличивается
роль более молодых и, в частности, девонских отложений,
•отсутствующих в Свердловском районе. Здесь мы видим как
208
бы зеркальное отражение картины, которая наблюдается в
южном секторе Урала, где Зеленокаменный синклинорий от'
Миасса к Магнитогорску испытывает неуклонное погруже-
ние шарнира. Следовательно, узкая часть синклинория между
Свердловском и Миассом представляется наиболее припод-
нятой, что связано с общим перегибом и воздыманием всей
складчатой системы Урала в этом секторе, о чем уже ранее
писал Н. С. Шатский. Такая структура Зеленокаменного син-
клинория исключает широко распространенное старое пред-
ставление о поперечном горизонтальном сжатии всей систе-
мы Урала в указанном секторе» (195).
Внутреннее строение синклинория довольно сложно. В
центральной его части на несколько сот километров просле-
живается срединное поднятие и два обрамляющие его с за-
пада и востока прогиба, разграниченные круто падающими
к востоку разломами. Эти крупные структуры, в свою оче-
редь, осложнены линейными складками с размахом крыльев
в несколько километров. Складки часто расположены кулисо-
образно, построены просто и обычно наклонены на запад
(фиг. 40Л). Особую форму имеют небольшие наложенные
мульды, развитые в области срединного поднятия. Они вы-
полнены обычно мезозойскими осадками и представляют со-
бой систему широких брахисинклиналей, разделенных анти-
клинальными зонами очень причудливых очертаний. Здесь ши-
роко развиты разнообразные дизъюнктивные нарушения —
сбросы, надвиги, зоны интенсивно проявленной сланцеватости,
протягивающиеся на десятки километров, и т. д. Пологие над-
виги весьма типичны для восточного прогиба; благодаря им
он местами представляет собой систему надвинутых на запад
чешуй. В южной части синклинория дислокации имеют зна-
чительно более напряженный характер: отмечается система
сжатых, нередко изоклинальных и веерообразных складок,
опрокинутых к западу, но без признаков чешуйчатого стро-
ения (фиг. 40 Б).
По направлению на юг все отмеченные выше складчатые
структуры синклинория постепенно выклиниваются, и в край-
ней южной части он представлен одной простой синклиналью,
опрокинутой на запад.
Строение Урало-Тобольского антиклинория, северную
часть которого многие исследователи называют Исетско-
Салдинским антиклинорием, определяется с большим трудом
главным образом потому, что в его пределах чрезвычайно ши-
роко распространены глубинные изверженные породы —
крупные интрузивы гранитов и сравнительно мелкие тела
гранитоидных пород гипабиссального облика и гипербазитов.
В Салдинском районе породы докембрия и нижнего палеозоя
с различной степенью метаморфизма, в том числе и наиболее
глубинные фации гнейсов и кристаллических сланцев, обра-
14 Е. М. Лазько
209
NO
О
Фиг. 40. Геологические профили через Зеленокаменный синклинорий на Среднем Урале (по Н. А. Штрейсу):
А — в северной части, Б — в южной части
I — отложения мезозоя и третичной системы, 2 — порфиритовая толща верхнего девона (Р), 3 — терригенные породы коб-
ленцского яруса, 4 — диабазовые порфириты жединского яруса; лудловскне отложения: 5 — терригенные породы и туфы
ортофиров верхнего лудлова, 6 — ортофиры, 7 — альбитофиры, 8 — диабазовые порфириты, 9 туфы ортофиров, 10 — не-
расчлеиеиные отложения лудлова, 11 — известняки, 12 — порфириты, 13 — порфириты нижнего лудлова, 14 — диабазо-
вые порфириты венлока, 15 — вулканические брекчии порфиритов венлока, 16 — амфиболиты, 17 — граниты, 18 — платно
граниты, 19 — диориты, 20 — габбро, 21 — змеевики. 22 — сбросы, 23 разломы
зуют сложный, опрокинутый к востоку антиклинорий. В боль-
шинстве же случаев фиксируются только отдельные фраг-
менты складчатой структуры, разобщенные крупными полями
гранитов. В них выделяются группы складок или отдельные
крупные складки меридионального направления, осложнен-
ные дополнительной очень сложной складчатостью. Весьма
распространены крупные дизъюнктивные нарушения как по
краям антиклинория, так и в средней его части, благодаря
чему многие осложняющие антиклинорий крупные синклинали
имеют форму сложных грабенов; эти же нарушения контро-
лируют расположение массивов различных изверженных по-
род (296).
Еще хуже изучен Восточноуральский синклинорий, в стро-
ении которого, наряду с широко распространенными средне-
палеозойскими отложениями, участвуют нижнемезозойские
образования челябинского типа, а также древние метаморфи-
ческие породы и значительное количество интрузивных мас-
сивов. Разрезы, составленные еще А. П. Карпинским по
р. Исети и в других пунктах северной части синклинория, по-
казывают, что внутреннее его строение отличается большой
сложностью. Он состоит из системы крупных и более мелких
дополнительных складок долготного простирания, обычно
сильно сжатых, опрокинутых к востоку и разбитых большим
количеством продольных дизъюнктивных нарушений (фиг. 41).
Сложно построен синклинорий и на юге (фиг. 42).
На фоне этой палеозойской структуры создавались более
молодые тектонические образования типа Челябинского бас-
сейна, который, по последним данным, представляет собой
крупную синклиналь с более или менее ясно выраженным
центроклинальным замыканием на севере. Восточное крыло
синклинали довольно пологое, а западное — крутое и ослож-
нено крутым надвигом, падающим к западу (64).
По направлению на восток по долинам крупных рек, сте-
кающих с Урала, из-под чехла мезокайнозойских отложений
выходят более древние породы, которые дают возможность
утверждать, что палеозойское сооружение Урала не заканчи-
вается рассмотренными выше структурными элементами, а
продолжается далеко на восток. Некоторые исследователи
выделяют восточнее Восточноуральского синклинория еще
одну или даже две тектонические структуры, по величине
равнозначные рассмотренным выше (211); однако отрывоч-
ность данных об их строении не позволяет охарактеризовать
их даже в общих чертах. Что касается возможного продолже-
ния основных уральских структур на юг, то они, по-видимо-
му, постепенно затухают после погружения под мезокайно-
зойский чехол (329). Более подробно к этому вопросу мы
вернемся позже, при обсуждении проблемы соотношений Ура-
ла, Тянь-Шаня, Мангышлака и Донбасса.
14*
211
212
Фиг. 41. Разрез по р. Исети на восточном склоне Урала
(по А. П. Карпинскому)
1— эопен: 2 — средний карбон; 3 — визейские известняки; 4 — угленосная свита; S — девон; 6 — кристаллические
сланцы; 7 — граниты, сиениты, гнейсы; 8 — порфиры; 9 — диориты; 10 — диабазы; 11 — порфириты; 12 — туфы и
зеленые сланцы.
Фиг. 42 Схематический разрез Полтаво-Брединского района
(по М. П. Есипову и Н. Ф. Мамаеву)
конгломераты, песчаники и сланцы среднего карбона; 2 — известняки визе; 3 — песч'аникп и сланцы нижнего карбона;
мергелистые сланцы и известняки тупие; 5 — аркозы и амфпболовые сланцы нижнего девона; 6 — туфогенные пеона-
ники и сланцы ордовика; 7 — кварцевые песчаники ордовика; 8 — граниты; 9 — змеевики; 10 — разломы.
Обратимся теперь к рассмотрению тектонического строе
ния северной части Уральской складчатой системы, включа-
ющей Пайхой, острова Новой Земли и Вайгач. В строении
этой области довольно четко выделяются три крупных струю
туры: 1) Пайхойский антиклинорий, в состав которого, кро-
ме Пайхоя, входят остров Вайгач и южная часть южного ост
рова Новой Земли; 2) Новоземельскип антиклинорий, охва
тывающий северный остров и крайнюю северную часть юж-
ного острова п 31 Кармакульский синклинорий, разделяющий
названные антиклинории и занимающий большую централь-
ную часть южного острова Новой Земли.
Пайхойский антиклинорий протягивается в северо-запад-
ном направлении на 600 км и представляет собой относитель-
но простую симметричную меган гиклиналь веерообразного
строения. Ядро его сложено интенсивно смятыми отложенп
ями нижнего палеозоя, а в крыльях последовательно обна
жаются средне- и верхнепалеозойскпе породы. На северо-за-
паде и юго-востоке наблюдаются четко выраженные перикли-
нальные окончания антиклинория, причем северо-западное
окончание гораздо более сложное вследствие общего увели-
чения интенсивности дислокаций в этом направлении. Севе
ро-восточиое крыло антиклинория, в строении которого учас-
твуют отложения вплогъ до нижней перми, смяго в довольно
пологие симметричные складки, обычно наклоненные к севе-
ро-востоку и разбитые редкими дизъюнктивными нарушения-
ми. Юго-западное крыло построено более сложно. Здесь от-
мечаются сжатые, до изоклинальных, опрокинутые к юго-за-
паду складки, осложненные многочисленными продольными
надвигами, местами образующими систему чешуи, К востоку
от юго-восточного периклинального окончания антиклинория
наблюдается новое воздыманпе его шарнира, в результате
чего на границе со структурами Полярного Урала прослежи-
вается еще несколько крупных складок северо-западного про-
стирания, разорванных сбросами (325).
Новоземельский антиклинорий простирается почти пер-
пендикулярно Пайхойскому и прослеживается в северо-вос-
точном направлении более чем на 600 км. Он имеет довольно
сложное, в общем веерообразное, строение, детали которого
изучены еще совсем недостаточно, так как большая часть тер-
ритории северного острова покрыта мощной «ледовой шап-
кой». Антиклинорий состоит из нескольких крупных складок,
осложненных мелкой дополнительной складчатостью (фиг.
43). В ядрах крупных антиклиналей выходят ннжнепалеозой-
ские отложения, к которым приурочены кислые интрузивные
породы, а в крыльевых частях антиклинория обнажаются
средне- и верхнепалеозойские отложения. В северо-западном
крыле антиклинория наблюдается опрокидывание крутых
складок к северо-западу и развиты многочисленные продоль-
214
Фиг. 43 Схематический разрез северо-западного крыла Новоземельского антиклинория в районе Русской гавани
(по А. А. Петренко)
Внзейские отложения: / — серые слоистые известняки, 2 — зеленоватые и розовые известняки.
Отложеыня среднего и верхнего карбона- 3 — песчанистые известняки, 4 — песчаники, 5 — глинистые сланцы, 6 — темно-серые известняки.
ND
СП
ные надвиги того же направления, а на другом крыле преоб-
ладает опрокидывание в юго-восточных румбах. Пермские от-
ложения юго-восточного крыла Новоземельского антиклино-
рия, широко распространенные на побережье, смяты в мелкие
веерообразные складки.
В строении Кар маку льского синклинория главная роль
принадлежит пермским отложениям, смятым в сложную сис-
тему мелких складок субмеридионального простирания. В
центральной части синклинория протягивается асимметричное
брахиантиклинальное поднятие с более крутым западным
крылом, в ядре которого обнажены верхний девон и карбен,
прорванные массивами основных пород. Западная и восточ-
ная синклинали, разделенные этой антиклиналью, осложнены
складками второго и более высоких порядков, а в целом обе
эти крупные синклинальные структуры имеют веерообразное
строение.
Соотношение Урала и Пайхоя является одним из трудных
вопросов геологии Уральской складчатой системы, вызываю-
щих различные толкования. Многие исследователи, в том
числе Н. С. Шатский, отстаивают тектоническую самостоя-
тельность двух этих геоморфологически резко различных гор-
ных сооружений, подчеркивая существенные отличия в их
строении. Они считают, что структуры Приполярного Урала и
Пайхоя отделены друг от друга крупным разрывным наруше-
нием, длина которого около 500 км, — так называемым Кар-
ским надвигом, что видно на сводных тектонических картах
(312, 325). Другие геологи отрицают существование Карского
надвига как крупной пограничной структуры и считают, что
складки Полярного Урала на севере постепенно заворачива-
ют к северо-западу и постепенно переходят в складки Пай-
хоя (94). Имеются сторонники и третьей точки зрения, со-
гласно которой древние метаморфические «остовы» Урала и
Пайхоя в палеозойском прошлом соединялись на глубине, но
ныне разделены крупным тектоническим швом (286).
Существуют разногласия и о времени образования этих
областей. Некоторые ученые относят Пайхой к более моло-
дым, чем Урал, складчатым сооружениям, тогда как другие
считают их одновозрастными. Учитывая участие в строении
главных структур Пайхоя и островов сложнодислоцирован-
ных отложений перми, следует признать лучше обоснованной
первую точку зрения. Заключение об относительно более мо-
лодом возрасте пайхойско-новоземельской складчатости под-
тверждается и возрастом пород, выполняющих Предпайхой-
ский краевой прогиб (Коротаихскую впадину), которые, как
известно, позволяют с большой точностью фиксировать вре-
мя завершения геосинклинального этапа развития прилежа-
щей горной страны. В состав этих образований входят молас-
сы верхнепермского и даже нижнетриасового возраста. Од-
216
нако это не дает оснований резко противопоставлять Пайхой
Уралу и относить их к разновозрастным складчатым облас-
тям, так как более ранняя палеозойская история геологиче-
ского развития Пайхоя вместе с островами и западного скло-
на Урала очень близки. Находясь в одинаковых условиях раз-
вития в соседстве с Рурской платформой, эти герцинские со-
оружения отличаются только несколько более затянувшимся
геосинклинальным этапом на Пайхое и Новой Земле, не вы-
ходившим однако за пределы верхнего палеозоя.
Теперь можно перейти к рассмотрению тектонического
строения Предуральского краевого прогиба, отделяющего
геосинклинальные складчатые сооружения Уральской систе-
мы от Русской платформы. Прогиб представляет собой до-
вольно узкую синклиналь, протягивающуюся вдоль всего за-
падного склона хребта и разделенную несколькими горсто-
образными поднятиями на систему обособленных впадин.
Краткая, но очень четкая общая характеристика прогиба да-
на Н. С. Шатским: «Все впадины Предуральского краевого
прогиба имеют достаточно резко выраженную асимметрич-
ную форму, но отличаются друг от друга историей своего раз-
вития, мощностью и характером разреза.
Самая южная из них — Бельская — в Чкаловско-Актю-
бинском Приуралье заполнена чрезвычайно мощным (не ме-
нее 9—10 км), очень сложнопостроенным комплексом верхне-
каменноугольных, пермских и нижнетриасовых отложений.
Верхний карбон и низы перми представлены на восточном
борту впадины морской сероцветной молассой, а на западном
борту известняками, кунгурский ярус — мощной соленосной
толщей; верхняя пермь и нижний триас — континентальной
красноцветной молассой, которая на востоке, у подножия
Урала, в некоторых горизонтах имеет очень грубый характер,
но резко меняет состав своих пород в сторону Русской плат-
формы, откуда в нее внедряются языки морских отложений
казанского яруса. Только в Чкаловско-Актюбинском При-
уралье сохранились фаунистически охарактеризованные отло-
жения среднего триаса. Они залегают резко несогласно на
более древних отложениях в сводах антиклиналей иногда
прямо на соленосных толщах кунгура, что позволяет доволь-
но точно установить, по крайней мере для этой части Урала,
время окончания горообразовательных движений.
В более северных районах Бельской впадины мощность
отложений краевого прогиба несколько уменьшается (около
6 км). В центральных и западных частях этой впадины отме-
чается развитие в сакмарском и артинском ярусах формации
глубоководных кремнистых илов и формации очень крупных
известняковых рифов, местами барьерных.
В юго-восточных частях Бельской впадины развиты опро-
кинутые на запад линейные складки, в центральных — слож-
217
пая система соляных антиклиналей, в западной — коробча-
тые глыбовые складки. На севере впадины зона линейных
складок отсутствует.
Против Среднего Урала расположена Уфимско-Соликам-
ская впадина краевого прогиба. Она характеризуется стро-
ением, близким к Бельской, но значительно меньшей глуби-
ной (2—3 /си).
Против Северного Урала находится Печорская впадина,
внутреннее строение которой еще недостаточно полно изуче-
но. Наконец, на крайнем севере располагается Воркутинская
впадина, заполненная мощным комплексом терригенных по-
род. Нижние горизонты ее разреза сложены флишевой фор-
мацией каменноугольного и, возможно, сакмарского возраста.
Над ней залегает толща артинских морских молас (2 км),
венчающихся мощными (5 км) угленосными толщами кун-
гурского яруса и верхней перми. Сходное строение имеет еще
более северная Коротаихская впадина краевого прогиба, при-
мыкающая с юго-запада к антиклинорию Пайхоя.
Впадины Предуральского краевого прогиба отделены друг
от друга горстообразными выступами, в которых обнажает-
ся высокоподнятое дно прогиба. Между Бельской и Уфимско-
Соликамской впадинами находится крупный горст Каратау.
Уфимско-Соликамская и Печорская впадины разделены гор-
стом поднятия Полюдова Камня, Печорская и Воркутинская
— поднятием Чернышева, а Воркутинская и Коротаихская —
поднятием антиклинали Чернова» (317).
К приведенной общей характеристике Предуральского
краевого прогиба нужно только добавить краткое описание
морфологии осложняющих его тектонических структур. Для
прогиба в целом характерно наличие продольной зональности
в расположении тектонических структур различной формы и
генезиса. Благодаря этому в нем могут быть выделены две
различно построенные части: внешнее крыло, прилежащее к
платформе, и внутреннее, граничащее со складчатой зоной.
Кроме того, в тех участках прогиба, где развиты мощные гало-
генные породы кунгура, они нередко придают резко выра-
женную специфичность возникающим тектоническим формам.
Для внешней части прогиба характерно спокойное моно-
клинальное падение пород в восточных румбах под углом от
нескольких десятков минут до первых градусов. Местами от-
мечается усложнение этого крыла флексурами и куполовид-
ными поднятиями, как правило, представляющими собой
структуры облекания слоистыми породами широко развитых
здесь рифовых массивов.
В осевой части прогиба и его восточном борту прослежи-
вается ряд складок. Это установлено на примере южной час-
ти Уфимско-Соликамской впадины, которую многие исследо-
ватели называют Юрюзано-Сылвенской депрессией (171). На
218
юге в осевой части впадины появляются далеко отстоящие
друг от друга антиклинали долготного и северо-восточного
простирания протяженностью до 20 км и шириной 2—3 км.
Восточное крыло осложнено антиклиналями и синклиналями,
в том числе очень крупными, иногда образующими антикли-
нальные и синклинальные зоны; длина отдельных антикли-
нальных зон превышает 100 км при ширине складок 5—7 км.
Складки резко асимметричны, причем крутизна их увеличи-
вается по направлению к востоку, достигая в западных
крыльях 50—80°, а в восточных составляя всего 20—30°.
В восточном крыле впадины выявлены немногочисленные тек-
тонические разрывы в виде крутых надвигов, падающих на
восток. Крупные складки этих надвигов местами осложняют-
ся более мелкими складками, нередко опрокинутыми к западу.
Любопытные структурные формы выявлены в северной
части Уфимско-Соликамской впадины, в районе г. Соликам-
ска. Здесь отмечается система меридионально расположен-
ных пологих вилообразных поднятий с амплитудой до 100 м.
Они фиксируются по кровле кунгурских соленосных отложе-
ний, но в их подошве уже не прослеживаются. Это свиде-
тельствует о возникновении указанных поднятий в результате
пластических деформаций внутри соленосных толщ кунгу-
ра (115).
Гораздо резче проявляется зависимость формы возника-
ющих дислокаций от пластических свойств соленосных отло-
жений в Бельской впадине, для которой вообще типична очень
сложная внутренняя структура со своеобразным «петельча-
тым» характером соляных структур в плане (фиг. 44). Здесь
широко развиты как протяженные пологие соляные антикли-
нали с амплитудой поднятия от 50 до 500 м, осложненные на
крыльях местными разрывными нарушениями, так и настоя-
щие диапировые структуры открытого типа с линейными иля
кольцевыми ядрами протыкания и амплитудой перемещения
соленосной формации до 1,5—2 км (фиг. 45).
Как указывалось выше, впадинц, составляющие Пред-
уральский краевой прогиб, разобщены горстообразными под-
нятиями. Для ознакомления с их строением мы рассмотрим
Каратауское поднятие, детально описанное Н. С. Шагским
(306). Оно структурно тесно связано с северной частью Баш-
кирского антиклинория и одновременно представляет собой
основание Предуральского краевого прогиба, выведенное на
поверхность.
Важнейшим тектоническим элементом Каратауского под-
нятия является сложнопостроенная Симская мульда, пре-
красно выраженная на геологической карте. Ее центральная
часть выполнена сакмарскими и артинскими отложениями,
выходы которых непрерывно переходят в крупное поле одно-
возрастных отложений Юрюзано-Сылвенской депрессии.
219

Фиг. 44. Тектоническая карта Башкирского Приуралья
(по А. А. Богданову)
I. Западная окраина Уральской складчатой зоны: 1 — протерозой-
ские образования в сводовых частях антиклиналей; 2 — девонские,
каменноугольные, саймарские и артинские образования восточного
крыла Уральского краевого прогиба; 3 — антиклинальные складки;
4 — куполовидные поднятия; 5 — надвиги и сбросы.
II. Предуральская депрессия: 6 — рифовые массивы сакмарского и
артинского возраста; 7 — горстовидные складки; S — флексуры вос-
точного борта депрессии; 9 — флексура западного борта депрессии;
W — гипсовые ядра линейных н кольцевых диапировых складок; 11 —
синклинальные блоки, выполненные красноцветной формацией.
III. Восточная окраина Русской платформы: 12 — условные изогипсы
кровли артинских (на севере) и кунгурских (на юге) образований;
13 — соляные антиклинали.
Цифры на фигуре обозначают синклинали.
220
Фиг. 45. Профильный разрез через западную часть Бельской впадины
(по А. А. Богданову)
1 — соль, 2 — сульфатные породы.
В строении Симской мульды принимают также участие камен-
ноугольные и более древние, вплоть до рифейских, породы,
находящиеся в ядрах дополнительных антиклиналей, ослож-
няющих мульду.
Восточное и северное крылья мульды представляют собой
спокойные моноклинали, а южное крыло осложнено подняти-
ями, сливающимися со структурами северо-западного окон-
Фиг. 46- Схема строения Каратауского поднятия.
1 — кайнозойские отложения. 2 — триас, 3 — кунгурские
и уфимские отложения. 4 — сакмарские и аргунские от-
ложения, 5 — средний и верхний Карбон, 6 — нижний
карбон, 7 — капбон нерасчлененный, 8 — девон, 9 — ор-
довик. 10 — рифейские отложения. 11 — протерозой.
12 — крупнейшие разрывные нарушения.
чания Башкирского антиклинория. Наиболее сложно западное
крыло мульды, где она разбивается на три узкие лопасти,
разделенные поднятиями и резко обрезанные на западе
крупным разрывом. Лопасти эти сложены девонскими и ка-
менноугольными породами, имеют резко асимметричное стро-
ение и осложнены взбросами. Северная лопасть ограничена
падающими на юг моноклиналями, а два южные поднятия
представляют собой плосковершинные брахиантиклинали, в
ядре которых выходят рифейские отложения. Все складки за-
падной части Симской мульды осложнены взбросами
(фиг. 46).
В пределах Каратауского поднятия имеются и другие ди-
зъюнктивные нарушения. Крупнейшие из них отграничивают
поднятие с севера, северо-запада и с юго-запада. Северное
нарушение носит название Каратауского надвига, по которо-
222
му каратауские структуры подняты по отношению к перм-
ским образованиям на высоту до 2 км. Разрыв, отграничива-
ющий Каратауское поднятие от пермских образований Пред-
уральского прогиба на юго-западе, носит название Ашинского
разлома. В отличие от Каратауского надвига, он по прости-
ранию имеет резко меняющуюся амплитуду, которая уве-
личивается по направлению с севера на юг от 400—500 .и
примерно до километра. На севере, где Ашинский разлом
сближается с Каратауским надвигом, первый из них просле-
живается уже в пределах платформы в виде Бирючевской
флексуры, которая довольно быстро затухает к северо-западу.
Остановимся теперь на общем структурном положении Ка-
ратауского поднятия. Даже на мелкомасштабных геологиче-
ских картах прекрасно видно, что пермские отложения цент-
ральной части Симской мульды постепенно сливаются с полем
перми Предуральского краевого прогиба. В фациальном от-
ношении эти толщи тоже представляют собой единое целое.
Таким обоазом, не оставляет сомнений тот факт, что на-
копление пермских отложений в Симской мульде и прилежа-
щей части прогиба происходило в одинаковых условиях, в
пределах одной структуры. Поэтому отпадают какие-либо
предположения вроде того, что каратауский структурный
комплекс представляет собой остаток шарьяжа, часть аллох-
тона, надвинутого из внутренних частей Уральской системы.
Это безусловно автохтонное сооружение, образовавшееся на
месте, но тектонически осложненное. Если .говорить обо всей
структуре в целом, то она представляет собой четко выражен-
ный односторонний горст, который в северо-западной части
довольно высоко приподнят по Ашинскому разлому и Кара-
таускому надвигу, а на юге и востоке постепенно переходит
в тектонические сооружения Башкирского антиклинория и
Предуральского краевого прогиба. В то же время соотноше-
ния пермских образований Симской мульды и расположенных
севернее отложений перми, выполняющих прогиб, показыва-
ют, что каратауский структурный комплекс является частью
данного прогиба: это приподнятый по разломам участок «дна»
Предуральского краевого прогиба, на котором сохранились
ограниченные по площади выходы нижней перми сравнитель-
но небольшой мощности.
ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ
Урал, как уже отмечалось, одна из крупнейших мировых
сокровищниц, где имеются огромные запасы разнообразных
полезных ископаемых. В течение столетий в этом важнейшем
горнорудном районе нашей страны добываются железо, медь,
золото, платина, хром, асбест, магнезит и т. д. Среди этих по-
лезных ископаемых основное значение имеют магматогенные
223
месторождения разных генетических типов, с которых мы и
начнем наше рассмотрение.
Большое число различных месторождений полезных иско-
паемых на Урале пространственно и генетически связано с
породами габбро-перидотитовой формации.
От Северного до Южного Урала прослеживается огром-
ный хромитоносный пояс, в составе которого находятся такие
известные месторождения хромита, как Сарановское, группа
кемпирсайских и многие другие. Хромитовые месторождения
гистеромагматического типа образуют пластообразные и лин-
зообразные залежи и жильные тела в материнских массивах
дунит-гарцбургитового состава, обычно превращенных в сер-
пентиниты. Большое значение для локализации месторожде-
ний имеют прототектонические текстуры вмещающих пород,
так как рудные тела часто приурочены к участкам страти-
фицированных интрузивов.
С некоторыми дунитовыми массивами на Среднем Урале
связаны месторождения платины. Платина вместе с минера-
лами осмия и иридия образует редкую вкрапленность в мно-
гочисленных хромитоносных телах, залегающих в дунитах;
в самих же дунитах платина и сопровождающие ее минералы
встречаются очень редко; впрочем, коренные месторождения
редки, имеют небольшие масштабы и в общем значение и\
невелико по сравнению со знаменитыми платиноносны-
ми аллювиальными россыпями.
В связи со сложнодифференцированным комплексом габ-
бро-перидотитовой формации находятся и титаномагнетито-
вые месторождения, однако, в отличие от месторождений хро-
ма и платины, они залегают в стратифицированных телах габ-
бро и амфиболитов. По форме эти месторождения также
представляют собой пластообразные залежи и секущие жиль-
ные тела, генетически относящиеся к гистеромагматическому
типу.
Мировую известность завоевали асбестовые месторожде-
ния, в особенности Баженовское. К этому же типу относятся
Алапаевское, Режевское и другие месторождения, залегающие
в массивах серпентинизированных перидотитов и пироксени-
тов. Жилы асбеста возникли в результате преобразований
(перекристаллизации) вмещающих серпентинитов под вли-
янием гидротермальных растворов, связанных с более моло-
дыми гранитами. Поэтому по своим генетическим особенно-
стям они должны быть отнесены к сложному гидротермально-
метаморфическому типу месторождений.
К серпентинизированным массивам ультрабазитов приуро-
чены также месторождения талька, возникшие в результате
воздействия на серпентиниты гидротермальных растворов,
обогащенных углекислотой. Тальк и тальковый камень об-
разуют в серпентинитах линзы и жилы различной формы. На
224
Урале, кроме огромного Шабровского месторождения, к это-
му же генетическому типу принадлежат месторождения Миас-
ского района и многие другие.
Находки алмазов в россыпях также обнаружены в обла-
сти развития гипербазитов.
С более ранними проявлениями магматической деятель-
ности на Урале пространственно тесно связаны месторожде-
ния медноколчеданной формации. Меденосный пояс просле-
живается в пределах Среднего и Южного Урала в долготном
направлении на 800 км и включает свыше 300 месторождений
меди. Среди них можно назвать Левиху, Калату, Дегтярку,
Карабаш, Бляву и другие. Несколько в стороне от главного
медноколчеданного пояса — в районе Магнитогорска находит-
ся одно из интереснейших месторождений этого же типа —
Сибайское. Во многих месторождениях, наряду с медными ми-
нералами, в рудах содержатся золото и серебро, а также
значительные количества сфалерита, так что месторождения
эти следует считать медно-цинковыми. Рудные тела почти
всюду образуют крутопадающие линзы в кварц-серицитовых
и других сланцах, возникших в результате метаморфизма
вулканогенных толщ Зеленокаменного синклинория, а также
в эффузивах и туфах, в большинстве случаев интенсивно рас-
сланцованных в процессе динамометаморфизма. По мнению
крупнейшего знатока Урала А. Н. Заварицкого, колчеданные
месторождения генетически связаны с корневыми частями
вмещающих эффузивов и образовались за счет деятельности
фумарол и сольфатар древних вулканов.
Многочисленные месторождения связаны и с более кис-
лыми членами ряда габбро-перидотитовой формации, включа-
ющей очень пестрый по составу комплекс пород от габбро-
диоритов до плагиогранитов и сиенитов, сформированных в
гипабиссальных условиях. В тесной генетической связи с ни-
ми находятся прежде всего контактово-метасоматические мес-
торождения железа и меди (320). Рудопроявления Тагило-
Кушвинского района, в том числе давно известное месторож-
дение г. Благодати, относятся именно к этому типу. Они пред-
ставлены пластообразными залежами гранат-эпидотовых
скарнов с магнетитом и возникли метасоматическим путем,
за счет известняковых прослоев в вулканогенной толще в
контактовой зоне сиенит-порфиров.
Близкая геологическая обстановка наблюдается и в райо-
нах медных месторождений этой же генетической , группы, в
частности в районе г. Серова, где расположены одни из ста-
рейших на Урале Турьинские рудники. Среднепалеозойская
вулканогенная толща с мощными известняками прорвана
здесь гранодиоритовым массивом, в контактовой области ко-
торого образовались гранат-пироксеновые скарны с сульфи-
дами. Рудные тела в виде круто- и пологопадающих залежей
15 Е. М. Лазько
225
приурочены к скарнам и имеют очень сложный минеральный
состав. Наиболее обильная медно-сульфидная минерализация
связана с гидротермальным процессом, наложенным на скар-
ны. К этой же группе относятся Гумешевское и Л1еднорудян-
ское месторождения, знаменитые в прошлом благодаря боль-
шим скоплениям поделочных малахитов, замечательные изде-
лия из которых украшают крупнейшие музеи мира.
Крупные скопления железа контактово-метасоматического
генезиса связаны также с гранитоидами Магнитогорского ком-
плекса. Представителем этой группы является месторожде-
ние г. Л1агнитной на Южном Урале, составляющее важней-
шую базу уральской черной металлургии. Это — крупнейшее
в мире скарновое месторождение железа. Гранат-пироксено-
вые, гранат-эпидотовые и другие скарны, сформированные на
контакте известняков со сложным массивом гранитопдов
(гранитами, сиенитами, гранодиоритами, диоритами), несут
оруденение в виде линзообразных и пластообразных залежей
сплошных и вкрапленных руд. Рудные тела состоят из магне-
тита и скарновых минералов, с небольшой примесью гематита
и сульфидов.
Большое количество различных месторождений, главным
образом неметаллических полезных ископаемых, связано с
разнотипными и разновозрастными пегматитами. Драгоцен-
ные и поделочные камни -— топаз, турмалин, аметист и др.
в течение почти трехсот лет извлекались из богатых копей
А^урзинского района. Бериллы Изумрудных копей и мус-
ковиты Среднего Урала издавна добывались из гранитных пег-
матитов, полевой шпат и нефелин — из щелочных нефелино-
вых сиенитов Вишневых гор, корунд Борзовского месторожде-
ния и Ильменских гор — из корундовых плагиоклазитов и сие-
нит-пегматитов. ДАесторождения этого типа обычно очень не-
велики, многие из них выработаны, однако их нужно упомянуть
для полноты характеристики минерагении Урала.
Широко представлена на Урале гидротермальная минера-
лизация, связанная с гранитоидами, внедрившимися в тече-
ние заключительных этапов развития складчатой геосинклп-
нальной системы. Железо, золото, мышьяк, вольфрам и дру-
гие редкие металлы, полиметаллы, сурьма и иные элементы,
а также ряд нерудных ископаемых связаны с гидротермами,
однако только немногие из них образуют крупные промыш-
ленные скопления. Среди широко известных месторождений
этой группы можно назвать следующие: Бакальское железо-
рудное месторождение на Южном Урале; его рудные тела
представлены пластовыми залежами и гнездами сидерита
среди карбонатных пород и весьма развитыми на верхних го-
ризонтах гидратами окиси железа, которые возникли за
счет окисления сидерита; старейшее в нашей стране Бере-
зовское золоторудное месторождение с его знаменитыми
226
«лестничными жилами» золотоносного кварца в дайках гра-
нит-порфиров и кварцевых порфиров; Кочкарскую группу зо-
лото-мышьяковых месторождений, где очень протяженные
кварцевые жилы с золотом в сопровождении арсенопирита и
других сульфидов располагаются среди крупного гранитного
массива; Амдерминское месторождение плавикового шпата
на Пайхое, представляющее собой серию линз, гнезд и непра-
вильных залежей в известняках. К этой группе примыкают
генетически очень своеобразные гидротермально-метаморфи-
ческие хрусталеносные кварцевые жилы, широко распростра-
ненные по всему Уралу, но особенно многочисленные на При-
полярном и на Южном Урале. Жилы эти обычно приурочены
к вмещающим породам, обогащенным кремнеземом, который
извлекается гидротермальными растворами и затем заново
отлагается в пустотах в виде крупных кристаллов горного
хрусталя.
Не менее широко распространены на Урале экзогенные
месторождения. Имеются они как на восточном, так и на за-
падном склонах, однако следует отметить, что на западном
склоне, как и в Предуральском краевом прогибе, развиты
исключительно месторождения экзогенного происхождения,
тогда как охарактеризованные выше магматогенные место-
рождения приурочены только к осевой части хребта и его
восточному склону. Таким образом, пространственное распре-
деление месторождений полезных ископаемых, относящихся
к различным генетическим группам, вместе с другими гео-
логическими особенностями, ярко подчеркивают специфич-
ность истории геологического развития разных структурно-
фациальных зон.
Наиболее важными полезными ископаемыми Предураль-
ского краевого прогиба являются каустобиолиты и соли. Неф-
тяные и газовые месторождения, которые, как мы видели
выше, распространены в восточной части Русской платформы,
заходят также в пограничные части прогиба, где они часто
связаны с погребенными рифовыми массивами. Крупный Пе-
чорский каменноугольный бассейн с углями пермского возрас-
та, являющийся главной энергетической базой развивающей-
ся северной металлургии (Череповецкий комбинат), находит-
ся в северной части прогиба. В средней его части разрабаты-
вается крупнейшее в мире Соликамское месторождение ка-
лийных и магниевых солей, где мощные залежи карналлита
и сильвина чередуются с галитом, гипсом, мергелями и дру-
гими породами в составе кунгурских отложений. В южной
части прогиба в кунгурских отложениях известны крупные
месторождения каменной соли — Илецкое, Актюбинское и
другие. К кунгурским породам в Среднем и Южном При-
уралье приурочены очень своеобразные меденосные песчани-
ки и мергеля, многочисленные месторождения которых, раз-
15? 227
рабатывавшпеся еще в XVIII веке, относят по генезису к ин-
фильтрационным образованиям. Довольно бедные руды этих
месторождений представляют собой линзообразные, пласто-
образные и неправильной формы тела, в которых вмещающие
породы цементируются в основном малахитом, азуритом и
хризоколлой.
.Месторождения углей известны не только в Предураль-
ском краевом прогибе, но и на западном склоне Урала, где
располагается Кизеловский каменноугольный бассейн ниж-
некарбонового возраста. К отложениям палеогена и неогена
в Оренбургском Приуралье приурочены крупные скопления
бурых углей.
С верхнедевонскими карбонатными отложениями на запад-
ном склоне Среднего и Южного Урала связаны залежи бокси-
тов и оолитовых железных руд (119).
Наконец, в пределах Башкирского антиклинория, кроме
уже упоминавшегося Бакальского месторождения, располо-
жена группа комарово-зигазннских и инзерских железоруд-
ных месторождений, а также магнезитовая провинция, вклю-
чающая известнейшее Саткинское месторождение высо-
косортного кристаллического магнезита, Катав-Ивановскоеи
другие месторождения. Рудные тела представлены здесь
пластообразнымп залежами магнезита среди доломитов ри-
фейского возраста. Месторождения эти имеют докембрийский
возраст и рассматриваются в качестве метасоматических об-
разований, возникших в результате деятельности гидротерм,
связанных с Бердяушским плутоном.
Месторождения экзогенного генезиса на восточном склоне
Урала многочисленны и принадлежат в различным генетиче-
ским группам.
Среди каустобиолитов широко распространены только уг-
ли. От Алапаевского района на севере до Берчогура на юге
Мутоджар прослеживается серия каменноугольных месторож-
дений нижнекарбонового возраста — Алапаевское, Егоршин-
ское, Каменское, Полтаво-Брединское, Домбаровское и дру-
гие. Имеются здесь и бурые угли нижнемезозойского возрас-
та, крупнейшие запасы которых сосредоточены в Челябинском
бассейне, где угли приурочены к отложениям рэт-лейасового
возраста. К этой же группе принадлежат Богословское и Вол-
чанское месторождения в районе г. Карпинска.
На Среднем Урале известно несколько инфильтрационных
месторождений железа, в том числе крупное Алапаевское, Ка-
менского района п другие. Руды в них представлены гидро-
окислами железа и сферосидеритами в карбонатно-глинистых
толщах.
Важное значение имеют месторождения в коре выветрива-
ния ультраосновных пород. Прежде всего — это залежи ни-
келя п отчасти кобальта на Среднем и Южном Урале. Сили-
228
кагные руды никеля в Халиловском и Актюбинском районах
относятся к остаточным месторождениям и связаны с форми-
рованием мощной коры выветривания в серпентинитах. Мес-
торождения Верхпе-Уфалейского района на Среднем Урале
также образованы в результате выветривания массивов гипер-
базитов, они сложены гидросиликатами никеля в глинах и
соединениями кобальта в гидроокисла.х марганца и железа. Не-
которые месторождения этого типа, кроме никеля и кобальта,
содержат в коре выветривания значительные количества же-
леза и служат важным источником для получения высокосорт
ных природно легированных железных руд.
На восточном склоне Северного и Среднего Урала широко
распространены бокситоносные формации нижнего и среднего
девона с известными месторождениями бокситов: Красная Ша-
почка и другие. Бокситоносные горизонты образуют протя-
женный пояс, тесно связаны с карбонатными породами, ко-
торые всегда подстилают рудные залежи и приурочены к
внутренним геоантиклинальным поднятиям Зеленокаменного
синклинория (195). Бокситы залегают в основании трансгрес-
сирующих серий и возникают в моменты перерывов в отложе-
нии карбонатных толщ. Рудные тела представляют собой
пластообразные и линзообразные залежи, сложенные моно-
гидратом алюминия, гематитом и другими минералами.
На Урале весьма развиты, хотя и некрупные по масштабу,
месторождения марганца, относящиеся к различным генети-
ческим типам (26). Особенно интересны месторождения на
восточном склоне Северного Урала — Полуночное, Марсят-
ское и другие. Карбонатные и пиролюзит-псиломелановые
руды образуют .^пастообразные и линзообразные залежи сре-
ди терригенных пород палеогенового возраста, формируя
здесь марганценосную провинцию месторождений осадочного
генезиса. Довольно многочисленная группа небольших место-
рождений, связанных с девонскими яшмами, известна в Маг-
нитогорском районе. И здесь рудные тела имеют пласто-
образную и линзообразную форму и сложены в основном
марганцевыми силикатами, возникшими в процессе регио-
нального метаморфизма. Особенно большую ценность в свое
время представляли марганцевые шляпы этих месторожде-
ний; в настоящее время они уже почти выработаны. Марган-
цевые месторождения осадочного генезиса, залегающие в
толщах кремнистых и глинистых сланцев нижнего карбона,
известны на Южном Урале; к ним относится Аккермановское
месторождение.
Гидротермальные и другие месторождения представляют
меньший интерес.
С давних времен важнейшее место в горном промысле Ура-
ла занимают аллювиальные россыпи, главным образом золо-
та и платины. В россыпях находятся также алмазы.
229
Среди метаморфических месторождений необходимо упо-
мянуть графитовые месторождения Среднего Урала — Тай-
нинское и другие, связанные с толщами парагнейсов.
По всему Уралу' как на восточном, так и на западном
склонах, имеются месторождения огнеупорных глин мелово-
го и третичного возраста. Широко развиты также месторож-
дения разнообразных строительных материалов с неисчерпае-
мыми запасами: высококачественные мраморы, цементное
сырье, граниты и кварциты, кровельные сланцы, пески и гра-
вий и другие.
ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ РАЗВИТИЯ
Геологическое развитие Уральской складчатой системы в
архее и протерозое остается еще неясным из-за того,
что обрывки геологической летописи, запечатленные в обра-
зованиях соответствующего возраста, не дают возможности
восстановить историю докембрийского Урала даже в самых
общих чертах. Достаточно сказать, что до настоящего време
ни еще не выяснено, имеются ли в разрезах этой горной об-
ласти архейские толщи, или онн скрыты под более молодыми
отложениями. Поэтому приходится ограничиться указанием
на то, что состав и строение наиболее древних толщ Урала
(тараташская серия и др.), характер их метаморфических пре-
образований, связь с породами гранитного состава и т. д. ука-
зывают на большое сходство их с древнейшими образовани-
ями Русской платформы. Это позволяет думать, что форми-
рование толщ обоих регионов происходило в сходных геоло-
гических условиях, .впрочем, еще очень слабо изученных, осо-
бенно в отношении архея.
Несколько больше данных имеется о верхнедокем-
б р и й с к о м-д о о р д о в и к с к о м этапе развития Урала.
В течение этого этапа к Русской платформе с востока примы-
кала обширная геосинклинальная система, в состав которой,
кроме Урала, входил Тиман. Эта система тянулась на северо-
запад, в пределы скандинавских каледонид. Внутреннее стро-
ение и история развития данной системы известны еще очень
плохо. В центральной части ее накапливались геосинклпналь-
ные формации в сопровождении энергичного вулканизма как
в эффузивной, так и интрузивной форме. В конце рассматри-
ваемого этапа произошли складкообразовательные процессы,
которым сопутствовала интрузивная деятельность и глубокие
метаморфические преобразования ранее возникших осадочно-
вулканогенных серий. В области, соответствующей западной
части нынешнего западного склона Урала (особенно широко
на Южном Урале).отлагались мощные толщи осадков, имею-
щие черты формации краевого прогиба, возникшего на окра-
ине рифейского Урала. .Мощности этих отложений уменыиа-
230
ются по направлению к западу и на север, к Уфимскому пла-
то, которое, таким образом, существовало в качестве обосо-
бившегося тектонического элемента еще в позднепротерозой-
ской или, точнее, рифейской структуре (306). Доордовикские
дислокации в рифейских толщах, выполняющих прогиб, были
в общем довольно спокойными. Следовательно, в докембрии
Урал, по-видимому, прошел полный цикл геосинклинального
развития, завершившийся байкальской складчатостью.
Основной для Уральской складчатой системы этап геосин-
клинального развития начинается с ордовика и от-
делен об байкальского этапа перерывом, охватывающим
большую часть кембрия. Вновь возникшая или, вернее, воз-
рожденная геосинклинальная система заложилась на рифей-
ском основании. Она сразу была разделена Центрально-
уральским поднятием на две части — внутреннюю, эвгеосин-
клинальную, отвечающую современному восточному склону
Урала, и внешнюю, миогеосинклинальную, примыкавшую к
Русской платформе. История развития этих двух главных
структурно-фациальных зон была принципиально различной
на протяжении всего палеозоя. Краевая геосинклиналь, охва-
тывавшая, кроме западного склона, также Пайхой и Новую
Землю, отличается от внутренних частей геосинклинальной
системы характером формаций, временем проявления завер-
шающих этапов складчатости, возникшими тектоническими
структурами и другими особенностями.
С возникновения палеозойско!! геосинклинальной системы
большая восточная ее часть была ареной сложных и много-
образных движений, сопровождавшихся энергичной эффузив-
ной деятельностью и интрузивным магматизмом. История ор-
довика расшифрована еще далеко не полно, однако можно
уверенно говорить, что движения этого периода были резко
дифференцированными и привели к созданию более или менее
четко выраженных геосинклинальных и геоантиклинальных
зон. Наиболее интенсивные каледонские поднятия,сопровож-
давшиеся складчатостью, происходили в конце ордовика, бла-
годаря чему повсеместно наблюдается резко выраженное
предсилурийское несогласие.
Дифференциация движений, наметившаяся в ордовике, в
силуре уже обусловила обособление четко выраженных гео-
синклинальных и геоантиклинальных зон, которые, претерпев
ряд изменений и усложнений, просуществовали до заключи-
тельных этапов геосинклинального развития рассматривае-
мой территории. Затем на их месте были сформированы круп-
нейшие антиклинории и синклинории, описанные выше в ка-
честве главных структурных элементов Уральской складча-
той системы. Здесь обособились три зоны: западная и вос-
точная геосинклинальные, соответствующие Зеленокамен-
ному и Восточноуральскому синклинориям, и разделяющая
231
их геоантиклинальная зона, соответствующая Урало-Тоболь-
скому антиклинорию. Возможно, что последняя зона имела
геоантиклинальный характер и в более ранние этапы разви-
тия Урала, а позже, в течение всего палеозоя, вовлекалась в
геосинклинальное прогибание только в краевых ее частях
(296). Средние части этой геоантиклинали также прогибались,
образуя грабенообразные синклинальные структуры нало-
женного характера.
Геосинклинальные зоны также усложнялись. Это особенно
рельефно проявилось в Зеленокаменной западной зоне, кото-
рая в середине силура в результате возникновения под-
нятий расчленилась на целый ряд частных синклинальных
прогибов. Так, в северной части зоны обособились две синкли-
нали, разделенные центральным поднятием, а на юге поднятия
осложнили краевые ее части (296, 321). Одновременно в син-
клиналях возникали складки и сопутствующие разрывы, в
том числе крупные, служившие каналами для подъема раз-
личных магматических продуктов. Активные тектонические
движения привели к формированию грубых терригенных
осадков и образованию ряда местных несогласий, а также
обусловили энергичную магматическую деятельность, прохо-
дившую в несколько фаз. Эффузивные проявления обычно на-
чинались с основных излияний и заканчивались кислыми, а
к концу этапа и субщелочными лавами. Этот наиболее
энергичный для Зеленокаменной зоны эффузивный вул-
канизм сопровождался внедрением пород габбро-перидо-
титовой формации, начавшимся во второй половине силура
и закончившимся уже в нижнем девоне, когда формирова-
лись наиболее поздние кислые дифференциаты — плагиогра-
ниты и сиениты. Внедрение пород этой формации, по-види-
мому, отвечает периоду наибольшей активизации движений
вдоль глубинных разломов, ограничивающих геосинклиналь.
Неустойчивый тектонический режим со слабыми горообра-
зовательными п складкообразовательными движениями про-
должался и в девоне. Это выразилось в пестроте девонских
разрезов, накоплении грубых терригенных толщ и образова-
нии местных несогласий, особенно значительных в основании
среднего девона. Вулканическая деятельность, несколько
ослабленная после силура, енота усилилась в среднем дево-
не. Вероятно, с этим оживлением вулканической деятельностч
связано внедрение массивов второй фазы габбро-перидотито-
вой формации, проявленной в восточном борту Зеленокамен-
ной геосинклинальной зоны. В первой половине верхнего де-
вона тектоническая активность и вулканическая деятельность
снова стали слабее, а в фаменском веке почти затухли.
Новое оживление тектонических движений и магматизма
отмечается в нижнем карбоне. В эту эпоху во многих пунктах
Уральской геосинклинальной системы происходили поднятия,
232
сопровождавшиеся накоплением угленосных формаций. С
нижнекаменноугольной эпохой совпадает и новая кратковре-
менная вспышка магматической деятельности. Наиболее энер-
гичный магматизм происходил в Восточноуральской геосин-
клинали, где накапливались мощные лавы и другие вулкано-
генные продукты, сопровождаясь внедрением гипербазитов,
сформировавших крайний восточный пояс массивов. В визе
эффузивная деятельность геосинклиналыгого типа замерла,
причем уже окончательно. Однако на границе нижнего и сред-
него карбона происходили завершающие этапы среднепалео-
зойского магматизма в виде интрузии гранитоидов магнито-
горского комплекса, которые, вероятно, представляют собой
гипабиссальные доорогенные плутоны, связанные с пред-
шествующими эффузивными проявлениями.
Нижнекаменноугольные поднятия были предвестником
тех грандиозных событий, которые произошли в среднем
и верхнем карбоне и привели к созданию на месте
восточной части Уральской геосинклинальной системы склад-
чатой горной страны. Энергичные поднятия, сопровождав-
шиеся возникновением горного рельефа, начались в среднем
карбоне, что нашло выражение в формировании толщ конг-
ломератов соответствующего возраста. В конпе этой эпохи
или в позднем карбоне произошла общая складчатость, пере-
работавшая ранее сформированные тектонические структуры,
затем подъем всей страны и внедрение огромных масс гра-
нитов, образующих многочисленные тела батолитового обли-
ка. После этого наступил длительный период деструкщюн-
ных процессов, которые вначале протекали чрезвычайно энер-
гично, так как гальки гранитов из обнаженных эрозией бато-
литов уже встречаются в артинских конгломератах на запад-
ном склоне Урала.
В западной структурно фациальной зоне, или внешней
геосинклинали Уральской геосинклинальной системы, собы-
тия на протяжении палеозоя развивались в ином плане, чем
в восточной внутренней зоне. Резкие различия в истории гео-
логического развития этих крупнейших структурно-фациаль-
ных зон первого порядка выявляются уже при сравнении раз-
витых в них формаций. В то время как на востоке распро-
странены типичные геосинклинальные толщи громадной
мощности, среди которых породы спилито-кератофировой
формации играют ведущую роль, на западе развиты преиму-
щественно терригенно-карбонатные относительно маломощ-
ные отложения, иногда приближающиеся к типичным плат-
форменным формациям. Мощность одновозрастных осадков
в восточной структурно-фациальной зоне нередко в десятки
раз превышает мощность разрезов на западе. В пределах за-
падной геосинклинали для большинства палеозойских систем
более или менее отчетливо выявляется зональное распределе-
233
нне формаций: пи мере продвижения от внутренних ее частей
к Русской платформе мощные, иногда в несколько километ-
ров формации геосинклинального типа, сменяются маломощ-
ными платформенными. Наиболее интенсивное накопление
осадков разного возраста происходило в удаленных от плат-
формы участках геосинклинали — на островах Новой Земли
и Вайгаче, отчасти на восточной окраине Зилаирской ветви
геосинклинали.
Тектоническая активность Западноуральской геосинкли-
нали по сравнению с восточной частью всей системы была
значительно меньшей. Это выражается в несравненно более
слабом проявлении магматических процессов и метаморфиз-
ма, большей простоте складчатых дислокаций, меньшем коли-
честве перерывов и крупных несогласий. В подтверждение
можно привести следующее. В Западноуральской геосинкли-
нали не только эффузивные породы имеют подчиненное значе-
ние и почти полностью отсутствуют интрузивные массивы,
широко распространенные лишь в нижнем допалеозойском
структурном этаже, но и нет регионального перерыва на гра-
нице ордовйка и силура, столь четко выраженного в восточ-
ной структурно-фациальной зоне. Следовательно, все призна-
ки подтверждают миогеосинклинальный характер западной
структурно-фациальной зоны и эвгеосинклинальный харак-
тер восточной зоны.
В то же время геосинклинальный этап развития в Запад-
ноуральской зоне продолжался дольше, чем в Восточноураль-
ской: прогибания и накопление осадков происходили в сред-
нем и верхнем карбоне, а на севере, в островной части систе-
мы, — и в течение по крайней мере всей нижней перми. Глав-
ные складкообразовательные и горообразующие процессы в
этой зоне совершались в конце карбона — начале перми, а в
северных районах — в конце перми.
В это же время происходило энергичное прогибание Пред-
уральского краевого прогиба, который заполнялся мощной
толщей моласс, флишеподобных, соленосных и других отло-
жений. Образование складок в прогибе продолжалось до конца
раннего триаса, когда герцинские складкообразовательны»
процессы на Урале и в зоне его сочленения с платформой окон-
чательно замерли. В северных районах в результате наиболее
поздних складкообразовательных движений раннего-среднего
триаса были, видимо, сформированы такие крупные складча-
тые элементы, осложняющие Предпайхойский краевой прогиб,
как антиклиналь гряды Чернова и Воркутинская впадина.
Таким образом, изучая историю главных складкообразо-
вательных процессов Уральской складчатой системы, легко
видеть, что в конце герцинского этапа происходила четко вы-
раженная миграция складчатости от внутренних частей си-
стемы к краевой ее зоне, примыкающей к Русской платформе.
234
В течение всего мезокайнозоя Урал испытывал вертикаль-
ные движения, однако не переставал быть орографически вы-
раженным элементом даже в эпохи наиболее сильных транс-
грессий, охватывающих только его краевые части на востоке
и западе. Характерной особенностью послепалеозойской его
истории являются глыбовые движения, в результате которых
на восточном склоне были сформированы долготно ориенти-
рованные грабен-синклинали, выполненные иногда очень
мощными нижнемезозойскими осадками и вулканогенными
продуктами наземного типа. Складчатые дислокации внутри
этих тектонических структур иногда довольно интенсивны, но
всегда тесно связаны с разрывными нарушениями.
Одновременно с формированием этих своеобразных струк-
тур приподнятые участки снивелированной складчатой систе-
мы были ареной энергичных процессов выветривания, вследст-
вие чего на различных породах образовывалась мощная ко-
ра выветривания, к которой приурочено большое количество
важных полезных ископаемых.
Во второй половине мезозоя и палеогене на Урале про-
изошли значительные общие опускания, на фоне которых со-
вершались глыбовые движения фундамента, нашедшие отра-
жение в чехле молодых пород в виде разломов, флексур и
складок платформенного типа (И).
Энергичные неотектонические движения неогена и антрс-
погена, ^походившие с положительным знаком, привели к
формированию современных орографических элементов Урала,
которые в целом совпадают с крупными структурными форма-
ми. Это особенно отчетливо проявляется на примере меридио-
нальных депрессий огромной протяженности, располагающих-
ся на месте крупнейших синклинориевых зон, и Центрального
антиклинория, почти всюду совпадающего с водораздельной
областью хребта. Серия тектонических уступов, особенно рез-
ко выраженных на Северном Урале, подчеркивает роль глы-
бовых движений в неотектонических процессах. Поднятия от-
дельных блоков, вытянутых в меридиональном направлении,
осуществлялись при этом, вероятно, по крупным древним
структурным швам.
II. ДОНБАСС И ЮЖНОРУССКАЯ ПЛИТА
Южная окраина Восточно-Европейской равнины занята в
основном герцинскими складчатыми сооружениями, погре-
бенными под мощным чехлом обычно спокойно залегающих
пород мезозоя и кайнозоя. Положение этой полосы погре-
бенных герцинид в северном Предкавказье и в степной части
Крыма давно уже намечено в работах Н. С. Шатского (303,
305) и в последние годы подтвердилось при проведении в этих
районах глубокого бурения. Таким образом, южная часть Вос-
235
точно-Европейской равнины в геологическом смысле представ-
ляет собой молодое платформенное сооружение, которое мы
будем называть Южнорусской плитой. В состав плиты, кроме
Фиг. 47. Схема тектонической структуры Крымско-Кавказской геоспн-
к тинальной области и южной окраины Русской платформы
(по М. В. Муратову)
А. Русская платформа с докембрийским основанием: I — области поднятий с
выходами основания на поверхность; II — склоны поднятий и валы; III — птат-
формеиные впадины (синеклизы); IV — верхнепалеозойский краевой прогиб под
чехлом мезокайнозойскнх отложений; V — Донецкий бассейн: VI — юрский
краевой прогиб, скрытый под более молодым покровом,
Б. Область с палеозойским складчатым основанием к югу от Русской платформы-
VII — поднятия с выходами палеозойских и триасовых пород Иа поверхность:
VIII — пологие поднятия, прикрытые чехлом мезокайнозойских отложений; IX —
наиболее приподнятые участки в их пределах; X — прогибы и склоны подня-
тий; XI — относительно приподнятые и складчатые участки альпийских краевых
прогибов; XII — наиболее прогнутые части альпийских краевых прогибов.
В. Альпийская геосинклинальная область; XIII — ядра антиклинальных подня-
тий с выходами докембрийских и палеозойских пород, XIV — ядра и крылья
антиклинальных поднятий с выходами мезозойских и палеогеновых отложений-
XV — крылья и погружения антиклинальных поднятий.
Г. Прочие обозначения: XVI — шарниры антиклиналей и антиклинориев; XVII —
поднятия платформенного типа, XVIII — Ергенинско-Прикумский тектонический
уступ (флексура).
Объяснение цифр на схеме: 1 — поднятие Добруджи, 2 — Тарханкутский вал,
3 — Придобруджинский прогиб, 4 — Челбасское поднятие, 5 — Южиоергеннн-
ское поднятие, 6 — Южноставропольский вал, 7 — Североставропольский вал,
8 — Ипатовская плакантиклиналь, 9 — Ейская впадина. 10 — Ногайская впади-
на, 11 — Донецкий бассейн. 12 — верхнепалеозойскнй краевой прогиб, 13 —
Горный Крым, 14 — Большой Кавказ,
Северного Предкавказья и Степного Крыма, включается так-
же район к северу от Добруджи, складчатый фундамент кото-
рого имеет очень сложное строение и в отдельных пунктах
выходит непосредственно на поверхность. Уместно отметить,
236
что Южнорусская плита в нашем понимании является частью
весьма разнородной и сложной структурной единицы, назван-
ной М. В. Муратовым Скифской платформой (167); он вклю-
чает в состав этой платформы часть Туранской плиты За-
каспия и другие районы.
В тесной связи с погребенными герцинидамп северного
Предкавказья находятся складчатые сооружения Донбасса,
глубоко вдающиеся в тело Русской платформы (фиг. 47).
Большая часть рассматриваемой территории занята рав-
нинными пространствами южных степей и низменностями,
среди которых обособляются небольшие возвышенности. Од-
на из них — Донецкий кряж, расположена севернее Азовско-
го моря, протягивается в северо-западном направлении и
представляет собой приподнятую на 200 м с лишним каменис-
тую степь с глубоко врезанными в центральной части кряже
долинами рек; высота наивысшей точки — г. Мечетной Мо-
гилы 370 м. Вторая более обширная возвышенность — Став-
ропольская располагается в средней части северного Пред-
кавказья и возвышается над примыкающими с востока и за-
пада низменными пространствами на 300—400 л. Отдельные
ее вершины превышают 800 м. Междуречье Дона и Маныча
занято еще одной невысокой возвышенностью — Ергенями,
с высотами до 200 ,и и несколько более.
1. ДОНЕЦКИЙ БАССЕЙН
Изучение геологического строения рассматриваемой тер-
ритории наиболее целесообразно начать с Донбасса, где все
осадочные и осадочно-вулканогенные комплексы обнажаются
на поверхности и очень детально охарактеризованы в много-
численных работах донбасских геологов во главе с Л. И. Луту-
гиным и П. И. Степановым.
Стратиграфия
На юго-западной окраине Донбасса, на резко размытой
поверхности пород кристаллического фундамента залегают
девонские, преимущественно континенталь-
ные отложения. Они отличаются крайней изменчивостью
титологического состава и весьма неодинаковой мощностью
(213).
В основании девона прослеживаются конгломераты, сменя-
ющиеся аркозовыми и кварцитовидными песчаниками с про-
слоями песчано-глинистых сланцев мощностью 25 м. В верхней
части толщи обнаружены остатки рыб из родов Сос-
costeus, Dipterus и других, что позволяет отнести содержа-
щие их отложения к верхней части живетского яруса. Фран-
ский ярус представлен песчаниками и глинистыми сланцами
с тонкими прослоями известняков и доломитов. В них обнару-
237
жены остатки немногочисленных брахиопод. Мощность яруса
— около 40 ли
Залегающая выше толща существенно вулканогенных по-
род составляет несколько сот метров. Нижняя ее часть сло-
жена порфиритами, лавобрекчиями среднего состава и диа-
базами, а верхняя — осадочно-вулканогенным комплексом,
состоящим из частого чередования аргиллитов, песчаников,
Павел Иванович СТЕПАНОВ
(1880—1947 гг.).
Видный советский геолог-уголыцик,
академ^*?** крупнейший специалист в
области изучения угольных месторож-
дений и теории угленакопления. Из-
вестный знаток Донбасса, возглавляв*
ший там геологические исследования.
конгломератов и яшмовидных
кремнистых сланцев с туфами
и агломератами ортофиров и
кварцевых порфиров, трахили-
паритами и другими лавами.
В сланцах обнаружена верхне-
девонская флора, на основании
которой большая часть толщи
рассматривается как фамен,
однако нижняя ее часть, веро-
ятно, должна быть отнесена к
франскому ярусу. Общая мощ-
ность толщи в районе с. Караку-
бы по направлению с юго-запа-
да на северо-восток уменьша-
ется от 680 до 260 м (2161. В
северных районах девонские
отложения, по-видимому, под-
стилают карбон, так как в яд-
рах соляных куполов на севе-
ро-западной окраине Донбасса
Донбасса каменноугольные
обнаружены брекчии девон-
ских известняков и глыбы
диабазов.
Особенно широко распро-
странены по всей территории
отложения. Они рез-
ко отличаются от соответствующих отложений платформы,
в частности Подмосковного бассейна. Мощность карбона
Донбасса очень велика — около 10 км. Для отложений ха-
рактерна ритмичность осадкообразования, благодаря чему
в разрезе чередуются терригенные и карбонатные породы,
отсутствие перерывов, которые так обычны в Подмосковном
разрезе карбона, и заметная метаморфизованность как вме-
щающих пород, так и углей. Разрезы карбона в Донбассе
изучались еще с прошлого века, сначала крупными русски-
ми, затем советскими учеными — Ф. Н. Чернышевым,
Л. И. Лутугиным, М. Д. Залесским, Н. И. Лебедевым,
П. И. Степановым, А. П. Ротаем и др. В настоящее время
многокилометровый разрез каменноугольной системы разде-
ляется на 15 зон или свит, обозначаемых буквами латинско-
238
го алфавита. Применяется п другая номенклатура, при кото-
рой отдельные свиты индексируются, так" же как и ярусы, -
С{ С'^и т. д., что создает некоторые неудобства. Существуют
также и другие наименования свит карбона Донбасса (31,
260), в частности большая часть свит называется по гео-
графическому их положению.
Нижняя часть каменноугольного разреза — свита А или
С] залегает трансгрессивно на верхнем девоне либо непо-
средственно на докембрии. В нижней части она состоит из
переслаивающихся известняков и сланцев с преобладанием
первых и содержит фауну переходных к девону слоев (слои
этрен). Выше залегает толща известняков, которые по на-
правлению к западной оконечности Донбасса постепенно за-
мещаются песчаниками: сначала в них появляется неболь-
шое количество песчанистых прослоев, а затем, на западе, тер-
ригенные отложения замещают всю толщу известняков.
Мощность свиты колеблется в разных пунктах от 300 до
450 м. В нижней части ее много турнейской фауны — Spirifer
aff. tornacensis, S. medius и другие. Верхняя часть свиты А,
также содержащая обильную фауну брахиопод, в частности
Productus giganteus , относится уже к визе. Мощность этой
части свиты около 200 м. В восточной части Донбасса она
представлена известняками; по направлению же на запад
известняки также замещаются терригенными осадками.
Выше залегает очень мощная толща (до 2 км), включаю-
щая свиты В (Ci), С (С3), D (Cj) п Е(С{). Она состоит из
довольно монотонно чередующихся песчано-глинистых отло-
жений с прослоями известняков; здесь появляются и тонкие
пласты углей. В песчаниках и сланцах содержится много разно-
образных растительных остатков, а в прослоях известняков
имеется обильная фауна брахиопод. В свите В обнаружен Pro-
ductus gig^hteiformis— форма верхнего визе, а в вышележа-
щих свитах — фауна намюра: Spirifer varians. S. lutugini,
Productus edelburgensis и другие формы. Граница между
визе и намюром проводится внутри свиты С или же в осно-
вании ее. В верхней части свиты Е имеются остатки Spirifer
bisulcatus и другие намюрские ископаемые.
Следующая часть разреза включает тоже ряд свит и от-
носится к среднему карбону. Возможно, что она охватывает
также верхи свиты Е, начиная от так называемых известня-
ков Е—8 (56). Следует отметить, что пласты известняков
в Донбассе (а их насчитывается около 150) выделяются
в качестве маркирующих горизонтов, прослеживающихся
на огромной территории. Свиты /"'(СД, С(С%\, Н(Съ) и 1(С?)
относятся уже к башкирскому ярусу, мощность которого из-
меняется от 2,5 до 3 км. В этой части разреза также ритмич-
но чередуются песчаники, алевролиты и сланцы с прослоя-
ми известняков В песчано-сланцевых породах содержится
239
огромное количество растительных остатков, а в известняках
есть морская фауна: Choristites pseudobisulcatus, С. notabilis
и другие брахиоподы, а также много фораминнфер, в част-
ности Pseudostaffella antiqua и первые фузулины. В нижней
части разреза имеются прослойки маломощных непромыш-
ленных углей, а свита Н является уже важной промышлен-
ной угленосной толщен.
Выше залегает комплекс, представляющий главную про-
мышленную ценность Донецкого бассейна. Литологически
он такой же, как и лежащий ниже, и включает свиты К (С$),
L(C'i) и (каменская, алмазная и лисичанская, или гор-
ловская свиты по другой номенктатуре). Судя по имеющейся
в известняках фауне, все эти свиты относятся к московскому
яр^су; общая их мощность от 1000 до 1500 м. В них содер-
жится несколько десятков промышленных пластов углей.
Это наиболее угленосные, наиболее важные в промышлен-
ном смысле свиты Донбасса. В них обнаружена многочис-
ленная фауна брахнопод: Choristites mosquensrs, Ch. traut-
scholdi и иные, фораминиферы; Fusulina, Staffella и другие.
Последняя каменноугольная толща включает свиты
А'(Сз), О(С§) и Р(Сз). Литологический состав толщи аналоги-
чен предыдущим свитам (песчано-сланцевые отложения
с известняками), мощность ее — около 3 км. В нижней части
разреза, в верхах свиты N, есть один рабочий пласт угля.
Верхняя часть толщи (свита Р), которую часто называют
.араукаритовой свитой, представлена пестроцветными зеле-
ными красными песчано-сланцевыми образованиями, ко-
торые начинают появляться в свите О и даже N, но в свите
Р преобладают над другими породами. В описываемой тол-
ще, относящейся к верхнему карбону, имеется большое коли-
чество разнообразных растительных остатков, а из морской
фауны в прослоях известняков встречаются такие формы, как
Quasifusulina longissima, Productus donetzianus, P. neoinfla-
tus и другие.
В северо-западной части Донбасса на породах араукари-
товой свиты согласно залегает так называемая толща или
свита медистых песчаников, относящаяся уже к пе р м п. Сви-
та представлена пестроцветными — вишнево-красными, ко-
ричневатыми и голубоватыми песчаниками с прослоями глин,
в той или иной степени омедненными, и содержит раститель-
ные остатки, малохарактерную фауну и зубы акул. Следует
отметить, что свиту медистых песчаников некоторые исследо-
ватели рассматривают как верхнюю свиту верхнего карбона.
Делается это потому, что на медистых песчаниках залегает
горизонт, содержащий многочисленные фораминиферы, в том
числе швагерины, а швагериновый горизонт большинство
геологов относит к основанию пермских образований. Мощ-
ность свиты от 500 до 1200 м.
.240
Выше расположена известняково-доломитовая свита, со-
стоящая из глин, песчаников, песков, чередующихся с извест-
няками и доломитами и кое-где содержащая загипсованные
породы и сплошные гипсы мощностью до 15—20 м. В извест-
няках много разнообразной фауны, причем наиболее типич-
ны швагерины. Мощность этой толщи колеблется от 100 до
250 м.
На известняково-доломитовой толще залегает так назы-
ваемая соленосная свита мощностью до 600 м, сложенная
глинами, солями, ангидритами и гипсами. Под главным сло-
ем соли, который образует крупное Бахмутское месторожде-
ние в районе Артемовска, находятся известняки, содержа-
щие морскую фауну, сходную с фауной в известняково-доло-
митовой свите.
Еще выше располагаются красноцветные отложения пес-
чано-конгломератовой свиты, представленные песчаниками,
конгломератами, сланцами и глинами. Мощность пород
около 100 м.
Первые три свиты относятся к нижней перми, но положе-
ние песчано-конгломератовой свиты остается неясным: боль-
шинство исследователей считает ее пермской, но некоторые
геологи относят ее к триасу (143). Проведенные недавно
детальные исследования рассматриваемых пермских отложе-
ний показали, что они отличаются большой фациальной из-
менчивосп ю, однако наличие маркирующих морских гори-
зонтов даеЬ возможность создать более рациональную схему
стратиграфии (179). Здесь кстати отметить, что выделение
и наименование донецких пермских свит по литологическим
признакам очень неудачно, и поэтому следует поддержать
предложение о соответственном переименовании этих свит
(снизу вверх) в клиновскую, никитовскую, артемовскую
и дроновскую (6); последнюю многие геологи относят уже
к триасу.
Триасовые отложения, как и пермские, распро-
странены в северо-западной части Донбасса и представлены
пестроцветной песчано-сланцевой толщей с прослоями из-
вестняков и углистых сланцев в верхней ее части мощностью
от нескольких десятков метров до 200 м. В верхах толщи,
наряду с филлоподами и остракодами, встречающимися
и ниже, обнаружен рэтский комплекс растений. В последнее
время делаются попытки выделить в составе триаса нижний,
средний и верхний отделы (дроновская, серебрянская и про-
топивская свиты соответственно), однако отсутствие долж-
ной фаунистической характеристики не позволяет признать
эти построения убедительными.
Юрские отложения также развиты в северо-за-
падной части Донбасса, где они трансгрессивно залегают на
триасе и представлены как в морских, так и Континенталь-
[(5 Е. М. Лазько «'.] ।
них фациях. Общая мощность Еоры достигает 750 л. В осно-
вании лейаса залегают конгломераты, сменяющиеся песчано-
глинистой толщей с прослоями известняков вверху, а в дру-
гих пунктах — с прослоями бурых железняков; в верхней
части толщи, начиная с тоара, появляется морская фауна,
в том числе аммониты из родов Hildoceras, Leioceras и дру-
гие. Доггер также сложен песчано-глинистой толщей с про-
слоями известняков и бурых железняков на разных страти-
графических уровнях с аммонитами Stephanoceras, Pseudo-
cosmoceras и другими. Верхи бата и нижний келловен со-
стоят из континентальных глин с растительными остатками,
а затем снова идут морские отложения — кварцевые пески,
известняки и мергели среднего келловея — нижнего кимери-
джа с обильной фауной: Cosmoceras jason, Quenstedticeras
lamberti, Cardioceras cordatum и другие. Верхний кимеридж
и титон снова сложены континентальными пестроцветными
песчано-глинистыми породами с позднеюрскими спорами
и пыльцой. На северных окраинах Донбасса юрские отложе-
ния, сходные по своему характеру с рассмотренными выше,
вскрыты многочисленными буровыми скважинами.
Нижний мел в Донбассе представлен ограниченно
распространенными континентальными образованиями, а от-
ложения верхнего мела пространственно неразрыв-
но связаны с соответствующими по возрасту осадками при-
лежащих частей Русской платформы, но обычно отличаются
большей мощностью, достигающей 450 м в северо-западной
части Донбасса и 560 м — на его северной окраине. Се-
номан везде выражен толщей песчаников, а выше идут мер-
гели и писчий мел, кое-где с подчиненными глинами.
Палеогеновые и более молодые отложения,
широко развитые по периферии Донецкого бассейна, уже
охарактеризованы выше, при описании стратиграфии южных
районов Русской платформы.
Магматизм
В южной части Донбасса довольно широко распростране-
ны изверженные породы палеозойского, в особенности верх-
непалеозойского возраста, связанные с разрывными наруше-
ниями. Среднепалеозойский возраст имеют здесь дайки
пород основного состава, связанные с упоминавшимся
выше девонским вулканогенным комплексом. Многочис-
ленные дайки и штокообразные тела разнообразного со-
става — андезиты, андезит-дациты, ортофиры, трахиты и
щелочные базальтоиды — мончикиты, камптониты и барке-
викитовые базальты с нефелином развиты в южной части
Донбасса и обнаружены в ряде мест сводовой части Глав-
ной антиклинали. Они обычно относятся к верхнепалеозой-
242
скому магматическому циклу, однако довольно слабая их из-
ученность не позволяет всегда уверенно говорить о возрасте
пород этой группы; возможно, что между ними есть как ботее
древние, так и молодые образования.
Среди самых юных изверженных пород следует отметить
оливиновые диабазы, секущие в виде единичных даек отло-
жения лейаса в северо-западной части Донбасса.
Тектоника
Донецкий бассейн представляет собой довольно сложное
складчатое сооружение (фиг. 48). В его строении выделя-
ется система четко выраженных параллельных синклиналей
и антиклиналей, т. е. здесь наблюдается картина, резко от-
личающаяся от той, которая отмечается для Русской плат-
формы.
В той части Донбасса, где на поверхности обнажаются
палеозойсхие отложения, выделяются следующие основные
структурные единицы. В центральной его части протягива-
ется почти на 300 км Главная антиклиналь, ось которой про-
стирается в запад-северо-западном направлении в полном
соответствии с протяженностью всей системы интенсивных
нарушений Днепровско-Донецкой впадины и Донбасса.
Главная антиклиналь представляет собой симметричную
складку с падением пластов в крыльях до 60—75°, местами
до 90° — в осевой части складки; в крыльях она осложнена
дополнительней складчатостью. На северо-западе Главная
антиклиналь кулисообразно сменяется Дружковской анти-
клиналью с несколько смещенной осью; эта складка по стро-
ению является брахиантиклиналью с падением слоев от 30е
в северо-восточном крыле до 50° в юго-западном. Севернее
и южнее Главной антиклинали выделяются еще две круп-
ные, но менее протяженные антиклинальные складки —
Северная и Южная антиклинали. Они отделены от Главной
антиклинали Северной, или Главной синклинальной зоной
и Южной синклинальной зоной.
В центральной части Донбасса, в районе г. Ровеньки, име-
ется довольно резко выраженный поперечный перегиб, вслед-
ствие чего западнее и восточнее этого перегиба в Северной и
Южной синклинальных зонах выделяются обособленные син-
клинали. Синклиналь между Главной и Северной антиклина-
лями, западнее Ровенькийского перегиба, носит название Бо-
ково-Хрустальской, а восточнее него — Должанско-Сулин-
ской. Две южные синклинали, располагающиеся между Глаз-
ной и Южной антиклиналями, называются соответственно
Чистяковской и Несветаевско-Шахтинской. Перечисленные
синклинали — очень пологие складки простого строения, с бо-
лее крутыми крыльями, обращенными к Главной антикли-
нали. что хорошо видно на схематических разрезах (фиг. 49).
16* 24з
ю
4*
Фиг. 48. Схема тектоники Донецкого кряжа (по В. Г. Бондарчуку)
I — кристаллические породы Украинского щита; 2 — южные склоны Донецкого кряжа, закрытые неогеном; 3 — Задоиецкая сии-
клиналиная зона и ее границы, 4 — линии разломов.
Антиклинали (цифры на фигуре): / — Дружковская, II — Главная, Ill — Северная, IV — Южная, V - Ровенысийский поперечный
перегиб.
Синклинали (цифры на фигуре): 1 — Боково-Хрустальская, 2 — Должпнско-Сулппская, 3 — Чисгяковскпя, 4 - Нсспетаевско-Шах-
тииская, 5 — Амвросиевская, 6 - Селезневская. 7 — Успенская. 8 — Белокалитвенская. 9 — Жирковская, 10 — Балаклейско-Змиен
ская, 1! — Крпснооскольскпя (2 — Луганская, 13 — Деркул Калитвеиская.
Очень сложное, но еще недостаточно изученное строение
имеет юго-западная окраина Донбасса, в районе западной
части Южной антиклинали и южнее последней. Сама Южная
антиклиналь представляет здесь скорее антиклинальную зону,
состоящую из цепочки обособленных складок. Это — Верх-
некальмиусское поднятие, Зуевский и Амвросиевский купола,
имеющие более или менее четко выраженную коробчатую
форму и разбитые многочисленными различно ориентирован-
ными разломами.
Фиг. 49- Геологический разрез Донбасса (по В. С. Попову)
1 — палеоген и верхний мел, z — карбон, 3 — девон, 4 — докембрий.
Южнее располагается серия пологих синклиналей — Ам-
вросиевская, Успенская и другие, образующие синклинальную
зону, также осложненную многочисленными разрывами в ос-
новном субширотного простирания. Интересно отметить, что
и девонские отложения, находящиеся в непосредственном
контакте с кристаллическими породами Украинского щита,
также образуют четко выраженную синклиналь, ограничен-
ную разрывами и осложненную мелкими дополнительными
складками (216).
Наиболее сложной складчатостью отличается северная
часть Донбасса, начиная с северо-восточного крыла Северной
антиклинали, которое осложнено системой дополнительных
складок. Особенно причудливо изогнутые дугообразные пуч-
ки этих складок развиваются в областях погружения антикли-
нали на северо-западе и юго-востоке. Севернее этой антикли-
нали располагается очень сложнопостроенная синклинальная
зона субширотного простирания, состоящая из серии разде-
ленных седловидными поднятиями пологих синклиналей со
смещенными одна относительно другой осями. Наиболее
крупные и четко выраженные синклинали в зоне (с запада на
восток) — это Селезневская, Ореховская, Лиховская и Бело-
калитвенская; на продолжении последней к востоку отмеча-
ются более мелкие синклинали — Жирновская и другие.
Крайняя северная — придонецкая полоса Донбасса выде-
ляется под названием Северной складчатой зоны или района
развития куполовидной тектоники. Важнейшей особенностью
этой зоны является развитие коротких брахиантиклиналей,
245
куполов и пологих, в большинстве своем также коротких син-
клиналей, в пространственном расположении которых не
отмечается четко выраженной закономерности. Для многих
складок характерно,опрокидывание на север. Большую роль
в строении этой части Донбасса играют разрывные наруше-
ния, в особенности надвиги, иногда протягивающиеся на мно-
гие десятки километров. Поверхности надвигания падают в
южном направлении под углом 40—60°, но нередко бывают
более пологими — до 10—15°. Перемещения на север по этим
надвигам кое-где достигают многих километров (206). Вся
область развития сложных складчатых структур северной
части Донбасса названа П. И. Степановым «поясом северной
мелкой складчатости».
Уместно подчеркнуть, что сложная система разрывных на-
рушений — в том числе очень крупных — наблюдается не
только на северной, но и на южной окраине Донбасса, но на
юге надвигание нередко происходит в обратном — южном
направлении. В центральных частях складчатой структуры
разрывные нарушения развиты меньше. Среди них необходи-
мо отметить систему нарушений в северном крыле и в осевой
части Главной антиклинали, совпадающих с последней в про-
стирании, п прежде всего крупный Горловский надвиг, протя-
гивающийся на юго-восток от Горловки на расстояние более
70 км. К системе этих разрывов на северо-западе приурочено
сурьмяно-ртутное оруденение Никитовки, а на юго-востоке —
полиметаллическая и хрусталеносная минерализация Наголь-
ного кряжа. Крупные продольные нарушения известны также
в восточной части Донбасса. Более мелкие, но многочислен-
ные поперечные разрывы отмечаются в районе Ровенькпй-
ского перегиба, в центральной части Несветаевско-Шахтин-
ской синклинали и в западных частях Южной антиклинали и
Чистяковской синклинали.
Между Северной складчатой зоной Донбасса и южным
склоном Воронежской антеклизы расположена еще одна
своеобразная тектоническая структура — так называемый
Преддонецкий прогиб, или Задонецкая синклинальная зона
(см. фиг. 48). Это глубокий и узкий прогиб, выполненный
главным образом мощными осадками верхнего палеозоя и
мезозоя. Как показало бурение Купянской опорной скважи-
ны (134), мощность пород верхнего палеозоя достигает здесь
1600 м. Из них около 1500 м приходится на средне- и верхне-
каменноугольные отложения, сложенные аргиллитами с про-
слоями песчаников и известняков. Верхний палеозой вскрыт
здесь не полностью, геофизические же исследования свиде-
тельствуют, что кристаллический фундамент в пределах зо-
ны с севера на юг резко опускается серией уступов на глубину
до 5—6 км. Предполагается, что под мощным карбоном зале-
гают девонские отложения в соленосных фациях, близких к
246
фациям Днепровско-Донецкой впадины (27, 32). Задонецкая
синклинальная зона расчленена поперечными поднятиями
на отдельные синклинали, которые, в свою очередь, осложне-
ны серией антиклинальных куполовидных структур, обычно
вытянутых соответственно общему северо-западному прости-
ранию Задонецкой зоны. С юга зона отделена от «пояса се-
верной мелкой складчатости» крупным надвигом с крутым
южным падением сместителя (83).
Все описанные выше палеозойские структуры Донбасса
по направлению на юго-восток погружаются под мезозойские
и кайнозойские толщи кредкавказской части Южнорусской
плиты, строение которой будет рассмотрено ниже.
В северо-западном направлении также происходит погру-
жение складчатых структур Донбасса, которые при этом по-
степенно выполаживаются и упрощаются. Главными элемен-
тами структуры здесь являются обширные п очень пологие
Бахмутская и Кальмиус-Торецкая котловины, разделенные
северо-западной частью Главной антиклинали и Дружковской
антиклиналью (см. фиг. 48). Кальмиус-Торецкая котловина
служит продолжением Чистяковской синклинали, с которой
она граничит по так называемому Французскому надвигу,
простирающемуся на северо-восток от г. Донецка. Кальмиус-
Торецкая котловина имеет асимметричное строение —- более
крутое северо-восточное крыло и осложнена еще очень плохо
изученными дополнительными складками и многочисленными
разрывами.
Несимметрично построена и Бахмутская котловина с бо-
лее крутым юго-западным крылом.
С северо-запада Бахмутская котловина ограничена обла-
стью развития куполов северо-западной части Донецкого кря-
жа. Ядра многих находящихся здесь куполов — Славянского,
Петровского, Краснооскольского, Корульского и других -—
сложены девонской солью, а породы в их крыльях разбиты
сложной системой разрывных нарушений. Наряду с куполами,
здесь развиты и многочисленные локальные антиклинальные
поднятия — Ново-Мечебиловское и другие. Некоторые груп-
пы антиклинальных складок и куполов образуют линейные
зоны, как бы продолжающие главные антиклинальные струк-
туры восточной части Донбасса.
Далее к северо-западу располагается область развития
пологих антиклинальных поднятий типа Шебелинской анти-
клинали, выявленных в центральных частях Днепровско-До-
нецкой впадины. Таким образом, намечается совершенно по-
степенный переход от складчатой системы Донбасса к струк-
турам Днепровско-Донецкой впадины. Впрочем, некоторые
исследователи полагают, что между этими резко различными
структурными элементами имеется четко выраженная текто-
ническая граница в виде крупного поперечного грабена, в пре-
247
делах которого значительно возрастает мощность пермских
и более молодых пород и изменяется их фациальный харак-
тер (134).
Полезные ископаемые
Главную ценность среди полезных ископаемых Донецкого
бассейна представляют угли, которые вместе с близлежащи-
ми железными (Кривой Рог) и марганцевыми (Никополь)
Рудами составляют основу нашей южной металлургии. До-
нецкие угли представлены каменными углями и антрацитами
различных марок, в том числе коксующихся и разнообразных
других технологических углей. Хотя мощность угольных плас-
тов невелика — от нескольких десятков сантиметров до 1,5—
2 м, они отличаются большой выдержанностью по простира-
нию и редко содержат включения вмещающих пород, что де-
лает их очень удобными для разработки. В Донбассе насчи-
тывается до 200 пластов угля, из них около 60 имеют рабочую
мощность. Интересно, что метаморфизм углей повышается с
увеличением мощности вмещающих пород с запада на вос-
ток, в связи с чем в этом направлении увеличивается количе-
ство антрацитов.
Огромные запасы каменной соли содержатся в недрах
Бахмутской котловины, где эксплуатируется крупное Славя-
но-Бахмутское месторождение. На территории Донбасса из-
вестно большое количество других нерудных ископаемых и
стройматериалов — огнеупорных глин, стекольных песков,
гипсов, доломитов, известняков и т. д.
Среди рудных месторождений большое значение имеет Ни-
китовское ртутное месторождение, связанное с зоной разрыв-
ных нарушений в осевой части Главной антиклинали. К вос-
точному окончанию этой же зоны приурочена полиметалли-
ческая и хрусталеносная минерализация Нагольного кряжа,
не представляющая, однако, значительного интереса.
О происхождении Донбасса
Проблема происхождения Донбасса обсуждалась такими
учеными, как А. П. Карпинский, А. Д. Архангельский,
Н. С. Шатский, Д. Н. Соболев, М. М. Тетяев и многими дру-
гими. Ими высказаны различные точки зрения. Наиболее рас-
пространенные взгляды сводятся к тому, что Донбасс — это:
1) краевой прогиб, связанный с погребенной палеозойской
складчатостью Южнорусской плиты, 2) внутриплатформенное
геосинклинальное складчатое сооружение.
В наиболее развернутом виде представления о Донбассе,
как поперечном краевом прогибе, разработаны Н. С. Шатским
при сравнении Донбасса с системой Вичита — аналогичным
по строению структурным элементом на Северо-Американ-
248
ской платформе (310). Н. С. Шатский отмечает, что края
платформ деформируются в различной степени, в зависимос-
ти от интенсивности дислокаций в прилежащих геосинклина-
лях. В тех случаях, когда геосинклинальная область вдается
в платформу углом, — внутри платформы возникают особые
тектонические структуры разной формы и масштаба, в том
числе поперечные краевые системы, иногда очень протяжен-
Фиг. 50- Схема Большого Донбасса (по Н. С. Шатскому)
1 — Украинский щит, 2 — погруженная часть Украинского щита, 3 —
Большой Донбасс, 4 — Воронежский массив, 5 — антеклиза Узени-Хобда,
6 — синеклизы платформы, 7 — Эмбенская область соляных куполов, 8 —
складки Большого Донбасса, 9 — границы Большого Донбасса, 10 —
некоторые стратиграфические границы, И — Волгоградское поднятие.
12 — платформенные антиклинали-валы, 13 — палеозойская складчатая
зоШ, 14 — складки палеозойской геосинклинальной полосы.
ньне. К ним относится и Донбасс. Важнейшей особенностью-
этих структур, кроме нахождения на продолжении входящего
угла платформы, является их связь с крупными разломами,
образующимися у этих углов в результате раскалывающих и
растягивающих усилий. Н. С. Шатский относит к таким кра-
евым системам, или краевым поперечным прогибам не только
палеозойский складчатый Донбасс, а весь так называемый
Большой Донбасс, куда включаются также восточное погру-
жение собственно Донбасса под мезокайнозойскими отложе-
ниями и Днепровско-Донецкая впадина (фиг. 50).
Позднее М. В. Муратов отметил, что предположение о нали-
чии входящего угла в юго-восточной части платформы не под-
твердилось. В то же время он подчеркнул, уто Донбасс, в пол-
ном соответствии с выводами Н. С. Шатского, относится к
своеобразным внутриплатформенным образованиям — попе-
249
речным краевым структурам (167). Однако при ближайшем
рассмотрении взглядов М. В. Муратова легко увидеть, что
они значительно отличаются от представлений Н. С. Шатско-
го. Как видно из схемы (фиг. 51), М. В. Муратов считает, что
юго-восточная окраина Русской платформы занята краевым
прогибом, который на восточном берегу Каспийского моря
резко меняет простирание с широтного на меридиональное и
Фиг. 5]. Схема расположения верхнепалеозонского краевого прогиба на
юге Русской платформы (по М. В. Муратову)
1 — граница Русской платформы; 2 — участки Русской платформы, поднятые в
конце палеозоя; 3 — верхнепалеозойские впадины; 4 — краевой^ прогиб вместе
с Донецким бассейном; 5 — палеозойская геосинклинальная, ооласть с конту-
рами предполагаемых окраинных поднятии.
соединяется с Предуральским краевым прогибом. Складчатый
Донбасс является крайней западной частью этого прогиба,
но в состав последнего не входит Днепровско-Донецкая впа-
дина. При подобном решении проблемы происхождения и
структурного положения Донбасса возникает ряд вопросов.
Во-первых, неясно, почему в разных участках одного краево-
го прогиба развиваются разные формации —- угленосная па-
ралическая в Донбассе и соленоспая и молассовая — в Пред-
уралье и у Астрахани. Во-вторых, вызывает возражение без-
оговорочное отнесение к одной структурной зоне разновозра-
стных структурных элементов: в то время как Предуральский
краевой прогиб имеет пермский возраст, соответствующая
структура Донбасса начала формироваться по крайней мере
в конце нижнего карбона. Кроме того, высказанным пред-
ставлениям о природе Донбасса противоречат такие его осо-
бенности: мощный эффузивный вулканизм в начале формиро-
вания, обладающий к тому же признаками, которые сближа-
ют его с вулканизмом геосинклинальных складчатых облас-
тей (278); достаточно разнообразные интрузивные породы и
проявления эндогенной рудной минерализации; некоторые
особенности тектоники. Вс-е это заставляет думать, что
складчатый Донбасс не только не может считаться краевой
западной оконечностью единого Донбасско-Предуральского
250
краевого прогиба, но и вообще не относится к этой группе
структурных элементов. Поэтому многие исследователи счита-
ют, что Донбасс представляет собой геосинклинальную
складчатую область герцинского возраста, а некоторые гео-
логи рассматривают его даже как киммерийское складчатое
сооружение (319).
О времени возникновения основных складчатых дислока-
ций в Донбассе мнения большинства исследователей, в том
числе такого знатока Донецкого бассейна, как П. И. Степа-
нов. сходятся: этим временем признается период от верхней
перми до конца триаса, когда Донецкий кряж не только
сформировался как складчатое сооружение, но и был размыт
почти до половины мощности всей палеозойской толщи. Более
поздние движения — вплоть до плио1 еновых — были отно-
сительно слабыми, за исключением эпохи конца мела—на-
чала палеогена, когда довольно интенсивные движения про-
явились особенно в области северной полосы мелкой склад-
чатости Донбасса; они захватили мезозойские отложения и
осложнили при этом палеозойские структуры. Однако и эти
относительно интенсивные движения, происходившие на фоне
уже консолидированной складчатой зоны, приводили к обра-
зованию главным образом типичных унаследованных струк-
турных форм (85). Следует отметить, что интенсивность раз-
новозрастных дислокаций в северной части Донбасса, резко
отличающаяся от южных районов, вполне удовлетворительно
объясняется, если принять, как это делает А. А. Богданов,
что основанием для палеозойской складчатости на севере яв-
ляется не докембрий, а соленосная толща девона (фиг. 52).
Следовательно, складчатая структура Донбасса сформи-
рована в основном в герцинскую эпоху складчатости, однако
его нельзя причислить к типичным геосинклинальным склад-
чатым сооружениям. Такие важнейшие особенности Донбасса,
как характер и распределение формаций, морфология глав-
ных структурных элементов, распространение и состав маг-
матических комплексов, характер проявления эндогенной ми-
нерализации, не характерны для других геосинклинальных
областей. Поэтому правильнее относить Донбасс к категории
специфических внутриплатформенных геосинклинальных
складчатых образований, одновременно представляющих со-
бой, в полном соответствии с выводами Н. С. Шатского, крае-
вые поперечные системы. Может быть следует подчеркнуть,
что такие системы могут формироваться не только во входя-
щих углах платформы, но и в связи с глубинными разломами,
подходящими к краю платформы и вовсе не связанными с вхо-
дящими углами. Подобные крупные тектонические элементы,
по-видимому, достаточно широко распространены в структуре
земной коры и будут нами неоднократно рассматриваться в
дальнейшем.
251
Фнг. 52. Схематический разрез Донецкого бассейна
(по Л. А. Богданову)
Стрелки на разрезе указывают направление перемещения масс, вызвавших формирование тектонических нарушений
различного вида,
Таким образом, современные данные о строении Донбасса
возвращают нас на новой основе к старым представлениям
замечательного русского ученого А. П. Карпинского о том,
что Донецкий бассейн входит в состав «зачаточной кряжевой
полосы» юга Европейской России и ограничен глубинными
разломами, получившими в литературе наименование «линий
Карпинского».
2. ЮЖНОРУССКАЯ ПЛИТА
Южнорусская плита разобщена на три части водами Азов-
ского и северо-западной части Черного морей. Для удобства
изложения нами будет раздельно рассмотрено геологическое
строение этих разобщенных участков — Северного Предкав-
казья, Степного Крыма и Западного Причерноморья. Важней
шие черты геологии данных регионов и в особенности их глу-
бинное строение начали выявляться лишь в послевоенные
годы, главным образом в связи с проведением глубокого бу-
рения.
I. СЕВЕРНОЕ ПРЕДКАВКАЗЬЕ
Большая часть Северного Предкавказья покрыта четвер-
тичными образованиями, среди которых лишь местами на
поверхности обнажаются палеоген и неоген. Это всегда соз-
давало большие затруднения при изучении геологического
строения рассматриваемой территории, однако в послевоен-
ные годы здесь были произведены обширные геофизические
исследования и осуществлен большой объем глубокого опор-
ного и разведочного бурения. В результате получены очень
важные геологические материалы. Данные глубокого бурения
доказывают, что большая часть этого региона представляет
собой молодую эпигерцинскую платформу — двухъярусное
сооружение, в основании которого залегают дислоцированные
породы среднего и верхнего палеозоя, а платформенный че-
хол сложен осадками мезокайнозойского возраста.
Стратиграфия
Наиболее древние фаунистически охарактеризованные от-
ложения палеозоя вскрыты Песчанокопской скважиной в 50 км
юго-западнее г. Сальска. Здесь, на глубине более 2,5 км, за-
легают песчаники, глинистые и песчанистые сланцы, череду-
ющиеся с редкими углистыми сланцами и известняками. Об-
наруженная в известняках фауна фораминифер позволяет
уверенно относить их к нижнему карбону (84). В других
скважинах, пробуренных западнее, вскрыты немые, но сход-
ные по литологическому составу породы, которые также
относят к нижнему карбону. Мощность нижнекаменно-
253
угольных отложений оценивается здесь цифрой порядка
2 км (298).
В глубоких скважинах, пробуренных юго-восточнее, в рай-
онах г. Невиномысска и Минеральных Вод, выделяются бо-
лее древние — верхнедевонские отложения, вскрытые на глу-
бине около 1,5 m 2 км и представленные глинистыми сланцами
и фиолетовыми песчано-глинистыми филлитовидными порода-
ми. Возраст их определяется совершенно условно, на основа-
нии литологического сходства с фаунистически охарактеризо-
ванными верхнедевонскими отложениями северного склона
Главного Кавказского хребта.
Наиболее широко в пределах описываемой территории,
особенно в северной ее части, распространены верхнепалео-
зойские образования. Восточнее долины Дона скважинами
вскрыты породы среднего и верхнего карбона, совершенно
аналогичные находящимся в открытой части Донбасса —
вплоть до наличия в них пластов угля. Скважины, пробурен-
ные у железнодорожной линии Волгоград-Тихорецк (скважи-
ны Котельниково, Куберле и др.), вскрыли средне- и верх-
некаменноугольные отложения, представленные комплексом
пород донецкого типа — глинистыми и песчанистыми слан-
цами, песчаниками и известняками, но без угольных пластов.
Еще восточнее из разрезов исчезают и известняки. На край-
нем востоке этой полосы Джанайская опорная скважина об-
наружила к югу от устья Волги мощную толщу темно-серых
глинистых сланцев, аргиллитов и тонкозернистых песчаников
Породы эти литологически очень сходны с песчано-сланцевы-
ми толщами из скважин Куберле, Песчанокопской и других;
они содержат единичные фораминиферы, что и позволяет от-
нести эти отложения к карбону (323).
В северо-восточном углу рассматриваемой полосы Астра-
ханская опорная скважина вскрыла на глубине 1,5 км нижне-
пермские отложения и прошла по ним свыше 800 м. Нижняя
часть толщи сложена аргиллитами и песчаниками с просло-
ями гравелитов и содержит довольно обильную артинскую
фауну. Интересно отметить, что в отдельных известняковых
галечках гравелитов встречена микрофауна каменноуголь-
ного возраста. Выше залегают ангидриты с прослоями аргил-
литов и. мергелей, а еще выше — мощная толща глин, песча-
ников, мергелей и доломитов с остатками фауны головоногих
и пыльцой, на основании которых все эти отложения отнесены
к кунгуру.
Платформенный чехол в Северном Предкавказье сложен
осадками юры, мела и кайнозоя, причем полнота разреза и
мощность отложений, как показывают данные глубокого бу-
рения, значительно колеблются в зависимости от положения
этих пород в пределах впадин или в приподнятых участ-
ках (33, 44, 323).
254
Юрские отложения развиты в восточной части рас-
сматриваемой территории и состоят из фаунистически охарак-
теризованных осадков среднего и верхнего отделов. Средняя
юра, в составе которой на основании микрофауны и фауны
пелеципод местами удается выделить байосский и батский
ярусы, сложена терригенными песчано-сланцевыми толщами,,
кое-где с редкими прослоями мергелей; мощность ее измени
ется от 100 до 500 м и даже больше. Верхняя юра в северо-
восточной части региона представлена также преимуществен-
но песчано-глинистыми породами, а на юге (Нагутская опор-
ная скважина) — пестроцветным комплексом (красные, фио-
летовые и зеленые аргиллиты, песчаники и доломиты), крас-
но-бурыми конгломератами и грубозернистыми песчаниками,
относящимися к верхней половине мальма. Мощность верхне-
юрских отложений — от нескольких десятков метров до 150—
200 м.
М е л Of в ы е отложения — как нижнего, так и верхне-
го отделов распространены широко. Нижний мел, так же как
и юра, выражен неполно: во многих скважинах неоком отсут-
ствует или выделяется условно, но отложения более высоких
ярусов распространены почти повсеместно. В опорных сква-
жинах Астрахани, Нагутской и других нижние части разреза
мела не содержат руководящей фауны и относятся главным
образом к баррему по аналогии с близлежащими фаунисти-
чески охарактеризованными разрезами. Эти отложения состо-
ят из глин, песчаников и местами известняков мощностью от
первых десятков метров до 100 м. Аптский и альбский ярусы
сложены главным образом глинами и песчаниками, нередко
глауконитовыми, с общей мощностью от 200 до 600 м и оха-
рактеризованы богатой фауной пелеципод. Верхнемеловые
отложения представлены преимущественно карбонатными:
породами — известняками, мергелями и белым писчим
мелом с подчиненными пластическими осадками и имеют мощ-
ность от 100 до 800 м. В ряде мест верхний мел частично
или полностью размыт палеогеновыми трансгрессиями.
Третичные отложения на описываемой территории
развиты везде в виде преимущественно мощных терригенных
толщ с подчиненными карбонатными породами. Палеоген,
вскрытый многими скважинами и местами выходящий на по-
верхность, сопоставляется с соответствующими хорошо изу-
ченными отложениями более южных районов, где они в виде
непрерывной полосы протягиваются от Черного до Каспий-
ского моря.
В пределах Северного Предкавказья нижняя часть палео-
гена, обычно выделяемая под наименованием фораминифе-
ровых слоев, представлена в основном карбонатными порода-
ми — мергелями и известняками с подчиненными тонкокла-
стическими осадками. Мощность этих пород — от нескольких
25$
десятков метров до 150 и, редко больше. Выше залегает весь-
ма характерный глинисто-песчанистый комплекс так называ-
емой майкопской серии, распространенный также в сопреде-
льных районах Русской платформы на севере и Предкавказ-
ского краевого прогиба на юге. Наиболее типичные породы
свиты — темные тонкослоистые листоватые глины с обильны-
ми остатками рыб. Глины эти изредка обогащены карбонат-
ным материалом и местами содержат многочисленные песча-
нистые прослои. Редкая фауна моллюсков и фораминифер,
обычно встречающаяся в этой серии, показывает, что большая
ее часть относится к олигоцену, а верхи — к миоцену. Мощ-
ность серии колеблется в значительных пределах — от не-
скольких сот метров до 1000 м, а местами и больше: так, в
опорной скважине Черного Рынка мощность неполностью
вскрытой майкопской серии достигла 1500 м.
Отложения среднего и верхнего миоцена в различных пун-
ктах начинаются с разных горизонтов тортонского яруса и
вскрыты как скважинами, так и в естественных обнажениях.
Местами отложения этого возраста, вероятно, полностью раз-
мыты и на майкопской серии залегает плиоцен; следы размы-
ва, иногда энергичного, проявляются и внутри комплекса от-
ложений этого возраста. Тортонские отложения содержат зна-
чительное количество моллюсков и других ископаемых орга-
низмов, отличаются непостоянством литологического состава
и сложены как терригенными песчано-глинистыми, так и кар-
бонатными отложениями самой различной мощности — от
нескольких десятков метров до 1000 м. Сарматские отложения
также представлены терригенными и карбонатными осадка-
ми; их мощность изменяется от нескольких десятков метров
до 400—450 .и. В этих породах встречена богатая фауна пеле-
ципод и других ископаемых. Отложения мэотиса распростра-
нены ограниченно и образованы местами глинами и песками
с морской фауной, а в других пунктах — глинами лагунно-
континентального происхождения; мощность их колеблется от
нескольких метров до 150 м.
Плиоцен обычно выражен неполно: нижние его ярусы
часто отсутствуют, верхние распространены более широко.
Понт, развитый в центральной части рассматриваемой терри-
тории, сложен песками и песчаниками, местами с прослоями
раковинных известняков, в других местах — глинами; он со-
держит многочисленную фауну моллюсков, в том числе
Paradacna abichi, Dreissensia tenuissima, Congeria novorossi-
ca и другие. Мощность отложений понта — от нескольких
метров до 200 м. К киммерийскому и куяльницкому ярусам
некоторые исследователи относят красноцветные континен-
тальные песчано-глинистые отложения армавирской свиты,
однако вполне вероятно, что она имеет более молодой
возраст.
256
Верхняя часть плиоцена — акчагыл и аншерон особенно
широко распространены в восточной части Северного Пред-
кавказья. Здесь они состоят из глин и песков мощностью
иногда до 800 м. В пределах поднятий толща пород верхнего
плиоцена уменьшается до нескольких десятков метров. В ак-
чагыльских отложениях обнаружены такие моллюски, как
Cardium dombra и Mactra karabugasica, а в апшеронских —
iMonodacna cf. bacuana и другие.
Отложения аптропогена встречаются по всему
региону и представлены песчано-глинистой толщей, которая
на востоке также достигает 400 к.
Магматизм
В районе Кавказских минеральных вод известны резко ги-
пабиссальные интрузивные тела, образующие группу лакко-
литов Пятигорья. Сложены они в основном трахилипарита-
мн, отчасти трахиандезитами и приурочены к разломам с про-
стираниями, близкими к долготным. Возраст лакколитов боль-
шинство исследователей определяет как неогеновый.
Нагутская опорная скважина севернее вскрыла извержен-
ные породы, пересекающие филлитовидные сланцы палеозоя
в виде даек гранит-порфиров и отчасти гранодиорит-порфиров.
О возрасте этих пород ничего неизвестно, однако структурное
их положение позволяет думать, что они являются сравните-
льно молотыми образованиями.
Тектоника
О тектонике нижнего структурного этажа Северного Пред-
кавказья известно очень мало. Глубокие скважины, вскрыв-
шие породы основания, показали, что палеозой всюду интен-
сивно дислоцирован, с углами падения от первых десятков
градусов вплоть до почти отвесного залегания пластов, и раз-
бит разрывными нарушениями на систему крупных блоков.
Однако установить достоверно отдельные структурные эле-
менты в настоящее время еще не возможно. В северо-запад-
ной части региона под чехол мезокайнозоя в восточном напра-
влении постепенно погружаются основные структуры Донбас-
са, однако более или менее уверенно они прослежены только
до восточного склона Ергенинского плато. Попытки некоторых
геологов протянуть эти структуры далеко на восток, вплоть до
Прикаспия (84), пока нельзя признать достаточно обоснован-
ными фактическим материалом.
Среди платформенных структур, сложенных мезокайнозоем,
выделяются крупные поднятия сложного внутреннего строения
и разделяющие их плоские впадины (167, 191). Почти в цент-
ре рассматриваемой территории — в междуречье Дона и Ма-
ныча, располагается Южноергенинское поднятие, представля-
17 Е. М. Лазько 257
ющее собой асимметричную валообразнлю структуру восток-
юго-восточного простирания. Северо-восточное крыло этого
поднятия очень пологое, а юго-западное — крутое, с падением
пластов от 20 до 10°. На востоке поднятие резко ограничено
субмеридиональной Ергенинской флексурой, которая на севере,
уже в пределах Русской платформы, переходит в упоминав-
шуюся Волгоградскую флексуру. Сводовая часть Южноерге-
нинского поднятия осложнена двумя рядами вторичных плак-
антиклиналей и флексур, протягивающихся в направлении,
согласном с общим простиранием поднятия (см. фиг. 47).
Южнее располагается еще более обширное и сложнопо-
строенное Ставропольское поднятие, отделяющееся от Южно-
ергенинского субширотным узким и очень пологим Манычским
прогибом. Характер его ограничений подобен Южноергенин-
скому поднятию: северный и западный склоны Ставропольско-
го поднятия очень пологие, южный — более крутой, а восточ-
ный резко ограничен Минераловодской флексурой, которая
продолжает на юг Ергенинскую флексуру. В сводовой части
Ставропольского поднятия также отмечается серия располо-
женных в виде цепочек плакантиклиналей, которые на юге
имеют общее юго-восточное (кавказское) простирание. Це-
почка плакантиклиналей, идущая вдоль южного края подня-
тия, образует Южноставропольский вал. Севернее протягива-
ется второй — Североставропольский вал. Наконец, северо-
западный угол поднятия занят наиболее крупной и плоской
Ипатовской плакантиклиналью (167).
Западнее Ставропольского поднятия располагается еще
одно — Челбасское поднятие. Они разделены пологим Ейским
прогибом, который на северо-востоке сливается с Манычским
прогибом, а на юге — с Предкавказским краевым прогибом.
Челбасское поднятие, по-видимому, также осложнено вторич-
ными плакантиклиналями.
Глубинное строение западной и центральной частей Север-
ного Предкавказья достаточно сложно. Нередко отмечается
несоответствие структурного плана при переходе от более
древних пород к молодым. Меловые и более молодые отложе-
ния образуют крупные, до 40 км в длину, асимметричные бра-
хиформные складки с падением в крыльях от 1—2° до 15° и бо-
лее. Эти складки осложнены поднятиями второго порядка и
крупными разломами (115).
К востоку от Ергенинской и Минераловодской флексур на-
ходится очень обширная плоская Ногайская впадина, на се-
вере сливающаяся с Прикаспийской впадиной, а на юге посте-
пенно переходящая в Терско-Каспийскую впадину — восточ-
ную ветвь Предкавказского краевого прогиба. Строение этой
впадины изучено очень слабо. В северной ее части отмечается
серия отдельных плакантиклиналей, вытягивающихся в вос-
ток-юго-восточном направлении и как бы продолжающих це-
258
почку плакантиклиналей Южноергенинского поднятия. Глу-
бинное строение Ногайской впадины, судя по сейсмическим
данным, отличается значительной сложностью. На фоне моно-
клинального залегания пород верхнего структурного этажа
наблюдается ряд структурных террас и носов, мульд и плос-
ких поднятий.
Теперь остановимся на двух вопросах, которые имеют
довольно большое теоретическое, а также прикладное
значение.
Первый из них касается соотношений Донбасса с погребен-
ными герцинидами Северного Предкавказья, а последних —
с южным краем Русской платформы. Многие исследователи
считают, что полоса герцинид, примыкающая к Русской плат-
форме, является верхнепалеозойским краевым прогибом палео-
зойской складчатой системы, расположенной южнее; Дон-
басс при этом рассматривается как крайняя западная внутри-
платформенная часть прогиба. Одним из важнейших доводов
в пользу этой концепции служат материалы Астраханской
опорной скважины, которая вскрыла нижнюю пермь, анало-
гичную одновозрастным отложениям Предуральского краевого
прогиба (112). Однако выше были приведены данные, проти-
воречащие такому предположению о происхождении собствен-
но Донбасса. Вполне очевидно, что все сказанное относи-
тельно открытой части Донбасса может быть распространено
и на восточное его продолжение под мезокайнозойским чех-
лом. При этом возникает вопрос, сколь же далеко на восток
протягиваются структуры Донбасса? Прямых геологических
наблюдений для однозначного решения данного вопроса нет,
однако можно использовать ряд важных косвенных данных.
Прежде всего, как показывают материалы глубокого бурения,
палеозойские угленосные формации донецкого типа распро-
странены только до восточной окраины Южноергенинского
поднятия, а дальше к востоку, так же как и южнее, они отсут-
ствуют, замещаясь геосинклинальными толщами темных слан-
цев. Эта же линия меридиана восточной окраины Ергеней
ограничивает крайние восточные пункты, до которых с доста-
точной достоверностью прослеживаются главные структурные
элементы Донбасса. Следует указать, что Южноергенинское
поднятие давно уже считается кайнозойским постумным вы-
ражением Донецкого бассейна, что подтверждается материа-
лами глубокого бурения и геофизических исследований (85).
Все эти факты позволили Н. С. Шатскому предполагать, что
Большой Донбасс на востоке ограничен Ергенинской флексу-
рой: «Волгоградская, восточная Ергенинская и Минераловод-
ская флексуры, -— указывал Н. С. Шатский, — теснейшим
образом связаны друг с другом, представляя продолжение
одна другой. К востоку от всех этих флексур располагаются
структуры иные, чем к западу» (313).
17* 259
Опираясь на эти вполне обоснованные построения, можно
высказать предположение, что Ергенинская флексура одно-
временно является западной границей краевого прогиба, вы-
полненного формациями того типа, которые вскрыты Астра-
ханской скважиной.
Таким образом, характер сочленения рассматриваемых
герцинских складчатых сооружений с Русской платформой,
по-видимому, разнохарактерен в разных местах: восточнее
Ергенинской флексуры располагается краевой прогиб, при-
мыкающий к Прикаспийской впадине; западнее же флексуры
протягивается крупный разлом типа краевого шва, который
ограничивает с севера Донбасс не только в открытой его ча-
сти, но и восточнее, где этот разлом четко фиксируется в ря-
де скважин вплоть до районов станицы Тацинскоп и Моро-
зовска (83).
Второй вопрос, тесно связанный с рассмотренным, касает-
ся характера Ергенинской флексуры и непосредственно про-
должающих ее Волгоградской и Минераловодской флексур.
Вопрос этот детально рассмотрен Н. С. Шатским в ряде работ и
резюмирован им следующим образом; «Чрезвычайно важно от-
метить, что восточная граница распространения угленосной
формации Донбасса совпадает с меридиональным градиентом
аномалий силы тяжести и со структурной линией, на продол-
жении которой находится на севере Волгоградская флексу
ра, а на юге — восточный край Ставропольского поднятия,
и, в частности, осложняющие его интрузивные массивы Ми-
нераловодского района. Совершенно естественно предположе-
ние, что эта линия представляет собой зону длительно разви-
вавшихся глубинных разломов, пересекающих юг Русской
платформы и смежные с ней складчатые площади» (317). К
этой важнейшей структурной линии мы еще .вернемся позже,
при рассмотрении геологического строения Кавказа.
2. СТЕПНОЙ КРЫМ
Равнинные пространства Степного Крыма почти сплошь
покрыты мощными кайнозойскими отложениями, сильно за-
трудняющими определение его глубинной структуры. Лишь
в послевоенные годы, в значительной мере благодаря данным
глубокого бурения, начали выясняться общие контуры стро-
ения этой области (95, 162, 163). Особенно плохо изучено
строение складчатого основания, нигде не выходящего на по-
верхность: о нем имеются лишь отрывочные сведения.
Стратиграфия
Глубокие скважины в ряде пунктов вскрыли интенсивно
дислоцированные метаморфические сланцы и известняки, ко-
торые относятся к карбону условно, так как фаунистиче-
260
ски не охарактеризованы; их неполная мощность составляет
более 1000 лк
В юго-западной части региона, в районе г. Саки, вскрыты
отложения сильно смятой таврической серии, широко разви-
той южнее, в Горном Крыму, и относящейся к верхнему
триас у—л е й а с у.
В основании отложений верхнего структурного этажа, как
показало бурение, залегает н и ж н и й м е л мощностью до
900 .и. На северо-западе полуострова выделяются отложения
неокома — преимущественно груботеррпгенные осадки мощ-
ностью до 120 см. Апт п особенно часто встречающиеся поро-
ты альба в северной части Степного Крыма представлены
мощной толщей песчано-глинистого состава и спонгиолитами.
Разрез верхнего м е л а, в котором выделяются все
ярусы от сеномана до датского, сложен однообразной тол-
щей карбонатных пород — в основном известняками, в мень-
шей степени мергелями с редкими маломощными прослоями
аргиллитов и песчанистых пород и характеризуется резкой
изменчивостью мощности — от 400 м до 1800 .и в районе Тар-
ханкутского вала.
Палеоген Степного Крыма во многих местах пред-
ставлен неполно: в некоторых местах отсутствует палеоцен,
в других, например на Тарханкутском поднятии, нет олиго-
цена, и только Джанкойской опорной скважиной вскрыт пол-
ный его разрез. Нижняя часть палеогена (до майкопской
серии) представлена чередованием мергелей и песчанистых
глин мощностью 350 м, а толща майкопской серии обычного
песчано-глинистого состава достигает почти 700 .и. В других
местах майкопская серия имеет меньшую мощность, а на
Тарханкугтском поднятии она полностью отсутствует.
Неоген залегает с размывом на подстилающих отло-
жениях. Особенно значительный перерыв отмечается в пре-
делах Тарханкутского поднятия, где среднемноценовые осад-
ки и сармат лежат на эоцене и даже верхнем меле, что
вместе с другими данными свидетельствует о формировании
поднятия в период этого перерыва. Отложения тортона и
нижней части сармата в Джанкойской скважине представле-
ны песчано-глинистой толщей мощностью около 80 м, а верх-
няя часть сармата и мэотис состоят из известняков примерно
такой же мощности. В других пунктах миоцен образован ис-
ключительно терригенными осадками, а местами — органо-
генно-обломочными известняками мощностью до 40 м. Плио-
ценовые отложения повсеместно слагаются песчано-глини-
стыми породами мощностью от нескольких метров до
40—50 м.
Отложения антропогена также представлены песча-
но-глинистыми осадками и лёссовидными суглинками конти-
нентального происхождения.
•261
Т е к-т о н и к а
Один из важнейших структурных элементов Степного
Крыма — Тарханкутское поднятие, или вал. В его пределах
породы мела и палеогена залегают очень неглубоко, а в наи-
более приподнятой части обнажаются на поверхности. Под-
нятие это представляет собой широкое и очень пологое анти-
клинальное сооружение с падением пластов третичных пород
в крыльях всего в несколько градусов. Поднятие расположено
Фиг. 53- Схема расположения главных структур-
ных элементов Крымского полуострова
1 — крылья крупных складчатых структур, 2 — оси
впадин и синклиналей, 3 — оси главнейших антиклина-
лей, 4 — контуры основных структур, 5 — складчатая
система Горного Крыма.
1 — Сивашская вгГадина, II — Тарханкутское подня-
тие, Ill — Альминская впадина, IV — Индольская впа-
дина. V — Симферопольское поднятие. VI — Склад-
чатая зона Керченского полуострова.
почти в широтном направлении и осложнено системой более
мелких, очень пологих, складок, образующих несколько зон,
которые тянутся согласно с общим простиранием вала, а
также продольными разрывными нарушениями. К востоку вал
постепенно погружается, и несколько западнее Джанкоя на
геологической карте четко фиксируется его периклинальное
замыкание.
Глубинное строение Тарханкутского вала, по данным бу-
рения, довольно сложно. В верхней его части, по кровле сред-
него сармата и нижнего мела, оконтурено четко выраженное
Новоселовское поднятие. Оно протягивается широтно свыше
чем на 30 км, осложнено более мелкими поднятиями и проги-
бами и имеет падения в крыльях всего 1-—2°. При переходе
от нижнемеловых отложений к верхнемеловым и палеогеновым
отмечается несоответствие структурного плана поднятия. За-
паднее Новоселовского вала выявлено еще одно подня-
тие (80).
262
3. ЗАПАДНОЕ ПРИЧЕРНОМОРЬЕ
Вся поверхность междуречья Днестра и Прута южнее
юго-западной окраины Русской платформы покрыта неогено-
выми отложениями. Поэтому только после проведения боль-
шого объема буровых работ удалось выявить основные черты
геологического строения этой территории.
Стратиграфия
В районе г. Измаила, в долине Дуная, на поверхности
обнажаются палеозойские отложения в виде очень неболь-
шого по площади выхода. Непосредственно к югу от этого
района, но уже за пределами нашей страны, располагается
поднятие Добруджи, в строении которого участвуют сложно-
складчатые девонские, силурийские и более древние пороты
(46). Палеозой в долине Дуная сложен зелеными и бурыми
филлитовидными сланцами, не содержит фауны и относится
условно к карбону. Несколько западнее Карагачская опор-
ная скважина вскрыла крутозалегающие палеозойские отло-
жения, представленные алевролитами и известняками с про-
слоями эффузивных пород. Отложения эти также относятся
к карбону на основании находки в них стебля кордаига,
хотя не исключен и девонский возраст этих пород (95).
Образованиями пермского возраста условно счи-
тают маломощную (около 60 м) пачку песчаников, алевро-
литов и конгломератов, залегающих, согласно данным Ка-
рагачской скважины, на каменноугольных отложениях.
Красноцветные песчаники, подстилающие триасовые отложе-
ния на Змеином острове, который расположен в Черном море
против устья Дуная, также относятся к перми.
Триасовые отложения известны в нескольких
пунктах. В низовьях Дуная, в районе Измаила, на поверх-
ность выходят белые и розовые брекчиевидные известняки
с фауной триаса, а на острове Змеином распространены из-
вестняки, песчаники и глинистые сланцы. Некоторыми сква-
жинами вскрыты темные аргиллиты, глины и песчаники, так-
же относимые к триасу.
Отложения юрского возраста, как показали ма-
териалы глубокого бурения, широко распространены в За-
падном Причерноморье, где они выполняют глубокую асим-
метричную впадину, называемую Добруджинским пли Пред-
добруджинским прогибом. В участках наибольшего прогиба-
ния в южной части впадины мощность юрских отложений, по
данным геофизических исследований, превышает 3 км. В со-
ставе их на основании анализа микрофауны выделяются все
три отдела системы (268).
Нижнеюрские отложения выделены в южной части впа-
дины, где их вскрытая неполная мощность достигает 350 .и.
264
Представлены эти породы темными аргиллитами, алевроли-
тами и песчаниками, содержащими богатый комплекс лей-
асовых фораминпфер из ролов Spirophthalmidium, Cristellaria
и другие.
В среднем отделе, также на основании обильной фауны
фораминпфер, выделены осадки байосского и батского яру-
сов. Байосские отложения в основном состоят из тонких тер-
ригенных осадков — глин и аргиллитов с подчиненными про-
слоями песчаников и карбонатных пород — известняков, до-
ломитов и мергелей. Общая мощность этих отложений, в ко-
торых выделяются нижний и верхний байос, достигает на
юге 1300 м, но к северу уменьшается всего до нескольких
метров. Отложения бата представлены также мощной (до
500 м) существенно карбонатной толщей — это главным
образом известняки с прослоями мергелей и глин; в других
пунктах известняки заменяются терригенной песчано-сланце-
вой толщей. По направлению с юга на север мощность бата
уменьшается, а содержание в разрезе песчанистого матери-
ала увеличивается.
Осадки верхнего отдела распространены наиболее широ-
ко. Келловей местами залегает на бате, в других случаях —
на палеозойских отложениях. Он представлен разноцветны-
ми глинами с прослоями песчаников, алевролитов и извест-
няков мощностью 200 400 м, а на севере — всего 40—50 м.
Отложения Оксфорда и кнмериджа установлены не везде.
Оксфорд местами сложен карбонатными толщами, в других
пунктах—песчано-глинистыми, а кимеридж —карбонатно-
глинистыми осадками. Мощность Оксфорда колеблется в зна-
чительных пределах — от 40 до 800 м, а кимериджа состав-
ляет всего 60 -80 .ад. Все эти ярусы охарактеризованы микро-
фауной и редкими находками моллюсков. Верхняя часть раз-
реза залегает на различных горизонтах юры, а местами на
палеозое, пе содержит фауны и относится к тнтону условно.
Сложена она пестроцветными лагунно-континентальными
осадками — песчано-глинистыми породами, гипсами и ангид-
ритами, а иногда — груботерригенпой толщей с конгломера-
тами и содержит прослои известняков. Мощность этих отло-
жений изменяется .в пределах от 90 до 370 м.
Среди меловых отложений преимущественно раз-
виты осадки верхнего отдела, тогда как нижнемеловые поро-
ды, относящиеся, по-видимому, только к альбскому ярусу,
распространены ограниченно в южной части впадины и вы-
ражены терригенно-карбонатной толщей мощностью от 20
до 100 м, иногда несколько больше. Верхний мел, в составе
которого выделяются отложения от сеноманских до кампан-
ских, состоит в основном из карбонатных пород — известня-
ков, мергелей и белого писчего мела с редкими прослоями
песчаников и глин. Мощность верхнего мела — от 140 до
265
470 м. Внутри разреза верхнего мела отмечены неоднократ-
ные следы размыва.
Отложения палеогена, вскрытые Саратской
опорной скважиной в центре прогиба, залегают с разрывом
на кампане и представлены только эоценом с нуммулитами и
пектенидами, и олигоценом. Общая их мощность свыше 200 м
(95). Нижняя часть разреза сложена преимущественно гли-
нистыми известняками и мергелями, а верхняя — песчано-
сланцевой толщей.
Неоген также представлен неполно и начинается сар-
матом, залегающим с размывом на олигоцене. В составе сар-
матских отложений, наряду с глинами, песками и другими
терригенными осадками, имеется значительное количество
карбонатных пород. В верхней же части разреза терригенные
породы резко преобладают, и лишь в отложениях понта за-
метную роль играют раковинные известняки. Общая мощ-
ность неогена достигает 280 м.
Магматические проявления
В южной части Западного Причерноморья скважинами
вскрыт комплекс кайнотипных туфолав, дацитов, кератофи-
ров и кварцевых порфиров, а также кварцевые сиениты гипа-
биссального облика (302). Кроме того, в упоминавшихся уже
выходах палеозойских филлитовидных сланцев на Дунае обна-
ружены секущие дайки диабазов. Излияния и внедрения маг-
мы здесь происходили вдоль зон тектонических нарушений
и пространственно, по-видимому, тесно связаны с выходами
палеозойских и триасовых пород. Вполне вероятно, что эти
магматические образования имеют триасовый возраст, как
и аналогичные породы, известные южнее, в Добрудже.
Тектоника
Важнейшими структурными элементами Западного При-
черноморья являются палеозойское складчатое сооружение
Добруджи и юрская Придобруджинская впадина. Верхний
структурный этаж сложен спокойно залегающими верхнеме-
ловыми и третичными отложениями (фиг. 54), которые обра-
зуют широкую и плоскую впадину, открытую на юго-восток.
Сложноскладчатый палеозой формирует поднятие Добруджи,
почти целиком расположенное за пределами нашей страны,
а в южной части рассматриваемой территории служит ложем
для наиболее прогнутой части Придобруджинской впадины.
В строении Добруджи принимают участие главным образом
метаморфизованные осадочные и вулканогенные породы ниж-
него и среднего палеозоя. Они создают сложную систему
складок геосинклинального характера, протягивающихся в
266
северо-западном направлении. Вероятнее всего, эта складча-
тая область имеет раннегерцинский возраст, хотя некоторые
исследователи склонны относить ее к позднегерцинским или
даже киммерийским сооружениям, а другие — частично к
каледонидам.
Вопрос о связи складчатых сооружений Добруджи с дру-
гими складчатыми элементами Причерноморья и Восточной
Европы различные исследователи решают по-разному. Мно-
Фиг. 54. Схема строения Придобруджинской юрской впадины (по
Г. М. Аванесяну с изменениями М. В. Муратова).
1 — неогеновые и палеогеновые отложения; 2 — верхний мел; 3 — титон-
ские отложения; 4 — келловей, Оксфорд, кимеридж; 5 — аргиллиты средней,
нижней юры и частично триаса: 6 — песчаные фации средней и нижней
юры; 7 — силур; 8 — досилурийские сланцы; 9 — складчатые палеозойские
породы Добруджи; 10 — кристаллическое основание Русской платформы.
гие ученые давно уже справедливо считают иа основании
ряда косвенных данных, что по направлению на северо-запад
складчатые сооружения Добруджи глубоко погружены и под
отложениями Предкарпатского прогиба соединяются с палео-
зойскими сооружениями Свентокшиских гор, на территории
которых геосинклинальный этап развития также был закон-
чен в среднем палеозое (124). Результаты глубокого буре-
ния в Раве-Русской, где под спокойно залегающими отложе-
ниями мезозоя вскрыт сложнодислоцированный силур (60).
дают в наши руки долго отсутствовавшее звено, позволяю-
щее теперь более уверенно соединять Добруджу и Свенток-
шиские горы в единую область раннегерцинской складчато-
сти, которая опоясывает Русскую платформу с юго-запада.*
По направлению на восток Добруджа в течение длитель-
ного времени объединялась многими учеными в единую
систему со складчатыми сооружениями Горного Крыма. Од-
нако М. В. Муратов убедительно показал, что эти два соору-
жения объединять нельзя, так как они имеют различные
* Этот взгляд не разделяется многими советскими и румынскими
исследователями, считающими Добруджу и Свентокшиские горы обособ-
ленными складчатыми зонами (Прим. ред.).
267
структуру н историю геологического развития. Он считает,
что палеозойские складки Добруджи продолжаются в Степ-
ном Крыму в основании Тарханкутского вала, с которым к
тому же они образуют единое мезозойское Добруджинско-
Тарханкутское поднятие, окончательно сформированное в кон-
це юры. Тарханкутское звено этого поднятия в верхнем ме-
лу и палеогене было погребено под мощной толщей осадков,
а в неогене снова возродилось в качестве унаследованного
Тарханкутского поднятия. История развития Добруджинеко-
го звена была совершенно иной.
Придобруджинская впадина в схеме построена очень
просто. Северный ее склон образован полого падающей к
югу моноклиналью, располагающейся на краевой части
Русской платформы, которая погружается на юго-запад и
осложнена системой ступенчатых сбросов. Внутренняя часть
впадины, прилежащая к Добрудже, представляет собой до-
вольно просто построенную синклиналь, почти симметричную
и не несущую в крыльях интенсивных осложняющих склад-
чатых дислокаций (46). В южном крыле впадины, на грани-
це ее со складчатым пелеозоем, отмечаются крупные разрыв-
ные нарушения.
Многие исследователи рассматривают Придобруджин-
скую впадину как краевой прогиб геосинклинальной склад-
чатой зоны Добруджи (2, 67, 167), однако строение и исто-
рия геологического развития впадины не позволяют относить
ее к этой категории структур. Прежде всего имеется резкий
разрыв во времени образования этих двух структурных эле-
ментов: складчатое геосинклинальное сооружение Добруджи
сформировалось, как уже • указывалось, в раннегерпинском
этапе диастрофизма, а Придобруджинская впадина возник-
ла в юрском периоде, хотя начало ее возникновения, возмож-
но, относится к триасу. Сравнительно простое строение впа-
дины в целом, в том числе и ее внутренней части, где отсут-
ствуют столь характерные для краевых прогибов интенсив-
ные складчатые дислокации; характер выполняющей впади-
ну терригенно-карбонатной формации; расположение зоны
сноса терригенного материала на внешней стороне впадины,
что видно из распределения во впадине осадков разного
гранулометрического состава, — эти и другие признаки под-
тверждают, что Придобруджинская впадина не является
краевым или передовым прогибом в том смысле, который
придает этому термину большинство геологов.
При решении вопроса о генетическом типе Придобруд-
жинской впадины очень важно подчеркнуть наличие в южной
ее части крупной тектонической линии или зоны нарушений,
к которым приурочены тектонические брекчии и проявления
вулканизма в эффузивной и интрузивной формах. Учитывая
приведенные особенности строения впадины, мы полагаем
268
более правильным отнести ее к категории своеобразных
структур — приразломных прогибов, которые, по-видимому,
нередко сопровождают крупные структурные швы, возника-
ющие иа границе древних платформ и прилежащих склад-
чатых сооружений или на стыке разновозрастных складча-
тых зон. Приразломные прогибы могут образовываться на
разных этапах существования глубинных разломов, когда
вдоль них возобновляются активные тектонические движе-
ния. Поэтому возраст прогибов может значительно отличать-
ся от возраста соседних.складчатых сооружений.
Полезные ископаемые Южнорусской плиты
Основные поисково-разведочные работы в пределах Южно-
русской плиты сконцентрированы на поисках нефти и газа.
Они уже увенчались крупным успехом: значительные залежи
нефти обнаружены в мезозое северо-восточного Предкавка-
зья, а в районе Ставропольского и Челбасского поднятий
открыты одни из крупнейших в Советском Союзе месторож-
дений газа: в первом районе в отложениях нижнего олигоце-
на, во втором — в альбе. Недавно значительные проявления
нефти и газа установлены и в Степном Крыму, в районе
Тарханкутского вала, — в отложениях нижнего мела и низов
палеогена. К юго-востоку от Ставропольского поднятия рас-
положен знаменитый район Кавказских минеральных вод
с многочисленными целебными источниками разного соста-
ва. На их основе здесь создана всесоюзная здравница.
В Степном Крыму имеется ряд озер — Сакское и другие, в
которых добывается бром и разнообразные соли. Во многих
местах Южнорусской плиты имеются большие запасы строи-
тельных материалов.
Глава третья
ОБЛАСТЬ МЕЗОКАЙНОЗОЙСКОЙ СКЛАДЧАТОСТИ
Мезокайнозойская складчатая область юга Советского
Союза представляет собой значительный отрезок огромного
так называемого Средиземноморского альпийского пояса, ко-
торый тянется от Гибралтара на восток на расстояние мно-
гих тысяч километров, охватывает южную Европу и северную
Африку, юг Европейской и частично Азиатской части СССР,
а затем уходит в пределы Гималаев. В восточной части Гима-
лаев складчатые сооружения мезокайнозойского возраста рез-
ко изменяют направление и продолжаются за пределами
Азиатского континента через Индокитай в Зондский архи-
пелаг.
На территории Советского Союза они занимают Кавказ,
Горный Крым и Восточные Карпаты, которые с севера всюду
граничат с описанными выше платформенными областями.
В наиболее полном виде область мезокайнозойской складча-
тости выражена и хорошо изучена на Кавказе. Поэтому имен-
но отсюда будет удобно начать ее рассмотрение.
I. КАВКАЗ
На общих тектонических картах и схемах ясно видно, что
мезокайнозойские складчатые сооружения Кавказа представ-
ляют собой северную часть Средиземноморского пояса в той
его суженной части, которая расположена между Восточной
половиной Русской платформы и Аравийским выступом
Африканской платформы.
Внутри пояса здесь выделяются два краевых прогиба: на
севере — Предкавкавский, а на юге — Мессопотамский. За
ними следуют два краевых поднятия — Главный Кавказский
хребет и Тавро-Загросское поднятие на юге. Затем идут два
межгорных прогиба: Закавказский на севере и Иранско-Ана-
толийский на юге. Центральную, осевую часть геосинклина-
льного складчатого пояса занимает поднятие Малого Кавка-
за, или Понто-Эльбурсское поднятие. Таким образом, эта
часть пояса, называемая В. В. Белоусовым и В. Е. Хапным
270
Тавро-Кавказской складчатой страной, имеет четко выражен-
ное симметричное строение (фиг. 55).
Больше половины этой складчатой области находится в
пределах нашей страны — весь Предкавказский краевой про-
гиб, поднятие Большого Кавказа, Закавказский межгорный
прогиб, поднятие Малого Кавказа и на крайнем юге, в доли»
Фиг. 55. Схема структурных зон Тавро-Кавказ-
ской складчатой страны (по В Е. Хайну)
Цифры на фигуре: 1 — Русская платформа, 2 — Ара-
вийская платформа, 3 — поднятие Большого Кавказа,
4 — поднятие Малого Кавказа. 5 — Тавро-Загросское
поднятие, 6 — Предкавказский передовой прогиб, 7 —
Закавказский межгорный прогиб, 8 — Анатолийско-
Иранский межгорный прогиб, 9 — Мессопотамский пе-
редовой прогиб.
не реки Араке, — небольшая часть Иранско-Анатолийского
прогиба. *
Все элементы структуры Кавказа отличаются своим режи-
мом колебательных движений, специфическими особенностями
осадконакопления, магматизма и тектоники и являются глав-
ными структурно-фациальными зонами первого порядка с раз-
личной историей геологического развития. Орографически в
пределах Кавказской горной страны выделяются три различно
построенные области: Главный Кавказский хребет, или Боль-
шой Кавказ, Малый Кавказ и разделяющая их депрессия, за-
нятая системами рек Куры и Риона.
Главный Кавказский хребет протягивается на расстоянии
около 1500 км от Каспийского моря в северо-западном напра-
влении почти до Таманского полуострова и служит водораз-
271
дельным хребтом, с одной стороны, Кубани и Терека, а с дру-
гой — Куры и Рнона. Область, расположенную севернее Боль-
шого Кавказа, называют Предкавказьем, а южнее — Закав-
казьем. Средняя наиболее высокогорная часть хребта имену-
ется Центральным Кавказом, две примыкающие к нему части
— Западным и Восточным Кавказом. Севернее собственно
Главного Кавказского хребта (водораздельного) выделяется
еще одна крупная горная цепь — Передовой хребет, а еще
севернее, в западной части Кавказа, протягивается Скалистый
хребет, отделяющийся от Передового зоной продольных де-
прессий. Передовой хребет на востоке сливается со сложно-
расчлененной областью Горного Дагестана, где выделяется
целая сеть различно ориентированных коротких хребтов. Впе-
реди них, в междуречье Терека и Сунжи, протягиваются в ши-
ротном наппавлении еще два параллельных невысоких хреб-
та: Сунженский (на юге) и Терский. Несколько северо-запад-
нее их находится Минераловодская группа изолированных
невысоких гор — Бештау, Машук и другие.
Отроги южного склона Главного Кавказского хребта тя
нутся преимущественно в юго-западном направлении в виде
системы коротких высоких хребтов — Бзипского, Кодорского
в других; одним из них — Сурамским хребтом система горных
сооружепий Большого Кавказа соединяется с Малым Кав-
казом.
Большой Кавказ представляет собой систему высокогор-
ных сооружений альпийского типа с резко выраженными зуб-
чатыми гребнями, крупными ледниками и вершинами с вы-
сотами, выходящими за пределы 5 км. Таковы вершины Цен-
трального Кавказа: Эльбрус — 5633 м, Шхара — 5201 л«.
Дыхтау — 5198 м, Кавбек — 5047 м и другие.
Малый Кавказ также представляет собой резко расчле-
ненную горную страну, но со средними высотами, значитель-
но меньшими, чем на Большом Кавказе, хотя и здесь нередки
вершины высотой более 3 км, а отдельные пики вулканическо-
го происхождения превышают 4 км, например г. Арагац (Ала-
гез) -— 4095 м.
В северо-западной части Малого Кавказа протягиваются
в субширотном направлении два относительно крупных хребта
Аджаро-Имеретинский (на севере) и Триалетский, для кото-
рых характерны выравненные водораздельные пространства
и узкие крутые долины.
Между Триалетским хребтом и озером Севан расположено
обширное нагорье, состоящее из глубоко изрезанных эрозией
вулканических плато и возвышающихся над ними вулканиче-
ских конусов и их гряд, часто со следами оледенения. В райо-
не озера Севан и к юго-востоку от него также выделяются
различно ориентированные хребты и расположенные между
ними нагорья Наиболее крупный Зангезурский хребет тянет-
272
Александр Павлович ГЕРАСИМОВ
(1869— 1942 гг.).
Видный советский геолог. Проводил
геологические исследования в Сибири
и на Кольском полуострове. Извест-
ный знаток геологического строения
Кавказа.
ся почти в долготном направлении. Его отдельные вершины
достигают почти 4 км (г. Капуджих— 3917 м).
Крайняя юго-восточная часть Малого Кавказа, примыка-
ющая к Каспийскому морю, занята Талышскими горами —
небольшим хребтом северо-западного простирания с высо-
тами до 2500 м.
Депрессия, расположенная между Большим и Малым Кав-
казом, разделяется Сурамским хребтом на две части: Рион-
скую и Куринскую. Рионская
депрессия — это низменность
(Колхидская, или Рионская),
заболоченная у берегов Чер-
ного моря, но постепенно по-
вышающаяся к краям и сли-
вающаяся с горными сооруже-
ниями Большого и А4алого
Кавказа. Куринекая депрессия
на востоке также представляет
собой низменность, к которой
с северо-востока примыкает
область развития отдельных не-
больших возвышенностей и
грязевых сопок, характерных
и для Апшеронского полуост-
рова. Западнее низменность
постепенно переходит в более
возвышенные плато, а по кра-
ям, так же как и Рионская низ-
менность, постепенно сливает-
ся с соседними горными соору-
жениями.
Изучение Кавказа началось
в середине XIX века Г. В. Абихом, который заложил основы
знаний о геологии этого края. В начале нынешнего столетия
наиболее плодотворными были исследования, проводившиеся
под руководством К- И. Богдановича, Д. В. Голубятникова
и других. Однако изучение геологии Кавказа в дореволю-
ционном периоде в большинстве случаев ограничивалось
маршрутными исследованиями. Это видно хотя бы из того,
что изданная накануне первой мировой войны геологическая
карта Кавказа в масштабе 1 : 1680 000 имела «белые пятна».
После Октября Кавказ длительно изучался такими из-
вестными его знатоками, как А. П. Герасимов, В. П. Ренгар-
тен, В. В. Белоусов, Л. А. Варданянц, И. Г. Кузнецов,
К. Н. Паффенгольц, В. Н. Робинсон, В. Е. Хайн, группой
геологов-нефтяников во главе с И. М. Губкиным и крупными
коллективами азербайджанских, армянских и грузинских
геологов, которые особенно много внесли в изучение геоло-
18 Е. М. Лазько
273
гического строения Кавказа в последние годы. В настоящее
время составлены карты всей территории Кавказа.
СТРАТИГРАФИЯ
В геологическом строении Кавказа принимают участие
отложения, начиная от докембрия и кончая кайнозоем.
Докембрийские и нижнепалеозойские образования доволь-
но широко распространены в западной части Главного Кав-
казского хребта, в системе Сурамского хребта (Дзируль-
ский массив) и в виде отдельных небольших выходов — в
ядрах антиклиналей на Малом Кавказе. Наиболее крупные
поля докембрийских и нижнепалеозойских образований,
вместе с древними гранитами, находятся в западной полови-
не Главного Кавказского хребта, в осевой его части, начи-
ная от меридиана Сочи на западе и до Дарьяльского ущелья
на востоке.
Докембрий в пределах Главного Кавказского хребта
включает метаморфические породы разных ступеней мета-
морфизма. По мнению некоторых исследователей, здесь вы-
деляются две метаморфические толщи (127). Более древняя
из них относится к архею и представлена комплексом слю-
дяных гнейсов и сланцев, амфиболитов и мраморов, про-
рванных серыми гранитами. Вторая толща сложена кварци-
тами и метаморфическими сланцами — слюдистыми, слю-
дисто-хлоритовымп и роговообманковыми, которые считаются
более молодыми образованиями и относятся к протерозою.
Другие геологи полагают, что нижняя из выделяющихся
толщ должна рассматриваться как протерозойская, а верх-
няя содержит не только докембрийские, но и палеозойские
образования (108). Есть также ученые, по мнению которых
более высокий метаморфизм сланцев, прорванных гранита-
ми, обусловлен последними, причем обе толщи являются
образованиями докембрийского возраста (255). Сказать что-
либо более определенное относительно возраста этих пород
сейчас трудно. Мощность докембрия, по-видимому, измеря-
ется несколькими километрами.
Похожие по облику метаморфические сланцы и гнейсы
разного состава обнажаются в пределах Дзирульского мас-
сива, а также в ряде пунктов Малого Кавказа.
Нижний палеозой широко развит в бассейнах рек
Баксана и Малки. Здесь разрез сложен пятикилометровой
толщей метаморфических пород. Внизу — это разнообразные
зеленые сланцы и порфироиды, представляющие собой, веро-
ятно, толщу метаморфизованных пород спнлито-кератофиро-
вой формации. Выше залегают филлитовые сланцы, расслан-
цованные туфы, песчаники и конгломераты.
274
В бассейне р. Лабы распространены породы, легко сопо-
ставляемые с нижней вулканогенной толщей описанного раз-
реза. Среди них имеются, однако, известняки, содержащие
археоциаты. В бассейне р. Малки в экзотических глыбах
известняков найдены среднекембрийские трилобиты. Эти
находки определяют кембрийский возраст нижней части рас-
смотренной выше толщи; верхняя ее часть, возможно, отно-
сится к ордовику (108).
Нижнекембрийские филлиты и кварц-слюдистые сланцы
с пачками мраморов, содержащих археоциаты, известны
также в Дзирульском массиве.
С и л у р. В отличие от отложений докембрия и нижнего
палеозоя, которые в пределах Большого Кавказа распростра-
нены довольно широко, силур известен только в одном райо-
не — на северном склоне Главного Кавказского хребта, в
бассейне верховьев Малки. Здесь развита довольно мощ-
ная, до 1500 м, толща филлитовидных и глинистых сланцев,
известняков и кварцитов. Невдалеке от г. Кисловодска в тол-
ще известняков обнаружена обильная фауна наутилоидей
и пелеципод, которые с несомненностью устанавливают их
силурийский возраст.
Девон. Девонские отложения весьма распространены
в Передовом хребте, где они образуют серию выходов, почти
непрерывно встречающихся между бассейнами рек Белой
и Баксана. Известны они также в южной части Малого Кав-
каза, в бассейне Аракса.
В Передовом хребте к нижнему-среднему девону относят
мощную вулканогенно-терригенную толщу. Она состоит из
кислых и основных лав и туфов1, чередующихся в нижней час-
ти разреза с туфогенными песчаниками, и содержит прослои
конгломератов и сланцев. Вверху толща сложена песчани-
ками и конгломератами, переслаивающимися со средними
и кислыми лавами и туфами. Выше идут известняки, содер-
жащие Spirifer verneuili и другую фауну верхнего девона
и чередующиеся с глинистыми сланцами и песчаниками, а
еще выше — мелкообломочная терригенная толща с пачка-
ми известняков. Мощность девонских отложений достигает
3 км (222).
Южнее озера Севан на Малом Кавказе хорошо
охарактеризованные фаунистически девонские отложения
представлены средним и верхним его отделами. Средний де-
вон мощностью до 850 м сложен известняками с прослоями
песчаников и сланцев. Они содержат внизу фауну кораллов
и брахиопод эйфельского яруса, в том числе Calceola sanda-
iina п Atrypa aspera, а выше — многочисленные живетские
формы, например такие, как Stringocephalus burtini, Spiri-
fer (Brachyspirifer) rnediotextus, Indospirifer caucasicus
и другие.
18s 275
Выше залегает толща кварцитов, песчаников, темных гли-
нистых сланцев и известняков мощностью до 700 м с много-
численной фауной франского и фаменского ярусов. Отсюда
определены такие формы, как Atrypa tubaecostata, Lamellispi-
rifer bouchardi, Cyrtospirifer aff. archiaci, C. lonsdalii, C. aff.
sulcifer, Productus aff. niger и другие.
Карбон. Каменноугольные отложения в большинстве
случаев распространены в тех же районах, что и девонские.
Наиболее полно они представлены и хорошо изучены в Глав-
ном Кавказском хребте, где как на северном, так и на южном
склонах выделяются все три отдела каменноугольной систе-
мы. Разрезы карбона здесь детально изучены В. Н. Робин-
соном.
На северном склоне отложения карбона связаны непре-
рывным переходом с верхним девоном. Внизу залегают из-
вестняки с фауной этренских слоев (Endothyra robinsoni и
другие), сменяющиеся чередованием кварц-серицитовых,
серицитовых и кремнистых сланцев и белых мраморов. Выше
находятся темные и белые мраморизованные известняки, со-
держащие кораллы визейского яруса. Еще выше залегает
сланцево-вулканогенная толща, сложенная внизу кварцито-
выми сланцами и известняками с брахиоподами и кораллами,
а вверху — основными и кислыми туфами и лавами, глинисты-
ми и кремнистыми сланцами. .Мощность этой части нижнего
карбона достигает 2000 м (222).
В долине верховьев р. Кубани развита верхняя часть
нижнекаменноугольных отложений, известная под наимено-
ванием карачаевской серии. Внизу она состоит из темных гли-
нистых сланцев, песчаников и конгломератов, с которыми
переслаиваются туфогенные породы и лавы, главным образом
среднего состава. Выше серия образована терригенными по-
родами: это преимущественно песчаники, глинистые сланцы и
глыбовые конгломераты. В прослоях кремнистых пород этой
части серии обнаружены каменноугольные радиолярии.
Мощность серии более 2 000 м.
К среднему и верхнему карбону относится лагунно-конти-
нентальная продуктивная толща, несогласно лежащая на
отложениях разного возраста, вплоть до докембрийских. Она
состоит из песчаников и глинистых сланцев с отдельными
прослоями конгломератов и содержит пласты угля мощно-
стью до 1 м. Для нижней части этой толщи характерно на-
личие вулканогенных пород — кислых лав и туфов. Общая
мощность толщи колеблется от 1300 до 1600 м. В ней обна-
ружена весьма обильная флора среднего и верхнего карбона:
Catamites carinatus, Lepidodendron adygense, Sphenopteris
stipulata, Neuropteris gigantea, Pecopteris cyathea, Annularia
sphenophylloides, Linopteris obliqua, а также многие другие
формы.
276
Каменноугольные отложения в Закавказье, в долине
р. Аракса, представлены толщей от 250 до 450 м, которая
в нижней части сложена песчаниками и сланцами, а в верх-
ней — известняками. В низах разреза обнаружены обильные
брахиоподы: Spirifer tornacensis и другие, вверху — форами-
ниферы и кораллы Eostaffella aff. mosquensis, Syringopora
conferta и другие. На основании этого здесь выделяются тур-
нейский и визейский ярусы.
Пе р м ь. Пермские отложения известны в Передовом
хребте, на южном склоне Главного хребта и в долине Арак-
са — в Армении и Нахичеванской АССР. Иногда они зале-
гают на различных породах каменноугольного возраста, в дру-
гих местах — на более древних, вплоть до докембрия, т. е.
в большинстве случаев до их отложения отмечается резко
выраженный перерыв.
Нижнепермские отложения особенно широко распростра-
нены в Передовом хребте и в продольной зоне депрес-
сий, отделяющей его от Главного хребта. Они состоят из крас-
ноцветных континентальных пород, мощность которых резко
изменяется от нескольких метров до 4 км. Хорошо изученный
разрез этих отложений в бассейнах рек Большой Лабы и Бе-
лой начинается толщей серых песчаников и конгломератов
мощностью до 200 м. Выше залегают краснобурые мелкозер-
"нистые песчаники, бурые и серые алевролиты с редкими
прослоями конгломератов и маломощных известняков; мощ-
ность этой части разреза, в которой встречена нижнеперм-
ская флора, достигает 800 л. Выше находится толща (до
1,5 км) красно-бурых песчаников и конгломератов с галька-
ми эффузивных пород в основании. В некоторых местах
с отложениями нижней красноцветной толщи связаны эффу-
зивы порфиритового или андезит-трахитового состава, галь-
ки которых, по-видимому, встречаются в верхней красно-
цветной толще (120, 121). Поскольку самая верхняя часть
этой грубообломочной красноцветной толщи содержит гальку
верхнепермских известняков с фауной, она условно относит-
ся к верхней перми — нижнему триасу.
Морская верхняя пермь на Северном Кавказе ограниченно
распространена в тех же районах, что и нижняя, и везде
представлена маломощными, до 200 м, морскими осадками,
залегающими на красноцветах нижней перми или на более
древних породах. В нижней части она сложена песчаниками,
сланцами и конгломератами с тонкими прослоями известня-
ков, а выше залегают темные известняки с Parafusulina и
Neoschwagerina, в свою очередь сменяющиеся толщей глини-
стых сланцев и рифовых известняков.
В южных районах Малого Кавказа пермские отложе-
ния образованы известняками мощностью от 250 до 750 м
с включениями кремней в нижней части разреза. В этих
277
I
породах на основании обильной фауны кораллов и форами-
пифер выделяются нижний и верхний отделы перми (7).
Триас. Триасовые отложения встречаются в западной
части Передового хребта, между реками Белой и Малой
Лабой (здесь они детально изучены В. Н. Робинсоном),
а также на южном склоне Большого Кавказа и в долине
Аракса (Закавказье).
Триас Передового хребта мощностью около 1500 м харак-
теризуется наличием местных перерывов и разделяется на две
части. Нижняя из них несогласно налегает на верхнеперм-
скпе и более древние породы и включает отложения нижне-
го и среднего отделов. В основании разреза лежат конгло-
мераты и песчаники, затем массивные известняки с фауной
скифского яруса — Pseudosageceras multilobatum и Flemin-
gites labaensis. Выше идут известняки с прослоями мергелей,
сменяющиеся глинистыми сланцами, которые содержат в
верхней части разреза прослои конгломератов, в этой толще
обнаружено много верхнеанизийских и ладинских аммони-
тов — Procladiscites connecteus, Gymnites incultus, Mono-
phyllites cf. spaerophyllus. Верхний триас залегает на сред-
нем в одних случаях согласно, но в ряде мест отделен от под-
стилающих пород значительным перерывом. В непрерывных
разрезах карнийские сланцы и песчаники с Halobia austriaca
перекрываются норпйскими известняками с Pseudomonotis
caucasica, а выше находятся известняки с обильной норийской
фауной брахиопод. Однако чаще норийские отложения на-
чинаются конгломератами и песчаниками, выше сменяющими-
ся существенно-карбонатной толщей, и залегают трансгрес-
сивно на подстилающих породах, вплоть до верхней перми.
Фаунистически охарактеризованные отложения верхнего
триаса обнаружены и на южном склоне Большого Кавказа.
Здесь развиты песчаники и сланцы с прослоями яшмовидных
кремнистых пород и мраморизованных известняков, содержа-
щих кораллы (241).
На Малом Кавказе, в районе Джульфы, полуторакило-
метровая толща карбонатных пород, преимущественно из-
вестняков, расположена согласно на перми и содержит
обильную фауну цефалопод, пелеципод и гастропод нижне-
го и среднего триаса. Верхнетриасовые отложения известны
в ряде изолированных выходов и представлены либо извест-
няками и доломитами, либо песчано-сланцевой толщей с
углистыми прослоями.
Юра. Отложения юры занимают очень обширные
территории в центральной части Большого Кавказа, а так-
же в северной части Малого Кавказа. Они сложены осадка-
ми всех трех отделов.
В пределах Большого Кавказа отложения лейаса начи-
наются с синемюрского яруса, залегают с размывом и резко
27*
несогласно на подстилающих разновозрастных образова-
ниях и повсеместно представлены в основном терригенными
толщами.
Базальные горизонты нижнеюрских отложений наблюдать
удается редко. Они состоят из конгломератов и песчаников,
которые выше сменяются довольно однотонными толщами
темно-серых и черных аспидных или глинистых сланцев
с подчиненными мелкозернистыми песчаниками. Редко ниж-
ние части разрезов бывают существенно-песчаниковыми,
а иногда угленосными. На юге и местами на северном скло-
не в подчиненном количестве встречаются прослои туфов
и лав основного и среднего состава. В различных районах
в этих отложениях найдены аммониты и другая фауна ниж-
него и среднего лейаса, в том числе такие характерные фор-
мы. как Arietites ex gr. bucklandi (синемюр), Oxynoticeras
oxynoturn (лотарингский ярус), Tropidoceras massianurn
(плинсбах) и Arnaltheus margaritatus (домер). Местами,
по-видимому, отмечается полный разрез нижних частей лей-
аса. но в других пунктах они развиты не полностью. Вслед-
ствие этого мощность соответствующих отложений весьма
сильно изменяется в пределах от нескольких десятков мет-
ров (в бассейнах Большой и Малой Лабы) до 3000 м (в Да-
гестане).
В составе верхнего лейаса благодаря широкому распро-
странению руководящих форм, главным образом аммони-
тов, часто выделяются как тоарские, так и нижнеааленские
отложения,* но в ряде случаев их не удается разделить.
В пределах Большого Кавказа верхний лейас всюду пред-
ставлен песчано-сланцевыми (или аргиллитовыми) толщами,
в составе которых в отдельных пунктах появляются неболь-
шие количества туфогенного материала и лавы кислого со-
става. Отложения этого возраста занимают обширные пло-
щади в Дагестане, где они представлены мощной, до 6 км.
свитой песчаников, которая по простиранию уменьшает мощ-
ность и переходит в толщи переслаивания песчаников и гли-
нистых сланцев (225). В них встречены обильные аммониты
тоара: Harpoceras cf. exaratum, Grammocerastoarciense, Pseu-
dogrammoceras fallaciosum и нижнего аалена — Leioceras
opalinum.
В западных районах разрезы верхнего лейаса часто не-
полные, иногда выпадают отдельные горизонты или отсут-
ствует один из ярусов, причем мощности убывают, нередко
уменьшаясь до нескольких сот метров и даже до первых
десятков метров. Как в тоаре, так и в нижнем аалене места-
ми появляются угленосные отложения.
' В соответствии с предложением Г. Я. Крымгольца (123). верхнеа-
аленский ярус в дальнейшем относится к средней юре.
279
На Малом Кавказе отложения лейаса известны в ряде
пунктов. Они представлены главным образом песчано-ар-
гиллитовыми породами, в которых обнаружена фауна всех
ярусов, начиная с синемюрского. Нижняя часть разрезов, не
содержащая фауны, по всей вероятности, относится к самым
низам лейаса. Для некоторых районов указывается существен-
Фиг. 56. Фации байоса (по В. Е. Хайну и Л. Н. Леонтьеву)
i — низкая суша, 2 — пески, 3 — пески и глины. 4 — глины, 5 — из-
вестняки и мергели, 6 — кислые эффузивы и туфы, 7 — средние и
основные эффузивы.
ное участие в разрезах вулканогенных образований, пере-
слаивающихся с песчаниками и глинистыми сланцами (194).
В районе Дзирульского массива наблюдаются слабо раз-
витые известняки с фауной домерского, тоарского и нижне-
ааленского ярусов.
В распределении среднеюрских отложений по сравне-
нию с нижнеюрскими на Кавказе отмечается более резко
выраженная фациальная изменчивость, особенно ярко про-
являющаяся на примере отложений байоса (фиг. 56): на се-
вере развиты осадочные комплексы, а на юге — вулканоген-
ные.
На большей части территории Большого Кавказа средняя
юра сложена мощными песчано-аргиллитовыми толщами, при-
чем повсеместно распространены отложения верхнего аалена
и байоса, тогда как бат имеется лишь на востоке и в долине
Кубани, где он представлен только нижней частью. Верхний
аален сложен аргиллитами и песчаниками, иногда тонко-
280
переслаивающимися, и содержит такие руководящие ископае-
мые, как Ludwigia concava и L. murchisonae. Мощность
верхнего аалена особенно велика на Восточном Кавказе,
в области юго-восточного погружения и в Дагестане, где она
достигает 2000 м, но в участках локальных поднятий умень-
шается до 100—200 м. В Центральном Кавказе мощность
яруса всего 200—400 м.
Байосский ярус также залегает трансгрессивно, а местами
с заметным угловым несогласием на подстилающих породах.
Он сложен аргиллитами, нередко с конкрециями сидерита
и мергеля, а также алевролитами и песчаниками с такими
характерными аммонитами, как Parkinsonia parkinsoni
и Stephanoceras humphriesianum. Общая мощность яруса —
от 2000 м на Восточном Кавказе, до 400—600 м в централь-
ной и западной его частях. Морские отложения батского
яруса, точнее нижней его части, ограниченно распростране-
ны в бассейне Кубани и более широко на Восточном Кавказе,
где их мощность достигает 700 м. Представлены эти породы
аргиллитами и алевролитами с Oppelia fusca.
В описываемых отложениях прослойки глинистого состава
и алевролиты иногда тонко чередуются, и тогда разрезы
приобретают характер флиша. Такое переслаивание наблю-
дается, в частности, в некоторых пунктах Дагестана .в верх-
неааленских отложениях (225).
На южном склоне Западного и Центрального Кавказа
байос сложен мощной, до 2 км, толщей авгитовых порфири-
тов и их туфов, выше которых залегают глинистые сланцы
и песчаники с морской фауной нижнего бата, а местами (рай-
он Ткварчели) континентальные угленосные отложения
мощностью до 200 м. Отсюда порфиритовая толща просле-
живается к Дзирульскому. массиву, где она перекрывает
средний лейас или более древние отложения, а выше сменя-
ется маломощными песчано-глинистыми осадками бата, мес-
тами также угленосными (район Ткибули). Восточнее опор-
ная скважина Гори вскрыла в недрах Куринской впадины
байосскую вулканогенно-осадочную толщу под мощным по-
кровом верхнемезозойских осадков (35).
На Малом Кавказе среднеюрские отложения, так же как и
нижнеюрские, представлены в основном вулканогенными, от-
части осадочными толщами, мощность которых достигает
3,5—4 км. В состав их входят средние и кислые лавы, туфы и
туфобрекчии, а в батском ярусе к ним присоединяются в су-
щественных количествах песчаники и аргиллиты. Вулканоген-
ные породы нередко несут на себе следы зеленокаменного пре-
образования.
На крайнем юге, в Джульфинском районе, доггер образо-
ван 200-метровой толщей терригенно-карбонатного состава с
богатой фауной байоса и бата.
281
Верхнеюрские отложения характеризуются пестротой ли-
тологического состава и резко выраженной фациальной измен-
чивостью. В центральной части Кавказа, на северном его скло-
не, трансгрессивно на подстилающих породах залегают кон-
гломераты, песчаники, известняки и мергели келловея мощно-
стью от нескольких десятков метров до 450 и. В нижней части
разреза содержатся аммониты Macrocephalites macrocephalus,
а выше —Cosmoceras jason и Peltoceras athleta. Нижний кел-
ловей из разрезов часто выпадает. Оксфорд и кимеридж сло-
жены пелитоморфными и органогенно-обломочными известня-
ками, а иногда доломитами с обильной фауной: Perisphinctes
consociatus в нижней части, Ptygmatis pseudobruntrutana и
другими формами, на основании которых верхняя часть Окс-
форда обычно раньше выделялась в отдельный — лузитан-
ский ярус. Мощность этих отложений в бассейне Терека и
Ассы достигает 1200 лг, но по направлению на запад и восток
резко уменьшается. Титон выражен известняковыми брекчи-
ями, песчанистыми и доломитовыми известняками с гипсами и
органогенными известняками мощностью от нескольких десят-
ков метров до 450 ль На западе, в области погружения, мальм
представлен песчано-глинистым флишем мощностью до
1000 м, а в Дагестане развита фаунистически крайне слабо
охарактеризованная толща глинистых сланцев и песчаников
с прослоями пелитоморфных известняков и органогенными из-
вестняками вверху разреза общей мощностью до 2 кль
На южном склоне Главного хребта отложения мальма со-
стоят преимущественно из терригенного флиша, особенно раз-
витого в нижней части разрезов (104, 194), и флиша с карбо-
натными и кремнистыми компонентами. Южнее, на Грузин-
ской глыбе, распространены доломиты и известняки, в том чи-
сле органогенные, весьма характерные для лузитана. Они
иногда образуют крупные рифовые массивы. Местами карбо-
натные отложения замешаются пестроцветнымп глинистыми
и песчанистыми осадками с гипсом. В Кутаисском районе
верхнеюрский возраст имеет щелочные базальты. Мощность
верхней юры достигает 1 500—2 000 лк ,
На Малом Кавказе верхнеюрские образования часто встре-
чаются на северо-восточном склоне и юго-восточном погру-
жении. Здесь они представлены вулканогенно-осадочным ком-
плексом мощностью до 700—800 м с существенным участием
карбонатных пород, которые слагают лузитан, а также харак-
терны для титона.
М е л. Меловые отложения, так же как и юрские, широко
распространены в пределах Главного Кавказского хребта. Их
расположение по периферии хребта отчетливо подчеркивает
общую антиклинальную структуру Большого Кавказа. На
Малом Кавказе мел развит ограниченно и выражен в основ-
ном верхним отделом.
262
Один из классических разрезов нижнего мела на северном,
ск юне Главного Кавказского хребта изучен В. П. Ренгарте-
ном в центральной части хребта, невдалеке от города Нальчи-
ка. Здесь выделяются все ярусы нижнего мела, прекрасно
фаунистически охарактеризованные (219).
Валанжин залегает согласно на титоне, ио восточнее и за-
паднее нижние его горизонты выпадают. Он образован 250-
метровой толщей мергелей внизу и темно-серых известняков с
Negreliceras negreii, Thurrnannites boissieri и Leviathania
guerassimovi. Готерив в основном сложен песчанисто-глини-
стыми породами мощностью от 100 до 450 м, содержащими
аммониты Acanthodiscus radiatus, Leopoldia leopoldi и другие
формы. Баррем в песчано-известняковой фации имеет
мощность от 100 до 270 .11 и включает фауну Pse-
udothurmannia angulicostata, Heteroceras astieri, Barremites
vocontius и другие формы. Выше идут песчаники, мергеля и
темные глины апта (от 100 до 300 л() также с аммонитами
Parahoplites melchioris, Acanthoplites aschiltaensis. Разрез вен-
чают отложения альба: внизу песчаники, а сверху — черные
глины и мергели общей мощностью до 300 At с Hoplites dentatus
ц другими аммонитами.
Севернее Кисловодска нижнемеловые осадки представле-
ны преимущественно кластической толщей — грубозернисты-
ми песчаниками с прослоями конгломератов; карбонатные
породы из разрезов здесь постепенно исчезают.
Описанные породы нижнего мела по направлению па за-
пад замещаются главным образом песчано-глинистыми от-
ложениями, часто имеющими характер флиша. В области
северо-западного погружения Кавказа развита очень мощ-
ная, до 5 км, существенно-кластическая толща нижнего
мела с разнообразной фауной, позволившей произвести его
дробное стратиграфическое расчленение на ряд горизонтов
в составе каждого яруса (139). Нижняя часть отдела —
неоком отличается невыдержанностью разрезов и образован
прибрежными и дельтовыми фациями глыбовых конгломера-
тов, галечников и песчаников, но особенно широко здесь
развиты сидеритовые глины.
В верхних ярусах, наряду с сидеритовыми глинами, суще-
ственная роль принадлежит также глауконитовым и другим
песчаникам.
На востоке, в Дагестане, большое значение в разрезе
имеют известняки, развитые здесь не только в валанжине, но
также в готериве и нижнем барреме.
На южном склоне Главного Кавказского хребта отло-
жения нижнего мела в большинстве случаев состоят из одно-
тонных толщ песчано-мергельно-глинистого и терригенного
флиша, мощность которых изменчива и местами достигает
нескольких километров.
283
В некоторых местах Черноморского побережья развиты •
довольно мощные толщи известняков, относящиеся главным
образом к неокому, а на востоке в низах разреза появляется
значительное количество грубообломочных пород.
Нижнемеловые отложения мощностью около 250 м вскры-
ты опорной скважиной Гори в западной части Куринской
депрессии. Здесь, на основании находок фауны, выделяются
все нижнемеловые ярусы; неоком представлен карбонатны-
ми осадками, а апт и альб — преимущественно терригенными
породами.
На Малом Кавказе нижний мел распространен очень ог-
раниченно и выражен обычно неполным разрезом преиму-
щественно в южных районах, где выявлены изолированные
площади его развития. Здесь местами встречаются разрезы
верхней части нижнего мела, начиная с баррема. Они обра-
зованы известняками, песчаниками, мергелями и вулкано-
генными образованиями, но в большинстве пунктов имеются
только карбонатные и вулканогенные породы апта и альба.
Кое-где выделяются вулканогенно-обломочные породы валан-
жина-готерива, но на большей части территории Малого
Кавказа они вообще не отлагались в связи со значительными
поднятиями, начавшимися еще в конце юры.
Верхний мел на северном склоне Большого Кавказа пред-
ставлен толщей карбонатных пород, в основном известняков,
отчасти мергелей и резко подчиненных песчаников общей
мощностью до 350 м, редко больше. Богатая фауна иноцера-
мов, ежей и фораминифер позволяет выделить здесь все ярусы
верхнего мела (82). По направлению на восток песчанистость
отложений в нижней части разреза резко возрастает, и в об-
ласти юго-восточного погружения сеноманские песчаники пе-
реслаиваются с бурыми и серыми глинами. В южной части
юго-восточного погружения развита вулканогенная толща
мощностью до 1500 м с остатками верхнеальбской и сеноман-
ской фауны. Выше залегает мощный флиш, в состав которого
входят свиты с местными наименованиями. По фауне здесь
выделяются туронские и коньякские отложения с Inoceramus
lamarki и I. subquadratus, сантонские с I. inconstans, кампан-
ские, маастрихтские и датские с Belemnitella mucronata, Ino-<
ceramus balticus, Actinocamax aff. quadratus и характерной
микрофауной.
Зона развития верхнемелового флиша протягивается отсю-
да на запад вдоль южного склона Главного хребта до района
западнее Туапсе, где она сливается с областью развития фли-
шевых толщ Северо-Западного Кавказа. Флишевыми компо-
нентами являются песчаники, мергели и известняки, а мощ-
ность флишевой толщи достигает 1500 м. Южнее, на Грузин-
ской глыбе, толща пород верхнего мела уменьшается до 500 м
и в их составе появляются грубозернистые образования —
284
конгломераты и вулканогенные продукты. Особенно пестрый
литологический состав имеют сеноманские осадки на Черно-
морском побережье, но выше они сменяются довольно одно-
образной карбонатной толщей, содержащей фауну всех яру-
сов верхнего мела.
В пределах Малого Кавказа верхний мел широко распро-
странен и детально исследован в северных предгорьях. Далее
на севере он погружается под антропогеновые осадки Курин-
ской депрессии и вскрыт в некоторых местах скважинами
(221). Сеноманские отложения мощностью от нескольких де-
сятков метров до 600 лг залегают трансгрессивно на подстила-
ющих породах и представлены в основном песчанистыми осад-
ками, к которым местами присоединяются вулканогенные про-
дукты — основные и средние эффузивы и их туфы. Турон
в нижней его части представлен в вулканогенных фациях, за-
легает на разных горизонтах юры и достигает мощности 300 я.
В состав его входят конгломераты, туфы и туфобрекчии, пор-
фириты. Вверху турон сложен песчаниками, в основном туфо
генными, и известняками мощностью всего в несколько десят-
ков метров. Коньякский ярус и нижняя часть сантона представ-
тены карбонатно-вулканогенной толщей (до 350 ти). В ее сложе-
нии участвуют известняки и мергели, разнообразные туфоген-
ные породы (туфобрекчии и агломераты, туфы, туффиты, туфо-
генные песчаники и др.), а также небольшие потоки порфири-
тов и кварцевых порфиров. Верхний сантон обычно залегает
трансгрессивно и выражен толщей известняков и мергелей
мощностью от нескольких десятков метров до 600—700 м.
Кампан также карбонатный и образован пелитоморфными
известняками с тонкими прослоями мергелей, мощностью от
100 до 600 я. Мощность отложений Маастрихта достигает
200 м. В основании яруса нередко залегают базальные кон
гломераты, которые выше сменяются органогенными известня-
ками. Датские отложения распространены мало, также зале-
гают с размывом и представлены маломощными пачками мер-
гелей и известняков.
Примерно такой же характер верхнемеловые отложения
имеют и в более южных районах Малого Кавказа (221). В ви-
де примера распределения фаций одного из наиболее измен-
чивых в этом отношении подразделений на территории всего
Кавказа приводится палеогеографическая схема нижнего сан-
тона (фиг. 57).
Палеоген. Палеогеновые отложения широко распро-
странены на территории всего Кавказа, начиная с Предкав-
казья на севере до южных районов й^алого Кавказа.
В центральной части Северного Кавказа нижняя часть
палеогенового разреза слагается так называемыми форамини-
феровыми слоями, состоящими из толщи мергелей, которые
внизу пестро окрашены в желтые, серые, коричнево-бурые
285
и красные тона. Выше залегает более однообразно окрашен-
ная толща темно-серых и зеленых мергелей с многочислен-
ными фораминиферами. В .верхней части разреза прослежива-
ется прослой темных мергельных сланцев, в которых найдены
остатки чешуй рыб Lyrolepis caucasica. Мощность всей этой
толщи, содержащей богатую и очень обильную фауну фора-
минифер, изменяется от 125 до 200 Л1 и относится к палеоцену
Фиг. 57. Фации нижнего сантона (по В. Е. Хайну и Л. Н. Леонтьеву)
* 1 — зоны интенсивных и слабых поднятий; 2 — глыбовые брекчии; 3 — галеч-
ники и пески; 4 — пески; 5 — известняки; 6 — известняки и мергели: 7 — пес-
чанистые известняки, мергели и глины; 8 — средние и основные эффузивы; 9 —
туфы; 10 — мергели и туфы.
f и эоцену. На фораминиферовых слоях располагается серия,
широко известная под названием майкопской; в ее основании
всюду прослеживается весьма характерный горизонт, именуе-
мый хадумскими слоями. Они представляют собой очень вы-
держанную, здесь всего 10-метровую пачку глин и мергелей
с остракодами и фораминиферами (нижний олигоцен). Зале-
гающая выше однообразная толща сложена темно-серыми
глинами, иногда с тонкой слоистостью и сланцеватостью, бла-
годаря чему они имеют листоватый характер; глины содержат
тонкие прослои мелкозернистых песчаников и местами песча-
нистых мергелей. Мощность майкопской серии ,в этом районе
400—500 л-1. Относится она, судя по обильным остаткам рыб
и другой фауне, к олигоцену — низам миоцена. Майкопская
серия очень широко распространена в пределах Кавказа и вы-
зывает большой интерес из-за ее нефтеносности.
286
Западнее, в бассейне р. Кубана, в основании форамшш-
феровой толщи залегает эльбурганская свита темных мергелей
мощностью 200—250 м с фауной моллюсков и обильными фо-
раминиферами (особенно характерен род Globorotalia) ниж-
него палеоцена. К верхнему палеоцену здесь относятся темно-
серые аргиллиты свиты горячего ключа мощностью от 150 до
250 м а 30—40-метровая абазинская свита рыхлых кремнистых
пород и опок. Остальная часть разреза очень похожа на ранее
описанный разрез более восточных районов. Верхняя часть
фораминиферовой толщи образована мергелями с прослоем
битуминозных мергельных сланцев, содержащих Lyrolepis
caucasica в низах; общая мощность пород свыше 300 м. Ха-
думский горизонт имеет здесь мощность до 50 м, а вся майкоп-
ская серия — до 1000 м и сложена крайне монотонными темно-
серыми и коричневатыми тонколистоватыми глинами, иногда,
с песчанистыми пропластками и включениями сидеритов.
Еще западнее разрез палеогена, детально изученный в
нефтяных районах Западного Предкавказья, хорошо сопостав-
ляется с описанными выше, но в нижней своей части отлича-
ется фацпально и по мощности. К югу от Краснодара в осно-
вании палеогена залегает двучленный песчано-мергельный
флиш, местами переходящий в чередование более мощных
слоев песчаников и мергелей, к которым кое-где присоединя-
ются конгломераты. Эта толща мощностью 100—200 и носит
название свиты цице и, по-видимому, соответствует эльбур-
ганской свите. Глины и песчаники, местами также ритмически
чередующиеся, образуют свиту горячего ключа; в верхней ее
части выделяются глыбовые конгломераты; общая мощность
этих отложений от 300 до 800 м. Выше залегают отложения,
в которых выделяются те же возрастные подразделения, что
и в более восточных разрезах, однако здесь, в майкопской се-
рии, на разных стратиграфических уровнях большая роль при-
надлежит нефтеносным песчаникам.
На южном склоне Западного Кавказа, между Анапой и Со-
чи, выделяется ряд свит с местными наименованиями, относя-
щихся к фораминиферовой толще и легко сопоставляющихся
как между собой, так и с описанными горизонтами северного
склона (70). Нижние части разрезов здесь всюду представле-
ны трех- или двучленным флишем, причем в районе Анапы
он соответствует горизонтам цице и горячего ключа; верхняя
часть фораминиферовых слоев отсутствует. Восточнее флиш
слагает только низы палеоцена и его верхнюю часть, а осталь-
ную часть разреза образуют глины, песчаники и кремнистые
породы. Общая мощность этих отложений, относящихся к па-
леоцену и эоцену, — 750—850 м. В Сочинском районе известен
палеоценовый и эоценовый флиш, выше выделяются аналоги
хадумских и вышележащих горизонтов майкопской серии,,
представленных песчано-глинистой толщей серой окраски.
287
В восточной части Предкавказья, в бассейне р. Сулак,
в основании палеогена находится пачка чередующихся зеле-
ных и коричневых мергелей мощностью от нескольких десят-
ков до 100 м; выше их лежат светло-зеленые мергели и слои
с Lyrolepis, а еще выше — верхняя часть фораминиферовой
толщи, хадумские слои и остальные породы майкопской се-
рии, разделенные на ряд горизонтов.
На юго-восточном погружении Большого Кавказа палео-
геновые отложения широко распространены и хорошо изу-
чены в области Апшеронского полуострова и Кобыстана.
К палеоцену здесь относится сумгаитская свита красно-бурых
глин с прослоями песчаников мощностью до 150—200 м, содер-
жащая зубы акул и фораминиферы. Выше залегает относя-
щаяся к эоцену коунская свита, сложенная внизу светлыми
мергелистыми глинами, мергелями и известняками, в средней
части — бурыми глинами и черными битуминозными слан-
цами с многочисленными остатками рыб, а вверху — белыми
и желто-бурыми, иногда пестроцветными глинами и подчинен-
ными песчаниками общей мощностью около 700 м. Майкоп-
ская серия, как и в других районах, состоит из темно-серых
и бурых листоватых глин с прослоями песчаников и конкре-
циями сидеритов и содержит обильные рыбные остатки.
Западнее палеоген распространен в ряде районов в южных
предгорьях Главного Кавказского хребта — в Кахетии, Юж-
ной Осетии, Западной Грузии и Абхазии. Всюду палеоцен
и эоцен выражены в глинисто-мергельных и мергельно-из-
вестняковых фациях с обильными нуммулитами в эоцене,
а олигоцен и низы миоцена слагаются темными листоватыми
глинами, в которых нетрудно узнать аналоги майкопской
серии.
В пределах Малого Кавказа палеогеновые отложения
подробно изучены на северо-западе, в Аджаро-Имеретинском
и Триалетском хребтах. Разрез здесь представляется в сле-
дующем виде. На отложения датского яруса налегает так
называемая боржомская флишевая свита. Она относится
к палеоцену и нижнему эоцену и в ее составе главную роль
играют глины, мергели и песчаники, а подчиненную — извест-
няки; кое-где отмечаются редкие маломощные прослойки ту-
фов. Мощность свиты иногда превышает 2000 м. Выше за-
легает туфогенная мцхетская серия со среднеэоценовыми
нуммулитами, состоящая главным образом из разнообразных
туфов, туфобрекчии и подчиненных лав порфиритового со-
става. Мощность этой серии достигает 4 км. Расположенная
выше тбилисская свита образована, как правило, глинами
с многочисленными нуммулитами верхнего эоцена и содер-
жит прослои песчаников и иногда гипсы; мощность ее около
I км. Еще выше местами идут мощные майкопские отложе-
ния.
288
На территории Армении широко распространены отложе-
ния палеогена с богатым комплексом фауны, особенно нум-
мулитов. В основании их находятся терригенно-туфогенный
флиш с мелкими нуммулитами Nummulites lucasi и другой
фауной, на основании которой эти отложения относятся к па-
леоцену и нижнему эоцену. Средний эоцен залегает транс-
грессивно и содержит многочисленные нуммулиты: Nummuli-
tes laevigatas, N. gizehensis, N. pedforatus, а верхний эоцен —
Discocyclina pratti, Nummulites fabianii и другие. Литологи-
чески породы этого возраста представлены карбонатными
и флишевыми толщами. Олигоцен также лежит с размывом
и несогласно. Он подразделяется на две толщи: нижняя из
них, сложенная песчано-глинистыми осадками с Nummulites
intermedins и N. vascus, имеет возраст нижний-средний оли-
гоцен. а верхняя, фаунистически не охарактеризованная
и представленная континентальной красноцветной молассой,
параллелизуется с верхним олигоценом и низами миоце-
на (52).
Очень часто в Армении развиты также вулканогенно-оса-
дочные отложения палеоцен (?)-эоценового возраста, мощ-
ность которых составляет 4—5 км. Сложены они литологиче-
ски очень пестрой и фациально сильно изменчивой толщей—
лавами и разнообразными пирокластическими продуктами,
главным образом среднего, отчасти основного и кислого со-
става, песчаниками, известняками, углистыми сланцами и
другими породами (14).
На крайнем юго-востоке рассматриваемой территории па-
леогеновые образования слагают почти весь Горный Талыш.
Разрез их начинается мощным, до 3500 м, туфогенным ком-
плексом из туфопесчаников, туфобрекчий и туфоконгломера-
тов с подчиненными аргиллитами в верхней части. В середи-
не комплекса обнаружены среднеэоценовые нуммулиты,
а нижняя его часть, отделенная несогласием, мощностью
около 1300 м, яе содержит фауны и относится условно к палео-
цену. Верхний эоцен внизу сложен 500-метровым флишем
н 200-300-метровой толщей туфобрекчий и туфопесчаников.
Выше выделяются породы хадумского горизонта и, наконец,
собственно майкопские отложения, для которых здесь харак-
терно наличие туфогенного материала (56).
Неоген. Неогеновые отложения широко развиты толь-
ко по периферии Большого Кавказа, главным образом в Пред-
кавказье, в районе его юго-восточного погружения (на Ап-
шеронском полуострове) и в Рионско-Куринской депрессии.
На Малом Кавказе и в Талыше они распространены весьма
ограниченно.
Нижней своей частью неоген входит в состав майкопской
серии, поэтому всюду отмечается совершенно постепенный пе-
реход от палеогена к неогену.
19 Е М- Лазько
289
Индивидуализированные отложения миоцена начинаются
на Кавказе с тортона, который почти везде подразделяется
на четыре горизонта: тарханский с Amussium denudatum,
чокракский с Spinalis (спириалисовые слои), караганский
с Spaniodontella (спаниодонтеллевые слои) и конкский
с Pholas (фоладовые слои). Тарханский горизонт вследствие
размыва сохранился не везде и повсеместно представлен
маломощной, от нескольких метров до десятков метров, тол-
щей глин и мергелей, реже песчаников и конгломератов.
Чокракский горизонт распространен более широко, характе-
ризуется большой фациальной изменчивостью, различной
мощностью и залегает иногда резко трансгрессивно на под-
стилающих породах. Наиболее мощные отложения этого
возраста известны в восточной части Предкавказья, где они
представлены толщей песчаников и глин. В западной его
части распространены глины и отчасти песчано-карбонат-
ные породы мощностью от 125 до 170 м. Такой же, примерно,
состав пород этого возраста на юго-востоке. Караганские
и конкские отложения также представлены морскими кар-
бонатными (нередко в виде ракушечниковых известняков),
карбонатно-терригенными и терригенными толщами. В Да-
гестане мощность караганского горизонта достигает почти
450 м, в других районах Предкавказья —- до 250 м, а разрез
конкских отложений нигде не превышает 100 м, обычно же
он значительно меньше.
Сармат в большинстве случаев образован морскими
реже континентальными фациями и обычно также расчле-
няется на три части: нижний, средний и верхний с харак-
терными видами моллюсков: Abra (Syndesmya) reflexa.
Cardium fittoni, Mactra caspia и другими. Полный и наиболее
мощный, до 2000 м, разрез сармата, так же как и тортона,
известен в восточной части Предкавказья. Он сложен здесь
песчано-глинистыми осадками с прослоями карбонатных по-
род в нижней и верхней его частях. По направлению с севе-
ра на юг, к внутренней части выполненного этими породами
прогиба, доля песчаников по сравнению с породами глини-
стого состава увеличивается. На крайнем юго-востоке верх-
няя существенно-карбонатная половина разреза содержит
в верхнем сармате конгломераты и битуминозные сланцы.
В Западном Предкавказье сармат сложен глинисто-мер-
гельной толщей общей мощностью до 600 м, а южнее, в райо-
не Анапы, — преимущественно ракушечниковыми известня-
ками значительно меньшей мощности.
В составе мэотиса, наряду с морскими фациями, широко
развиты континентальные. На крайнем западе рассматривае-
мой территории мэотический ярус состоит из карбонатно-
глинистых осадков, местами с подчиненными песчаниками
и прослоями конгломератов общей мощностью до 200 м. Он
290
содержит богатую фауну моллюсков, в том числе многочис-
ленные Congeria; особенно часты здесь, как и южнее, в райо-
не Анапы, раковинные и мшанковые рифовые известняки.
К северу от Майкопа мощность отложений значительно
возрастает. Такая же толща этого возраста развита и в Вос-
точном Предкавказье, где в ее составе главная роль принад-
лежит глинам, галечникам и конгломератам континентально-
го происхождения.
Миоцен Апшеронского полуострова и расположенных к за-
паду районов Кобыстана представлен тарханским и чокрак-
ским горизонтами, а выше — диатомовой серией, расчленяе-
мой на ряд свит с местными наименованиями, отвечающих
карагану-меотису. В составе этой серии участвуют глины и
листоватые сланцы, нередко диатомовые и содержащие обиль-
ные остатки рыб, с прослоями мергелей и вулканического пеп-
ла. Мощность миоцена здесь не менее 900 м. К югу в нем
появляются крупные прослои песчаников.
Весьма распространены разнообразные фациальные типы
миоценовых отложений в западной части Куринской депрес-
сии (35). Тарханский горизонт имеется не везде и представлен
маломощной, всего до 10 .и, пачкой глин с прослоями мерге-
лей. Такой же литологический состав имеют чокракские отло-
жения, залегающие местами с ревко выраженным размывом и
конгломератами в основании. Однако в некоторых местах они
совершенно постепенно переходят в отложения тарханского
возраста; мощность чокракских пород от 20 до 250 лк Кара-
ганский и конкский горизонты сложены терригенной песчано-
глинистой толщей с более грубозернистым характером иа за-
паде, близ Дзирульского массива, где в верхней части разреза
появляются конгломераты. Караганские отложения залегают с
размывом на верхнем мелу; мощность их от 20—30 м у Дзи-
рульского массива и до 330 м на восточной окраине Грузии, а
конкских — от 80 до 250 м. Нижний и средний сармат выра-
жены довольно однообразной толщей песчано-глинистого сос-
тава с прослоями конгломератов, к которым местами присо-
единяются оолитовые и ракушечниковые известняки. Л^ощность
этих пород колеблется в значительных пределах: в районе
Тбилиси — от 400 до 900 м (в северном борту депрессии),
восточнее, в Кахетии, — до 1600 м, а на западе, в районе
Дзирульского массива, -— от 150 до 250 м, причем в основа-
нии как нижнего, так и среднего сармата здесь имеется раз-
мыв. Верхний сармат представлен мощной континентальной
толщей глин и песчаников, переходящих кверху в конгломе-
раты, причем состав этих образований ясно отражает харак-
тер пород соседней размывавшейся приподнятой суши (про-
дукты размыва флиша — на севере, у подножия Большого
Кавказа, кварц-полевошпатовый материал —- у Дзирульско-
го массива, туфогенный материал — на юге, у Триалетских
19* 291
гор). Мощность верхнего сармата на севере достигает
2—2,5 км, в южном борту депрессии колеблется в пределах
от 270 до 1400 .и, а у Дзирульского массива составляет
200—300 м.
По направлению на восток континентальные осадки посте-
пенно замещаются морскими.
Мэотические отложения вместе с понтом образуют единую
толщу типа континентальной молассы — от 1,5 до 2,5 км —
душетскую свиту, сложенную конгломератами с прослоями
грубозернистых песчаников, глин и суглинков. По направ-
лению на восток эти породы постепенно замещаются менее
грубозернистой, но такой же мощной песчано-глинистой тол-
щей.
В Рионской депрессии на отложениях, относящихся к май-
копской серии, расположен тарханский горизонт, сохранив-
шийся лишь местами вследствие чокракской трансгрессии и’
представленный глинами с прослоями мергелей общей мощ-
ностью до 15 м. Выше следует довольно однообразная толша
песчано-глинистого состава (до 3000 лг в южной часть деп-
рессии); мощность этой толщи резко уменьшается по на-
правлению к Дзирульскому массиву. Верхнему сармату почти
везде отвечает перерыв и лишь местами в депрессионных
участках в виде отдельных клочков сохранились пресновод-
ные терригенные породы (до 500 м). Мощность трансгрессив-
но залегающего мэотиса, сложенного песчано-глинистой тол-
щей с прослоями мергелей, достигает 400 ч.
На северо-восточной окраине Малого Кавказа известны
лишь отдельные обрывки разных горизонтов миоцена, кое-
где уцелевшие от размыва, но на юге, в пределах Араратской
и Нахичеванской депрессий, породы миоцена, вероятно, рас-
пространены довольно широко. По данным армянских геоло-
гов, в западной части Араратской депрессии развиты отло-
жения зангинской толщи, относимой к сармату: это песчано
глинистые породы с прослоями ракушечниковых и ооли-
товых известняков и горючих сланцев; выше залегает толща
почти 2-километровой мощности, состоящая из рыхлых конг-
ломератов, глин, ракушечников и туффитов с моллюсками
мэотиса.
В районе Еревана образования миоцена вскрыты Аван-
ской опорной скважиной. В основании их находится пятисот-
метровая пестроцветная толща глин и песчаников с прослоя-
ми конгломератов, а выше следует мощная, более 700 м, соле-
носная толща, пересеченная силлами базальтов и состоящая
из пластов соли до 25 м, чередующихся с глинистыми прос-
лоями. Еще выше залегают загипсованные глины и, наконец,
зангинская толща (155).
В северо-восточных предгорьях Талыша отложения мио-
цена, включающие тортон и сармат, сложены песчано-глини-
292
стой толщей с прослоями мергелей внизу, конгломератов и
известняков — в верхней части разреза.
Плиоцен развит в основном в тех же районах, где и мио-
цен, и отличается резкой изменчивостью фаций и различной
мощностью. Западное Предкавказье, в районе Таманского по-
луострова, имеет такой разрез плиоцена. Понтические отло-
жения мощностью от 120 до 200 м представлены здесь пре-
имущественно глинами с прослоями ракушечников с Рага-
dacna abichi и другими моллюсками. Киммерийский ярус
состоит из глин и песков с прослоями оолитовых железняков
и редких ракушечниковых известняков общей мощностью
70—100 м; в основании яруса часто отмечается перерыв.
В этих отложениях содержатся многочисленные моллюски из ро-
т,ов Prosodacna, Monodacna, Didacna и другие. Породы куяль-
ницкого яруса представлены песками, глинами и мелкогаяеч-
нымн конгломератами с Prosodacna kujalniensis, Limnocar-
dium и другими формами; мощность этого яруса около 40 л/.
На отложениях куяльницкого яруса залегают пески, глины,
ракушечниковые известняки и конгломераты с Mactra subcas-
pia — это так называемый таманский горизонт, мощность
которого около 25 м; он относится к акчагыльскому ярусу.
Расположенные выше пески (около 20 .«), содержащие Unio
sturi, выделяются под наименованием краснодарского гори-
зонта, являющегося аналогом апшеронского яруса.
В Восточном Предкавказье понтический ярус образован
конгломератами и песчано-глинистыми породами мощностью
до 150 м. Он развит ограниченно только на западе этой об-
ласти. В Прикаспии, как показала Яламинская опорная сква-
жина, в основании разреза на среднем сармате залегает про-
дуктивная свита среднего плиоцена (около 270 м), сложен-
ная глинами и алевролитами, а выше идет 400-метровая до-
вольно монотонная толща глин и подчиненных алевролитов
с фауной акчагыльского и апшеронского ярусов (293).
На Апшеронском полуострове и в соседних районах фа-
унистически охарактеризованные понтические отложения, так
же как п мэотические, имеются далеко не везде и представ-
лены глинистыми осадками мощностью до 400 м. Во многих
случаях в основании плиоцена залегает мощная продуктивная
толща, отличающаяся большой фациальной изменчивостью и
резкими колебаниями мощности. Она сложена глинистыми и
песчанистыми породами с подчиненными конгломератами,
разделяется на ряд свит с местными наименованиями и вме-
щает богатейшие нефтяные залежи в Апшеронской (Бакин-
ской) нефтеносной области. Залегающие выше отложения
акчагыла состоят из глин и подчиненных песчанистых пород
мощностью до 700 м и содержат обильную фауну форамини-
фер, остракод и моллюсков. Апшеронский ярус выражен как
в морских, так и континентальных фациях глинисто-песчани-
293
стого, реже карбонатного, состава и широко развит на Апше-
ронском полуострове и на всей территории восточной части
Куринской низменности. Мощность апшерона в этих районах
колеблется от нескольких сот метров до 2 км.
В западных районах Куринской депрессии акчагыл зале-
гает на подстилающих породах с перерывом, несогласно, на-
чинается базальными конгломератами и образует вместе с
апшероном единую терригенную толщу. Особенно мощные
отложения этого возраста, до 300 м конгломератов и суглин-
ков (алазанская серия), известны в Кахетии — это так назы
ваемые конгломераты Кахетинского хребта.
В краевых частях Куринской депрессии, прилегающих к
Большому и Малому Кавказу, породы акчагыла и апшерона,
так же как и на западе депрессии, представлены исключитель-
но в континентальных фациях.
В Рионской депрессии плиоцен распространен повсемест-
но и выражен терригенной толщей — глинами, песчаника-
ми и, реже, конгломератами. В толще выделяются понтиче-
ский, киммерийский и куяльницкий ярусы, а в .верхней ча-
сти — гурийские слои, относящиеся к верхнему плиоцену.
Мощность всего разреза в осевой части депрессии у г. Поти
достигает 2850 м, но довольно резко уменьшается к краевым
ее частям.
На северной и восточной окраинах Малого Кавказа раз-
виты трансгрессивные морские и отчасти континентальные
отложения акчагыла (от 100 до 200 ж), преимущественно
терригенного состава, с подчиненными ракушечниковыми из-
вестняками и вулканическими пеплами и песками. Они харак-
теризуются большой фациальной изменчивостью. Континен-
тальная толща апшеронского возраста сложена суглинками,
песчаниками и галечниками с прослоями мергелей, ракушеч-
никовых известняков и вулканических пеплов в верхней части
разреза (294).
В восточной Армении к плиоцену относится вулканоген-
ная толща, сформированная главным образом основными ла-
вами.
Антропоген. В пределах Кавказа часто встречаются
постплиоценовые образования, представленные в различных
фациях. Морские отложения плейстоцена в бассейне Каспия
состоят из песчано-глинистых осадков бакинской, хазарской
и хвалынской трансгрессий, а современный отдел — из глин,
песков и галечников новокаспийской трансгрессии, содержа-
щих Cardium edule. Соответствующие по возрас?у морские
отложения известны и в Черноморском бассейне. Здесь к
плейстоцену относятся слои: чаудинские, древнеэвксинские,
узунлярские, карангатские и новоэвксинские. Новокаспийским
слоям современного отдела отвечают древнечерноморские и
современные слои.
294
В горных районах Кавказа обнаружены различные лед-
никовые образования, на равнинных пространствах,Предкав-
казья широко развиты лёссовидные суглинки, а по долинам
рек — аллювиальные, а также аллювиально-делювиальные
отложения. В южной части Малого Кавказа распространены
травертины.
Значительно развиты также постплиоценовые вулканоген-
ные продукты, особенно на Малом Кавказе, где основные ла-
вы, туфолавы и туфы слагают серию крупных покровов, пе-
рекрывающих отложения разновозрастных террас в районе
Еревана и северо-западнее. На Большом Кавказе постплио-
ценовые покровы дацитов известны в районе Эльбруса, а в
районе Казбека имеется довольно пестрый комплекс лав от
андезито-базальтов до липарито-дацитов.
МАГМАТИЗМ
Несмотря на то, что Кавказ принадлежит к числу наибо-
лее хорошо изученных горноскладчатых областей, в истории
развития магматических проявлений на его территории оста-
ется еще много спорных и неясных вопросов. Однако общая
картина геологии разновозрастных магматических комплексов
выявлена со значительной степенью достоверности.
До недавнего времени среди геологов было распространено
мнение о широком развитии на Кавказе, в пределах наиболее
глубоко эродированных антиклинориевых зон, докембрийских
гранитов, особенно в центральной части Главного хребта и
в Дзирульском массиве. К интрузивам докембрийского воз-
раста в этих областях относились ортогнейсы, а также широ-
ко развитые здесь так называемые «серые граниты» (58).
Исследования, проведенные в послевоенные годы, в том чис-
ле многочисленные данные определений абсолютного возра-
ста, показывают, что мнение это ошибочно.
Докембрийский возраст имеют пластообразные
тела амфиболитов среди наиболее глубокометаморфизованных
докембрийских первично-осадочных пород и, возможно, неко-
торые разновидности ортогнейсов гранитного состава. Но
большинство ранее относимых к докембрию массивов гранито-
идов являются палеозойскими.
В настоящее время в пределах Главного Кавказского хреб-
та выделяют два разновозрастных палеозойских маг-
матических комплекса, относящихся к двум резко
разнящимся генетическим группам: 1) нижне-среднепалео-
зойский комплекс, состоящий из очень разнообразной по со-
ставу серии интрузивных образований — от ультраосновных
пород до натровых граиитоидов и 2) верхнепалеозойский ком-
плекс, включающий более однообразную серию от граноди-
оритов до аляскитовых гранитов.
295
Первый из названных интрузивных комплексов, полечив-
ший название уруштенского, состоит из последовательного
ряда пород: серпентинизированных гипербазитов, габбро-
амфиболитов, гранодиоритов, гибридных диоритов, альбит-
олигоклазовых гранитов (последние частично имеют метасо-
матический генезис) и альбитовых аляскитовидных гранитов,
а также жильной серии — альбитовых аплитов и пегматитов
(15). Массивы этого комплекса образуют сравнительно
небольшие тела: от 0,5—1 км2 до 10—15 км2, иногда имеют
гипабиссальный облик и часто резко гнейсированы. Наиболее
широко они развиты .в области Передового хребта, в цент-
ральной и западной частях Большого Кавказа; в Главном
хребте они распространены ограниченно и встречаются сре-
ди пород кровли зоны гранитных интрузий. К этой же воз-
растной группе, вероятно, относятся гипербазиты и некото-
рые гранитоидные тела Дзирульского и Храмского массивов
(92).
Наиболее ранние дериваты этого сложного интрузивного
комплекса — серпентинизированные перидотиты, очень ред-
ко дуниты и другие представители семейства гипербазитов
образуют серию вытянутых массивов, концентрирующихся
в две параллельные субширотные зоны, и четко приурочены
к крупным разломам, по которым неоднократно возобнов-
лялись подвижки (248). Верхний предел их возраста опреде-
ляется находками конгломератов с массой серпентинитовых
галек в основании среднего карбона и трансгрессивным на-
леганием пород этого возраста на серпентиниты.
Наряду с интрузивными массивами, в состав уруштенского
комплекса .входит эффузивная серия. Она представлена аль-
битофирами и диабазовыми порфиритами, превращенными
в зеленые сланцы, которые входят в качестве существенной
составной части в нижне- или среднепалеозойские разрезы
(17).
Породы сложного уруштенского комплекса обычно отно-
сятся к нижнему палеозою, однако, как показывают данные
определений абсолютного возраста, наиболее поздние кис-
лые его дериваты имеют возраст от 290 млн. до 320 млн. лет
(16), т. е. сформированы скорее всего в начале карбона или
самом конце девона. Следует, впрочем, отметить, что отдель-
ные определения возраста гранитоидов как из Главного
хребта, так и из Передового дают более низкие значения —
вплоть до 475 млн. лет, что отвечает раннему ордовику (264).
Таким образом, уруштенский комплекс в целом должен
быть отнесен к нижнему-среднему палеозою, что подтвер-
ждается и геологическими данными.
Второй палеозойский интрузивный комплекс включает
фациально очень разнообразную группу в основном грани-
тоидных пород — от крупных (до 200—300 км2 батолито-
296
подобных массивов глубинного характера) до мелких гипа-
биссальных тел (площадь выходов иногда всего в доли
квадратного километра). В состав этого комплекса входят
наиболее распространенные разновидности кислых пород
в том числе «серые» и «красные» граниты разных районов
Кавказа, так называемые древние микроклиновые граниты
Главного хребта и другие. Особенно детально этот комплекс
изучен на Северном Кавказе, где он представлен наиболее
полно.
На северном склоне Главного хребта ко второму палеозой-
скому интрузивному комплексу относятся две различные по
составу группы пород: 1) ранние многофазные интрузивы дио-
ритов, гранодиоритов и микроклиновых гранитов, сопровож-
дающиеся меланократовой серией жильных пород — спесса-
ртитов и керсантитов и 2) относительно более поздние серые
двуслюдяные и аляскитовые граниты вместе с обильными
пегматитами и аплитами. В связи с интрузией массивов вто-
рой группы происходили мигматизация и калиевый метасома-
тоз вмещающих пород, в том числе и гранодиоритов уруштен-
ского комплекса, в результате чего образовались микроклино-
вые порфировидные граниты.
В Передовом хребте описываемая возрастная группа вклю-
чает малые интрузии гор Ятыргварта, Магишо и другие, рас-
полагающиеся близ сочленения с зоной продольных депрессии.
Они связаны с системой разломом и в большинстве случаев
имеют более или менее ярко выраженные признаки форми-
рования в гипабиссальных условиях. Породы этой группы об-
разуют иногда мелкие массивы с площадью выхода всего до
1—2 км2, обычно же значительно меньше и характеризуются
большой пестротой состава. Среди них выделяются диориты,
монцониты, сиениты, гранодиориты; анортоклазовые граниты
и гранит-порфиры, слагающие чаще отдельные штоки и дай-
ки, но иногда формирующие сложные дифференцированные
массивы.
Возраст рассмотренного комплекса одни исследователи оп-
ределяли как среднепалеозойский (194), другие — как верхне-
палеозойский (17). Геологические данные для решения этого
вопроса недостаточны и сводятся к следующему. Уже давно из-
вестно, что породы комплекса трансгрессивно перекрываются
юрскими отложениями, но только сравнительно недавно уста-
новлено прорывание гранитами Главного хребта нижнего кар-
бона. В последние годы получены многочисленные данные оп-
ределений абсолютного возраста, показавшие для различных
массивов цифры, колеблющиеся в пределах 180—240 млн. лет
(16, 264), что отвечает середине перми — триасу. Таким обра-
зом, геохимики поддержали мнение тех геологов, которые от-
носят породы комплекса к верхнепалеозойским или, точнее,
к позднегерцинским образованиям.
2«г
На Дзирульском массиве широко распространены гранпто-
иды, сопоставляемые с «серыми» и «красными» гранитами
Большого Кавказа. По мнению некоторых исследователей, они
принадлежат к одной возрастной группе, другие же думают,
что здесь, наряду с каледонскими, развиты также герцинские
гранитоиды (92). То же самое можно сказать о сходных маг-
матических проявлениях, наблюдаемых в Храмском массиве,
абсолютный возраст которых подтвержден результатами из-
мерений (226). Что касается других районов Малого Кавказа,
то предположительно герцинский возраст имеют также грани-
тоиды Лодского массива.
Эффузивные проявления средне-и позднепалеозойского воз-
раста развиты только на Большом Кавказе. Особенно обильны-
ми были девонские излияния кислых лав, сопровождавшиеся
накоплением пирокластических продуктов. Широко представ-
лены здесь также нижнекаменноугольные спилиты, средние и
кислые лавы, в тесной связи с которыми, по-видимому, нахо-
дятся пластовые залежи порфиритов и Раббро-диабазов. Позд-
непалеозойский вулканогенный комплекс тоже разнообразен
по составу, но состоит преимущественно из средних, реже
кислых лав и туфов в каменноугольных и нижнепермских от-
ложениях.
В мезозое также выделяются два разновозрастных магма-
тических комплекса — юрский и меловой, хорошо выраженные
как на Большом Кавказе, так и в Закавказье.
Интрузивы юрского возраста относятся к семей-
ству основных и плагиогранитных пород. Они генетически
тесно связаны с обильными излияниями, формирующими осо-
бенно мощные вулканогенные толщи в разрезах средней юры,
и образуют с ними комагматические серии. Некоторые массивы
этой группы — кварцевые диориты, гранодиорит-порфиры и
граниты в сопровождении жильных пород развиты на южном
склоне Главного хребта в Абхазии, где они залегают среди
среднеюрской вулканогенной толщи и трансгрессивно перекры-
ваются нижним мелом. Определения абсолютного возраста
наиболее крупного из интрузивов этого района — Келасур-
ского массива дали в среднем 157 млн. лет (226), что вполне
согласуется с геологической позицией массива. К этой же
возрастной группе, вероятно, относятся известные здесь ин-
трузивы габбро-монцонитов, а в пределах Дзирульского мас-
сива — кварцевые диориты и гранодиориты, занимающие та-
кую же позицию, как и Келасурский интрузив.
На Малом Кавказе юрский возраст, видимо, имеют габбро-
диабазы, гранодиориты и гранит-порфиры Храмского масси-
ва, а дальше к юго-востоку, в районе Кедабека-Шамхора, на-
ходится несколько довольно крупных интрузивов порфиро-
видных плагиогранитов среднеюрского возраста (1). Еще
юго-восточнее, в пределах этой же Сомхито-Карабахской
298
структурно-фациальной зоны, широко распространены интру-
зивные массивы верхнеюрского-нижнемелового возраста
'(137).
На Северном Кавказе часто встречаются дайки и линзо-
видные тела основных пород, описанные многими геологами
под названием формации габбро-диабазов. Следует отметить,
что породы, относимые к этой формации, по-видимому, час-
тично принадлежат к палеозойским магматическим комплек-
сам, но большая их часть несомненно относится к нижней юре
и имеет в Западном и Центральном Кавказе дотоарский воз-
раст. Восточнее, в Дагестане, среди ааленских отложений
залегают целые поля даек; среди них, кроме габбро-диабазов,
весьма развиты многофазные, нередко симметричного стро-
ения дайки, сложенные диорит-порфиритами и сферолитовы-
ми гранитами и особенно широко распространенные в бас-
сейне р. Самур. В Северной Осетии, в районе Садона, к сред-
неюрским образованиям относят дайки и довольно крупные
интрузивные тела гранодиорит-порфиров, известные в лите-
ратуре под наименованием «кератофировой интрузии» (194).
Юрские средние и отчасти кислые эффузивы и пирокласти-
ческие породы сосредоточены главным образом в составе бай-
осских отложений. В разрезах лейаса и мальма также из-
вестны основные и кислые лавы, туфобрекчии и туфы, но они
имеют подчиненное значение.
Меловой интрузивный комплекс в пределах
всей Кавказской геосинклинальной складчатой системы изучен
еще недостаточно и поэтому о нем высказано много взаимоис-
ключающих суждений.
На северном склоне Центрального Кавказа широко рас-
пространен комплекс так называемых неоинтрузий, среди ко-
торых выделяются субинтрузивные тела и настоящие интрузи-
вы резко гипабиссального облика. Для -этого комплекса ха-
рактерны: небольшие размеры штокообразных массивов (не
более 3—4 км2, но обычно значительно меньше), групповое
их расположение и приуроченность к разрывным нарушениям.
Наиболее распространены неоинтрузии теплинского типа, сло-
женные породами гранодиоритового семейства (гранодиори-
ты, сиенит-диориты, кварцевые диориты и граниты); в их чис-
ле находятся массивы г. Тепли, Сангути-дона и другие (38).
В состав комплекса входят и более кислые граниты — так
называемые эльджуртинские граниты долины Баксана, тыр-
ны-аузские гранит-порфиры, граниты и гранит-аплиты, цей-
ские роговообманковые граниты и т. д. Важнейшая особен-
ность состава всех этих пород — наличие анортоклаза, сви-
детельствующего о малых глубинах формирования интрузи-
вов (25).
Данные о геологической позиции этого комплекса недоста-
точно определенны, в связи с чем многочисленные геологи вы-
299
сказали самые разноречивые мнения о его возрасте, датируя
его в широких рамках — от нижней юры до плиоцена. В тоже
время для этого комплекса недавно произведено значитель-
ное количество определений абсолютного возраста, показав-
шее хорошую сходимость цифр- Для различных массивов эти
цифры колеблются в пределах 80—140 млн. лет, т. е. все они
попадают в группу меловых образований, причем большин-
ство из них, по-видимому, сформировано в позднем мелу.
На южном склоне Главного хребта, в верховьях рек Псоу,
Мзымты и Сочи, довольно широко распространены породы
габбро-диоритового комплекса. Здесь, кроме главных членов
ряда, имеются также габбро-диориты и диоритовые порфи-
риты. Они слагают пластообразные тела и дайки, реже штоки
и залегают среди отложений юры и нижнего мела. По мине-
ралогическому составу, структурным и текстурным особен-
ностям многие массивы этой группы очень похожи на плаги-
оклазовые порфириты, образующие пластообразные тела сре-
ди развитых в районе отложений сеномана- Поэтому естест-
венно предположить, что габбро-диоритовый комплекс интру-
зивных пород сформирован в позднем мелу (192).
Очень любопытные верхнемеловые интрузивные образова-
ния вместе с другими изверженными породами встречены на
западном окончании Главного хребта, в бассейнах рек Туап-
синки и Пшиша (18). Среди отложений юры и нижнего мела
(?) залегают штокообразные тела гранодиорит-порфиров
вместе с жильными аплитовидными породами, а также весьма
своеобразные «экструзивы» гранитоидов, слагающие г. Индюк
и другие массивы. Для этих образований, получивших назва-
ние гранитоидов типа г. Индюк, характерно наличие «гранит-
ного остова» из близких по размерам зерен кварца, полевых
шпатов и биотита, а также обильных ксенолитов вмещающих
пород, сцементированных тонкозернистой эффузивной массой
с подчиненным стеклом. Абсолютный возраст этих пород на-
ходится в пределах 90—НО млн. лет, что отвечает верхнему
мелу.*
В северо-восточной части Малого Кавказа широко разви-
ты основные интрузивные породы нижнемелового возраста,
формирующие большое количество массивов, протягивающих-
ся в пределах Сомхито-Карабахской структурно-фациальной
зоны от Алаверды на северо-западе почти до Степанакерта
(1, 105). Интрузивные массивы неправильной формы имеют
гипабиссальный облик, размеры от 2—-3 км2 до нескольких
десятков квадратных километров (Кедабекский, Мехманин-
ский и другие плутоны) и обычно вытянуты в северо-запад-
* По мнению некоторых исследователей (В. Е. Хайн, М. Г. Лсмпзе),
возраст этих пород— среднеюрский (так же как и описываемых ниже эруп-
тивных брекчий, относимых к кайнозою), а генезис их несколько иной
(Прим. ред.).
300
ном направлении. В строении массивов участвуют главным
образом кварцевые диориты, диориты и гранодиориты, а так-
же более основные (габбро и габбро-диориты) и кислые поро-
ды (граниты и гранит-аплиты). Некоторые плутоны, напри-
мер Дашкесанский, отличаются многофазным строением и
сложены породами от габбро до гранит-аплитов в сопровож-
дении обильной серии жильных пород основного и кислого
состава. Массивы этого комплекса прорывают верхнеюрскле
отложения, а некоторые из них перекрываются сеноманом, чем
и определяется их нижнемеловой возраст. Необходимо под-
черкнуть, что среди вулканогенно-терригенных отложений верх-
ней юры нередко встречаются мелкие субинтрузивные тела габ-
оро-норитов, габбро-диабазов, диабазовых порфиритов, дио-
рит-порфиритов и других основных пород, часто очень сходных
с описанными выше и образующих с ними комагматическую
серию. Учитывая это, по-видимому, правильно объединить все
эти породы в единый магматический комплекс верхнеюрского
— неокомского возраста (137).
В пределах рассматриваемой территории развита еще од-
на группа, вероятно, верхнемеловых изверженных пород —
это офиолитовая формация Малого Кавказа. Входящие в ее
состав гипербазитовые массивы, как хорошо видно на геологи-
ческой карте, особенно интенсивно насыщают полосу, протя-
гивающуюся на юго-восток от северного берега озера Севан.
Мелкие массивы гипербазитов залегают здесь в вулканогенной
толще нижней части верхнего мела, в основном среди андезит-
базальтовых лав, с которыми они весьма тесно переплетаются.
По составу среди них выделяются перидотиты, дуниты и габ-
бро-пироксениты, обычно почти нацело серпентинизирован-
ные. Офиолитовый пояс Малого Кавказа приурочен к глубин-
ному разлому, который на юго-востоке и северо-западе выхо-
дит за пределы нашей страны (он продолжается в прилежа- »
ших районах Турции и Ирана). Возрастное положение гипер-
базитов вызывает разногласия: некоторые геологи относят их
к палеогену, а другие —- к верхнему мелу. Верхнемеловой воз-
раст этого магматического комплекса доказывается тем, что
в ряде мест обнаружено трансгрессивное, со змеевиковой
галькой в базальных горизонтах, залегание верхнего сантона
на гипербазитах; косвенное подтверждение этого — сантон-
ский возраст аналогичных по составу пород в Турции и Ира-
не (136).
Эффузивные образования мелового возраста часто встре-
чаются только на Малом Кавказе, где в отложениях сенома-
на -нижнего сантона существенная роль принадлежит лавам
и разнообразным пирокластическим породам.
Кайнозойские магматические проявления
на Кавказе многообразны и обильны, особенно на Малом
Кавказе, и представлены в различных формах. Кроме вулкано-
301
генных комплексов, входящих в состав охарактеризованных
выше разрезов палеогена на севере и в центральной части
Малого Кавказа и в Талыше, здесь широко распространены
разновозрастные интрузивные породы и эффузивы.
В осевой зоне Главного хребта и на северном склоне Цент-
рального Кавказа распространены туфогенные толщи, мощные
покровы и многочисленные потоки лав, а также подчиненные
им мелкие тела интрузивных пород, сформированные в про-
цессе сложного многоэтапного вулканизма плиоцен-четвер-
тичного времени. Особенно много их в западной части этой
территории. Наиболее ранние (плиоценовые) продукты вулка-
нических извержений сложены преимущественно породами ли-
паритового состава, которые позже, уже в антропогене, сме-
нились липарит-дацитовыми и отчасти дацит-андезитовыми
магматическими продуктами.
Магматические проявления западной части Центрального
Кавказа образуют единую Эльбрусскую вулканическую об-
ласть (159). Они приурочены к субмеридиональной зоне круп-
ных поперечных нарушений, охватывающих как складчатые
сооружения Кавказа, так и прилегающие с севера части
Южнорусской плиты, где с ними связаны упоминавшиеся
ранее трахилипариты Минераловодского района.
В восточной части Центрального Кавказа, в районе Каз-
бека, развиты андезитовые и дацитовые лавы. Интрузивные
и субинтрузивные породы тесно связаны с излияниями и сла-
гают лакколиты, магматические диапиры, некки и особенно
широко распространенные дайки соответствующего состава.
Некоторые геологи считают, что большая часть перечислен-
ных вулканических образований сформирована в палеогене
(193). Это отражено в последних изданиях геологических
карт, однако большинство геологов относит их к плиоцен-чет-
вертичным образованиям (159, 220).
В западной части Главного Кавказского хребта вместе
с верхнемеловыми изверженными породами обнаружены кай-
нозойские магматические проявления в виде даек субщелочных
габброидов (эссекситовых габбро), натриевых порфиров и
кайнотипных трахитов. Они входят в состав своеобразных
эруптивных брекчий, абсолютный возраст которых опреде-
ляется в 30—60 млн. лет.
На Малом Кавказе выделяются две главные эпохи кайно-
зойской магматической деятельности — эоценовая и новейшая
неоген-четвертичная, играющие огромную роль в геологической
истории этой горной страны, особенно южных ее районов.
В Аджаро-Триалетской структурно-фациальной зоне эоцен
выражен мощными накоплениями вулканогенных продуктов,
преимущественно лав андезитового состава. В соседних участ-
ках Куринской депрессии кое-где происходили излияния ще-
лочных лав — лейцитовых тефритов и анальцимовых трахи-
302
тов. В тесной связи с эффузиями находятся и проявления ин-
трузивной деятельности: в первом из названных районов —
в виде даек цеолитовых габбро и мелких массивов сиенит-
диоритов, а во втором — анальцимовых сиенитов (76).
В пределах офиолитового пояса Малого Кавказа, кроме
упоминавшихся уже верхнемеловых гипербазитов, развиты
габбро и габбро-диориты эоцена: по-видимому, этот же воз-
раст имеют и некоторые массивы гипербазитов (137). В Сом-
хито-Карабахской структурно-фациальной зоне эоценовыми
являются несколько небольших массивов гранитов и грано-
диоритов. Однако наиболее крупные интрузивные комплексы
этого возраста с очень сложным составом и строением из-
вестны в Памбакском хребте, к северо-западу от озера Се-
ван (Памбакский комплекс) и в южной части Зангезурского
хребта (Ордубад-Мегринский комплекс).
В Памбакском хребте находятся многочисленные массивы
интрузивных пород, образующие два комплекса — щелочно-
земельный и щелочной, тесно связанные пространственно и
по времени внедрения (116) В первом из них наиболее ши-
роко развиты крупные интрузивы гранодиоритов, кварцевых
диоритов и монцонитов; подчиненную роль играют мелкие
тела основных и ультраосновных пород — пироксениты и габ-
бро, а также массивы гранитов. Этот комплекс образовался
в результате последовательных внедрений различных по со-
ставу дифференциатов в нормальной последовательности —
от основных к кислым разностям.
После интрузии щелочно-земельной магмы был сформиро-
ван крупный массив порфировидных гранитов с отклонением
к сиенитам. Этот массив как бы начинает новый этап магма-
тической деятельности — интрузию щелочного комплекса,
в состав которого входят последовательно образованные
сиениты, эпилейцитовые порфиры, тефриты, щелочные и не-
фелиновые сиениты и, наконец, нордмаркиты и монцониты, за-
вершающие формирование комплекса. Образование собственно
щелочных пород Памбакского комплекса началось с излияния
лав эпилейцитовых порфиров и выбросов грубообломочных
туфов, затем внедрялись дайки эпилейцитовых порфиров и
тефритов и, наконец, возникли интрузивы щелочных и нефели-
новых сиенитов, создавших небольшие округлые массивы
и довольно крупный Тежахметский плутон сложного кольце-
вого строения. Эти породы сопровождаются жильной серией —
нефелин-анальцимовыми сиенит-аплитами и пегматитами.
Оба описанных комплекса имеют верхнеэоценовый возраст.
В строении сложного многофазного Ордубад-Мегринского
плутона принимает участие также разнообразная серия по-
род — от ультраосновных до кислых — при значительном
участии щелочных разностей (4, 194). Главную роль в состав?
плутона играют граносиениты, сиенит-диориты, гранодиориты
303
к монцониты, слагающие большую его часть. Резко подчинен-
ное значение имеют ультраосновные и основные породы — пи-
роксениты, габбро-, габбро-диориты, нефелиновые сиениты и
другие породы. Жильная серия довольно обильна и представ-
лена лейкократовыми и меланократовыми породами, среди
которых наиболее распространены разнообразные лампрофи-
ры. С Ордубад-Мегринским плутоном тесно связаны распо-
ложенные севернее и северо-западнее многочисленные мел-
кие массивы в виде штоков, интрузивных залежей и лакко-
литов. Большинство из них отличается гипабиссальным об-
ликом и сложено гранодиоритами и кварцевыми монцонитами
с переходами, с одной стороны, к габбро, а с другой — к сие-
нитам.
В Талыше интрузивные породы верхнеэоценового возраста
представлены мелкими массивами перидотитов, габбро-, габ-
бро-диоритов и сиенит-диоритов.
Неоген-четвертичные вулканические образования особенно
широко развиты в центральных, южных и западных районах
.Малого Кавказа и обусловливают многие характерные особен-
ности этого края- Они представлены лавовыми потоками дли-
ной иногда до нескольких десятков километров; туфовыми
покровами, занимающими огромные площади, особенно в за-
падных районах; вулканическими конусами, сложенными глав-
ным образом пирокластическими продуктами и придающими
тандшафтам очень своеобразный вид. Для Малого Кавказа
в целом характерен ареальный тип вулканизма, определя-
ющийся деятельностью многочисленных, близко расположен-
ных друг к другу вулканов (90).
По времени проявления выделяется три основных этапа но-
вейшего вулканизма: верхнемиоценовый-нижнеплпоценовый
(возможно, этап начинается со среднего сармата), верхне-
плиоценовый (акчагыл-апшеронский) и антропогеновый (158).
Первый из названных этапов отличается особенно боль-
шой интенсивностью и проявился в пределах обширной терри-
тории, протягивающейся в виде широкой полосы от г. Ленина-
кана на западе до бассейна р. Акера на востоке. Грандиоз-
ные излияния лав и выбросы пирокластических продуктов
обусловили формирование вулканогенных толщ мощностью во
многие сотни метров, иногда даже в первые километры. Вна-
чале изливались андезитовые и андезит-базальтовые лавы, за-
тем трахит-андезитовые и андезитовые лавы в сопровождении
пирокластов соответствующего состава и, наконец, вязкие
дацитовые и липаритовые лавы Верхнеплиоценовый этап
вулканической деятельности энергично проявился главным об-
разом в трех областях: на обширной территории, прилегаю-
щей к г. Арагац и простирающейся: вплоть до западного бе-
рега озера Севан, в Ахалкалакском и Карабахском нагорьях.
Извержения начинались долеритовыми базальтами, затем из-
304
ливалпсь андезит-базальты, андезит-дацпты и дациты и.
наконец, формировались небольшие линаритовые экструзивы.
К этому этапу относится и энергичная деятельность крупных
вулканов центрального типа — Арагаца, Арайлера и других,
извергавших кислые лавы.
Антропогеновый вулканизм был менее интенсивным, и его
продукты представлены маломощными покровами и длинными
лавовыми потоками — вначале андезит-базальтового соста-
ва, а позднее андезитового и андезит-дацитового, туфолавами
и более кислыми дацитовыми и пирокластическими образова-
ниями.
Все эти мощные вспышки вулканической деятельности бы-
ли вызваны крупными сводообразными поднятиями, сопро-
вождавшимися широким развитием разломов, которые слу-
жили путями для выхода на поверхность магмы.
ТЕКТОНИКА
В современной структуре Кавказа выделяется несколько
крупнейших элементов. Они сильно разнятся друг от друга по
внутреннему устройству, а также истории геологического раз-
вития и представляют собой главные структурно-фациалы ые
зоны первого порядка (фиг- 58). Такими элементами явля-
ются прежде всего огромные и очень сложнопостроенные под-
нятия Большого и Малого Кавказа и разделяющий их Kv
ринско-Рионский межгорный прогиб. На севере с поднятием
Большого Кавказа граничит промежуточная структура, свя-
зывающая его с Южнорусской плитой —- Предкавказский
краевой прогиб. Наконец, на крайнем юге Малого Кавказа
выделяется Араксинская впадина, относящаяся к системе
второю межгорного прогиба — Ирано-Анатолийского, боль-
шая часть которого находится за пределами нашей страны.
Поднятие Большого Кавказа представляет собой громад-
ный антиклинорий первого порядка, или мегантиклинорий. На
любой мелкомасштабной геологической карте отчетливо выра-
жается антиклинальное строение мегантиклннорпя, протягива-
ющегося в юго-восточном направлении от Таманского до Ап-
шеронского полуострова и имеющего в районах этих полуост-
ровов четко выраженные периклинальные окончания; северо-
восточное и юго-западное его крылья в основном довольно
четко оконтуриваются границей между отложениями мела
и палеогена. Внутреннее строение мегантиклинория определя-
ется сложным сочетанием складчатых и глыбовых дислокаций.
Внутри мегантиклинория выделяются две структурно рез-
ко отличающиеся области: зоны северного и южного склонов,
в с-бщем отвечающие двум частным геосинклиналям, обосо-
бившимся в процессе развития геосинклинальной системы
Бол.ьшого Кавказа еще в юрском периоде (22, 289). Эти зоны
20 Е. М- Лазько
305
разделяются Главным надвигом, или, вернее, системой над-
вигов южного склона, по которой северная зона надвинута на
южную. Надвиги прослеживаются на многие сотни километров
Фиг. 58. Схема тектоники Кавказа
— выходы на поверхность домезозойского фх-ндамента (/ — Центральный горст-
антиклинорий Главного хребта; массивы: II — Дзирульский, III — Храмский, IV —
Локский); 2 — домезозойский фундамент под покровом маломощных отложений ме-
зокайнозоя (Северокавказская моноклиналь); 3 —то же под мощным чехлом ме-
зокайнозоя (Южнорусская плита); 4— складчатые системы Большого и Малого
Кавказа (V — зона северного склона Большого Кавказа. VI — Дагестанский клнн,
VII — зона южного склона, VIII — Аджаро-Триалетская зона, IX — Талышская зо
на, X — Сомхито-Карабахская зона, XI — Армянская зона); 5 — краевые и меж-
горные прогибы (впадины: XII — Кубанская, XIII— Терская, XIV— Рионская.
XV — Куринская, XVI — Араксинская); 6 — разрывные нарушения (ГН — Главный
надвнг Большого Кавказа, СР — Севанский глубинный разлом); 7—зоны флексур
(СКФ — Волгоградско- Кавказская); 8— оси крупных антиклинальных поднятий
(Цифры на фигуре — антиклинальные зоны: 1 — Теоская, 2 — Сунженская; анти
клинории: 3 — Сванетский, 4 — Кахетинский, 5 — Локско-Алавердский, 6 — Шам-
хорский, 7 — Муровдагский, 8 — Карабахский, 9 — Мисхано-Зангезурская антикли-
нальная зона, 10 — Даралагезский антиклинорий); 9 — оси крупных синклинальных
прогибов (11 — Новороссийский, 12 — Чиауро-Дибрарскнй, 13 — Лечхумский, 11 —
Ахалцихский, 15 — Севанский, 16 — Ереванский); 10 — платформенные впадины
(Восточно-Кубанская); И — площади, покрытые новейшими лавовыми излияниями
от области северо-западного погружения Кавказа до берега
Каспийского моря, севернее Апшеронского полуострова.
Зона северного склона, в свою очередь, четко делится на
две части — западную, где широко распространены разнооб-
разные доюрские образования, и восточную, где они почти
отсутствуют. Важнейшая роль в строении западной части се-
306
верного склона принадлежит крупному приподнятому текто-
ническому блоку, сложенному докембрийскими и палеозойски-
ми отложениями и крупными массами изверженных пород.
Южная часть блока, где названные породы выходят непо-
средственно на поверхность, образует центральное поднятие,
или, точнее, горст-антиклинорий Главного хребта. Северная же
его часть постепенно погружается к северу под покров юрских
и меловых отложений, формирующих здесь пологое крыло ме-
Фиг. 59. Схематические геологические профили Кавказа
(по И. Г. Кузнецову)
а — профиль через Главный хребет, б — профиль через Скалистый хребет.
гантиклинорня (фиг. 59 а). Этот тектонический блок со всех
сторон ограничен разрывными нарушениями: на юге — Глав-
ным надвигом южного склона, на севере — широтным раз-
ломом по широте г. Черкесска, на западе и востоке — слож-
ными зонами разломов и флексур-
Горст-антиклинорий Главного хребта, в свою очередь, раз-
бит крутыми протяженными разломами на систему более
мелких блоков; наиболее крупные из них отличаются особен-
ностями своего строения и выделяются в качестве самосто-
ятельных тектонических зон второго порядка, вытягивающихся
в субширотном или генеральном кавказском северо-западном
направлении (107, 128). Важнейшая из таких зон, сложенная
в основном палеозоем, непрерывно прослеживается между до-
линами рек Белой и Чегема. В отдельных опущенных блоках,
имеющих характер грабен-синклиналей, среди кристалличес-
ких пород сохранились осадочные палеозойские и юрски(>
отложения. Внутренняя структура древних образований ядра
горст-антиклинооия определяется с большим трудом: кристал-
лические сланцы докембрия и метаморфизованный нижний
палеозой смяты в очень сложную систему сильно сжатых скла-
док. обычно опрокинутых на юг и разбитых многочисленными
дизъюнктивными нарушениями. Юрские отложения, кое-где
залегающие в узких и длинных опущенных блоках, имеют
общее синклинальное строение с пологим залеганием пород
20*
307
в ядре и довольно крутыми падениями в крыльях, что обус-
ловлено перемещениями вдоль ограничивающих разрывов
(фиг. 60 6). Внутри этих грабен-синклиналей местами отмеча-
ются более мелкие дислокации, также связанные с многочис-
ленными дополнительными продольными сбросами разной ам-
плитуды.
Очень сложно построена зона развития палеозойских от
ложений, к которым на северо-западе присоединяется триас.
Фиг. 60. Геологические разрезы через Передовой хребет
(по Д. С. Кизевальтеру).
В бассейнах рек Белой, Большой и Малой Лабы находится
серия крупных складок северо-западного простирания, места-
ми ветвящихся и осложненных крутыми складками второго
порядка. Складки разорваны продольными и косыми разлома-
ми, по которым отдельные части складчатой структуры иног-
да выдвинуты в виде клиньев. По направлению на юго-восток
простирание складок постепенно изменяется, и в бассейнах
верховьев рек Кубани—Чегема зона приобретает субширот-
ное протяжение. Строение ее здесь особенно сложное. Интен-
сивно дислоцированные палеозойские и юрские породы разби-
ты многочисленными сбросами различной амплитуды и обра-
зуют систему тектонических клиньев (см. фиг. 60 а). Эта
Тырныауз-Пшекишская зона в целом имеет здесь ширину все-
го 3—4 км и интенсивно насыщена разнообразными извержен-
ными породами. Она представляет собой одну из важнейших
зон глубинных разломов Кавказа.
Севернее описанной зоны палеозойские и кристаллические
породы скрываются под отложениями юры и мела, падающи-
ми в северных румбах под \глом 6—8° и формирующими здесь
308
структуру, которая нередко называется Северокавказской мо-
ноклиналью. В восточной ее части, вместе с общим измене
пнем направления моноклинали на северо-западное, отмеча-
ется значительно более крутое залегание пластов и монокли-
наль осложняется пологими складками (см. фиг. 59 6). В об-
щем же картина этих весьма спокойных дислокаций монокли-
нали совсем необычна для складчатой геосинклинальной об-
ласти. Она, по-видимому, объясняется тем, что неглубоко за-
Фиг. 61. Геологический разрез через Главный Кавказский хребет
(по Е. Е. Милановскому и В. Е. Хапну).
летающий домезозойский фундамент в течение складкообпазо-
вательных движений представлял собой жесткую консолидиро-
ванную глыбу, которая препятствовала возникновению сжатых
складок в мезозойских породах верхнего структурного этажа.
Восточная часть северного склона оезко отличается от за-
падной части характером складчатых деформаций. Здесь вы-
деляются крупные антиклинории и синклинории, сложенные
осадками нижней и средней юры. Эти структуры имеют гене- .
ральное общекавказское простирание, постоянно погружаются
в юго-восточном направлении и состоят из системы крупных
складок, осложненных мелкой гофрировкой и многочисленны-
ми разрывами, обычно в виде надвигов небольшой амплиту-
ды. На севере складки сжаты умеренно, на юге — сильнее
и местами образуют изоклинальные системы (фиг. 61). В боль-
шинстве случаев осевые плоскости складок наклонены к северу,
но иа юге местами наблюдаются обратные падения, и тогда
складчатая система в целом приобретает веерообразное строе-
ние. Складчатые дислокации более северных частей рассмат-
риваемой зоны, в строении которых участвуют отложения от
верхней юры до палеогена, относительно просты. Более слож-
ное строение характеризует эту область на западе, но по на-
правлению на восток интенсивность складчатых дислокаций
убывает.
Специфические черты строения имеет область северного
Дагестана, получившая от Н. С. Шатского название «Даге-
станского клина». Меловые и отчасти верхнеюрские карбо-
натные толщи, слагающие этот район, как хорошо видно на
309
геологической карте, действительно глубоко вдаются в виде
клина на север, в область развития третичных отложений.
Для большей части Дагестанского клина типично развитие
симметричных куполовидных и коробчатых складок с широким
пологим сводом и крутыми крыльями (фиг. 62), в строении
которых, кроме меловых и юрских отложений, участвует па-
леоген. Крупные складки обычно осложнены вторичными мел-
кими стулообразными и ступенчатыми складками и разбиты
Фиг. 62. Геологический разрез через Западный (известняковый) Да-
гестан (по А. Е. Криволуцкому)
1 — неоген. 2 — верхний мел, 3 — верхний баррем-альб. 4 — нижний баррем.
5 — готерив, 6 — верхняя юра-валанжин, 7 — верхний байос-бат, 8 — нижний
байос, 5 — верхний аален, 10—нижний а’ялен.
различно ориентированными небольшими разрывными нару-
шениями.
Обращают на себя внимание резкие различия в ориенти-
ровке складок в разных участках рассматриваемой области:
на севере они, нередко кулисно подставляя друг друга, имеют
ясно выраженные широтные простирания осей, а в юго-запад-
ной части — генеральные кавказские простирания. Это объяс-
няется Н. С. Шатским тем, что мезозойские складки северной
части Дагестанского клина унаследовали направление струк-
тур герцинского складчатого основания, имеющих здесь ши-
ротную ориентировку (313).
Южный склон Большого Кавказа образует отдельную
структурно-фациальную зону и отличается особенно интен-
сивной и напряженной складчатостью. Здесь, как и в восточ-
ной части северного склона, выделяется несколько крупных
антиклинориев и синклинориев. Крупнейшими среди них явля-
ются Новороссийский и Чиауро-Дибрарский флишевые син-
клинории, выполненные отложениями верхней юры, мела
и палеогена, Сванетский антиклинорий, в строении которого,
кроме юры и мела, участвует палеозой, и другие (288). Все
эти крупные структурные единицы образованы системами
сильно сжатых, часто изоклинальных складок с почти повсе-
местным падением крыльев на север, т. е. здесь, как правило,
складки опрокинуты на юг. В зоне широко распространены
разрывы, наклоненные на север, часто с очень пологими плос-
костями сбрасывателей- По этим разрывам нередко меловые
отложения надвигаются на третичные, юрские — на меловые.
310
а в целом южный склон Главного Кавказского хребта на
большом протяжении имеет типичную чешуйчатую структуру.
В некоторых участках, например, в районе Сочи, в Кахе-
тии и на юго-восточном погружении Большого Кавказа, чешуе-
образные структуры переходят в настоящие, хотя и неболь-
шие, покровы. Здесь не отмечается явлений, которые позволи-
ли хотя бы приближенно сравнивать чешуеобразное строение
Главного Кавказского хребта с той картиной, которая нарисо-
Фиг 63. Геологический разрез южного склона Главного Кавказского
хребта (по Е. Е. Милановскому и В. Е. Хайну)
вана некоторыми европейскими геологами для Альп, где пред-
полагается наличие шарьяжей с перемещением покровов на
многие десятки и даже сотни километров. Тем не менее в рай-
оне Шемахи и в некоторых других пунктах южного склона
отдельные чешуи испытали горизонтальное перемещение в пре-
делах 20 30 км. Существование таких локальных и небольших
по масштабу покровов-чешуй местами можно считать уста-
новленным достаточно убедительно, однако некоторые из опи-
санных в литературе структур подобного- типа подвергаются
сомнению (257).
Очень сложное строение имеет участок южного склона в
районе Рачинского хребта в прилежащих территорий, где раз-
виты структуры, частично тяготеющие к только что описанным,
а иногда напоминающие структуры Закавказского межгорного
прогиба. Здесь выделяются как протяженные, узкие, иногда
опрокинутые к югу складки, так и крупные изометрические
поднятия и прогибы. Важнейшими элементами складчатой
структуры этого участка, хорошо выраженными на геологиче-
ской Карте, являются крупная субширотная Лечхумская син-
клинали выполненная третичными осадками, и расположен-
ное к юго-западу от нее Окрибское поднятие, в ядре которого
выходит вулканогенная средняя юра (фиг. 63). Многочислен-
ные, преимущественно широтные взбросы, местами разбивают
отдельные складки на серию узких блоков.
Обратимся теперь к рассмотрению особенностей строения
областей погружения Большого Кавказа.
В строении области юго-восточного погружения участву-
ют главным образом меловые и более молодые осадки, и
311
только в ядрах крупных антиклинальных складок обнажа-
ется юра. Здесь прослеживается серия крупных, постепенно
погружающихся к юго-востоку антиклиналей и синклина-
лей, нередко имеющих брахиформный характер. Складки се-
верного склона, осложненные серией довольно крутых над-
вигов с перемещениями в южном направлении, доходят до
берега Каспийского моря в районе ст. Килязп и скрываются
под его водами, а сложная складчатая система, располо-
женная между Шемахой и Баку, является продолжением
структур южного склона Главного хребта. Узкие и длинные
антиклинали, сложенные палеогеном, чередуются здесь с ши-
рокими плоскими синклиналями, выполненными неогеном,
и довольно быстро погружаются к югу. По мнению ряда ис-
следователей, складчатость Большого Кавказа не затухает
у побережья, а продолжается под водами Каспийского мо-
ря, где она смыкается со складчатыми сооружениями При-
балханской нефтеносной области (292).
Специфические особенности строения характерны для рай-
она Апшеронского полуострова. Крупнейший знаток гео- *
логин этих мест И. М. Губкин уже давно установил, что
здесь р'азвиты пучки складок, разветвляющиеся в юго-восточ-
ном направлении и состоящие из протяженных антиклиналь-
ных зон, между которыми расположены изолированные вы-
тянутые антиклинали и почти изометрические купола. Анти-
клинальные зоны, в свою очередь, состоят из цепочек куполо-
видных структур, разделенных седловинами. Наряду с нор-
мальными антиклинальными формами, здесь встречаются
складки диапирового типа, к которым нередко приурочены
грязевые вулканы (71). Аналогичные проявления грязевого
вулканизма будут более подробно описаны ниже, при рас-
смотрении структур Керченского полуострова, где они вы-
ражены в очень типичной форме.
Важнейшая на Кавказе нефтеносность Апшеронского
полуострова связана с развитием конседиментационных скла-
док в отложениях плиоцена и антропогена. Большая часть
антиклиналей представляет собой брахиантиклинальные и
куполовидные поднятия с пологими сводами, разбитыми про-
дольными и поперечными нарушениями с амплитудой от не-
скольких десятков до первых сотен метров (фиг. 64). С глу-
биной углы падения пластов в крыльях складок возрастают
от 20—30° до 60—70°, что объясняется изменением мощности,
обусловленной постепенным ростом складок.
Область северо-западного погружения Большого Кавказа
сложена преимущественно меловыми породами, которые за-
паднее Анапы сменяются более молодыми образованиями.
Меловые и подчиненные им юрские и третичные отложения
слагают систему складок генерального кавказского прости-
рания, продолжающих структуры южного склона. Здесь
312
выделяются довольно крупные антиклинали и синклинали,
осложненные протяженными разрывными нарушениями.
Особенно интенсивные дислокации развиты в юго-западной
части этой области, где складки сильно сжаты, нередко запро-
кинуты к юго-западу и разорваны довольно пологими на-
двигами, по которым отдельные части складок надвинуты
друг на друга в южном направлении. Крайняя северо-запад-
ная часть, примыкающая к области погружения в районе
а б
Фиг. 64. Складки Апшеронского полуострова (по дан-
ным управления Орджоникидзенефть и других)
а — структурная карта Сураханского поднятия (по кровле
1 горизонта продуктивной толщи}, б — профиль через Локбатан-
ское поднятие.
Таманского полуострова, имеет те же особенности тектоники,
как и район Апшеронского полуострова.
Вдоль северных границ Большого Кавказа протягивает-
ся тесно связанный с ним генетически Предкавказский крае-
вой прогиб. Точнее сказать, здесь выделяются две отдель-
ные впадины, обладаюшие всеми чертами краевых проги-
бов: Кубанская (Западный Предкавказский прогиб) и Тер-
ская (Восточный Предкавказский прогиб), между которыми
расположен крупный структурный элемент Южнорусской
плиты — Ставропольское поднятие.
Северная граница Западного Предкавказского прогиба
проводится, по линии Приморско-Ахтарск—Усть-Лабинск,
а южная — по северным выходам флишевых отложений
Большого Кавказа. На востоке прогиб оканчивается пример-
но на меридиане Майкопа, а западное его окончание фикси-
руется в пределах Крымского полуострова (114, 212). В этих
границах прогиб имеет резко выраженное асимметричное
строение.
Для внешнего наплатформенного крыла прогиба типично
очень постепенное воздымание к северу слоев палеогена и
неогена и наличие плохо оконтуренных пологих изгибов плат-
форменного типа. Внутреннее крыло осложнено многочислен-
313
ными и нередко очень интенсивными дислокациями, причем
интенсивность их возрастает к югу.
Граница складчатых сооружений прогиба и Большого Кав-
каза структурно может быть проведена лишь условно, так
как в области их сочленения местами отмечается серия
сложнопостроенных складок с участием не только палеогено-
вых, но и меловых отложений. Характер складчатых дисло-
каций внутренней зоны прогиба закономерно изменяется по
Фиг. 65. Геологические разрезы складок
а Джигинская складка (по А. Е. Быстрожнцкому); цифры на фигуре: / и 9 —
рудные слои, 2 и Ю — поит, 3 и // мэотис, 4 — средний сармат, 5 и 12 — нижний
сармат, 6 — караган 4- чокрак, 7 — Майкоп., 8 — надрудные слои. 13 — караган.
14 — чокрак.
б — Украинская складка (по А. Г. Королеву и др.): цифры на фигуре: 1 и 28-
белоглинская свита, 2 и 27 — кумекая свита, 3 и 26 — хадыженская свита, 4 и
25 — калужская свита, 5 и 24 — кутаисская свита, 6, 12 и 23 — абазинская свита,
1 — антропоген, 8 — куяльницкий ярус, 9 — киммерийский npvc. 10 — понт. II —
мноцен, 13, 16 и 22 — свита горячего ключа, 14, 17 и 21 — эльбурганская свита.
15, 18 и 20 — верхний мел, 19 — майкопская свита.
8 — Ново-дмитриевская складка (по Н. М. Карпенко и Т. Е. Сердюкову); / — ан-
тропогеи 4- киммерийский ярус, 2 — понт, 3 — мэотис, 4 — сармат. 5 — караган, 6 —
юкрак, 7 — майкоп, 8 — белоглинская свита, 9 — кумекая свита, 10 — хадыженская
свита.
простиранию. В западной его части (Таманский полуостров),
где он примыкает к области погружения Большого Кавказа,
развиты своеобразные интенсивные дислокации в виде мно-
гочисленных диапировых складок с ядрами протыкания из
майкопских отложений (фиг. 65 а). Дальше к юго-востоку,
в области сочленения прогиба со складчатым меловым фли-
шем, имеется серия сложнопостроенных складок как линей-
ных, так и брахиальной формы, с крутыми залеганиями плас-
тов в крыльях, нередко опрокинутых в сторону осевой части
прогиба и разбитых крутыми разрывами (фиг. 65 б). В стро-
ении этих складок участвуют осадки верхнего мела и палео-
гена, а породы неогена, залегающие резко несогласно, обра-
зуют крутую моноклиналь, погружающуюся на север. Еще
314
далее к юго-востоку, по мере приближения к Северокавказ-
гкоп моноклинали, складки становятся все более спокойны
ми (фиг. 65 в) и, наконец, полностью исчезают. Восточнее
Горячего ключа внутреннее крыло прогиба представляет со-
бой моноклиналь, осложненную лишь слабыми поперечны-
ми изгибами.
Некоторые исследователи считают, что внешняя зона •
краевого прогиба протягивается далеко на восток, отделяя
Ставропольское поднятие от Большого Кавказа. Однако име-
ющиеся геологические и геофизические данные противоречат
такому представлению. Южнее Ставропольского поднятия
располагается самостоятельная, сравнительно узкая и поло-
гая Восточно-Кубанская впадина, хорошо выраженная юж-
нее линии Армавир—Невиномысск—Минеральные Воды и со-
храняющая все черты платформенной впадины (212, 252).
Следует подчеркнуть, что южный ее борт на большом протя-
жении совершенно постепенно переходит в моноклиналь се-
верного склона Центрального Кавказа.
Восточный Предкавказский краевой прогиб примыкает
к Ставропольскому поднятию с юго-востока. Северная гра-
ница прогиба проводится в субширотном направлении, от пун-
кта несколько южнее Черного рынка до района Пятигорска
Отсюда граница продолжается в юго-восточном направлении,
примерно вдоль линии Нальчик—Орджоникидзе, где она при-
обретает широтное направление и тянется почти до Буйнакс-
ка. Здесь она снова резко отгибается к юго-востоку, следует
вдоль берега Каспийского моря и, наконец, скрывается под
его .водами у ст. Кызыл-Бурун.
В строении Восточного Предкавказского краевого прогиба
имеется много общего с рассмотренной выше Кубанской впа-
диной. Он также резко асимметричен и имеет два крыла —
внешнее и внутреннее, различающиеся между собой характе-
ром дислокаций. Во внешнем крыле породы залегают полого
моноклинально и воздымаются к северу. Кое-где отмечают-
ся слабые дислокации в виде террасовидных изгибов, а в за-
падной части — в виде незначительных куполовидных поднятий
Внутреннее крыло прогиба, в строении которого принимают
участие главным образом третичные осадки, смято в доволь
но сложную систему складок: Дагестанский клин разделяет
его на две различно построенные части — западную и юго-
восточную. В западной части выделяются две резко выражен-
ные антиклинальные зоны — Терская и Сунженская, отвеча-
ющие передовым хребтам и разделенные широкой и пологой
синклиналью (фиг. 66).
Для строения Терской антиклинальной зоны типичны раз-
двоение и довольно резкая ундуляция шарнира, в результате
чего она по простиранию состоит из ряда сравнительно не-
больших вытянутых и куполовидных складок. Складки имеют
45
316
Фиг. 66. Схема тектонического строения Терско-Сунжснской нефтеносной области (но И. О. Броду п М. С. Бунькову)
7 — палеоген, II — миоцен, 111 — плиоцен, IV — древпечетвертичны? отложения, V — разрывы, VI — оси антиклиналей.
Цифры на фигуре: 1 — Аракдалатерекская брахнантиклилаль, 2 — Северовозиесенская антиклиналь. 3 — Южиовознесенская антклп
паль, 4 — Алиюртовская антиклиналь, 5 — Калаусская антиклиналь, 6 — Калаусский прогиб. 7 — Эльдаровская антиклиналь, 8 — Хайн
кортовск'я антиклиналь, 9 -- Адуюртовская брахиантиклппаль, 10 — Брагуиская антиклиналь, И — Гудермесская антиклиналь, 12 — Змеи
скиВ хребет. 13 — Малокабардинский хребет, 14 — Сунженский хребет, 15 — Назра невское поднятие, 16 — С|арогрозиенская бра хи ан
тиклнналь. 17 — Новогрозненская брахиантиклиналь. 18 — Бенойская брахнантнкпиналь.
иногда килевидную, но чаще сундучную формл, обычно
опрокинуты к северу и разбиты многочисленными разрыва-
ми, нередко имеющими характер пологих надвигов неболь-
шой амплитуды с падением сместителей в южном направле-
Фиг. 67. Формы нефтеносных структур Терско-Сунженской нефтеносной
области (по А. Г. Алексину, В. П. Куцеву и В. П. Крымову)
а — геологические разрезы и структурная схема Старогрозненской антиклиначи,
б разрез Октябрьского месторождения, в разрез Новогрозненского месторож-
дения. г разрез Вознесенского месторождения.
нми. Многие складки осложнены мелкой дополнительной
складчатостью.
Сунженская антиклинальная зона имеет много общего с
Терской, но в отличие от нее состоит из серии складок, опро-
кинутых преимущественно на юг, с соответствующей ориенти-
ровкой сместителей надвигов. В этой зоне располагаются дав-
но известные и хорошо изученные нефтеносные структуры -
Старогрозненская, Новогрозненская и другие антиклинали
(фиг. 67). Южнее Сунженской антиклинальной зоны распо-
317
ложена синклиналь, которая отделяет ее от складок Черных
гор.
Довольно сложно построена юго-восточная дагестанска?
часть прогиба (фиг. 68). На северо-западе, близ Дагестанску
го клина, широко развиты крупные сундучные или куполовид-
ные, резко асимметричные складки, осложненные в крыльях
вторичными мелкими складками и разломами. Дальше к югс-
востоку складки образуют две довольно четко выраженные
антиклинальные зоны первого порядка — западную и восточ-
ную, разделенные крупной пологой синклиналью (фиг. 69).
В строении антиклинальных зон участвуют вытянутые асим-
метричные антиклинали и синклинали, а также группы четко-
видно расположенных куполов обычно с пологими, до 20—ЗСГ
падениями слоев в крыльях на поверхности, но более крутыми
на глубине. Для западной зоны характерно развитие вытяну-
тых, иногда довольно крутых антиклиналей, а для восточной—
пологих, часто куполовидных складок, осложненных разрыв-
ными нарушениями; структуры последнего типа часто нефте-
носны и газоносны (фиг. 70).
Южнее складчатой системы Большого Кавказа располага-
ется Закавказский межгорный прогиб, представляющий со-
бой крупный сложнопостроенный мегаспнклинорий. Внутри
него выделяются три отдельные тектонические зоны: восточ-
ная часть прогиба соответствует Куринской депрессии, запад-
ная — Рионской депрессии, а между ними расположено не-
большое поднятие — Дзирульский массив.
Важный структурный элемент Рионской депрессии — пре-
красно выраженная на геологической карте крупная чашеоб-
разная Мегрельская синклиналь, центральная часть которой
выполнена слабо смятыми отложениями неогена. Палеоген и
мел в виде непрерывных выходов прослеживаются в северном
и северо-восточном бортах синклинали. В остальных частях
она оконтурена отложениями этого же возраста, слагающими
серию кулисообразно расположенных брахиантиклиналей.
иногда довольно узких или же имеющих сундучную форму.
К северо-западу от Мегрельской синклинали до района Гуда-
ут вытягивается цепочка небольших брахиантиклиналей, со-
стоящих из меловых и палеогеновых пород. Он(Т обра-
зуют четко выраженную протяженную антиклинальную зону
в форме пологой дуги, выгнутой к северо-востоку (фиг. 71).
Параллельно этой антиклинальной зоне на побережье геофи-
зические исследования выявили еще одну цепочку погребен-
ных брахиантиклиналей. Южнее Мегрельской синклинали, в
Колхидском районе, сейсмическими и буоовыми работами
также обнаружена серия сложенных мелом погребенных бра-
хиантиклиналей. Они расположены кулисообразно или четко-
видно и вытягиваются в виде узких антиклинальных зон, раз-
деленных широкими пологими синклиналями (фиг. 72).
318
Фиг. 68. Схематическая тектоническая карта Дагестанской иефтеност^ой
области (по В. Д. Голубятникову)
' "“‘стретичные отложения. 2 - плиоцен. ? - миоцен, 4 - палеоген 5 - ™
ЛЗОЙ, 6 — простирание и погружение шарниров антиклинальных складок 7 — осе-
вые линип синклинальных складок. 8 - тектонические нарушения.
31»
1
Фиг. 69. Геологический разрез Дагестанской нефтеносной области
(по В. Д. Голубятникову)
I апшсрон и акчагыл, ’ — сармат, 3 - инрагапский горизонт. I чокрак. 3 Майкоп. 6 — форамшнфсровые слон.
7 - верхний мет. ' - нижний мел. Р - Пат, И* 1 — байос, II - пор.мгиП пален. 13 нижний палеи, 11 - тоар, 11- надвиги.
Некоторые из складок осложнены довольно крутыми разрыва-
ми (187).
Дзирульский палеозойский массив отделяет рионскую
часть Закавказского межгорного прогиба от куринской его
части в виде высокоприподнятого блока, где на поверхности
обнажается фундамент прогиба. В строении нижнего струк-
турного этажа Дзирульского массива принимают участие ме-
Фпг. 70. Формы нефте- и газоносных структур Дагестанской нефтенос-
ной области (по И. О. Броду и П. Н. Куприну)
разрез месторождения Избербаш, б — разрез месторождения .Хчи-Су,
в —- разрез место рождения Дагестанские огни.
таморфизпрованные докембрийские и нижнекембрийские от-
ложения, образующие серию сильно сжатых складок северо-
восточного простирания, которые сохранились только в виде
отдельных фрагментов среди крупных полей гранитов. Отло-
жения юры и мела по периферии массива также собраны в
складки северо-восточного простирания, находящегося в рез-
ком несоответствии с простираниями складок Большого Кав-
каза, и разорваны многочисленными сбросами и взбросами.
Складки в меловых породах более спокойны и просты по
сравнению с юрскими. Третичные отложения залегают совсем
спокойно и лишь местами по периферии массива обнаружи-
вают очень пологую складчатость.
Куринская часть Закавказского межгорного прогиба по-
строена значительно сложнее рионской. Непосредственно к
21 Е. М. Лазько
321
Фиг. 71. Схема тектонического строения Колхидской низменности и смеж-
ных районов (по В. Б. Оленину и Б. А. Соколову)
1 — выходы меловых отложений на поверхность; 2 — выходы вулканогенио-фли-
шевых пород палеогена Аджаро-Триалет; <3 — брахиантиклинали с выходами в
сводах мезозойских отложений; 4 — брахиантиклинали с выходами в сводах тре-
тичных отложений; 5 — погребенные брахиантиклинали, выявленные бурение*'
6 — то же, выявленное с помощью сейсморазведки: 7 — оси антиклинальных зог.
Цифрами на фигуре обозначены брахиантиклинали, например: / — Супсинская„
2 — Пнчорская, 3 — Чаладиди-1, 6 — Квалони. 14 - У рта.
Фиг 72. Схематический геологический разрез через Колхидскую низ-
менность (по В. Б. Оленину и Б. X. Соколову).
322
востоку от Дзирульского массива в восток-юго-восточном на-
правлении протягивается наиболее суженная часть прогиба —
Гори-Мухранская депрессия. Для примера она будет описана
более подробно (39). Депрессия эта представляет собой круп-
ный, выполненный неогеновыми осадками синклинорий, отде-
ляющийся системой надвигов на севере от Большого Кавказа,
а на юге — от Аджаро-Триалетской зоны Малого Кавказа.
Синклинорий разделяется на две ветви крупным вилообраз-
ным поднятием, которое четко прослеживается в северо-за-
падном направлении от с. Бицменди на р. Арагви до мериди-
ана г. Гори. Здесь оно причленяется к складчатой зоне Боль-
шого Кавказа, отделяясь от этой зоны упомянутой выше сис-
темой северных надвигов. В осевой части поднятия имеется
ряд к\лисообразно расположенных, асимметричных, иногда
осложненных крутыми надвигами антиклиналей с падениями
пластов в северных крыльях от 15—20° до 50—60°, а в юж-
ных — до 85°, что придает общую асимметрию всему подня-
тию. Углы падения слоев северного и южного крыльев син-
клинория достигают 40—50° и также осложнены дополни-
тельными складками и разрывами, особенно многочисленны-
ми в северном крыле. В восточной части синклинория, между
рр. Арагви и Пори, складчатость становится более напряжен-
ной: здесь отмечается серия сильно сжатых антиклинальных
складок, опрокинутых к югу и разделенных более пологими
и широкими синклиналями.
Особенно сложное строение Куринский прогиб имеет вос-
точнее Тбилиси, вплоть до Мингечаурского водохранилища
Здесь в поперечном направлении выделяется несколько круп-
ных структурных элементов такого же порядка, как Гори-
Мухранская депрессия. Прогиб в целом в этой области резко
расширяется и в его пределы с севера вливается Кахетин-
ский антиклинорий, а с юга — восточное окончание Аджаро-
Трналетского антиклинория; они отделяют от центральной
части прогиба его северную и южную ветви. Таким образом,
вместо одного крупного синклинория первого порядка прогиб
состоит здесь из трех таких синклинориев, разделенных дву-
мя антиклинориями. Характер проявлений дополнительно/,
складчатости повсеместно аналогичен или очень близок, что
неоднократно подчеркивалось многими геологами. Всюду в
этой области в неогеновых отложениях наблюдаются сильно
сжатые, асимметричные и часто опрокинутые в юго-западном
направлении короткие антиклинали, обычно осложненные
надвигами, и разделяющие их широкие и пологие синклинали;
кулисообразно или четковидно расположенные антиклинали
нередко вытягиваются в линии, образуя антиклинальные зоны.
Еще далее к востоку строение прогиба несколько упроща-
ется благодаря слиянию в единую структуру центрального
синклинория и двух антиклинориевых зон, являющихся про-
21 * 323
должением Кахетинского и Аджаро-Триале гского антиклино-
риев, которые вместе образуют поднятие высшего порядка
(288). Строение крайней юго-восточной части Куринской деп-
рессии расшифровывается с большим трудом, так как здесь
развит мощный чехол четвертичных отложений. На основа-
нии данных геофизических исследований и опорного бурения
в этой части депрессии выявлен ряд погребенных антикли-
нальных поднятий и разделяющих их впадин. Постепенное из-
менение характера структур Куринского прогиба по направ-
лению с запада на восток иллюстрируется профилями
(фиг. 73).
Основываясь на покровном характере складчатости боль-
шей части территории Рионо-Куринской депрессии, можно ду-
мать, что в основании мезокайнозойских отложений на отно
сительно небольшой глубине залегает жесткая межгорная
глыба, наиболее приподнятая часть которой обнажается на по-
верхности в виде Дзирульского массива (75). Глыба эта мо-
жет быть названа Грузинско-Азербайджанской. В мезокай-
нозойском этапе развития Кавказской геосинклинальной об-
ласти глыба, вероятно, имела характер срединного массива.
Поднятие Малого Кавказа, так же как и Большой Кавказ,
представляет собой крупный мегантиклинорий, в строении
которого участвует несколько разнородных структурно-фа-
циальных зон.
Северо-западную часть Малого Кавказа занимает Аджаро-
Триалетская складчатая зона, протягивающаяся в широтном
направлении от побережья Черного моря в район восточнее
Тбилиси, где она погружается под неогеновые осадки Курин-
ской депрессии. Большую северную часть зоны занимает
Аджаро-Триалетский антиклинорий, сложенный породами па-
леогена и отчасти верхнего мела, а на юге расположен Ахал-
цихский синклинорий, в строении которого, кроме верхней по-
ловины палеогена, также принимают участие вулканогенные
образования нижнего неогена. На меридиане центральной
части Дзирульского массива Аджаро-Триалетская зона наи-
более приподнята, в результате чего здесь появляются особен-
но значительные выходы верхнего мела. Породы, слагаю-
щие Аджаро-Триалетский антиклинорий, собраны в систему
сильно сжатых длинных линейных складок субширотного
простирания. В северной части антиклинория они всюду оп-
рокинуты на север, в сторону Рионо-Куринской депрессии,
причем интенсивность опрокидывания убывает около Дзи-
рульского массива. Одновременно здесь развивается зона
крупных надвигов с перемещением масс на север; надвиги
прослеживаются и восточнее, отграничивая восточную часть
Аджаро-Триалетского антиклинория от западной части Ку-
ринской депрессии. В центральной части антиклинория
складки обычно вертикальные, нередко пережатые v основания,
424
Фиг. 73. Схематические проф1ми Куринекой впадины
(по 14. Д. Гаврилову, В. Е. Хайну, А. Н. Шарданову и другим)
/ но направлению г. Геокчай - хр. Ампрв’ан, II ~ по направлению р. Гсранчай — хр. Дашюз, III — по направле-
нию Пойлы-Цители-Цхаро.
{ - мезозойские отложения, 2 — палеоценовые и эоценовые отложения, 3 — майкопская свита, 4 — юртонский ярус,
сарматский ярус. G — мэотичсскпе и понтические отложения, 7 — акчагыльскнй ярус, 3— апшеронский ярус. 9 — ап-
со тропогсп
to
а на юге они снова опрокинутые, но уже к юг\. Складки
Ахалцихского синклинория также сильно сжаты и пов-
семестно опрокинуты к югу. Таким образом, Аджаро-Триа-
летская зона имеет ясно выраженное веерообразное строе-
ние (фиг. 74).
На крайнем юго-востоке рассматриваемой территории
располагается Талышский антиклинорий, пространственно
изолированный от других крупных структурных элементов
Фиг 74. Геологические разрезы через Аджаро-Триалетскую складчатую
зону (по Е. Е. Милаиовскому и В. Е. Хайну).
Малого Кавказа. На северо-востоке он граничит с Курин-
ской депрессией, как и Аджаро-Триалетская складчатая зо-
на. С последней у антиклинория много общего как по харак-
теру тектоники, так и истории геологического развития. Рас-
сматриваемый антиклинорий протягивается в северо-запад-
ном направлении и состоит из ряда антиклинальных и син-
клинальных структур второго порядка, в строении которых
участвуют отложения палеогена и неогена. Эти структурные
формы второго порядка состоят из системы линейных, сильно
сжатых и в большинстве случаев опрокинутых складок. Опро-
кидывание особенно резко выражено в северо-восточном
крыле антиклинория, которое к тому же сильно разбито про-
дольными надвигами с крутыми падениями сбрасывателей
к юго-западу. В целом Талышский антиклинорий, как и от-
дельные осложняющие его крупные антиклинали второго по-
рядка, имеет веерообразное строение.
Следующая, Сомхито-Карабахская структурно-фациаль-
ная зона — это сложнопостроенный антиклинорий, в плане
представляющий собой большую дугу, обращенную выпук-
лостью к северо-востоку, где он граничит с Куринским про-
гибом. На юго-западе антиклинорий отделен глубинным
разломом от юго-западной части Малого Кавказа, которую
можно назвать Армянской структурно-фациальной зоной.
В наиболее приподнятых участках антиклинория на поверх-
ность выходят докембрийские и нижнепалеозойские образо-
вания, но большая его часть сложена в ядре породами юры
326
ю
Нахичеванская Даралазезский Сеёанский синклинорий
Опарина антиклинорий
*5
КМО
-5
-10
to 5 0 t 10км
Фиг. 75. Геологические разрезы Малого Кавказа
(по Е. Е. Милаиовскому ч В. Е. Ханну).
и отчасти нижнею мела, а на крыльях - отложениями верх-
него мела и палеогена (фиг. 75). Сомхито-Карабахскнй ан-
тиклинорий состоит из ряда кулисообразно замещающих
друг друга антиклинориев второго порядка, разделенных
синклинориями. Крупнейшими положительными структурами
(с северо-запада на юго-восток) являются субширотные Лок-
ско-Алавердский и Шамхорский брахиантиклннории, Муров-
дагский и Карабахский антиклинории; последний резко вы-
тянут в северо-западном направлении.
Антиклинории и синклинории осложнены сериями крупных
пологих складок, которые становятся более крутыми в крае-
вых частях Сомхито-Карабахской зоны, примыкающих к Ку-
ринской и Армянской зонам. Вместе с тем здесь часто отме-
чаются флексурообразные перегибы и крутые разрывы, осо-
бенно многочисленные на юго-западных окраинах зоны. В се-
веро-западной части зоны, между Храмским и Локским ан-
тиклинальными поднятиями, в ядре которых обнажаются
древние породы, располагается выполненная верхним мелом
синклиналь, осложненная рядом коротких, пологих и широ-
ких складок. Еще далее к северо-западу структуры Сомхито-
Карабахской зоны скрываются под обширными полями моло-
дых лав.
Особо следует остановиться на юго-западной границе
Сомхито-Карабахской зоны. Тектонический характер этой
границы признает большинство геологов, но в понимание ее
вкладывается разный смысл. Некоторые исследователи счи-
тают, что интенсивно дислоцированные породы верхнего мела
и палеогена, интрудированные породами офиолитового пояса,
пододвинуты под юрские отложения (194). Другие геологи
полагают, что здесь, хотя и не на всем протяжении зоны,
развита система надвигов, по которым юрские отложения
надвинуты на более молодые. Однако образование надвигов,
так же как и внедрение пород офиолитового пояса, они свя-
зывают с общей причиной — развитием глубинного разлома,
пересекающего весь Малый Кавказ и выходящего за пределы
нашей страны в Турцию (севернее Ленинакана) и Иран (по-
видимому, восточнее долины р. Акера-чай). Судя по ширине
выходов верхнего мела, густо насыщенных мелкими гиперба-
зитовыми массивами к юго-востоку от озера Севан, ширина
зоны разломов достигает 20—25 км.
Существование глубинного разлома, который можно на-
звать Севанским, подтверждается многими данными: он раз-
деляет две структурно-фациальные зоны с резко различной
геологической историей: Сомхито-Карабахскую и Армянскую;
вдоль зоны разлома концентрируются многочисленные интру-
зивные массивы гипербазитов и кислых пород разного возрас-
та; к нему тяготеют также разновозрастные эффузивные об-
разования; мезокайнозойские породы вдоль зоны разлома
328
часто катаклазированы и милонитизированы или же метамор-
физованы до стадии кварц-серицитовых и зеленых сланцев; к
разлому приурочены минеральные источники и многочислен-
ные очаги землетрясений, свидетельствующие о продолжаю-
щихся в наше время движениях вдоль этой важнейшей струк-
турной линии Малого Кавказа (53). Интенсивно дислоциро-
ванные толщи палеогена и верхнего мела в южных частях
Сомхито-Карабахского антиклинория, можно думать, сфор-
мированы в зоне разлома в пределах крупных приразломных
прогибов.
Дальше к юго-западу расположена следующая зона — Се-
ванская. Главный ее структурный элемент — узкий Севанский
синклинорий, выполненный главным образом эффузивными,
туфогенными и карбонатными породами верхнего мела и па-
леогена (см. фиг. 75). Наиболее интенсивная линейная склад-
чатость со сжатыми и даже опрокинутыми на юг складками
проявляется в северном его борту, в других же частях разви-
ты обычно широкие и довольно пологие складки. На юго-вос-
токе описываемый синклинорий расширяется и в долине Арак-
са погружается под плиоценовые и антропогеновые осадки.
В его юго-западном крыле здесь обособляется сложенное по-
родами юры широкое Кафанское поднятие. Крайняя северо-
западная часть Севанской зоны скрыта под молодыми лаво- *
вымп излияниями Ахалкалакского нагорья.
Юго-западнее Севанского синклинория находится Мисха-
но-Зангезурская антиклинальная зона, в систему которой вхо-
дит ряд антиклинальных поднятий, четковидно вытягиваю-
щихся в северо-западном направлении. На юго-востоке зона
начинается Западнозангезурским брахиантиклинальным под-
нятием. Оно сложено в ядре девонскими отложениями и раз-
бито крупными продольными разломами На продолжении
оси Западнозангезурского поднятия к севепо-западу просле-
живается еще несколько антиклинальных складок. Наиболее
крупные из них с девонскими отложениями в ядре располо-
жены в верховьях правой составляющей р. Арпа-чая; в бас-
сейне же р. Маман в ядре сложнопостроенной антиклинали
обнажаются докембрийские, а также нижнепалеозойские по-
роды/
На крайнем юго-западе Малого Кавказа, вдоль государ-
ственной границы, четко выделяются еще две антиклинальные
структуры — Даралагезский и Джульфинский антиклинории
второго порядка, отделенные от Мисхано-Зангезурской анти
кливальной зоны Ереван-Ордубадской синклинориевой зоной.
Некоторые исследователи относят их уже к Ирано-Анатолий-
скому прогибу (288), но другие включают в состав складча-
* По новейшим данным определений абсолютного возраста (Г. П.
Багдасарян и другие), эти породы представляют собой скорее всего мета-
морфизованную юру (Прим. ред.).
329
тых сооружений Малого Кавказа (194). Отложения палеозоя
(девон-пермь) и триаса, слагающие ядра антиклинориев, смя-
ты в серию сжатых линейных складок северо-западного на-
правления, опрокинуты то к северу, то к югу и осложнены
продольными крутыми надвигами, по которым местами палео-
зой надвинут на эоцен. В северо-восточном крыле Дарала-
гезского антиклинория дополнительные складки в палеозой-
ских отложениях опрокинуты в сторону Ереван-Ордубадской
зоны. В крыльях антиклинориев, образованных верхним ме-
лом и палеогеном, а также в соседних синклинальных проги-
бах тоже отмечаются системы складок генерального кавказ-
ского направления, но более спокойные. В краевых частях Ор-
дубадского синклинория складки обычно наклонены в на-
правлении его оси. В Ереванском синклинории, лежащем се-
веро-западнее Ордубадского, отмечаются складки северо-вос-
точного «антикавказского» простирания, а в районе восточ-
нее Еревана они имеют дугообразную форму.
В среднем течении р. Араке, от Еревана до Нахичевани,
простирается Араксинская впадина, относящаяся к северно-
му краю Ирано-Анатолийского межгорного прогиба (см. фиг
75). Даралагезским антиклинальным поднятием она разделя-
ется на две части — Араратскую и Нахичеванскую. Впадина
выполнена плиоцен-антропогеновыми озерно-печными осадка-
ми и лавами, а также современными аллювиальными отложе-
ниями и в тектоническом отношении представляет собой слож-
ный синклинальный прогиб с неоднородным складчатым ос-
нованием.
Таким образом, для Малого Кавказа в целом типична
большая сложность тектонического строения. Она проявляет-
ся в довольно бессистемном на первый взгляд распределении
крупных антиклинальных и синклинальных структур и в осо-
бенностях их внутреннего устройства, в том числе в появле-
нии «антикавказских» простираний. По всей вероятности, эти
черты тектоники во многом определяются сравнительно не-
глубоким залеганием сложноскладчатого палеозойского фун-
дамента, выходящего в ряде пунктов на поверхность в ядрах
крупных антиклиналей.
В связи с рассмотрением тектоники Кавказа уместно вер-
нуться к важнейшей проблеме о наличии в земной коре ог-
ромных тектонических структур, возникающих в результате
движений, которые охватывают одновременно платформы и
геосинклинальные складчатые области. Кавказ и Предкав-
казье вместе с прилежащими с севера участками Русской
платформы дают очень важный материал для решения этой
проблемы, детально рассмотренной Н. С. Шатским.
Этот исследователь установил, что в строении названных
регионов большая роль принадлежит серии крупных флек-
сур — Волгоградской, Ергенинской и Минераловодской. Они
330
вытянуты в одну линию, и каждая из них является
нием другой. Эта цепочка флексур или единая огр
меридиональная флексура пересекает разные ст\
элементы и разделяет различно построенные облас\
току и западу от нее. По мнению Н. С. Шатского, в
связи с этой важнейшей тектонической линией находите,
ко выраженная продольная асимметрия в строении Болйх,
Кавказа, проявляющаяся в том, что в западной более высока,
его части в ядре выходят на поверхность докембрийские и па-
леозойские породы, а в восточной — только юрские. Главные
выводы, к которым пришел этот ученый по названной проб-
леме, имеющей выдающееся значение для теоретической гео-
логии, сформулированы им следующим образом:
«...Продольная асимметрия Кавказа не может быть объяс-
нена ни особенностями мезокайнозойской складчатости в вое
точной его половине, ни особенностями палеозойского фунда
мента. Единственным объяснением продольной асимметрии
приходится считать, что Восточный Кавказ, как и прилежа-
щая часть Предкавказья, опущены значительно ниже, чем
западная часть, вследствие чего в них не вскрыт денудацией
палеозойский фундамент.
В Предкавказье граница между восточной опущенной зо-
ной и западной поднятой проходит по Минераловодской флек-
суре; далее к югу она отклоняется к юго-востоку, но хорошо
распознается по срезанию широтной палеозойской складча-
тости мезокайнозойской моноклинальной полосой между ре-
ками Малкой и Тереком. К югу от р. Чегем эта флексурная
полоса юго-юго-восточного простирания хорошо наблюдается
даже в нижне- и среднеюрских отложениях; такие же явления
можно заметить к востоку от р. Урух; поэтому смена подня-
тия западного Кавказа опущенным восточным совершается
не по единой линии разлома, а вероятно рядом небольших сту-
пенчатых флексур.
Изложенные данные не оставляют сомнений в том, что,
начиная с севера, с бассейна Камы и до Большого Кавказа
включительно, прослеживается широкая зона опускания,
причем максимум ее прогибания, возможно, сосредоточива-
ется в низовом Заволжье и в Северо-Западном Прикаспии.
Возможно также, что отдельные части этой зоны опускания
прогибались в различное время; в Предкавказье, в Поволжье
и, вероятно, на Северном Кавказе эти опускания хорошо рас-
познаются для палеогена и начала миоцена: по-видимому,
значительные опускания южной части всей этой полосы имели
место в юрское время, особенно в лейасе и доггере; в Нижнем
Заволжье хорошо намечается прогибание и в конце палеозоя.
Все приведенные данные указывают, что развитие полосы
было весьма длительное и неравномерное и началось оно, как
упоминалось, с девона.
331
Описанная область прогибания охватывает самые различ-
ные по строению участки земной коры; в Среднем Заволжье
и в Поволжье — типичную древнюю плиту с докембрийским
фундаментом, в Астраханском районе и в прилегающих час-
тях Прикаспийской депрессии — предполагаемую герцинскую
платформу с палеозойским складчатым фундаментом, наконец,
на Большом Кавказе она осложняет молодую складчатую аль-
пийскую систему и ее краевой прогиб. Обращает на себя вни-
мание то обстоятельство, что складки в мезозойских и кайно-
зойских отложениях хребта ведут себя в общем независимо
от этого прогиба, подчиняясь целиком плану развития Боль-
шого Кавказа; вулканические образования связаны на южном
склоне хребта, по-видимому с северо-западными разломами,
т. е. также с кавказским направлением, но в пределах Мине-
раловодской флексуры и ее южного продолжения... проявле-
ния магматической деятельности приурочены к долготным
направлениям и во всяком случае к секущим Большой Кав-
каз. Все эти данные приводят к выводу, что складчатость
Большого Кавказа, его продольные разломы и, вероятно, свя-
занные с ними вулканические проявления произошли в ре-
зультате движений менее глубоких по заложению, че^ об-
разование общего прогиба Восточнорусской зоны, Восточно-
го Кавказа и Каспийской депрессии. В этом отношении опи-
санная область прогибания вполне сходна с областью под-
нятия Волго-Уральского свода п Среднего Урала.
Наличие огромных тектонических структур и движений, ох-
ватывающих самые разнообразные по строению участки зем-
ной коры, ставит вопрос, во-первых, об общности движений и,
вероятно, об общности процессов изменения вещества в глу-
бинных оболочках земли под весьма различными поверхно-
стными структурами, во-вторых, вопрос о том, что в геосив-
клинальных областях, кроме этих глубинных процессов, ог-
ромную роль играют более поверхностные движения, прояв-
ляющиеся очень рельефно и подчас затушевывающие структу-
ры более глубокого заложения» (313).
ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ
Во всех структурно-фациальных зонах Кавказа известны
многочисленные месторождения полезных ископаемых раз-
личных генетических типов, причем магматогенные месторож-
дения приурочены в основном к главным антиклинориевым
структурам, тогда как важнейшие экзогенные месторождения
локализуются в синклинориях.
В пределах мегантиклинория Большого Кавказа отчетли-
во выделяются две разновозрастные группы магматогенных
месторождений — палеозойская и мезокайнозопская. Среди
палеозойских месторождений большая часть относится к гер-
цинской металлогенической эпохе и только некоторые квар-
332
цевые жилы и пегматиты с редкометальиым оруденением свя-
заны с массивами гранито-гнейсов и, возможно, являются
нижнепалеозойскими. Из них в первую очередь следует наз-
вать Блыбское и Кти-Тебердинское вольфрамовые месторож
дения и оловоносные пегматиты Белягидонского месторожде-
ния (92, 270). К вулканогенным толщам девонского возраста,
входящим в состав у руштенского комплекса, приурочены мед-
но-колчеданные месторождения — Урупское и другие, очень
сходные с месторождениями Урала: они имеют аналогичный
минеральный состав и форму, залегают среди метаморфизован-
ных эффузивов и пространственно тяготеют к пластовым за-
лежам и небольшим массивам альбитофиров (271); отличия
магматических и рудных проявлений этого типа на Урале и
Кавказе заключаются главным образом в их масштабе. То же
самое можно сказать о группе мелких месторождений хроми-
тов, связанных" с поясом серпентинизированных гипербазитов
Передового хребта; соответствующие магматические и рудные
проявления сходны с уральскими, но не идут ни в какое
сравнение с ними по масштабу. К серпентинизированным ги-
пербазитам здесь приурочены и мелкие месторождения хри-
зотиласбеста.
Многочистенные рудопроявленпя редких металлов, золота
и полиметаллов связаны с более поздними интрузивными мас-
сивами гранитного состава, но они также не образуют круп-
ных промышленных скоплений. Более или менее интересные
месторождения известны только в связи с малыми интрузи-
ями позднегерцинского возраста; они представлены барит-
пол иметаллической формацией Передового хребта, к которой
относятся такие месторождения, как Эльбрусское, ТызыЛь-
ское и другие.
Значительно более важные месторождения Большого Кав-
каза относятся к мезозойской металлогенической эпохе. Наи-
более ранние рудопроявленпя представлены мелкими место-
рождениями медно-пирротиновой формации, часто со свин-
цом, цинком и редкими металлами, известными как на север-
ном, так и на южном склоне хребта.
Более поздний возраст имеют некоторые мышьяковые мес
торождения, в том числе жильное Ценское арсенопиритовое
месторождение и группа свинцово-цннковых рудопроявлений
Среди них на северном склоне известно крупное Садонское
месторождение, представленное маломощными, но протяжен-
ными сложноразветвленными жилами, приуроченными к зоне
разлома в изверженных породах. На южном склоне распола-
гается полиметаллическое месторождение Дзышра с разви-
тыми на нем пластообразными рудными залежами.
Мезозойский возраст имеют, вероятно, и рудопроявленпя
Тырны-Аузского рудного узла и прежде всего само Тырны-
Хузское вольфрамо-молибденовое месторождение, хотя име-
333
ются сторонники как герцинского, так и третичного возраста
этого интересного месторождения. Оно относится к скарно-
вому типу и представляет собой крупную залежь неправиль-
ной формы на контакте известняков с роговиками.
К мезозойской возрастной группе относятся хорошо изве-
стные баритовые месторождения Грузии, формирующие про-
тяженный пояс вдоль южного склона Главного хребта. Hai-
более крупные из них сосредоточены в Кутаисском районе
где они выражены системами протяженных ветвящихся жил
неправильной формы, залегающих в порфиритах средней юры.
и генетически, видимо, связанные с корнями излияний (147).’
Наиболее молодая минерализация Большого Кавказа
представлена очень характерной ассоциацией минералов
мышьяка (в виде реальгара и аурипигмента), сурьмы, рту
ти и вольфрама. Большое количество мелких месторождений
этой группы образует рудные пояса. Самый выдержанный
из них протягивается вдоль южного склона Главного хребта
почти на 600 км. К этой группе принадлежат месторождения
реальгара и аурипигмента' — Лухумское и Кодис-дзири (с
киноварью), ртутные — Ахей, Талахиани, Хпек, сурьмяные —
Зопхито, Ноцара (с ферберитом) и другие. Рудные залежи,
представлены жилами сложной формы и линзовидными те-
лами, приуроченными к разломам в песчано-сланцевых и вул-
каногенных толщах юры и нижнего мела. Связь этих место-
рождений с определенной группой изверженных пород не
установлена.
Довольно часто встречаются магматогенные месторожде-
ния и на Малом Кавказе, однако палеозойские рудопроявле-
ния малочисленны и убоги; промышленное значение имеют
только мезозойские и кайнозойские месторождения.
Важную промышленную роль играют колчеданные место-
рождения, среди которых выделяются медные и медно-поли-
металлические (Аллаверды, Шамлуг, Кафан, Маднеули, Ке-
дабек), свинцово-цинковые с баритом (Ахтальское) и ссрно-
колчеданные (Чирагидзор, Тоганалы). Все они (за исключе-
нием Маднеули) залегают в среднеюрских вулканогенных тол-
щах Сомхито-Карабахской структурно-фациальной зоны.
Рудные тела имеют форму пластообразных залежей, линз и
штоков и приурочены к участкам интенсивной трещиновато-
сти во вмещающих, преимущественно кислых породах (256,
271). Как и очень близкие по условиям образования, составу
и форме уральские колчеданы, месторождения Малого Кав-
каза возникли в доскладчстый этап развития геосинклинали,
но, в отличие от уральских, почти не метаморфизованы. Про-
странственно и, вероятно, парагенетически колчеданные мес-
торождения Малого Кавказа связаны с малыми субвулкаии-
ческими интрузиями кварцевых порфиров и альбитофиров
юрского возраста (148).
334
С более поздними, предсеноманскими гранодиоритами Сом-
хито-Карабахской зоны связаны скарновые месторождения
железа, в том числе такие, как давно известное месторожде-
ние Дашкесан (где развито также кобальтовое оруденение)
и другие, а также мелкие месторождения меди и полиметал-
лов. К верхнемеловой офиолитовой формации приурочены
мелкие месторождения хромитов (Шорджа, Гейдара и дру-
гие), а также рудопроявления никеля, платины и асбеста.
С разновозрастными изверженными породами эоцена свя-
зано уже упоминавшееся медноколчеданное месторождение
Маднеули в Грузии, а также некрупные гидротермальные
месторождения меди, полиметаллов (с золотом) и некото-
рые другие рудопроявления (117).
Несколько спорный возраст имеют отдельные важные руд-
ные поля Армении, в частности молибденово-медные место-
рождения Зангезурского района. Одни исследователи счита-
ют их эоценовыми, другие — миоценовыми. Среди этих место-
рождений наиболее известны: Каджаран, Агарак, Дастакерт,
Анкаван и другие. Здесь находятся прожилково-вкрапленные
рудные тела неправильной формы, главным образом халько-
пирит-молибденитовые, а также маломощные сложноветвящи-
еся кварцевые жилы аналогичного состава. Подчиненное зна-
чение имеет полиметаллическая минерализация, развитая по
периферии рудных полей и на верхних горизонтах месторож-
дений.
Наиболее поздние рудопроявления, возраст которых до-
стоверно не установлен, но предположительно считается мио-
плиоценовым, представлены реальгар-аурипигментовыми ру-
дами Дарри-дага (Нахичеванская АССР), а также мелкими
месторождениями ртути, сурьмяного блеска с реальгаром, и
золота с теллуром и висмутом; все они связаны с Севанским
глубинным разломом (148).
Среди полезных ископаемых экзогенной группы главная
роль принадлежит нефти. Многочисленные нефтяные залежи
сосредоточены главным образом в четырех хорошо известны!
нефтеносных районах: Майкопском, Грозненском, Дагестан-
ском (в пределах краевых прогибов) и богатейшем Апшерон-
ском, или Бакинском (на юго-восточном погружении Боль-
шого Кавказа), где в настоящее время значительное количе-
ство нефти добывается далеко в море из подводных залежей
(Нефтяные камни и др.). Продолжают здесь эксплуатировать-
ся и старые, хорошо известные месторождения или нефтяные
промыслы: Ленинское (Балаханы—Сгбунчи), Биби-Эйбат,
Сураханы, Лок-Батан, Бинагадинское и другие. Крупные мес-
торождения нефти (Кировдаг и другие) недавно' открыты в
восточной части Куринской депрессии — в продуктивной тол-
ще и апшероне. Нефтяные месторождения есть и в западной
части Куринской депрессии — в южной Кахетии и близ Тбн-
335
лиси. Главная масса нефтяных залежей этих районов связа-
на с терригенными нефтеносными толщами неогена и приуро-
чена к своеобразным тектоническим структурам, описанным
выше.
В нефтеносных районах Прикаспия в нефтяных водах
содержатся иод и бром.
Среди других каустобиолитов необходимо в первую оче-
редь отметить довольно крупные месторождения каменных
углей, в том числе коксующихся (на южных склонах Глав-
ного хребта по периферии Рионской депрессии): Ткибули и
Ткварчели, приуроченные к среднеюрским угленосным тол-
щам, а также более мелкие месторождения — Бзыбское и
другие. Здесь же, неподалеку от Кутаиси, располагается од
но из крупнейших в мире марганцевых месторождений —
Чиатурское. Как и Никопольское на Украине, Полуночное ij
другие на восточном склоне Урала, оно принадлежит к груп-
пе осадочных месторождений и связано с отложениями олиго-
цена. Олигоцен, таким образом, представляется в качестве
важнейшей эпохи марганцеобразования, в течение которой
крупные промышленные скопления марганца формировались
в условиях совершенно разнохарактерных структурных об-
1астей.
В южной Армении, в районе Еревана, недавно открыто
очень крупное месторождение соли миоценового возраста.
Разнообразные месторождения нерудного минерального
сырья: алуниты, диатомиты, пемзы, травертины и многие дру-
гие находятся в разных районах Кавказа. Интенсивно добы-
ваются также многочисленные строительные материалы, сре-
ди которых особо нужно отметить разрабатываемые в районе
Арагаца артикскме туфолавы, широко, используемые в жи-
лищном строительстве как в Армении, так и за ее пределами.
Большой известностью пользуются источники минеральных
вод с целебными свойствами (особенно Мацеста и Цхалтубо)
и прекрасными вкусовыми качествами (Боржоми, Джермук
и многие другие).
ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ РАЗВИТИЯ
Кавказ принадлежит к числу хорошо изученных геосин-
клинальных складчатых областей нашей страны, однако мно-
гие вопросы геологии этого края, в том числе и некоторые
этапы его геологической истории, остаются пока неясными.
Еще очень схематически расшифрован ранний период его
развития, а докембрийский этап практически остается почти
неизвестным, хотя, вероятно, что он неразрывно связан с ка-
ледонским этапом (54); с этого последнего мы и начнем рас-
смотрение геологической истории Кавказа (194, 289).
Состав и мощность нпжнепалеозойских толщ, характер
их деформаций и метаморфических преобразований, а также
336
ранние проявления магматизма позволяют утверждать, что в
каледонском этапе Кавказ в целом представлял со-
бой геосинклинальную область, в пределах которой, однако,
не удается выявить отдельных геоантиклинальных поднятий
и геосинклинальных прогибов. Трудно установить точное вре-
мя завершающих складкообразовательных движений и под-
нятий, но, вероятно, к силуру геосинклиналь превратилась в
приподнятую складчатую страну. Границы нижнепалеозой-
ской геосинклинальной области и возникшей на ее месте
складчатой страны остаются неизвестными.
После значительного перерыва в осадкообразовании, явив-
шегося следствием каледонских движений, Кавказ вступил в
герцинский этап развития: в силуре начались новые
прогибания, которые в девоне охватывали уже значительные
территории. Распределение осадков среднего палеозоя пока-
зывает, что единая раннепалеозойская геосинклиналь рас-
членилась по крайней мере к началу девона: на Северном
Кавказе и на юге Закавказья в это время были участки шу
тенсивного прогибания и накопления осадков, а между ними
располагалась обширная геоантиклинальная зона пли средин-
ный массив.
На юге среднепалеозойская геосинклинальная область вы-
ходила за пределы Советского Союза, а на севере продолжа-
лась далеко к северу от известных выходов на поверхность
палеозоя. Герцинские складчатые сооружения предкавказ-
ской части Южнорусской плиты, по-видимому, представляли
собой краевую часть геосинклинальной области миогеосин-
клинального типа с ответвляющейся в тело древней платфор-
мы краевой системой Донбасса. В пределах же Северного Кав-
каза размещалась эвгеосинклинальная ее часть. Сочленение
погребенных герцинид с Русской платформой, как уже упо-
миналось, в полном соответствии с правилом Н. С. Шагского,
в разных участках имеет различный характер.
Во внутренних частях геосинклинальной области, г. е. в
пределах Кавказа, в первой половине герцинского этапа пре-
имущественно нисходящие движения сопровождались энер-
гичной подводной эффузивной деятельностью. Позже, со
среднего карбона, вулканизм стал постепенно затухать, вре-
менами совсем прекращаясь, но иногда достигая значитель-
ной интенсивности. В это время он проявлялся в наземных
условиях. Конец раннего и начало среднего карбона были
очень важным переломным моментом в геосинклинальном
развитии, так как именно в это время произошли первые
очень энергичные складкообразовательные движения и под-
нятия, охватившие весь Кавказ; с последними были связаны
длительный перерыв в осадкообразовании и, вероятно, внед-
рение главной массы интрузивных кислых пород уруштен-
ского комплекса.
22 Е. М. Лазько
337
В течение среднего и позднего карбон;., а также перми
тектонический режим в пределах Большого Кавказа был край-
не неустойчивым: в разных местах происходили значительные
поднятия, другие участки опускались, образуя межгорные
впадины, в которых накапливались толщи моласс, иногда в
сопровождении наземных вулканических излияний. Замет-
ные перерывы в отложении осадков, сопровождавшиеся склад-
кообразованием, фиксируются на границе среднего и верхне-
го карбона, карбона и перми, нижней и верхней перми, верх-
ней перми и триаса.
На территории южной части Малого Кавказа, судя по
относительной полноте разреза, где выпадают, однако, сред-
ний и верхний карбон, режим колебательных движений был
более спокойным и в перми отличался преимущественно опу-
сканиями, которые сменились новым поднятием в конце три-
аса. Поднятия этого времени, сопровождавшиеся возникнове-
нием складок, охватили другие районы Кавказа и завершили
герцинский этап развития.
С позднегерцинскими поднятиями связаны массовые инт-
рузии гранитной магмы, сформировавшие крупные интрузивы
батолитового типа и многочисленные трещинные тела.
После перерыва в осадконакоплении, отвечающего верхам
триаса и низам лейаса, на Кавказе наступил- новый — мезо-
кайнозойский этап развития, первая половина которого
довольно четко подразделяется на две стадии: ранняя из них
охватывает нижнюю и среднюю юру, а поздняя — верхнюю
юру и мел (257, 289).
В самом начале этого этапа в разных участках Кавказа
наметились обширные области опусканий, где формировались
мощные геосинклинальные формации и разделяющие их под-
нятия. Уже в лейасе четко обособились две геосинклинали.
Кавказская (геосинклиналь Большого Кавказа) и Антикгй-
казская (или Малокавказская), разделенные Куринско-Рион-
ским срединным массивом и ограниченные с севера Предкав-
казской платформой, а с юга — Мисхано-Зангезурской геоан-
тиклиналью; южнее последней наметилась еще одна область
слабого прогибания. Положение всех названных, а также ме-
нее крупных осложняющих элементов геосинклинальной обла-
сти хорошо иллюстрируется схемой распределения мощности
отложений нижней юры (фиг. 76). В обеих геосинклиналях
накапливались мощные и довольно однообразные терригенные
и вулканогенные толщи. Обломочный материал поступал с
платформы и срединного массива, а также с мелких внутри-
геосинклинальных поднятий, возвышавшихся над морем в ви-
де ряда островов, которые были внутренними областями пи
тания геосинклиналей (69).
Особенно энергичные и неравномерные прогибания в лей-
асе происходили в Кавказской геосинклинали, а в доггере -
338
в Антикавказской, где были сформированы очень мощные
толщи соответствующего возраста. Судя по распределению
мощности отложений двух нижних отделов юры, прогибания
этого времени в Кавказской геосинклинальной области в це-
лом были наиболее интенсивными в восточных ее частях, за-
падные же оказались относительно приподнятыми; наимень-
Фиг. 76. Мощности нижней юры (по В. Е. Хайну и Л. Н. Леонтьеву)
i — зоны поднятия, 2 — мощности от 0 до 500 м, 3 — мощности от 500 до
1000 м, 4 — мощности от 1000 до 2000 м, 5 — мощности от 2000 до 3000 м,
6 — мощности от 3000 до 4000 м, 7 — мощности более 4000 м.
шие прогибания испытал северный склон Центрального Кав-
каза, где отлагались толщи платформенного характера.
Таким образом, поскольку можно судить, используя дан-
ные по Предкавказью, в мезозойском этапе наблюдается оп-
ределенная преемственность в направленности и интенсивно-
сти прогибаний герцинского этапа, ибо в восточных частях
Предкавказья амплитуда и продолжительность прогибаний
в конце герцинского этапа были больше, чем в западных (122,
290). Это, очевидно, подтверждает идею Н. С. Шатского о
причинах асимметрии Большого Кавказа, о чем говорилось
выше.
В конце лейаса в пределах Кавказской геосинклинальной
области отмечается оживление поднятий (предтоарские, до-
иижнеааленские и предпозднеааленские движения), причем
интенсивность их местами была весьма значительной. Так,
в Дагестане верхнеааленские тектонические движения не
22- 339
только обусловили заложение многих главных структурных
форм, но и сопровождались образованием даек изверженных
горных пород и рудных жил.
В средней юре в разных участках продолжались поднятия,
в результате чего обособились отдельные геосинклинальные
прогибы, разделенные этими поднятиями. Поднятия сопро-
вождались интенсивной магматической деятельностью, в про-
цессе которой были сформированы многочисленные интрузив-
ные тела юрского возраста, в том числе и довольно крупные
массивы, развитые на южном склоне Большого Кавказа и в
Сомхито-Карабахской зоне Малого Кавказа. Особенно энер-
гичные поднятия, сопровождавшиеся складчатостью и мно-
гочисленными разрывами, произошли на границе средней и
поздней юры; именно в это время отчетливо оформились все
антиклинальные поднятия Сомхито-Карабахской антикли-
нальной зоны, выделился Севанский синклинорий, на Боль-
шом Кавказе обособились отдельные геосинклинальные про-
гибы, разделенные поднятиями, а в осевой зоне протекало до-
вольно интенсивное складкообразование.
После предпозднеюрских поднятий Кавказ вступил во вто-
рую стадию мезозойского развития, охватывающую позднюю
юру и весь мел. На протяжении этой стадии основные элемен-
ты геосинклинальной области — поднятия и прогибы, обозна-
чившиеся в поздней юре и отчасти раннем мелу, продолжали
свое направленное развитие. Это в первую очередь подчерки-
вается сохранением особенностей осадконакопления, в резуль-
тате чего в течение всей стадии на северном склоне Боль-
шого Кавказа формировались обычно карбонатно-терриген-
ные толщи, во флишевых прогибах южного склона — мощ-
ный флиш, а на Малом Кавказе — вулканогенные комплексы.
Относительно небольшие погружения характеризовали
позднеюрскую эпоху, но геотектоническая расчлененность
этого времени была очень значительной, что выразилось в раз-
нообразии формировавшихся осадков. В конце юрского пери-
ода местами отмечаются слабые предтитонские складкообра-
зовательные движения.
После позднеюрских поднятий в раннем мелу снова проис-
ходили очень энергичные прогибания, в результате чего в ряде
мест мощность нижнемеловых отложений достигла нескольких
километров. Особенно значительными прогибаниями отлича-
лись флишевые прогибы южного склона Большого Кавказа,
где мощность нижнемелового флиша составляет 4—4,5 км.
Верхнеюрские и меловые отложения Грузинской глыбы
имеют скорее характер платформенных формаций, сопровож-
даются щелочными базальтами и нигде не достигают большой
мощности.
В пределах Малого Кавказа погружения запоздали по
сравнению с Большим Кавказом и начались лишь во второй
340
половине нижнего мела. На протяжении первой половины пе-
риода здесь преимущественно происходили поднятия с внедре-
нием интрузивных массивов неокомского возраста и формиро-
вались скарновые и другие месторождения.
В течение позднего мела особенно интенсивные прогибания
с накоплением мощных толщ осадков совершались на Малом
Кавказе; значительные прогибания продолжались и во флише-
вых прогибах южного склона Большого Кавказа.
На границе раннего и позднего мела происходили подня-
тия, которым сопутствовало складкообразование; позже они
неоднократно возобновлялись, однако не были повсеместными
и совершались в разных участках не одновременно. Перерывы
в отложении осадков, отвечающие времени этих поднятий, кон-
статированы внутри альба, перед сеноманом, в нижнем туро-
не, перед сеноном и перед Маастрихтом. Особенно интенсив-
ные поднятия и связанные с ними регрессии были в конце
позднего мела и сопровождались внедрением многочислен-
ных и разнообразных по составу интрузивных массивов Лак
на Большом, так и на Малом Кавказе.
Всобственно альпийском этапе развития Кав-
каза, как и в мезозойском, также выделяются две стадии:
первая охватывает промежуток времени от начала палеогена
до нижнего миоцена*, а вторая продолжалась от среднего
миоцена до антропогена включительно.
В конце позднего мела в разных местах Кавказа начались
поднятия, не охватывавшие, однако, всей его территории:
Осадки верхов мела и палеоцена весьма пестрого состава от-
лагались только в центральных частях главных меловых про-
гибов. В дальнейшем на этой стадии тектонический режим был
неустойчивым и преимущественные тенденции к поднятиям, не-
редко сопровождавшиеся складчатостью, сменялись опускани-
ями, которые вызывали обширные трансгрессии и накопление
осадков, иногда очень большой мощности. Особенно интенсив-
ные прогибания в нижнем и среднем эоцене охватили Севан-
скую, Ереван-Ордубадскую, Аджаро-Триалетскую зоны и Та-
лыш, где накопились осадки мощностью до 5 км и больше; тол-
ща майкопской серии в Куринской депрессии и Талыше пре-
вышает 3 км и т. д.
Тектоническим движениям в конце верхнего мела неодно-
кратно сопутствовал энергичный эффузивный вулканизм. На
юге же Малого Кавказа с верхнеэоценовыми поднятиями свя-
зано внедрение крупных интрузивных массивов и формирова-
ние многочисленных месторождений полезных ископаемых.
Магматическая деятельность в интрузивной форме происхо-
дила и в других районах.
* В некоторых отношениях раннепалеогеновое развитие стоит ближе к
позднемелово.му, а новая стадия начинается с олигоцена (Прим. ред.).
341
В течение второй альпийской стадии погружения в преде-
лах Большого и Малого Кавказа окончательно прекратились и
сменились всеобщими поднятиями с энергичными прогибания-
ми соседних межгорных впадин (Рионо-Куринской и Араксин-
ской) и впадин Предкавказского передового прогиба. Впади-
ны эти заполнялись мощными терригенными толщами мо-
Фиг. 77. Мощности тортоиа — сармата
(по В. Е. Хапну и Л. Н. Леонтьеву)
1 области нулевых мощностей, 2 — то же интенсивно воздымавшейся суши.
3 мощности отложений менее 500 м. 4 — то же 500—1000 м., 5 —-то же
1000—2000 м, 6 — то же 2000—3000 м, 7 — то же более 3000 м.
кассового характера: мощность только отложений тор гона—
сармата достигает здесь 3—4 км (фиг. 77). Эта заключитель-
ная стадия характеризуется В. Е. Хаиным и Л. Н. Леонтьевым
следующим образом.
«В среднем и верхнем миоцене окончательно закрепляются
новые геотектонические соотношения. Это происходит в ре-
зультате прекращения погружения Новороссийской и Чиауро-
Дибрарской интрагеосинклиналей и вовлечения их, а равно
и примыкающих к ним с юга интрагеоантиклиналей, в общее
поднятие Большого Кавказа. На Малом Кавказе на месте
прежних прогибов сохраняются лишь отдельные реликтовые
бассейны; Аджаро-Триалеты и Талыш присочленяются к гео-
антиклинали Малого Кавказа; однако в Араксинской полосе,
в Араратском и Нахичеванском бассейнах продолжается еще
значительное погружение. Поднятия особенно усиливаются г
конце сармата. В это время происходит полное разобщение
Рионского и Куринского, Кубанского п Терского прогибов, осу-
342
шение Лечхумского бассейна с включением его, а также под-
нятия Окрибы и Дзирулы в общее воздымание геоантиклина-
лей Большого и Малого Кавказа. Вместе с тем резко нараста-
ют темпы погружения в передовых прогибах Предкавказья и
межгорных прогибах Северного Закавказья, где характер
осадков становится типично молассовым. Араксинский прогиб
в значительной степени вовлекается в поднятие Малого Кав-
каза...
В плиоцене и антропогене наблюдается дальнейшее нара-
стание поднятий Большого и Малого Кавказа; одновременно
темп погружения передовых прогибов Предкавказья и межгор-
ных прогибов Северного Закавказья достигает максимума. Од-
нако в конце-концов поднятие охватывает весь Кавказский
перешеек, а погружение сохраняется лишь в пределах Кас-
пийской и Черноморской впадины...
К отрезку верхний миоцен — нижний антропоген приуроче-
на заключительная и наиболее интенсивная складчатость пе-
риферических зон Большого и Малого Кавказа, захватившая
к концу плиоцена и территорию передовых и межгорных про-
гибов. В это же время с новой силой вспыхивает эффузивный
вулканизм» (289).
Таким образом, современная структура Кавказа представ-
ляет собой результат сложной цепи тектонических преобразо-
ваний, которые этот регион испытал на протяжении своей дли-
тельной истории от докембрия или по крайней мере нижнего
палеозоя до антропогена. Альпийская его структура создава-
лась с конца мела и окончательно оформилась в результате
новейших движений, которые проявляются и ныне.
II. ГО PH Ы И КРЫМ
Среднее звено системы мезокайнозойских складчатых со-
оружении — Горный Крым занимает южную часть Крым-
ского полуострова. Вместе с ним будет рассмотрено и строе-
ние Керченского полуострова, который по характеру релье-
фа близок к степной части Крыма.
Горный Крым состоит из трех постепенно понижающихся
на север горных гряд: Главной, Предгорной и Внешней.
Главная гряда, резким уступом обрывающаяся к южному
берегу Крыма, представляет собой систему коротких хребтов
и соединяющихся остатков древних поверхностей выравни-
вания в виде небольших нагорий, или «яйл», благодаря ко-
торым Главная гряда в целом нередко называется Крымской
Яйлой. Наибольшие высоты имеют яйлы центральной части
Главной гряды: Никитская, Бабуган-яйла и другие, где от-
дельные вершины превышают 1500 м (Роман-Кош — 1543 м,
Чатыр-Даг— 1525 Л1). По направлению на восток п запад
высоты Главной гряды постепенно снижаются.
343
Расположенные севернее Предгорная и Внешняя гряды
имеют значительно меньшие высоты: в среднем 600—750 м
и 200—250 м соответственно. Для рельефа этих гряд особен-
но характерно наличие квест с пологими северными и обры-
вистыми южными склонами. Внешняя гряда постепенно
переходит в выположенные равнинные пространства Степно-
го Крыма, а местами сливается с Предгорной грядой, об-
разуя единые предгорные возвышенности.
Керченский полуостров представляет собой всхолмленную
степь, в пределах которой развита система невысоких длин-
ных гряд и отдельных гребней. Самым выдержанным из них
является так называемый Парпачский гребень.
Геологическими исследованиями в Горном Крыму еще до
Октябрьской революции занимались такие известные гео-
логи, как Н. И. Андрусов, А. А. Борисяк, Н. А. Каракащ,
В. Д. Соколов, К- К- Фохт и другие. Однако лишь в советское ’
время началось систематическое изучение этой горной обла-
сти. В Крыму работали выдающиеся советские ученые:
А. Д. Архангельский, Ф. Ю. Левинсон-Лессинг и многие дру-
гие. Очень большая роль в изучении Горного Крыма при-
надлежит А. С. Моисееву и М. В. Муратову.
СТРАТИГРАФИЯ
Наиболее древние породы, встреченные в Горном Крыму,
относятся к верхнему палеозою, но в коренном залегании
они, по-видимому, пока нигде не обнаружены. В долинах
Салгира, Бодрака и других пунктах попадаются крупные,
до нескольких десятков метров в длину, «экзотические» глы-
бы известняков, находящиеся главным образом среди триас-
лейасовых терригенных отложений, хотя некоторые исследо-
ватели склонны считать, что эти глыбы залегают автохтонно
(253). Многочисленная фауна гастропод, брахиопод, аммо-
нитов, кораллов и особенно фораминифер в известняках по-
казывает, что некоторые из глыб имеют башкирский или
может быть намюрский возраст, но наиболее часто встреча-
ются пермские, главным образом верхнепермские глыбы,
имеющие наиболее крупные размеры (156).
Верхний триас-лейас. В Горном Крыму, особенно
на Черноморском побережье, широко распространена слож-
нодислоцированная толща так называемых таврических
сланцев. Сланцы эти слагают ядра самых крупных антикли-
нальных структур и образуют довольно однообразно пред-
ставленную в разных пунктах мощную толщу флиша, кото-
рая называется таврической серией. В ее составе местами
четко выделяются две свиты: нижнетаврическая и верхне-
таврическая, разделенные эскиординским горизонтом.
Нижнетаврическая свита мощностью не менее 500—800 м
распространена довольно широко и представлена терриген-
344
ным флишем, в котором обнаружены верхнетриасовые ис-
копаемые — Pseudomonotis (Monotis) caucasica и Halobia.
Эскиординский горизонт встречается в ограниченном
количестве мест и залегает с размывом на нижнетавриче-
ской свите. Сложен он грубозернистыми песчаниками и кон-
гломератами, к которым вверху в виде маломощных про-
слоев присоединяются известняки. Общая мощность гори-
зонта около 150 я. В глыбах и линзах известняков найдена
фауна брахнопод норийского и рэтского ярусов, а также
аммониты лейаса. Эскиординский горизонт считается пере-
ходным от триаса к юре, но иногда целиком относится
к лейасу.
Верхнетаврическая свита очень похожа на нижнетаври-
ческую: в ней также ритмически чередуются тонкие прослои
песчаников, алевролитов и аргиллитов или же алевролитов,
аргиллитов и сидерита. Мощность отдельных прослоев колеб-
лется от нескольких миллиметров до нескольких сантимет-
ров (иногда и больше). Нередко в свите попадаются линзы
и глыбы известняка, а также сидеритовые конкреции. При
отсутствии эскиординского горизонта таврическая серия
представляет собой флишевую толщу с предполагаемой ви-
димой мощностью до 1500 ж, однако истинная мощность се-
рии может быть значительно больше. Во многих пунктах
в известняках были найдены многочисленные аммониты,
брахиоподы и белемниты нижнего и среднего лейаса; а так-
же единичные экземпляры верхнелейасовых аммонитов.
Юра (средняя и верхняя). Среднеюрские отложения
всюду налегают на породах лейаса несогласно и со следами
значительного перерыва. В ряде мест среднеюрские осадки
представлены терригенным флишем и по составу почти
не отличаются от подстилающей таврической серии. В дру-
гих пунктах терригенные осадки, иногда с сидеритами,
чередуются в виде мощных прослоев без признаков ритмич-
ности и содержат обуглившийся растительный мусор, мало-
мощные прослои угля и линзы гагата. Вдоль Предгорной
гряды средняя юра местами сложена мощной, до 2 км, сви-
той так называемых битакских конгломератов с прослоями
песчаников; галька конгломератов представлена разнообраз-
ными осадочными, метаморфическими и изверженными по-
родами.
Весьма характерной особенностью среднеюрских от-
ложений в ряде районов является участие в их составе вул-
каногенных пород: спилитов, андезитов, кератофиров и дру-
гих лав в сопровождении туфобрекчий, туфов и туфогенных
кластических пород, а также субвулканических интрузивов
соответствующего состава. При наличии этих пород средняя
юра четко обособляется от таврической серии. Вулканоген-
ные образования местами достигают 500-метровой мощности,.
345
но по простиранию обычно быстро выклиниваются, замеща-
ясь терригенными осадками с небольшой примесью вулкано-
генного материала или вовсе без него. Общая мощность
среднеюрских отложений 1500—2000 ж. В их составе по воз-
расту выделяются осадки байоса и бата с такими наиболее
типичными для первого из них ископаемыми, как Parkinsonia
parkinsoni и разными видами родов Phylloceras и Lytoceras,
а для второго — Oppelia fusca и другими.
Верхнеюрские отложения распространены весьма широко,
выражены в разнообразных фациях и достигают на юге
мощности 3000—4000 м. В составе их выделяются три воз-
растных комплекса — келловейский, оксфордский (оксфорд-
лузнтанский) и кимеридж-титонский.
Отложения келловея развиты ограниченно и всюду, кроме
Судакского района, залегают с резко выраженным размывом
и несогласием на средней юре. Местами они представлены
терригенными флишеподобнымп осадками мощностью до
600 м, в других пунктах — песчанистыми глинами с прослоя-
ми мергелей и линзами конгломератов в основании. В райо-
не Карадага в сложении келловея, так же как и подстилаю-
щих отложений средней юры, участвуют вулканогенные по-
роды. Келловейский возраст отложений доказывается много-
численными находками фауны головоногих: Macrocephalites
macrocephalus, Cosmoceras ornatum, Hibolites и других форм.
Оксфордские отложения, которые особенно широко раз-
виты в его верхнем так называемом лузитанском подъярусе,
достигают на юге мощности 2500—3000 м, но по направле-
нию на север мощность их резко падает (фиг. 78). Они за-
легают на подстилающих отложениях несогласно, за исклю-
чением района Судака. Состоят эти породы из глин с про-
слоями и линзами конгломератов, песчаников и известняков-
как слоистых, так и рифогенных коралловых, образующих
местами крупные рифовые массивы (таким массивом явля-
ется хорошо известная гора южного берега Крыма — Ай-Пет-
ри). Фациально оксфордские отложения сильно изменчивы п
местами представлены конгломератами, в других пунктах —
известняками и т. д. (фиг. 79 А). Кроме кораллов, в породах
встречаются брахиоподы, пелециподы и рудисты — Epidice-
ras. Plesiodiceras и др.
Еще более широко распространены кнмеридж-титонские
отложения. Они отличаются особенно резко выраженной фа-
циальной изменчивостью, достигают на юге мощности до
3 км, но быстро выклиниваются по направлению на север.
Наиболее развиты среди пород этого возраста известняки и
флиш пли флишеподобные отложения, в меньшей степени —
песчаники и конгломераты. Сложные фациальные взаимопе-
реходы пород ясны из схемы (фиг. 79 Б). На подстилающих
отложениях они залегают с размывом и несогласием, и только
346
Фиг 78. Схема взаимоотношений фаций и отдельных толщ в комплексе
верхнеюрских отложений Главной гряды (по М. В. Муратову)
I — на юго-западе Горного Крыма, II — в районе Ялты. III — восгочнее Алушты,
/V — в районе Судака.
/ — палеозойские породы, 2 — таврическая серия. 3 — интрузии основных пород.
4 — средняя юра, 5 — конгломераты, 6 — песчаники, 7 — песчанистые известняки и
известняки. 8 — известняки, 9 — мергели, 10 — глины с прослоями известняков.
II — оксфорд-лузитаи. 12 — кимеридж-тптон.
347
в районе Судака этого несогласия снова нет В восточной
части Горного Крыма толща флиша достигает 2000 м (слага-
ет почти весь разрез), но ня западе мощность его уменьшает-
Фиг. 79. Реконструкция распространения фаций
(по И. В. Архипову и Е. В. Успенской)
.4 — Оксфорда—лузитана, 6 — кимериджа—титона.
/ — область суши, 2 — конгломераты, 3 — песчаники. 4 — известняки,
5 — глины, 6 — флиш, 7 — рифовые массивы известняков.
ся до нескольких десятков метров и меньше. Резкие фаци-
альные изменения толщи проявляются не только в замеще-
нии на коротких расстояниях флиша в одних случаях конгло-
мератами, в других известняками, но и в изменении компонен-
тов самого флиша как по гранулометрическому, так и по
348
вещественному составу (12). Присутствие в этих отложениях
кимериджа и титона доказывается находками руководящих
форм аммонитов из родов Perisphinctes, Lithacoceras и дру-
гих.
Сложные взаимоотношения фаций в разновозрастных
верхнеюрских толщах иллюстрируются схемой (см. фиг. 78)
Мел. Нижнемеловые отложения широко распространены
на севере Крымских гор, где они прослеживаются в виде не-
Фиг. 80. Схема строения нижнемеловых отложении в юго-западном Кры-
му и налегание их на юрские породы (по В. М. Цейслеру)
1 — известняки, 2 — органогенные известняки, 3 — гравелиты, 4 — оолитовые и
песчанистые известняки, 5 — песчаники, 6 — конгломераты, 7 — глины, » — мер-
гели. 9 — глыбовые брекчии, 10 — флиш кимериджа-титона, 11 — средняя юра.
12 — таврическая серия.
— нижний валанжин; t - средний и верхний вал’анжин: h — готерив.
/з^ — тнтон.
прерывной полосы от Балаклавы до Феодосии. Нижний мел
представлен всеми ярусами, в составе которых благодаря
обильной фауне руководящих головоногих моллюсков выде-
ляются зоны, очень сходные с установленными в Грузии (328).
Нижний мел залегает на подстилающих породах с резким*
размывом, нередко выполняя глубокие эрозионные ложбины
(фиг. 80). Это особенно отчетливо было недавно выявлено в
юго-западной части Горного Крыма (13).
Валанжин и готерив часто образуют единую серию осад-
ков, но в северных предгорьях готерив обычно трансгрессивно
переходит на более древние породы, имея в основании конг-
ломераты, отсутствующие в составе базальных слоев валан-
жина. Оба яруса сложены глинистыми, глинисто-мергелисты-
ми и известняково-песчанистыми осадками, в нижней части
иногда флишеподобными. Мощность их значительно колеблет-
ся — от нескольких сот до первых десятков метров. Валан-
жинский возраст отложений определяется находками таких
типичных головоногих, как Thurmannites boissieri и Т. thur-
manni, а готеривский — Leopoldia leopoldi и Crioceratites du-
vali.
Баррем сложен иногда глинами, в других случаях песчани-
ками и конгломератами с галькой из метаморфических пород.
Общая его мощность составляет около 150 jw. Местами, напри-
мер, в районе Бахчисарая, баррем представлен очень выдер-
349
жанным пластом характерных розово-желтых мергелей и из-
вестняков мощностью всего 2—3 м, сплошь состоящих из ра-
ковин головоногих и морских ежей. Наиболее важные руково-
дящие ископаемые яруса: Barremites difficilis, Pseudothurman-
nia angulicostata, Lytoceras taiganense, Holcodiscus caillaudj
и другие.
Аптские отложения в большинстве случаев состоят из глин
разного цвета с редкими прослоями песчаников. Местами они
образуют единую толщу с осадками баррема, но часто зале-
гают с резким размывом на более древних породах и тогда не-
редко начинаются конгломератами. Сохранившаяся от размы-
ва мощность апта достигает 100—120 м. Среди довольно мно-
гочисленных ископаемых важнейшее значение для выделения
зон имеют белемниты: Ncohibolites ewaldissimilis и N. inflexus.
Альб подразделяется на две части, отделяющиеся друг от
друга резко выраженным перерывом и несогласием: нижний
альб и средний-верхний альб. Нижнеальбские отложения рас-
пространены ограниченно, тесно связаны с аптскими глинами и
в большинстве случаев представлены глинистыми осадками.
В составе среднего-верхнего альба участвуют преимуществен-
но терригенные отложения — тонкослоистые глины, флишепо-
добные глинисто-песчанистые осадки, мелководные песчаники,
местами туфогенные, с прослоями конгломератов. Иногда эта
породы переходят в сплошные конгломераты мощностью до
100 .м и т. д. В районе Балаклавы в толще песчаников нередко
попадаются валуны экзотических пород, главным образом гра-
нитов и гранодиоритов. Самые верхи альба кое-где выделяют-
ся в виде отдельного так называемого враконского горизонта,
сложенного зеленоватым глауконитовым песчаником. Все эти
отложения среднего-верхнего альба можно рассматривать в
качестве своего рода базальных образований великой верх-
немеловой трансгрессии, охватившей огромные пространства
к северу от Крымского полуострова. Важнейшими руководя-
щими ископаемыми этих отложений служат: для нижнего аль-
ба Neohibolites wollemanni; среднего — Ncohibolites minimus
и Hoplites dentatus; верхнего — Hysteroceras varicosum. Вра-
конский горизонт содержит Aucellina gryphaeoides и другие
ауцеллины.
Верхнемеловые отложения, довольно широко распростра-
ненные в Предгорной гряде, представлены толщей карбонат-
ных пород, в основном мергелей, в меньшей степени известня-
ков и песчанистых мергелей, и резко подчиненных песчаников
Многочисленная фауна иноцерамов, белемнитов, аммонитов,
морских ежей и мелких фораминифер позволяет выделить
все ярусы, а последние разделить на зоны (152). Мощность
отдельных ярусов — от нескольких десятков метров до 100 и,
редко больше, а общая мощность отдела — от 200 до 600 л.
Важнейшие руководящие ископаемые: сеномана — Neohibo-
350
lites ultimus, Schloenbachia varians, Inoceramus crippsi, турона
— Inoceramus labiatns и I. lamarcki; коньяка — Inoceramus in-
constans, I. cf. involutus и I. deformis; сантона — Actinocamax
verus, Inoceramus caiuissoides; кампана — Belemnitella mucro-
nata, B. langei, Inoceramus balticus, Micraster schroederr;
Маастрихта — Belemnitella (Belemnella) lanceolata, B. ark-
hangelskii, Inoceramus tegulatus; датского яруса Nautilus da-
nicus и многочисленные морские ежи.
Незначительные по площади выходы верхнего мела из-
вестны на юге Керченского полуострова, где они выражены
толщей известняково-мергелистых пород видимой мощностью
около 300 м.
Палеоген. Палеогеновые отложения широко распро-
странены в Предгорной и Внешней грядах Горного Крыма и в
юго-западной части Керченского полуострова.
Палеоцен связан постепенными переходами с датским яру-
сом и также сложен преимущественно мергелями мощностью
до нескольких десятков метров, содержащими Gryphaea an-
tique, Cuccullaea decussata и другую фауну. В районе Бахчи-
сарая отложения этого возраста вместе с верхней частью
верхнего мела формируют хорошо выраженную так называ-
емую датско-монтскую квесту. Эоцен залегает на подстилаю-
щих отложениях с размывом и небольшим угловым несогла-
сием.
В западной части Предгорной гряды нижний эоцен сло-
жен глинами с Nummulites globulus, устрицами и другими
ископаемыми; мощность его — около *40 я. Выше идут мерге-
ли, а затем известняки среднего эоцена мощностью в несколь-
ко десятков метров, переполненные крупными раковинами
нуммулитов (Nummulites distans и N. irregularis). Известня-
ки слагают прослеживающуюся на большом расстоянии кве-
сту, особенно четко выраженную в рельефе в районе Бахчиса-
рая. Нуммулитовые известняки сменяются рыхлыми мелопо-
добными известняками и мергелями с верхнеэоценовымп нум-
мулитами (Nummulites incrassatus), а еще выше идут шоко-
ладно-бурые мергели и битуминозные известковистые глины с
Lyrolepis caucasica и фораминиферами. Общая мощность
верхнего эоцена достигает 250—300 м.
В западной части Предгорной гряды эоценовые отложения
представлены песчаниками, конгломератами, известняками и
глинисто-мергелистыми породами с нуммулитами и рыбными
остатками вверху. Общая мощность их — несколько десятков
метров.
Олигоцен вместе с нижним миоценом выражены толщей шо-
коладно-бурых битуминозных листоватых глин с тонкими
песчанистыми прослоями. Толща эта аналогична майкопской
серии Кавказа и широко распространена на Керченском по-
луострове, где ее мощность достигает 2000 м. По направле-
351
нию на запад мощность отложений майкопской серии умень-
шается и породы скрываются под более молодыми отложе-
ниями.
Неоген. Как уже говорилось выше, в состав майкопской
серии входят не только отложения олигоцена, но и нижней
части миоцена, поэтому рассмотрение неогена мы начнем с
тортонского яруса (169).
Наибольшей мощности, до 750 м, тортон достигает в вос-
точной части Керченского полуострова, где он представлен
всеми горизонтами с типичной фауной. Тарханский горизонт
с Amussium denudatum сложен темными, иногда битуминоз-
ными глинами с прослоями плитчатых мергелей и известня-
ков. Выше такие же однообразные глины содержат редкие
прослои мергелей и песчаников с фауной чокракского горизон-
та — мелкими раковинами Spirialis, караганского — Spanio-
dontella и конкского — Pholas и Venus konkensis. По направ-
лению на запад мощность тортона быстро убывает и уже в
пределах Парпачского гребня составляет около 200 м, причем
тарханский горизонт здесь отсутствует и чокракские отложё-
ния несогласно ложатся прямо на майкопские глины. Еще за-
паднее, уже в пределах Внешней гряды, тортон, в составе
которого также отсутствует тарханский горизонт, а караган
ский имеется лишь местами, залегает с резким размывом на
эоценовых, меловых и даже юрских породах и представлен
маломощной, всего до первых десятков метров, толщей пес-
ков и галечников, песчаников и известняков-ракушечников
(фиг. 81).
Сарматские отложения распространены во Внешней гряде
и на Керченском полуострове и представлены всеми тремя
горизонтами, мощность которых на западе составляет нес-
колько десятков метров, а по направлению на восток увели-
чивается. Нижний сармат во Внешней гряде сложен глинами
с редкими прослоями песков и рыхлых известняков, Содержа-
щих раковины Ervilia podolica. Выше залегает толща разно-
образных известняков — оолитовых, ракушечниковых и дру-
гих, песчанистых известняков и песков с Cardium fittoni,
Mactra caspia и другой фауной среднего и верхнего сармата.
В середине этой толщи обнаружены песчаники и конгломера-
ты с костями Hipparion. В западной части Керченского полу-
острова разрезы сармата сходны с описанным, но на востоке в
них резко преобладают глины, среди которых залегают мшан-
ковые рифовые массивы неправильной формы, а в верхней час-
ти разрезов — прослои мергелей.
Распространение мэотических отложений соответствует сар-
матским. Во Внешней гряде они представлены 20-метровои
толщей мшанковых и ракушечниковых известняков, залегаю-
щих с размывом на различных горизонтах сармата. На Керчен-
ском полуострове мэотис расположен на подстилающих поро-
352
дах также с размывом, а иногда и угловым несогласием и сос-
тоит из песчанистых глин, содержащих рифовые массивы очень
причудливой формы. Массивы эти нередко окаймляют круп-
ные антиклинали и, вероятно, представляли собой своеобраз-
ные атоллы вокруг островов, какими были во время форми-
рования рифов нынешние антиклинали.
Плиоценовые отложения на Керченском полуострове рас-
пространены довольно широко. Они примыкают с севера к
Фиг. 81. Схема изменения мощностей и фаций Тортона с запада на восток
в пределах Керченского полуострова (по М. В. Муратову).
/ —предгорные гпяды. II — район Владиславовкп, III — район с. Ленино. IV —
восточная часть Парпачского гребня, V — побережье Керченского пролива.
— конкскип горизонт, б — караганский горизонт, в — чокракскнй горизонт,
г — тарханский горизонт, д — майкопская серия.
1 — мелководные пески и ракушечники, 2 — глины с простоями мергелей, 3 —
чередование песков и глин.
Внешней гряде и в виде отдельных пятен известны на южном
берегу. Понт на полуострове залегает с размывом на подсти-
лающих отложениях, представлен в одних пунктах рыхлыми
ракушечниковыми известняками, в других — глинами с
Paradacna abichi и выполняет конседиментационные синкли-
нали.
Киммерийские глины и пески в средней части содержат го-
ризонт оолитовых бурых железняков, образующих известное
Керченское железорудное месторождение. Осадки куяльннц-
кого яруса мощностью до 20 м представлены песчанистыми
глинами с остракодами и Dreissensia. Верхний плиоцен извес-
тен только на северо-западе полуострова, где он сложен песча-
но-глинистой толщей также небольшой мощности.
- На северных склонах Внешней гряды развиты маломощные
оолитовые известняки нижней части понта, залегающие здесь
на мэотисе тоже со следами размыва.
23 Е М. Лазько
353
Очень своеобразная фация плиоцена развита на южном бе-
регу Крыма. Она именуется массандровскими отложениями и
состоит^из мощных известняковых брекчий. Это — глыбы из-
вестняков верхней юры, иногда достигающие огромной вели-
чины (г. Кошка, Ласточкино гнездо) и скрепленные известня-
ковым цементом.
Антропоген. Морские и озерные отложения антропо-
генового возраста слагают четыре террасы до 30 м высотой и
образованы песками и галечниками, глинами и ракушечнико-
выми известняками, в которых определено большое количество
видов моллюсков. Террасы соответствуют четырем антропоге-
новым трансгрессиям Черноморского бассейна. Широко раз-
виты также континентальные отложения — аллювиальные,
делювиальные и пролювиальные.
МАГМАТИЗМ
Магматические образования в Крыму представлены, кроме
уже упоминавшихся лав и пирокластических продуктов сред-
ней юры, одновозрастными и комагматическими с ними интру
зивными породами. Они слагают многочисленные гипабисса-
льные массивы в форме лакколитов, небольших штоков, некков
и даек. Особенно тесные связи между излившимися, экстру-
зивными и гипабиссальными интрузивными породами наблю-
даются в районе Кара-Дага. Среди интрузивов преоблада-
ют породы среднего состава — диориты и кварцевые диориты.
Очень широко распространены диорит-порфириты. Интрузив-
ные тела образуют две субширотные полосы наибольшей кон-
центрации. Одна из них прослеживается на северных склонах
Главной гряды, а другая, в пределах которой располагается
главная масса интрузивов, приурочена к южным ее склонам.
Во второй полосе, между Алуштой и Ялтой, располагаются го-
ры, сложенные изверженными породами с площадью выходов
до 5 км2. Это — Аю-Даг, Кастель, Чамны-Бурун и другие. На-
званные массивы образуют полосу, вытянутую вдоль западно-
го края Туакского поднятия.
ТЕКТОНИКА
Рассматриваемая территория по особенностям тектоничес-
кого строения разделяется на две отличающиеся друг от дру-
га части: Горный Крым и Керченский полуостров.
Горный Крым представляет собой крупное антиклинальное
сооружение сложного внутреннего строения, или мегантикли-
норий. В его составе выделяются две различно построенные
части — внутренняя, или ядерная, сложенная отложениями
триаса, юры и отчасти нижнего мела, и северное крыло, в
строении которого участвуют главным образом верхнемело-
354
вые и третичные отложения и частично нижнемеловые. Юж-
ное крыло мегантиклинория и часть его ядра по системе сту-
пенчатых разломов погружены под воды Черного моря.
М. В. Муратов дает такую общую характеристику склад-
чатых структур Горного Крыма, стоженных породами разно-
го возраста. «Породы таврической серии и среднеюрские, вы-
ступающие в ядрах антиклинальных структур, всегда смяты в
мелкие и сложнопостроенные складки, резко отличающиеся по
своему строению и величине от структур, сложенных верхне-
юрскими породами, которые отделены от них несогласием и
размывом.
Таким образом, в строении Горного Крыма можно видеть
как бы два структурных этажа. Таврическая серия вместе с по-
родами средней юры образует систему сильно сжатых и ослож-
ненных надвигами складок нижнего структурного этажа. На
поверхности этих размытых складок залегают верхнеюрские
и нижнемеловые породы, образующие более спокойно постро-
енные и крупные складчатые структуры. Эти породы создают
второй, верхний структурный этаж. При этом они слагают то-
лько синклинальные формы, а в ядрах широких антиклиналь-
ных поднятий между ними выступают породы нижнего струк-
турного этажа» (169).
Строение внутренней части мегантиклинория очень слож-
но. Схематически в ней могут быть выделены три зоны, про-
тягивающиеся в северо-восточном направлении: северная и
южная антиклинальные и центральная синклинальная (фиг.
82). Северная антиклинальная зона состоит из двух антикли-
нальных поднятий: антиклинали Сухой речки на западе и круп-
ного Качинского поднятия. Южная зона также включает две
антиклинальные структуры: северное крыло Форосского под-
нятия и Туакский, или Алуштинский антиклинорий. Централь-
ная синклинальная зона включает две крупные, кулисообразно
расположенные синклинали — юго-западную, или Яйлинскую,
и Восточнокрымскую, которые отделяются друг от друга пе-
ремычкой в верховьях р. Альмы. Кроме того, в восточной ча-
сти мегантиклинория обособляются еще две структурные еди-
ницы со специфическими особенностями строения: Судакский
синклинорий и Судакско-Карадагская система скчадок,
расположенная между восточной частью Восточнокрымской
синклинали и Судакским синклинорием.
Антиклиналь Сухой речки — небольшое широтное антикли-
нальное поднятие, сложенное в ядре таврическими сланцами.
Оно быстро погружается на восток под верхнеюрские и нижне-
меловые отложения, разбитые системой юго-восточных сбро-
сов. Нижний мел выполняет здесь седловину, отделяющую
антиклиналь Сухой речки от Качинского антиклинория.
Качинское антиклинальное поднятие, или антиклинорий
северо-восточного простирания, в ядре также сформировано
23*
355
356
Фиг, 82. Тектоническая схема Крымского полуострова (по М В. Муратову, И. В, Архипову и другим)
Мегантнклинопий горного Крыма: 1 — антиклинальные поднятия, сложенные породами таврической серии и средней юры; 2 — восточ-
ное погружение Туакского антиклинория, сложенное породами та при ческой серин, средней и верхней юры; 3 — еннклинориевые структу-
ры. образованные породами верхней юры; 4 — осевые части синклинориев, в строении которых принимают участие породы нижнего мела,
э — северное крыло и восточное погружение мегантиклинория.
Платформенная ч’асть Крымского полуостровам б — участки платформы с глубоким залеганием палеозойского складчатого основания; 7 —
выступы палеозойского складчатого основания под чехлом мезозойских отложений; 8 — Индоло-Кубанский краевой прогиб: 9 — среднеюр-
скис интрузии: 10 — линии разрывных нарушений; П - осп антиглп нальных структур; Г2 — оси синклинальных структур.
Цифры на фигуре: I — Сивашская впадина. 11 — Бакальскоо поднятие, 111 — Меловое поднятие, 1\ — Новоселовское поднятие, V -
Альмипская впадина. VI — Подольская впадина. VII — Восточпокрымскля синклиналь, VI11 — Качппскнй антиклинорий, IX — Туакский
лмтнклпнорий. X — штнклшталь Cvxoii речки, А7 Явлинская сицкпнналь, XII Яатинскяя антиклиналь. XII! - Судзкско-Карядаг-
скля сиг-тема складок, XIV - Судакским синклинорий
таврическими сланцами, а на крыльях — юрой и мелом. Тав-
рическая серия образует сложную систему мелких сжатых
складок, обычно опрокинутых на юго-восток и осложненных
надвигами. Среднеюрские отложения, развитые в южном кры-
ле, создают систему осложняющих крупных куполовидных
складок, сильно нарушенных сбросами. По направлению на
северо-восток поднятие погружается под отложения верхней
юры. У Симферополя снова происходит воздымание шарнира,
в результате чего на поверхности опять появляются тавриче-
ские сланцы и средняя юра; однако скоро эти породы резко
обрываются крупным сбросом юго-западного борта Салгир-
ского грабена, о котором подробнее будет сказано ниже. Верх-
неюрские и нижнемеловые породы залегают значительно бо-
лее полого, чем подстилающие их отложения триаса и юры, и
не участвуют в строении складок, осложняющих антиклинорий.
Яйлинская синклиналь, расположенная в юго-западной ча-
сти Горного Крыма, сформирована средне- и верхнеюрскими
породами, а местами в осевой ее части находятся породы ниж-
него мела. В общем рассматриваемая структура, построена до-
вольно просто. Это — крупная асимметричная синклиналь,
местами осложненная пологими продольными складками, а
иногда, и мелкой вторичной складчатостью, развивающейся
кое-где в мергелях кимериджа. В северо-западном крыле син-
клиналь осложнена серией крупных сбросов северо-восточного
простирания с амплитудой до 1 км.
Восточнокрымская синклиналь, так же как Яйлинская, по-
строена довольно просто и представляет собой резко асимме-
тричную структуру с очень крутым — до вертикального и даже
запрокинутого — залеганием мощных отложений верхней юры
в южном крыле, быстро выполаживающихся и уменьшаю-
щихся в мощности к северу. В центральной части синклинали,
наряду с верхнеюрскими осадками, развиты и нижнемеловые,
которые прослеживаются и далее на север, где они вместе с
более молодыми осадками маскируют строение северного кры-
та синклинали. Для Восточнокрымской синклинали особенно
типично широкое развитие крупных разрывных нарушений
преимущественно сбросового характера. В западной части
синклинали, где четко выражено центроклинальное замыка-
ние, она осложнена крупным поперечным Салгирским грабе-
ном, выполненным нижнемеловыми отложениями, которые мо-
ноклинально падают на север под углом до 10—15° (20). Ам-
плитуда перемещений по крутым сбросам, ограничивающим
грабен, достигает нескольких сот метров, но по направлению
на север постепенно уменьшается. В центральной части Вос-
точнокрымской синклинали тоже отмечается система попе-
речных сбросов, но особенно многочисленны они на востоке,
в районе Феодосии. Широкое развитие сбросов субмеридио-
нального простирания с перемещениями по ним до нескольких
357
сот метров обусловило сложное блоковое строение юго-восточ-
ной окраины синклинали. В некоторых местах отмечаются и
крупные продольные сбросы, особенно в юго-западной части
синклинали, на границе ее с Туакским поднятием.
Северное крыло Форосского поднятия. На южном берегу
Крыма, между Ялтой и Форосом, выделяется несколько узких
параллельных складок, состоящих в ядре из таврических
сланцев, опрокинутых к юго-востоку и разорванных надвигами.
Наиболее крупная из этих складок протягивается между Ял-
той и Симеизом и называется Ялтинской антиклиналью. Вос-
точнее ее располагается сильно сжатая асимметричная Никит-
ская синклиналь, отделяющая Ялтинскую антиклиналь от Т\-
акского антиклинория. По представлениям М. В. Муратова,
упомянутая система складок южного берега представляет со-
бой часть северного крыла сложного Форосского антиклиналь-
ного поднятия, большая часть которого погружена под воды
Черного моря.
Туакский антиклинорий протягивается из района межд\
Гурзуфом и Алуштой до Судака, где он постепенно погружа-
ется, а затем переходит в систему судакско-карадагских
складок. Ядро антиклинория образовано системой крутых,
сильно сжатых и опрокинутых к юго-востоку складок, ослож-
ненных надвигами, по которым ядра антиклиналей обычно
надвинуты в юго-восточном направлении на соседние синкли-
нали. Ядра антиклиналей сложены таврическими сланцами, а
в строении разделяющих их синклиналей главная роль при-
надлежит среднеюрским породам. Северо-западное крыло
антиклинория на западе и востоке образовано несогласно
залегающими осадками верхней юры, которые круто падают
в северных румбах и одновременно формируют крылья смеж-
ных крупных синклиналей, описанных выше. Северо-западная
оконечность антиклинория разбита системой крутых разры-
вов на блоки, передвинутые друг относительно друга.
Судакско-Карадагская система складок, или восточное
продолжение Туакского антиклинория, состоит из серии круп-
ных складок с выходами интенсивно смятых таврических
сланцев в ядрах антиклиналей и верхнеюрских отложений,
слагающих синклинали. Вследствие общего погружения всей
складчатой полосы на восток место таврической серии
постепенно занимают средне-, а также верхнеюрские отло-
жения.
Характер складчатых деформаций в породах таврической
серии здесь такой же, как в других районах. Синклинали,
выполненные верхней юрой, то широкие и пологие, то узкие и
более крутые, обычно имеют плоское дно и нередко осложне-
ны мелкими куполовидными складками и сбросами. Л1. В. Му-
ратов отмечает, что складки Судакско-Карадагской системы
росли одновременно с накоплением осадков и были в верхне-
358
Фиг. 83. Схематический разрез через Туакский антиклинорий и Судакский синклинорий
(по Д. С. Кизевальтеру).
юрскую эпоху хорошо выражены в рельефе морского дна.
В целом система судакско-карадагских складок построена вее-
рообразно и на юге граничит с Судакским синклинорием по
Эчкидагскому надвигу, амплитуда которого достигает 1 км
(фиг. 83). В районе Карадага, где антиклинорий погружает-
ся, развита сложная система разрывных нарушений, по кото-
рым отдельные части восточного окончания системы передви-
нуты друг относительно друга, образуя сложную блоковую
структуру этого района.
Судакский синклинорий, сохранившаяся часть которого
находится в пределах полуострова Меганом, состоит из двух
крупных субширотных синклиналей и разделяющей их анти-
клинали. Они сложены мощной толщей средне- и верхнеюр-
ских отложений, в которой здесь, в отличие от других райо-
нов, отсутствуют перерывы и несогласия. Складки опрокину-
ты к югу и осложнены системой крутых надвигов.
Северное крыло Крымского мегантиклинория представляет
собой крупную сложную моноклиналь с падением пород в се-
верных румбах. В ее строении принимают участие породы
верхнего мела, палеогена и неогена, отчасти нижнего мела.
На геологической карте отчетливо виден изгиб этой монокли-
нали, образующей довольно крутую дугу, которая опоясывает
ядерную часть мегантиклинория с северо-запада.
Моноклиналь осложняется дополнительными пологими из-
гибами и небольшими разрывными нарушениями. Падения
пластов в ней на юге достигают 15—20°, а на севере, где моно-
клиналь постепенно сливается с платформенным чехлом
Степного Крыма, они не более 2 -3е.
Как указывалось выше, во всех крупных тектонических
структурах Горного Крыма наблюдается большое количество
разрывных нарушений, причем многие из них имеют дол-
готные простирания. Распространенные до недавнего времени
представления о преобладающем развитии крупных продоль-
ных нарушений, как показали исследования М. В. Муратова и
других геологов, были в значительной мере преувеличены.
В частности, названный исследователь показал, что резкие об-
рывы Яйлы к южному берегу Крыма обусловлены не предпола-
гавшимся здесь крупным разломом, а денудационными про-
цессами. Продольные нарушения разного масштаба зафикси-
рованы в ряде районов, но они уступают в развитии часто
встречающимся поперечным разрывам, обычно представлен-
ным сбросами.
Перейдем теперь к рассмотрению структур Керченского по-
луострова. В его строении выделяются два различно построен-
ные региона, строго разграниченные Парпачским гребнем
(фиг. 84). Последний представляет собой моноклиналь из тор-
тонских известняков, протягивающуюся в центральной части
полуострова в широтном направлении, а на востоке сложно
360
Фиг. 84. Схема тектонической структуры Керченского полуошрова
(по А. Д. Архангельскому и другим)
1 — меловые и эоценовые отложения, 2 - ядра антиклинальных складок из пород майкопской серии, 3 — средний миоцен, ч
верхний миоцен, 5 — плиоценовые и четвертичные отложения синклиналей, 6 - осп аптикчина чей, 7 оси синклиналей. 8 — сбросы
изогнутую в плане. В западной ее части пласты падают к се-
веру, а на востоке, где моноклиналь осложнена вторичными
складками и флексурами, — к северо-востоку.
Юго-западная часть полуострова, ограниченная Парпач-
ским гребнем, сложена породами майкопской серии, образую-
щими еще недостаточно изученную систему складок широтно-
го и восток-северо-восточного простирания. Здесь выявлены
пять довольно крутых и узких антиклиналей, разделенных бо-
лее широкими синклиналями. Две южные антиклинали опро-
кинуты на юго-восток, северная слегка опрокинута к северу,
таким образом, вся антиклинориевая структура этой части
полуострова имеет черты веерообразного строения.
Особенно сложно построены северная и восточная части
Керченского полуострова. К северу и северо-востоку от Пар-
пачского гребня расположена система широтных складок, об-
разующих несколько антиклинальных и синклинальных зон.
Антиклинальные зоны образованы обычно сильно удлиненны-
ми брахиантиклинальными складками, иногда довольно широ-
кими, но нередко также узкими, располагающимися в преде-
лах зон четковидно или кулисообразно. Ядра более сложно-
устроенных брахиантиклиналей обычно состоят из майкопских
глин, нередко значительно дробленых и перемятых, а на
крыльях резко несогласно залегает миоцен. К крайней северо-
восточной части полуострова приурочены наиболее сложно-
построенные браХиантиклинали, а также несколько мелких ку-
половидных складок; от расположенной южнее складчатой
системы они отделены широкой и длинной Керченской синкли-
налью.
Юго-восточная часть полуострова занята системой доволь-
но узких складок северо-восточного простирания, причем са-
мая южная из них опрокинута на юго-восток. Сочленение се-
верной и южной систем происходит у берега Керченского про-
лива, где сливаются две широкие синклинали — субширотная
Аршинцевская и северо-восточная Героевская; между ними и
Парпачским гребнем расположена еще одна группа небольших
куполовидных складок.
В заключение необходимо остановиться на очень своеоб-
разных структурах — так называемых «вдавленных синкли-
налях» и на исключительно интересных явлениях грязевого
вулканизма, наблюдаемых на Керченском полуострове.
М. В. Муратов приводит такую их характеристику. «Многие ан-
тиклинали осложнены чрезвычайно характерными именно для
тектоники Керченского полуострова совершенно особыми ок-
руглыми мульдами, получившими название вдавленных син-
клиналей, или «вдавленностей». Действительно, эти синклина-
ли как бы насажены и вдавлены в ядро или иногда в крылья
антиклиналей. Несмотря на относительно небольшие размеры,
эти вдавленности отличаются большой глубиной погружения
362
заполняющих и\ слоев плиоцена, мэотиса и сармата, так что
в разрезе такая синклиналь имеет форму котла...
Давно было известно распространение на Керченском по-
луострове действующих грязевых сопок, извергающих своеоб-
разные продукты в виде жидкой грязи и так называемой
сопочной брекчии. Грязевые сопки приурочены часто к местам,
расположенным вокруг вдавленных синклиналей, или же рас-
положены непосредственно на раздробленных породах ядра ан-
тиклиналей.
Сопки образуются в результате проникновения подземных
вод по раздробленным глинам. Эти глины легко разжижаются
водами и в виде глинистой грязи выносятся на поверхность
под воздействием давления углеводородных газов, образую-
щихся из органического вещества, заключенного в глинах.
Грязь, отлагаясь на поверхности, создает целые холмы — ко-
нусы грязевых сопок. Когда каналы, по которым воды или
грязь проникают на поверхность, оказываются забитыми, га-
зы, не находя выхода, постепенно накапливаются. Давление
газов увеличивается и, наконец, оказывается настолько значи-
тельным, что под его воздействием происходит прорыв, осво-
бождающий скопившиеся газы. Это явление сопровождается
взрывом; вырывающиеся газы самовоспламеняются, грязь из-
вергается из жерла, происходит извержение грязевого вулка-
на... Самым крупным действующим грязевым вулканом Кер-
ченского полуострова является располагающийся в его центре
Джау-Тепе высотой до 100 м.
Вдавленные синклинали обычно сопровождаются целыми
полями раздробленных глин и древних сопочных брекчий,
представляющих продукты деятельности древних грязевых со-
пок. При изучении результатов бурения Г. Л. Лычагин (141)
установил, что в середине вдавленных синклиналей также ши-
роко развиты продукты извержения грязевых сопок, причем
они там чередуются со слоями осадочных породе фауной плио-
цена, мэотиса, сармата и в некоторых случаях карагана и
чокрака... Вдавленные синклинали представляют собой проса-
дочные депрессии, образовавшиеся на поверхности в виде не-
больших впадин, которые возникли в результате выноса гли-
нистого материала и компенсировали недостачу вещества на
глубине, происходившую при деятельности сопок...
Таким образом, деятельность грязевых сопок и вулканов и
образование вдавленных синклиналей очень тесно связаны
друг с другом и представляют собой генетически стороны од-
ного очень интересного процесса» (169).
Другие ученые, в частности такой знаток грязевых вулка-
нов нашей страны, как И. М. Губкин, видят основную причину
их возникновения в особенностях тектонического строения Кер-
ченского полуострова, например, в наличии здесь диапировых
структур и участии в их строении майкопских глин. При на-
363
коплении газов на глубине в конце концов происходит прорыв
их на поверхность, сопровождаемый взрывом. Что касается
грязевых извержений, то в этом процессе важнейшая роль при-
надлежит воде и газам при их просачивании по трещинам в
раздробленных глинах (72).
Значительные разногласия среди геологов существуют по
вопросу об общем структурном положении Керченского
полуострова в смысле его взаимоотношений с темп или иными
прилежащими крупными структурными элементами. Еще в
конце прошлого века Н. И. Андрусов установил, что складки
восточной части Керченского полуострова продолжаются на<
Таманском полуострове, сохраняя не только направление про-<
стираний, но и все специфические особенности своего строения.
Таким образом, единство тектонического строения двух полу-
островов было доказано уже давно, однако их связи с окружа-
ющими структурами нельзя считать окончательно установлен-
ными.
Многие исследователи считают, что система складок Кер-
ченского и западной части Таманского полуостровов обрамля-
ет восточное погружение Крымского мегантиклинория, обра-
зуя с ним единое целое. По мнению других, система Керчен-
ских складок не связана со структурой Горного Крыма, а пред-
ставляет собой составную часть Степного Крыма и является
аналогом Тарханкутского поднятия. Существуют также взгля-
ды, согласно которым Керченско-Таманская складчатость не-
разрывна с Западным Предкавказский краевым прогибом
(Кубанской впадиной). Такая точка зрения наиболее обосно-
вана, хотя нельзя не учитывать определенных связей керчен-
ской системы складок с Крымским мегантиклинорием.
При рассмотрении строения Керченского полуострова преж-
де всего обращает внимание широкое развитие здесь мощных
майкопских отложений, столь характерных для Кубанской впа-
дины. Поразительно однообразные и очень характерные осад-
ки майкопской серии в виде почти непрерывной полосы, пре-
рывающейся лишь развитием более молодых отложений, про-
слеживаются от Ставропольского поднятия до Горного Крыма.
Вместе с тем, как об этом указывалось при описании Кавказа,
в пределах Кубанской впадины отмечается изменение харак-
тера структур с востока на запад — от простых до очень слож-
ных и наличие постепенного их перехода в структуры Таман-
ского полуострова; что же касается последних, то они, как уже
упоминалось, неразрывно связаны с керченскими. Все это при-
водит к выводу о том, что Западный Предкавказский краевой
прогиб вместе с Керченско-Таманской областью представляют
собой единую структурно-фациальную зону, складчатые дис-
локации которой на западе наложены на более древние склад-i
чатые сооружения Крыма, а на востоке периклинально замы-
кают мегантиклинорий Большого Кавказа. Это хорошо увязы-
364
вается и с общим погружением Большого Кавказа к западу от
Новороссийска, где складчатые дислокации внутренней части
мегантиклинория должны, очевидно, замещаться структурами
краевого прогиба.
Вместе с тем в структуре Керченского полуострова имеют-
ся элементы, возникновение которых, по-видимому, обуслов-
лено формированием мегантиклинория Горного Крыма. Так,
образование Парпачского гребня находит вполне удовлетвори-
тельное объяснение как результат общего сводообразного под-
нятия Горного Крыма и его разрастания в процессе новейших
движений. На северном крыле мегантиклинория это поднятие
вызвало создание квест, а восточнее —- подобную же структу-
ру в виде западной части Парпачского гребня. На восточном
периклинальном окончании мегантиклинория, где в поднятие
были вовлечены слабо складчатые отложения неогена, Парпач-
ский гребень приобрел свои причудливые очертания. Некого
рые исследователи объединяют с Западным Предкавказским
краевым прогибом Индольскую впа тину Восточного Крыма в
единый Индоло-Кубанский прогиб. Наряду с ними выделяется
Керченско-Таманский поперечный прогиб, сливающийся на се-
вере с Индоло-Кубанским.
ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ
Рассматриваемая часть Крымского полуострова, как, впро-
чем, и весь Крым в целом, не изобилует полезными ископаемы-
ми. Из крупных месторождений здесь известно только Керчен-
ское месторождение осадочных железных руд, связанное с от-
ложениями киммерийского яруса. Руды здесь сложены бурым
железняком, сидеритом и хлоритом и залегают в виде крупных
пластообразных залежей, приуроченных к обширным пологим
мульдам. Среди других полезных ископаемых можно упомя-
нуть мелкие месторождения серы и низкосортных углей, имею-
щие местное значение.
Довольно широко развиты разнообразные стройматериа-
лы, а также месторождения нерудного минерального сырья, из
которого особого упоминания заслуживают трассы Карадага и
высококачественные глинистые адсорбенты (килы) верхнеме
левого возраста.
ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ РАЗВИТИЯ
В истории геологического развития Горного Крыма, как и
других областей, может быть выделено несколько крупных эта-
пов. Первый из них относится к периоду до начала образова-
ния осадков таврической серии, т. е. до верхнего триаса. Об
Этом этапе развития собственно Горного Крыма ничего неиз-
вестно, поэтому приходится довольствоваться косвенными дан-
ЗСчт
ними о строении смежных областей. Анализ гальки конгломе-
ратов в нижнемезозойских толщах Горного Крыма позволяет
судить о том, что с севера и юга к нему примыкали размывав-
шиеся складчатые сооружения палеозойского возраста, скорее
всего относящиеся к герцинидам. Об этом свидетельствует сос-
тав галек, представленных разнообразными метаморфически-
ми сланцами, кварцитами, жильным кварцем, гранитами и
другими породами, среди которых особое значение имеют круп-
ные глыбы известняков с фауной верхнего палеозоя.
Второй этап, охватывающий промежуток времени от верх-
него триаса до нижнего мела, имеет важнейшее значение в
геологическом развитии Горного Крыма. С верхнего триаса на-
чались энергичные опускания, охватившие не только Горный
Крым, но и, по-видимому, прилегающие территории: с одной
стороны, Степного Крыма, а с другой — акватории Черного
моря. Образовавшаяся геосинклиналь заполнялась в течение
позднего триаса и ранней юры главным образом мощной тол-
щей терригенного флиша, затем была охвачена складчатостью,
а в конце лейаса была приподнята. Со средней юры снова во-
зобновились энергичные опускания, причем в эту эпоху уже
ясно обособились геоантиклинальные зоны, где осадки не от-
лагались, и геосинклинальные прогибы с накоплением преиму-
щественно морских песчано-глинистых толщ большой мощ-
ности и вулканогенных образований. Последние, так же как и
тесно связанные с ними мелкие интрузивы, контролировались,
вероятно, крупными разломами по краям геосинклинальных
прогибов. В средней юре уже наметились основные складча-
тые формы ядра Крымского мегантиклинория, ясно оформив-
шиеся в верхнеюрскую эпоху и составляющие основу его со-
временной структуры. Создание отдельных элементов внутрен-
ней части мегантиклинория характеризуется М. В. Мурато-
вым следующим образом.
«Антиклинории и синклинории развивались очень сложным
и длительным путем. Синклинорий юго-западного Крыма на-
чал формироваться как прогиб в Оксфорде-лузитане, унасле-
довав отчасти положение прогиба, который существовал в
средней юре и келловее. Заполнение его осадками продолжа-
лось в течение оксфорда-лузитана и кимериджа-титона. Перед
нижним мелом он был поднят и слагающие его породы размы-
ты. Валанжинские осадки отложились на уже сформирован-
ную структуру синклинория и заполнили углубления, создан-
ные эрозией. Перед аптом вновь происходил размыв пород
слагающих синклинорий, и аптские осадки выполняют углуб-
ления, большей частью унаследованные от предваланжинских
Синклинорий Восточного Крыма начал формироваться тоже
в оксфорде-лузитане, но основное его прогибание происходило
в кимеридже-титоне, когда накапливались флишевые толщи
заполняющие его осевую часть, и мощные толши известняков
366
его западной оконечности. Перед аптом он был разбит рядом
сбросов, а затем поднят, слагающие его породы местами были
размыты, так что аптские осадки легли на размытую поверх-
ность и отложились в глубоких эрозионных депрессиях (Сал-
гирский грабен, район Старого Крыма и др.). Осевая часть
синклинория перед аптом сместилась к северу и здесь (Бело-
горский прогиб) накопились наибольшие мощности отложений
апта и альба.
Одновременно с возникновением и прогибанием описанных
синклинориев, т. е. начиная с оксфорда-лузитана или несколь-
ко ранее, началось образование и разделяющих их антиклино-
риев: Качинского, Туакского и Южного берега. К нижнему
мелу они достигли значительной величины и были уже вполне
четко выраженными поднятиями. Вероятно, с последующим
ростом Туакского поднятия связано смещение к северу проги-
ба Восточно-Крымского синклинория. Можно наметить три
стадии положения его осевой части. В оксфорде-лузитане она
занимала наиболее южное положение и протягивалась вдоль
края Туакского поднятия; в кимеридж-титоне сместилась к се-
веру, к месту наибольшего прогибания синклинория; перед
аптом сместилась еще далее к северу, образовав Белогорский
прогиб.
Совершенно по-другому шло развитие Судакского синкли-
нория. В нем со средней юры и до конца верхней происходило
непрерывное накопление осадков, а что происходило в нижне-
меловое время — остается неизвестным.
Несомненно, налегание верхнеальбских и верхнемеловых
пород на всех структурах внутренней части Крымского меган-
тиклинория указывает, что к верхнеальбскому времени и к се-
номану они в основном были сформированы и в дальнейшем
при формировании Крымского мегантиклинория в целом под-
верглись только разламыванию сбросами и изгибанию» (169).
К сказанному необходимо добавить, что в раннем мелу
геосинклинальная система Горного Крыма, если ее вообще
можно назвать для этого времени геосинклинальной, уже
обнаружила ясные черты вырождения, что прежде всего ска-
зывается в составе осадочных формаций, величине и рас-
пределении их мощностей и характере деформаций.
В конце раннего мела на месте Горного Крыма возникло
крупное антиклинальное поднятие, которое выражалось в ре-
льефе в виде острова. История этого поднятия от конца ниж-
него мела до четвертичного периода рассмотрена М. В. Му-
ратовым.
«Вся послеальбская история развития Горного Крыма, —
пишет он, — в сущности представляет историю развития это-
го антиклинального поднятия и образования на его месте
обширного Таврического острова, превратившегося позднее
в Крымский полуостров» (169).
367
«Историю Крымской мегантиклинали после нижнего мела
можно разбить на два крупных отрезка.
Первый охватывает верхнемеловое и палеогеновое время...
Таврический остров в это время слегка выступал из-под уров-
ня морских вод, расширяясь в эпохи поднятий земной коры
(в предконьякское время, в верхнем Маастрихте и датском
веке, в начале эоцена и начале олигоцена). В эпохи опуска-
ния и трансгрессии моря площадь острова, наоборот, сокра-
щалась (турон, кампан, верхний эоцен, средний олигоцен);
временами он полностью погружался под уровень воды
(166).
«Конец этого этапа, как и предыдущего, связан с крупны-
ми поднятиями геоантиклинали Горного Крыма, проявивши-
мися в эпоху нижнего миоцена. Поднятия эти привели к но-
вому сильному расширению на севере площади геоантикли-
нали Горного Крыма. В это время собственно вся область
Предгорной и Внешней гряд, причленившись к ней, преврати-
лась в крыло геоантиклинали...
Поднятия Горного Крыма сопровождались образованием
системы разломов-сбросов, которые секут северное крыло мег-
антиклинория в районе Белогорска и Феодосии» (169).
Совершенно по-иному в конце рассматриваемого периода
разворачивались события на Керченском полуострове, где
в течение олигоцена и нижнего миоцена формировалась мощ-
ная толща майкопских отложений. В конце нижнего миоцена
эти породы были смяты в довольно сложную систему скла-
док, на которых в большинстве случаев со значительным не-
согласием и перерывом залегает тортон. Таким образом, лег-
ко видеть, что история развития Керченского полуострова, по
крайней мере в конце рассматриваемого этапа, резко отлича-
ется от истории Горного Крыма, но очень сходна с историей
Западного Предкавказского краевого прогиба.
В течение среднего и верхнего миоцена Крымский меган
тиклинорий продолжал оставаться поднятием и только север-
ные его склоны временами несколько погружались под уро-
вень моря. Что касается Керченского полуострова, то после
отложения осадков тортона и сармата снова произошли сла-
бые складкообразовательные движения, в результате кото-
рых отмечается предмэотическое несогласие.
В конце миоцена наступил завершающий этап развития
Горного Крыма, когда он был окончательно сформирован.
Неотектонические движения в виде крупных поднятий, охва-
тивших всю рассматриваемую территорию, были довольно
энергичными и вместе с интенсивной эрозией обусловили все
специфические особенности его рельефа — формирование по-
верхностей выравнивания, поднятых ныне на значительную вы-
соту, образование квест, развитие морских и речных террас
и т. д.
368
Ill- ВОСТОЧНЫЕ КАРПАТЫ
Восточные, или Советские Карпаты представляют собой
небольшой отрезок круто изогнутой Карпатско-Балканской
горной системы и расположены в северо-восточной ее части
(фиг. 85). По современным представлениям, складчатые соо-
ружения этой системы, составляющие краевую часть Среди-
земноморского пояса, подходят южнее Добруджи к Черному
морю и скрываются под его водами, но восточнее продолжа-
ются в складчатых горных сооружениях Южного Крыма (163).
Складчатая система Восточных Карпат отделяется от Рус-
ской платформы Предкарпатским краевым прогибом, соответ-
ствующим территории Прикарпатья, а к юго-западу от нее,
в Закарпатье, располагается система закарпатских прогибов.
Советская часть Восточных Карпат протягивается в юго- [
восточном направлении от границы Советского Союза с Поль-
шей и Чехословакией до границы с Румынией на расстоя-
ние около 270 км. Орографически они представляют собой
довольно сложную систему параллельных горных хребтов,
разделенных продольными долинами. К северо-западу от
верховьев р. Тиссы выделяется три главных хребта (с северо-
востока на юго-запад): Горгано-Покутский, Водораздельный
и Полонинский. За Тиссой два последние сливаются в еди-
ный Черногорский хребет. Юго-западная оконечность Черно-
горья выделяется под наименованием Раховского массива,
или Гуцульских Альп, а юго-восточная называется Чивчин-
скими горами. В Закарпатье, почти параллельно Полонин-
скому хребту, расположен еще один менее высокий — Вы-
горлат-Гутинский, или Вулканический хребет, который, в от-
личие от названных выше, сложен не осадочными и мета-
морфическими, а вулканогенными породами.
Горгано-Покутский хребет на значительном протяжении
обрывается к Прикарпатью в виде резко выраженного усту-
па. На юго-востоке он не имеет такой четкой орографической
границы и постепенно переходит в увалистый рельеф
прилежащих частей Волыно-Подольской возвышенности.
Большая часть Восточных Карпат отличается мягкими
формами рельефа, закругленными гребнями хребтов и обыч-
но сглаженными склонами, но нередко встречаются и резко
выраженные крутые и скалистые склоны. Для рельефа Чер-
ногоро-Полонинской гряды и особенно Полонинской ее
части типично наличие высоко поднятых обширных выравнен-
ных пространств — полонии, над которыми возвышаются от-
дельные горные вершины. Наиболее высокая часть Восточ-
ных Карпат расположена к юго-востоку от Тиссы, где возвы-
шаются Говерла (2058 ж), Поп Иван (2022 м), Петрос
(2020 ж) и другие вершины; по направлению на северо-за-
пад высоты постепенно уменьшаются.
24 Е. М. Лазько
369
Фиг. 85. Схема тектонической структуры Восточных Карпат
(по М. В. Муратову)
1 — Русская платформа, частично перекрытая неогеном альпийских краевых впа
дин; 2 — гряды Карп’атских утесов; 3 — палеозойские ядра краевой антиклиналь-
ной дуги Карпат; 4 — антиклинали в осевой части Карпат и в синклинории Муреша.
5 — внутренняя антиклинальная зона Восточных Карпат; 6 — синклинории Цент-
ральной Карпатской депрессии и гор Муреш и Баиата; 7 — внешняя антиклинальная
зона северо-восточного крыла Карпат; 8 — юго-западное крыло мегантиклинали
Восточных Карпат; 9 — неогеновые эффузивы, 10 — неогеновые впадины на палео-
зойско-мезозойском основании; 11 — выступы палеозойско-мезозойского основания
неогеновых впадин; 12 — предполагаемое палеозойское основание впадин, скрытое
миоценом и плиоценом вдоль северного края; 13 — иижнемиоценовый кран Прикар-
патской впадины; 14 — среднемиоценовый и нижнесарматский край Прикарпатской
впадины; 15 — контуры средне- и верхиесарматской Прикарпатской впадины; 1'6 —
гряды неогеновых барьерных рифов.
Римские цифры на фигуре: I — Татры. II — Южные Карпаты. IU — Мармарош-
ский массив, IV — горы Апушени, V — Банат, VI — Добруджа. VII — Прикарпатская
впадина, VIII — Трансильванская впадина, IX — Валахская впадина. X — Алфодьд.
370
К юго-западу от Выгорлат-Гутинского хребта, имеющего
сильно сглаженный рельеф и высоты до 1000 м, простирает-
ся обширная Среднедунайская низменность, которая входит
в пределы нашей страны лишь небольшой частью своей
северо-восточной окраины.
Геологическое строение Восточных Карпат изучалось мно-
гими польскими и чехословацкими геологами со второй поло-
вины прошлого века, в том числе Р. Зубером, В. Улигом,
К. Тол.винским, В. Тейссейром, Д. Н. Андрусовым, Г. Свид-
зинским и другими. Советские ученые А. А. Богданов,
В. Г. Бондарчук, О. С. Вялов, М. В. Муратов, В. И. Славин,
В. С. Соболев и другие включились в изучение геологии
Карпат только в послевоенные годы, но уже внесли значи-
тельный вклад в понимание строения и истории развития
этого края.
СТРАТИГРАФИЯ
Протерозойско-палеозойский (?) рахов-
с к и й комплекс. Наиболее древние породы Восточных
Карпат обнажаются в Раховском массиве, где они формиру-
ют комплекс сильно метаморфизованных домезозойских от-
ложений мощностью до 1700 м (276). В составе этого ком-
плекса выделяется ряд свит, которые объединены в три се-
рии, разделенные несогласиями. Нижняя из них условно от-
носится к протерозою и состоит из биотит-плагиоклазовых
гнейсов, гранатовых, двуслюдяных и других кристалличес-
ких сланцев и кварцитовых сланцев. Выше идут серицит-
кварцевые, серицит-хлоритовые, слюдяные и другие сланцы,
содержащие прослои и мощные толщи мраморов; эта толща
также условно относится к нижнему палеозою. Верхняя часть
комплекса слагается темными филлитами с прослоями черных
кристаллических известняков и кварцитов, а в других пунк-
тах — белыми сахаровидными кварцитами предположитель-
но верхнепалеозойского возраста. Следует подчеркнуть, что
полное отсутствие каких бы то ни было фаунистических остат-
ков оставляет открытым вопрос о более точном, чем доме-
зсзойский, возрасте этих толщ. Совершенно условно и —- как
это будет видно из дальнейшего — вряд ли оправдано отне-
сение раховского комплекса к такому широкому интервалу
времени, как указано выше. Вероятнее всего, что этот комп-
лекс и входящие в его состав серии имеют более узкие воз-
растные рамки, которые едва ли выходят за пределы верхне-
го докембрия. Однако уверенно говорить об этом нельзя до
получения дополнительных данных.
Силур. В северо-западной части рассматриваемой тер-
ритории, ,в районе г. Рава-Русская, бурением вскрыты силь-
но дислоцированные слюдистые аргиллиты с богатой силу-
рийской фауной; такие же сложнодислоцированные и анало-
24- 371
гичные по составу породы обнаружены буровыми скважина-
ми в центральной части Предкарпатского краевого проги-
ба — в районе с. Угерско (231).
Триас. На различных метаморфических породах рахов-
ского комплекса или в я трах антиклиналей среди более мо-
лодых пород по северной периферии Раховского массива вы-
деляются отложения триаса. В одних местах в основании их
залегают красные известняковые конглобрекчии, а выше ле-
жат красные яшмы и пестрые кремнистые аргиллиты. Общая
мощность толщи тостигает 20- 30 .и. В других пунктах ниж-
ний триас представлен 100—150-метровой толщей конгломе-
ратов, песчаников и аргиллитов с раннетриасовой фауной.
На кремнистых породах без видимого несогласия, а ме-
стами на кристаллических породах залегает карбонатная тол-
ща, условно относимая к среднему триасу. Внизу распола-
гаются известняки мощностью от нескольких десятков метров
до 100 .и, а выше (пли же замещая известняки) — доломиты
такой же мощности.
Верхний триас сложен светло-серыми и розоватыми изве-
стняками мощностью до 20 >w, содержащими фауну карний-
ского яруса. Триасовые карбонатные и терригенные отложе-
ния вместе с юрскими слагают также многочисленные мел-
кие и крупные глыбы и изолированные массивы в пределах
узкой полосы, идущей вдоль юго-западного края Полонин-
ской гряды и названной зоной утесов (клиппенов, или клип-
пов, как их именуют другие геологи).
Юра. Юрские отложения обнаружены в пределах Рахов-
ского массива и особенно широко распространены в зоне
утесов; кроме того, они вскрыты скважинами в Предкар-
патье.
В районе Раховского массива известны маломощные пес-
чанистые известняки, песчаники и глинистые сланцы с Nucula
cf. variabilis, N. cf. ornata и другой фауной тоара-нижнего
байоса, а также довольно мощная, свыше 300 м, вулканоген-
но-карбонатная толща верхней юры.
В западной части Закарпатья к основанию юрских отло-
жений полосы утесов приурочены мергелистые глинистые
сланцы, песчаники и мергеля с тонкими прослоями известня-
ков, содержащие Arietites bucklandi и другие аммониты и
пелециподы синемюрского яруса. Выше находятся известня-
ки с кремнями, известняковые брекчии и мергеля с прослоя-
ми мергелистых сланцев, в которых обнаружена обильная
и разнообразная фауна лейаса, нижней части доггера и верх-
ней юры (239).
В Прикарпатье юрские отложения вскрыты скважинами
под неогеном и, вероятно, распространены на всей террито-
рии Предкарпатского краевого прогиба. В их составе выде-
ляются верхняя известняковая толща с обильной фауной ки-
372
мериджа и нижневолжского яруса мощностью до 360 м и
нижняя известняково-доломитовая, содержащая фораминифе-
ры и пелециподы келловея, мощность которой в центральной
части прогиба превышает 500 ль Возможно, что низы извест-
няково-доломитовой толщи относятся к бату (243). Как пока-
зало бурение, под этими отложениями иногда залегают крас-
ные аргиллиты с ангидритом, которые, возможно, относятся к
лейасу, хотя есть мнение и о значительно более древнем (ниж-
недевонском) возрасте этих красноцветных лагунных осадков.
Наибольшую мощность юрские отложения имеют в централь-
ной части прогиба, где они вскрыты Стрыйской опорной сква-
жиной. По направлению к Русской платформе их мощность
постепенно уменьшается и они сливаются с осадками юрского
возраста, развитыми ,в пределах Львовской впадины.
М е л. По распространению меловых пород в Восточных
Карпатах могут быть четко выделены три зоны: внешняя и
внутренняя антиклинальные, где отложения этого возраста
развиты широко, и центральная синклинальная, где они почти
не обнажаются. Две первые зоны в общих чертах отвечают
Горгано-Покутской и Черногоро-Полонинской грядам, а тре-
тья — Водораздельному хребту, где развиты почти исключи-
тельно палеогеновые отложения. Кроме того, верхний мел
имеется и в Предкарпатском передовом прогибе. Меловые
отложения отделены от юрских перерывом и всюду резко отли-
чаются от них литологически: именно с нижнего мела начина-
ются флишевые отложения, играющие огромную роль в геоло-
гии Карпат, и только в зоне утесов есть карбонатные породы
неокома, литологически не отличающиеся от юрских.
Нижний мел особенно широко распространен в юго-восточ-
ной части внутренней антиклинальной зоны, где он выделяет-
ся под наименованием «черного флиша», или раховской свиты.
В составе ее участвуют ритмически чередующиеся темно-се-
рые и черные песчаники, аргиллиты и известняки с отдельны-
ми пластами конгломератов. Общая мощность свиты, кото-
рая по возрасту относится к неокому, достигает здесь 1000 м.
Выше расположена мощная толща песчаников с прослоями
аргиллитов, условно относящаяся к анту и альбу.
В пределах Раховского массива и зоны утесов распростра-
нен фациально резко отличающийся тип отложений: здесь
выделяются маломощные известняки и мергели неокома, а
выше, отделенные перерывом, — маломощные отложения
апта с аммонитами и пелециподами. Еще выше, также отде-
ляясь перерывом от нижележащих отложений, залегают изве-
стняки и мергели, а в других пунктах — песчаники, аргилли-
ты и мелкогалечные конгломераты мощностью до 60—70 м
со смешанной фауной альба и сеномана.
Во внешней антиклинальной зоне нижнемеловой возраст
имеет песчано-глинистый флиш, песчаники и аргиллиты
373
спасской серии, в составе которой обособляются свиты с ме-
стными наименованиями. Верхняя часть разреза, вероятно,
отделенная от нижней перерывом и сложенная кремнистыми
мергелями с прослоями зеленых и красных сланцев, так же
как и на юге, видимо, объединяет в своем составе верхнюю
часть альба и сеноман (47).
Верхний мел во внутренней антиклинальной зоне пред-
ставлен различными фациями: ,в зоне утесов — это маломощ-
ные розово-красные мергели, алевролиты и песчаники кампа-
на и Маастрихта, а на остальной территории — флишевые
толщи большой мощности, обнимающие все ярусы верхнего
мела, кроме датского (164). Песчано-глинистым флишем
сложены верхнемеловые отложения и во внешней антикли-
нальной зоне, где они распространены очень широко; места-
ми здесь песчаники резко преобладают над аргиллитами,
образуя прослои до 1,5 м. Разделить верхнемеловые отложе-
ния по фауне на отдельные ярусы не удается, поэтому в раз-
ных районах выделяются свиты с местными наименованиями
В них содержится фауна фораминпфер и особенно типичных
для этих отложений иноцерамов; мощность верхнего мела
здесь превышает 1000 м.
Верхнемеловые песчано-аргиллитовые отложения имеют-
ся и в центральной синклинальной зоне, где они обнажаются
в ядрах антиклиналей.
В Предкарпатье верхний мел представлен различными
формациями. Во внутренней части прогиба развиты такие же
флишевые отложения, как и в прилежащей части внешней
антиклинальной зоны Карпат. Во внешней же зоне прогиба
верхний мел сложен толщей главным образом карбонатных
пород и песчаников мощностью более 600 яг, в них по фау-
не выделяются ярусы от сеномана до Маастрихта. Наиболь-
шую мощность здесь имеют песчано-мергельные отложения
кампана с Belemnitella mucronata и Маастрихт.
Палеоген. Палеогеновые отложения широко распро-
странены на всей территории Карпат и представлены преиму-
щественно толщами терригенного флиша или другими типа-
ми терригенных пород. Палеоген образует непрерывные раз-
резы с .верхним мелом, и только во внутренней антиклиналь-
ной зоне он залегает трансгрессивно и несогласно на более
древних толщах, вплоть до раховского кристаллического ком-
плекса.
Во внешней антиклинальной зоне, в основании палеогена,
лежат песчаники ямненской свиты, во внутренней зоне им по
возрасту соответствуют песчаники с прослоями терригенного
флиша льютской свиты, а в центральной синклинальной зо-
не — песчано-глинистый флиш (151). Породы всюду содер-
жат одинаковый комплекс фораминпфер: Globigerina trilo-
culinoides, Globorotalia angulata. G. pseudoscitula и другие;
374
это позволяет сопоставить отложения с осадками нижней ча-
сти фораминиферовых слоев Кавказа (эльбурганской свитой
и свитой горячего ключа).
Эоценовые отложения всюду образованы мощным терри-
генным флишем, к которому местами присоединяются про-
слои и линзы песчаников, известняков и мергелей, а также
конгломератов с галькой «экзотических» для Карпат пород —
филлитов и других. Эоценовый возраст этих отложений, в сос-
таве которых выделяются свиты с местными наименованиями,
доказывается находками нуммулитов, крупных глобигерин и
мелких фораминифер, особенно Globorotalia crassata и
G. crassaformis.
Выше залегает весьма характерная для всей территории
Карпат менилитовая серия, сложенная толщей темно-серых,
бурых и черных, часто битуминозных неизвестковистых ар-
гиллитов с прослоями кремнистых пород, серых песчаников и
карбонатных пород. Нижняя часть серии, известная под на-
званием нижнеменилитовой свиты, содержит фауну мелких
фораминифер, нуммулитов, моллюсков и рыб, сходную с фа-
унистическим комплексом хадумского горизонта Кавказа и
относится к нижнему олигоцену.
Интересно отметить, что флишевые отложения мела и па-
леогена, отчасти расположенные под миоценовыми моласса-
ми прилежащей части Предкарпатского краевого прогиба, по
направлению на северо-восток, по-видимому, фациально из-
меняются, превращаются в грубый («дикий») флиш и посте-
пенно выклиниваются, подходя к погребенным Сандомирско-
Добруджинскпм раннегерцинским складчатым сооружени-
ям (49).
Во внешней антиклинальной зоне в составе менилитовой
серии выделяется верхнеменилитовая свита, которая отделя-
ется здесь от близкой по составу нижнеменилитовой свиты
толщей известковистых аргиллитов и песчаников с редкими
прослоями мергелей. .Местами в верхнеменилитовых отложе-
ниях имеется горизонт дацитовых туфов. Верхнеменилитовая
свита имеет среднеолигоценовый возраст, а выше нее залега-
ем толща, именуемая по-разному и относимая к верхнему оли-
го цену.
Верхняя толща состоит из чередующихся темно-се-
рых известковистых аргиллитов, песчаников, глин и мерге-
лей; она заканчивает разрез флишевых отложений во внеш-
ней антиклинальной зоне.
В центральной синклинальной зоне к среднему и верхне-
му олигоцену относится мощная, свыше 2000 ж, толща пес-
чаников и тонкоритмичного терригенного флиша кросненской
серии, постепенно переходящая в нижнеменилитовую свиту.
Возможно, что верхняя часть кросненской серии имеет уже
миоценовый возраст.
375
По мнению некоторых исследователей, во внутренней ан-
тиклинальной зоне после перерыва, отвечающего, по-видимо-
му, среднему олигоцену, на нижнеменилитовой свите лежит
толща грубозернистых песчаников, однако другие геологи
оспаривают это.
Все главные стратиграфические подразделения палеогена,
выделяемые во внешней антиклинальной зоне, прослежива-
ются и в прилежащих частях Предкарпатского краевого про-
гиба, где они участвуют в строении важнейших нефтеносных
структур. Соотношения разновозрастных флишевых толщ в
разных зонах складчатых Карпат иллюстрируются схемой
(фиг. 86).
Неоген. Неогеновые отложения отсутствуют в складча-
той системе Карпат, если исключить возможность сопостав-
ления с нижним миоценом верхов кросненской серии. В Пред-
карпатском краевом прогибе и в закарпатских впадинах нео-
ген распространен повсеместно, образуя многокилометровою
толщу, особенно мощную в Закарпатье (113). Отложения
этого возраста представлены преимущественно молассами,
иногда еще флишоидного характера, часто соленосными фор-
мациями. Эти породы фаунистически охарактеризованы не
полно и обычно разделяются на большое количество свит с
местными наименованиями. Сопоставление отдельных свит
иногда затруднительно даже в пределах недалеко отстоящих
районов, поэтому удобнее рассмотреть отдельно неогеновые
отложения названных выше регионов.
В Предкарпатье к нижнему миоцецу относятся довольно
пестрые по составу толщи, объединяемые многими исследо-
вателями в воротыщенскую серию. В разрезах по р. Прут на
разных горизонтах флишевых отложений залегает мощная
толща так называемых слободских конгломератов с галькой
и валунами «экзотических» пород — филлитовидных и сери-
цит-хлоритовых сланцев, кварцитов, мраморизованных из-
вестняков и т. д. Выше лежат чередующиеся песчаники и гли-
ны, местами имеющие флишоидный характер и несущие на по-
верхностях наслоения многочисленные следы дождевых ка-
пель и волноприбойных знаков, а также следы птиц, парно-
копытных и хищников (48). В других районах разрезы мио-
цена начинаются песчано-глинистыми осадками с залежами
соли, сменяющимися выше конгломератами, а затем снова
песчано-глинистыми отложениями с пластами и линзами нат-
ровых и калийных солей, достигающих значительной мощно-
сти и образующих крупные месторождения. ЛУестами внутри
этой толщи содержатся очень своеобразные глыбово-брекчи-
евые конгломераты, состоящие из перемятых менилитовых
сланцев и песчано-сланцевых отложений эоцена; образова-
лись эти породы, вероятно, в результате крупных обвалов
или подводных оползней на склонах поднимающихся горных
376
Фиг. 86. Схема соотношений различных свит меловых и палеогеновых отложений Восточных Карпат
(по М. В Муратову п Н. И. Маслаковой)
Цифры па фигуре: 1 — кристаллические сланцы докембрия и нижнего палеозоя, 2 — триасовые отложения, 3 — ннжнеюрские отло-
жения, 4 — верхнеюрскпс отложения, ,5 — нижнемеловые отложения. 6 — нижиеме-ювой флиш (раховская свита), 7 — нижний
мел (спасская свита), 8 — аптские отуютсештя. 9 — верхний альб-сеноман (буркутская свита), 10 — верхний альб-сеномап (тисаль-
скан свита), 11 — верхний альб-сеноман (свита кремнистых мергелей), 12 — турои-коньяк (черемошская свита). 13 — нижний се-
поп (самборская свита), 14 — сенот (свпдовецкая свита), 15 — сеток (пуховская свита), 16 — верхний сенон—датский ярус (ино-
цсрамовая свита), 17 — верхний *тел в платформенной фации, 18 — палеоцен (ямнеиская свита), 19 — палеоцен (льютская свита),
20 — эоцен, 21 — нижний олпгоцся (нижнеменнлитовая свита), 22 — нижнеолигоиеповые отложения. 23 — средний олигоцеи
(верхнеменплитовая свита). 24 — средний олигоцеи (иижнекроснеиская свита), 25 — верхний олигоцен (руиская свита), 26 — верхний
олигоцеи—нижний миоцен (верхнекросненская свита), 27 — верхний олигоцен—нижний миоцен (космачская свита), 28 — миоценовые
отложения Закарпатских впадин, 29 — миоценовые отложения Предкарпатской впадины.
сооружений Карпат (68). Широкое развитие в нижнем мио-
цене соленосных толщ дает основание некоторым исследова
телям именовать отложения этого возраста нижней соленос-
ной свитой.
Выше залегает мощная существенно-песчано-глинистая
толща, в которой по фауне фораминифер выделяются породы
гельвета, тортона и сармата (238). Эта толща разделяется
исследователями в разных районах на большое количество
свит с местными наименованиями. В основании толща места-
ми имеет флишоидный характер, а верхняя часть тортона
сложена соленосными отложениями — глинами с линзамй
и пластами соли (верхняя соленосная свита). Мощность мио-
ценовых образований в центральной части Предкарпатского
краевого прогиба очень велика: так, в Стрыйской опорной
скважине мощность только гельветских отложений так на-
зываемой стебникской серии, которые здесь надвинуты на
тортон, достигает почти 2 км. Во внешней зоне прогиба, при-
мыкающей к Русской платформе, в составе миоценовых
отложений обособляются только тортон и сармат мощностью
в наиболее прогнутой северо-западной части зоны до 3 км.
По направлению на северо-восток неогеновые отложения
теряют молассовый характер и постепенно сливаются с плат-
форменными осадками юго-западной окраины Русской плат-
формы.
Особенно сложны и еще окончательно не установлены
стратиграфические взаимоотношения многочисленных нео-
геновых серий и свит, выделенных в Закарпатье (87, 113).
В основании неогена залегает терригенно-вулканогенная
толща, состоящая из туфов и туффнтов с мощными просло-
ями аргиллитов и песчаников. Во внутренней части Солот-
винской впадины, где она вскрыта Даниловской опорной
скважиной, толща превышает 700 и (73). Выше, согласно
данным этой же скважины, расположена также мощная, до
600 л, соленосная толща, состоящая из песчано-глинистых
пород, соли и ангидритов. Обе толщи содержат фораминифе-
ры, а иногда многочисленные моллюски, которые позволяют
отнести эти породы к нижнему миоцену (51, 240), а верхнюю
их часть — к гельвету.
Гельветские отложения мощностью до 2500 м сложены
песчано-сланцевой толщей, местами имеющей флишоидный
характер с конгломератами в середине, а местами в основа-
нии разрезов и соленосными горизонтами в верхах разреза.
В этой толще имеется несколько прослоев дацитовых туфов,
причем верхний из них (так называемый новоселицкий ту-
фовый горизонт) достигает 200 ль Возраст этих отложений
вызывает разногласия среди геологов; не исключена воз-
можность, что верхняя их часть (хустецкая свита) относится
уже к тортону.
s7S
Выше залегает груботерригенная толща огромной, до
5000 м, мощности, в составе которой главную роль играют
конгломераты, особенно широко распространенные в верхней
части разреза. Они чередуются с песчаниками и глинистыми
породами. В средней части толщи местами встречаются про-
пластки каменного угля. В описываемых отложениях найде-
ны многочисленные, несомненно тортонские моллюски: Nu-
cuJa mayeri, Ostrea gryphoides, О. digitalina и другие.
Сарматские отложения мощностью до 900 м состоят
главным образом из песчано-глинистых осадков, нередко
флишоидного характера, иногда со значительным участием
в разрезах туфов и туффитов, и редкими прослоями конгло-
мератов; они содержат многочисленную фауну нижнего и
среднего сармата: Abra reflexa, Cardium transcarpaticum,
С. pium, Mactra podolica и другие. Наиболее развиты все
названные породы в центральной части Солотвинской впади-
ны. а к ее северо-восточному борту они постепенно выкли-
ниваются. «•
Следующий стратиграфический комплекс в Закарпатье
образуют так называемые паннонские образования, включа-
ющие верхний сармат, мэотис и понт. Сложены они главным
образом глинистыми осадками, к которым в том или ином
количестве присоединяются песчаники, а в верхней половине
толщи — также конгломераты и галечники. В нижней «а ст и
разрезов иногда имеются андезиты, а туфы и туффиты не-
редко принимают участие в сложении нижней и средней час-
тей разрезов. Отложения эти мощностью до 450 м содержат
местами, особенно в нижней части разреза, обильные конге-
рии и остракоды (36).
Для верхнего плиоцена характерно накопление мощных
вулканогенных и континентальных угленосных осадков. В раз-
ных районах породы этого возраста довольно значительно из-
меняются: местами резко преобладают вулканогенные про-
дукты большой мощности, в других пунктах существенная
роль в разрезах принадлежит терригенным осадкам, пере-
слаивающимся. с вулканогенными породами. Наиболее типич-
ный набор пород в разрезах — это чередование туфов, туф-
фитов и туфобрекчий, гравелитов, песчаников и глин с про-
слоями лигнитов. Нередко они замещаются преимущественно
лавобрекчиями и лавами андезитового состава, к которым
иногда присоединяются липариты. В ряде мест в описываемой
толще обнаружены обильные раковинки пресноводных мол-
люсков и остракод верхнего плиоцена. Мощность этих отло-
жений различна и местами достигает многих сотен мет-
ров (37).
Антропоген. Разновозрастные отложения антропогена
представлены разными генетическими типами. В Карпатах
известны ледниковые образования: морены в горах и флю-
379
виогляцпальные отложения, принимающие участие в сложе-
нии террас. В Предкарпатье и Закарпатье особенно широко
распространены аллювиальные отложения, а в полосе предго-
рий также делювиально-пролювиальные образования.
М 4 Г М A T И 3 М
Магматические породы в пределах Восточных Карпат
распространены очень ограниченно, и только в Закарпатье
широко развиты неогеновые эффузивы и интрузивные обра-
зования.
Домезозонекие интрузивные проявления
очень бедны и пространственно связаны с Раховским кристал-
лическим массивом. Наиболее древние изверженные породы
представлены здесь дайками, штокообразными и пластооб-
разными телами амфиболитов. Они в различной степени ме-
таморфизованы и, вероятно, сформированы в разное время.
К более молодому возрасту относятся мелкие массивы грани-
тов. Возможно, что магматическое происхождение имеют также
некоторые гнейсы гранитного состава, известные в раховском
комплексе на разных стратиграфических уровнях, но не ис-
ключена вероятность их метасоматического происхождения.
Интрузивные породы мезозойского возрас-
т а развиты также очень слабо. Они встречаются главным
образом в Раховском массиве и Утесовой зоне и сложены мел-
кими телами диабазов, габбро-диабазов, дпабаз-порфиритов
и серпентинизированных ультраосновных пород, образующих
офиолитовый пояс. По форме это — межпластовые залежи,
дайки и штокообразные массивы. Образование главной мас-
сы пород данной группы связано с неокомом, но среди них
имеются, по всей вероятности, более древние — юрские ч
более молодые — меловые образования.
Палеогеновые вулканогенные образования
распространены и вовсе незначительно. До недавнего вре-
мени считалось, что к ним относятся только прослои туфов
в менилитовой серии, однако в отложениях эоцена обнаруже-
ны небольшие пластообразные залежи диабазов. Это свиде-
тельствует, что в палеогене формировались и магматические
породы (154).
Неогеновые вулканические процессы, на-
чавшись в раннем миоцоне, продолжались вплоть до позднего
плиоцена и сопровождались формированием обширной груп-
пы разнообразных эффузивных и интрузивных пород, осо-
бенно широко распространенных в Закарпатье (247). Среди
продуктов неогенового вулканического этапа выделяются две
главные группы: 1) эффузивные породы и их туфы и 2) гипа-
биссальные интрузивные породы.
Образования первой группы в Предкарпатье представле-
ны тонкозернистыми кислыми туфами и туффитами разного
380
возраста, а в Закарпатье, где располагались центры изверже
ний, — более грубозернистым материалом.
Исключительно в Закарпатье известны крупные поля эф
фузивных и пирокластических продуктов, достигающие осо-
бенно большой мощности в Выгорлат-Гутинской вулканиче-
ской гряде. Здесь наиболее широко развиты андезиты и ан-
дезито-базальты, подчиненное значение имеют базальты,
андезито-дациты, дациты и липариты; широко распростране-
ны также туфы соответствующего состава. Эти породы обра-
зуют тела различной формы — покровы, потоки и купола.
Гипабиссальные интрузивные породы формируют как
самостоятельные тела, так и тесно связанные с эффузивами и
представляющие собой корни вулканических излияний. По
форме — это неправильные штокообразные массивы, дайки
ч трубообразные тела небольших размеров; самые крупные из
них не превышают 2—3 км2. По составу наиболее распростра-
нены гранодиорит-порфиры и кварцевые диорит-порфириты,
а также андезиты, андезито-базальты и долериты. Породы
этой группы скорее всего имеют позднеплиоценовый возраст.
TEKTO Н И КА
На рассматриваемой территории Карпат имеются три
крупных структурных элемента: 1) складчатая область Вос
точных Карпат, 2) Предкарпатский краевой прогиб и 3) За-
карпатский внутренний прогиб. Эти структурно-фациальные
зоны первого порядка в свою очередь подразделяются на ряд
более мелких структурных элементов (29, 49)- *
В строении Карпатской складчатой области с северо-вос-
тока на юго-запад выделяются Скибовая антиклинальная
(или Внешняя антиклинальная), Кросненская синклинальная
(Центральная синклинальная) и Магурская антиклинальная
(Внутренняя антиклинальная) зоны. Кроме того, в качестве
самостоятельных структурных единиц некоторые исследовате-
ли выделяют Мармарошскую и Утесовую зоны (фиг. 87); в
других схемах эти структуры представляют собой единое
целое с Магурской антиклинальной зоной.
Наиболее сложно построена Скибовая антиклинальная
зона, образованная меловыми, палеоценовыми и эоценовыми
отложениями, смятыми в серию сильно сжатых, опрокинутых
к северо-востоку и разорванных складок. Наиболее древние
породы — нижний мел обнажается кое-где в центральной
части зоны, намечая ядро этого в общем антиклинального со-
оружения, сильно осложненного многочисленными разрывны-
ми нарушениями. В целом Скибовая зона состоит из системы
протяженных чешуй, наиболее крупные из которых просле-
живаются на многие десятки километров и надвинуты одна
йа другую в направлении Предкарпатского краевого прогиба.
Часть зоны, непосредственно примыкающая к прогибу, имеет
381
особенно сложное многоярусное строение, обусловленное на-
личием нескольких дополнительных чешуй, надвинутых друг
на друга. Чешуи эти или, как их называют геологи, скибы (от
украинского слова «скиба» — ломоть) представляют собой
сорванные складки — опрокинутые, нередко лежачие и сме-
Фиг. 8/. Схема тектоники Восточных Карпа г (по О. С. Вялову)
Область Русской платформы: 1 — платформа; область Предкарггатского
передового прогиба: 2 — внешняя зона; 3 — внутренняя зона: I — Дро-
гобы.чская подзона, II — Долинская подзона, III — Борнславская подзона;
Карпатская складчатая область: 4 — Скибовая зона (скибы) — Б — Бе-
реговая, О — Оровская, С — Скольская, П — Парашка, 3 — Зелемянка:
5 — КросненскЗя зона; 6 — Магурская зона; 7 — Мармарошская зона,
8 — Утесовая зотга. Область Закарпатского внутреннего прогиба; 9 — впа-
дины — IV — Солотвинская зона, V — Чопская зона: W — Выгорлат-
Гутинская вулканическая гряда.

щенные к северо-востоку по системе пологих надвигов. Наи-
большее перемещение, до 15 ки, испытали внешние чешуи,
ближайшие к прогибу. Под крайней чешуей — Береговой ски-
бой погребена сложная система складок внутренней части
прогиба (фиг. 88 а). Ближе к внутренним частям зоны амп-
литуда перемещений по надвигам становится меньше, а паде-
ния их поверхностей — более крутыми; на юго-восточной ок-
раине зоны развиты более правильные складки, которые по-
гружаются в сторону соседней Кросненской синклинальной
зоны, кулисообразно замещая друг друга.
J82
Крупные чешуи осложнены дополнительными складками,,
вплоть до очень мелких, также в той или иной степени опро-
кинутых обычно в северо-восточном направлении и ослож-
ненных разрывами. Кроме продольных надвигов, нередко раз-
виваются и крупные поперечные сбросо-сдвиги, в результате
Фиг. 88. Схемы строения отдельных структурных
элементов Восточных Карпат (по А. А. Богданову
и А. А. Максимову)
а — чешуйчатые Надвиги в бассейне р. Прут: 1 — ме-
ловой н палеогеновый флиш, 2 — миоценовая моласса.
б — Центральная синклинальная зона в районе Климец-
Погар: 1 — кросненская свнта. 2 — менилитовая свита
н частично эоцен, 3 — эоценовые и более древние поро-
ды, 4 — надвиги.
в — залегание кросненской свнты на горе Полонина
Руна: 1 — кросненская свнта, 2 — нижнеолигоценовые и
более древние слои.
чего местами наблюдаются только фрагменты складок или
чешуи.
В юго-восточной части, в верховьях Прута и на северо-
западе, в верховьях Днестра, Скибовая антиклинальная зона
сильно сужается и одновременно на этих участках увеличи-
вается интенсивность дислокаций. В первом из названных
районов из пяти крупных чешуй, развитых в центральной час-
ти зоны, остаются только две, поверхности надвигов здесь
располагаются горизонтально, а перемещения по ним дости-
гают максимальной величины. В суженной северо-западной
части зоны для ее строения характерно развитие сильно сжа-
тых и крутых складок, резко опрокинутых на северо-восток
только у прогиба и осложненных относительно крутыми про-
дольными надвигами и поперечными сбросо-сдвигами (214).
383
Кросненская синклинальная зона, или синклинорий харак-
теризуется развитием системы довольно узких килевидных ан-
тиклинальных складок, часто разорванных в ядре и разделен-
ных пологими и широкими синклиналями, которые иногда ос-
ложнены интенсивной мелкой складчатостью (фиг. 88 6).
В вентральной части синклинория антиклинали прямые или
слегка наклонены на северо-восток, но по мере приближения
к Скибовон антиклинальной зоне они опрокинуты и иногда
несколько сорваны. На юго-западной окраине Кроснен-
ский синклинорий постепенно переходит к структурам
Магурской антиклинальной зоны: здесь в пределы синклино-
рия погружаются шарниры ряда кулисообразно расположен-
ных складок. Нередко юго-западные крылья складок ослож-
нены надвигами со смещениями в северо-восточном направ-
лении. Следует отметить, что эти частные надвиги ранее
объединялись в единый огромный надвиг, который здесь яко-
бы отграничивал фронтальную часть главного шарьяжа
Карпат, в состав которого входит вся Магурская антикли-
нальная зона (30). Некоторые исследователи, впрочем, и те-
перь считают, что на границе Кросненской и Магурской зон
проходит крупный надвиг, хотя ему не придается totq зна-
чения, о котором говорилось выше.
Магурская антиклинальная зона протягивается вдоль
южного склона Карпат, но на юго-востоке переходит на се-
верный склон. Здесь, в районе Раховского массива и Чивчнн-
ских гор, обособляется краевое поднятие, сложенное домезо-
зойскими кристаллическими породами раховского комплекса,
которые погружаются в северо-западном направлении. Поро-
ды раховского комплекса сложены в систему крупных складок
запад-северо-западного простирания с резко выраженной
ундуляцией шарниров, разбитых поперечными сбросами с
амплитудой до 500 л. Складки довольно крутые, с падением
пластов в крыльях до 70°, и осложнены дополнительной склад-
чатостью. Вторичные мелкие складки особенно резко выра-
жены в северой части массива, где в складчатости участвуют
и мезозойские породы. Вдоль северного края массива про-
слеживается очень пологий надвиг значительной амплитуды,
по которому породы раховского комплекса надвинуты на ме-
зозойские. Местами надвиг сложно построен и переходит
в систему надвигов, в результате чего периферическая часть
Раховского массива приобретает чешуйчатое строение с уча-
стием в чешуйчатой структуре кристаллических пород, триа-
са, юры и нижнего мела.
Разновозрастные флишевые отложения Магурской анти-
клинальной зоны также смяты в серию крупных линейных
складок северо-западного простирания, осложненных более
мелкой дополнительной складчатостью; местами складки
имеют брахиформные очертания. На границе с Кросненской
384
синклинальной зоной складки очень узкие, асимметричные,
часто опрокинуты на северо-восток и осложнены многочис-
ленными надвигами. Ближе к центральным частям зоны они
становятся более правильными, а затем нередко опрокидыва-
ются на юго-запад, вследствие чего общее строение зоны ме-
стами становится веерообразным. Как упоминалось выше, в
центральной части зоны верхнеолигоценовые отложения, по
мнению некоторых исследователей, образуют систему круп-
ных и очень пологих наложенных мульд, располагающихся
на сложноскладчатых породах нижнеменилитовой свиты
(фиг. 88 в).
Особенно сложное строение имеет зона утесов, которые до
недавнего времени рассматривались как остатки фронтальной
части крупных шарьяжей, надвинутых сюда из внутренней
области Западных Карпат. Однако сейчас, под влиянием ра-
бот главным образом советских исследователей, взгляды на
геологическое строение этой зоны сильно изменились (161).
Утесовая зона представляет собой узкую полосу верхнеме-
лового и палеогенового флиша шириной от 2 до 20 км. В ее
пределах в виде двух параллельных гряд выступают круп-
ные и мелкие массивы и отдельные утесы известняков,
главным образом юрского возраста; в некоторых участках
зоны глыбы известняков заполняют ее десятками скальных
выходов, сложенных слоистыми разностями и рифами. Полоса
эта протягивается вдоль южного склона Восточных Карпат
и .выходит далеко за пределы нашей страны. Строение зон|я
крайне сложно. Здесь можно наблюдать складки любой кон-
фигурации и степени напряженности: от более или менее пра-
вильных до пережатых, лежачих и опрокинутых; отдельные
обрывки складок, местами образующие сложную чешуйчатую
структуру; наконец, беспорядочное чередование глыб и сло-
истых вмещающих пород, весьма напоминающих тектониче-
скую брекчию.
Чтобы выявить общее строение Утесовой зоны, очень важ-
но знать ее соотношения с кристаллическими породами Рахов-
ского массива. Зона начинается у северо-западного погружа-
ющегося конца массива и протягивается по направлению его
простирания; связь зоны с массивом подчеркивается тем, что
в северной гряде утесов имеется несколько выходов кристал-
лических сланцев, сходных со сланцами раховского комплек-
са. Это дает возможность отдельным исследователям рас-
сматривать зону утесов как структуру антиклинального стро-
ения, являющуюся продолжением погрузившегося на северо
запад Раховского массива.
Наряду с массивами и глыбами известняков, образующи-
ми, как полагает ряд исследователей, ядра антиклиналей, в
зоне утесов несомненно имеются и бескорневые аллохтонные
глыбы, формирование которых, вероятно, связано с ополза-
25 Е. М. Лазько
385
ниями со склонов поднятий, возникавших во флишевых тро-
гах в геосинклинальную стадию развития Карпат.
Многочисленные данные о строении зоны утесов заставля-
ют полностью отказаться от идеи образования ее в связи с ги-
гантскими надвигами, однако следует подчеркнуть, что круп-
ные разрывные нарушения играли огромную роль в создании
этой зоны. Более того, можно предположить, что она представ-
ляет собой не что иное, как зону глубинного разлома, который
следует назвать Закарпатским. В пользу этого можно приве-
сти следующие факты: 1) в течение большей части мезозоя
вдоль зоны проходила резко выраженная граница фаций раз-
личного типа и разной мощности одновозрастных осадков:
2) рассматриваемая зона в течение мезозоя была каналом,
вдоль которого неоднократно внедрялись изверженные поро-
ды, в том числе офиолитовой формации; 3) в палеогене зона
разделяла две области с различными условиями осадконакоп-
ления и поэтому по ней происходит соприкосновение двух
разных фаций палеогенового флиша (161); 4) в неогене с зо-
ной были связаны многочисленные вулканические извержения
в виде неоднократных мощных выбросов пирокластических
продуктов и излияний лав; 5) по общему характеру строения
Утесовая зона в ряде мест может быть уподоблена гигантской
тектонической брекчии; 6) она имеет четко выраженную ли-
нейность и огромную протяженность, прослеживаясь на рас-
стояние свыше 500 км.
О тектоническом строении Закарпатского внутреннего про-
гиба известно очень мало. Он состоит из двух глубоких мио-
ценовых впадин — Солотвинской, или Верхнетиссенской и
Чопской, разделенных Выгорлат-Гутинской вулканической
грядой.
В Солотвинской (восточной) впадине отмечается ряд по-
логих складок брахиантиклинальной формы, нередко ослож-
ненных проявлениями соляной тектоники, вплоть до образова-
ния диапировых куполов. Кроме структур открытого тина,
здесь, по-видимому, широко развиты закрытые и глубоко рас-
положенные купола, о чем свидетельствуют многочисленные
резко выраженные локальные аномалии силы тяжести (265)
Чопская впадина почти целиком перекрыта отложениями
антропогена, но данные геофизики показывают, что в ее стро-
ении имеется много общего с Солотвинской впадиной. Во вну-
тренней ее части, по линии Чоп—Берегово, геофизическими
исследованиями намечается существование зоны антиклиналь-
ных поднятий. Зона эта представлена системой брахианти-
клинальных складок и осложнена крупными разрывными на-
рушениями, которые придают наиболее приподнятым участ-
кам ее горстовый характер. Зоны магнитных аномалий ука-
зывают на наличие и других крупных дизъюнктивных нару-
шений, рассекающих фундамент обеих впадин в различных
386
направлениях и нередко контролирующих локализацию Mai-
матических проявлений и рудных месторождений.
В пределах Выгорлат-Гутинской гряды, разделяющей впа-
дины, также отмечаются плохо выраженные складки и раз-
рывные нарушения.
Закарпатские впадины отделены от Венгерской'впадины
крупным разломом; сама Венгерская впадина представляет
собой в альпийской геосинклинали срединный массив, ко-
торый стал интенсивно прогибаться только начиная с пан-
нона, т. е. конца миоцена.
Обратимся теперь к рассмотрению тектоники Предкарпат-
ского краевого прогиба. В его составе выделяются две зоны:
внутренняя (на юго-западе) и внешняя. Они резко отличают-
ся по строению и истории геологического развития.
Внутренняя зона прогиба характеризуется огромной мощ-
ностью и полнотой миоценовых моласс, а также наличием
флишевых толщ верхнего мела и палеогена в ее краевой ча-
сти, примыкающей к складчатым Карпатам. Различия в стра-
тиграфических разрезах разных участков зоны позволили
разделить ее на ряд подзон. Очень сложно построена крайняя
юго-западная часть зоны; она наиболее приподнята и в зна-
чительной мере перекрыта крупными надвигами Скибовой
антиклинальной зоны. В строении этих смежных структурных
элементов есть много общего: здесь развиты сильно сжатые
складки, опрокинутые к северо-востоку, разорванные и пере-
мещенные в этом же направлении по системе пологих надви-
гов, благодаря чему местами структура приобретает очень
сложный многоярусный характер (фиг. 89, 90). Многие по-
гребенные складки этой части прогиба нефтеносны. Централь-
ная часть внутренней зоны построена более просто, однако и
здесь развита сложная система дисгармоничных складок, так-
же обычно опрокинутых к северо-востоку и осложненных на-
двигами; встречаются здесь и складки с элементами диапиро-
вого строения. В северо-восточной части зоны складки более
спокойные, крупные и нередко прослеживаются на десятки
километров. На северо-востоке эта зона, так же как и на юго-
западе, имеет резко выраженную тектоническую границу: она
отделена от внешней зоны крупным и довольно пологим ре-
гиональным надвигом, по которому надвинута далеко на се-
веро-восток; интенсивность складчатых дислокаций у надвига
снова возрастает.
Внешняя зона прогиба выполнена осадками тортона и сар-
мата, залегающими на отложениях юры и мела платформен-
ного типа, и достигающими максимальной мощности в наибо-
лее прогнутой северо-западной части зоны. От Русской плат-
формы зона отделяется системой крутопадающих сбросов зна-
чительной амплитуды. В отличие от внутренней зоны, здесь
развиты только слабо выраженные, но довольно крупные
25- 387
Фиг. 89. Геологический профиль чеоез Бориславскую складку
(по В. В. Глушко)
Миоцен: 1 — стебникская серия, 2 — верхневоротыщенская свита. 3 — средневоро-
гыщенская свита; палеоген: 4 — ннжневоротыщенская свита. 5 — поляницкая серия.
6 — менплитовая серия, 7 — попельская серия, 8 — витвицкая серия, 9 — ямнен-
ская свита; верхний мел; 10 — стрыйская серия, 11 — линии надвигов.
Фиг. 90. Геологический профиль через Долинскую складку
(по В. В. Глушко)
Палеоген; 1 — ннжневоротыщенская свита, 2 — поляницкая серия. 3 —
верхнеменилитовая свита. 4 — среднеменилитовая (лопянецкая) свита,
э — нижнеменилитовая свита. 6 — менилитовая серия (непягчленеи-
ная), 7 — быстрицкая свита, 8 — выгодская свита, 9 — манявская
свита; верхний мел: 10 — стрыйская серия, 11 — линии иадвигоь.
388
куполовидные поднятия, широкие брахиантиклпна.ш с паде-
нием слоев в крыльях в несколько градусов, редко больше,
и пологие мульды; складки обычно вытянуты в северо-запад-
ном направлении и разбиты различно ориентированными сбро-
сами. Многочисленные структуры этого типа выявлены в наи-
более сильно прогнутой северо-западной части зоны, которая
вероятно, отделяется от юго-восточной ее части флексурой.
Кроме того, ряд брахпантиклинальных складок прослеживает-
ся вдоль границы внешней и внутренней зон прогиба. Общий
Фиг. 91. Схематический разрез Восточных Карпат (по А. А. Богданову)
1 — миоценовые эффузивы, 2 — миоцен и плиоцен, 3 — палеоген и мел, 4 — юра
и триас, 5 — палеозойские и более древние образования.
характер строения описанных тектонических зон и их взаимо-
отношения видны на приводимом схематическом разрезе
(фиг. 91).
Теперь остается еще вкратце рассмотреть глубинное строе-
ние прогиба. Как уже упоминалось, миоцен местами залегает
на юрских отложениях, которые достигают максимальной
мощности в центральной части Предкарпатского краевого про-
гиба и, по мнению некоторых геологов, образуют Предкарпа-
то-Добруджинский краевой прогиб погребенных герцинид
(242). Такое представление не может считаться достаточно
обоснованным для прикарпатской части прогиба. Что же ка-
сается Придобруджпнской впадины, то ранее приводились
соображения в пользу того, что она должна быть отнесена к
особой категории структур, называемых приразломными про-
гибами. А1ожно предположить, что юрский прогиб Прикар-
патья находится в таких же соотношениях с прилегающими
структурными элементами и имеет такое же строение и проис-
хождение, как и Придобруджинская впадина.
Внешняя зона Предкарпатского краевого прогиба, как ду-
мает большинство исследователей, располагается на погру-
женной краевой части Русской платформы и частично, воз-
можно, на палеозойском складчатом основании. В отношении
фундамента внутренней зоны мнения геологов расходятся
1\ак указывалось выше, при рассмотрении геологического
строения Западного Причерноморья, некоторые ученые пола-
гают, что фундамент этот сложен раннегерцинскими складча-
тыми сооружениями, однако имеются сторонники как более
древнего, так и оолее молодого возраста складчатого осно-
вания.
389
По геофизическим данным домезозойские складчатые по-
роды расположены не только под внутренней зоной Предкар-
патского краевого прогиба, но и служат фундаментом всей
складчатой области Карпат и Закарпатского внутреннего про-
гиба, а в районе Раховского массива выходят на поверхность.
ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ w
Среди полезных ископаемых Карпат главная роль принад-
лежит группе экзогенных месторождений, прежде всего дав-
но известным месторождениям нефти и озокерита, интенсивно
разрабатывавшимся еще в прошлом столетии, а также место-
рождениям горючего газа.
Нефтяные залежи, приуроченные к отложениям палеогена
в миоцена, концентрируются главным образом во внутренней
части Предкарпатского краевого прогиба, примыкающей к
сктадчатой области Карпат. Нефтеносные горизонты, пред-
ставленные пористыми терригенными породами, слагают здесь
серию глубоко погребенных антиклинальных складок очень
сложного строения. Среди них в первую очередь нужно упо-
мянуть Бориславскую, Долинскую и Битковскую, с которыми
связаны одноименные нефтяные месторождения Предкарпатья.
В тесной связи с нефтяными залежами находятся и скоп-
ления озокерита. Он пропитывает песчанистые породы и за-
полняет трещины, образуя жильные тела. Кроме знаменитого
Бориславского месторождения, можно назвать также Дзви-
нячское и Старуньское месторождения озокерита.
Месторождения газа концентрируются во внешней зоне
прогиба, в наиболее прогнутой северо-западной его части.
Важнейшие газоносные площади приурочены здесь к круп-
ным пологим брахиантиклинальным складкам — Дашавской
У герской, Рудковской и Бильче-Волицкой (131).
В миоценовых отложениях Предкарпатья и Закарпатья ши-
роко представлены соленосные осадки. В Пр ед карпатском про-
гибе они прослеживаются почти непрерывно в виде широкой
полосы и формируют давно известные месторождения калий-
ных солей, из которых наиболее крупными являются Калуш-
ское и Стебникское. Здесь добываются калийные руды кар-
наллит-каинит-сильвинового состава. В Предкарпатье нахо-
дятся и залежи поваренной соли — у Дрогобыча, Долины и
другие, но наиболее богатые месторождения расположены в
Закарпатье — прежде всего Солотвпнское, с большими запа-
сами высококачественной солн.
На границе внешней зоны Предкарпатского прогиба и
Русской платформы выявлены уже упоминавшиеся место-
рождения серы — Роздольское, Язовское и другие.
Следует упомянуть также месторождения минеральных
красок и железорудные проявления, связанные с корой вы-
ветривания эффузивов в Закарпатье
390
Месторождения эндогенной группы представлены очень
бедно. В Закарпатье выявлены небольшие месторождения ки-
новари, приуроченные к зонам крупных разрывных наруше-
ний. В разных участках Закарпатья, а также в Предкарпатье
известны мелкие непромышленные скопления свинцово-цин-
ковых руд, причем некоторые из них, возможно, имеют экзо-
генное происхождение.
В разных районах рассматриваемой области широко рас-
пространены месторождения разнообразных стройматериалов
и нерудного минерального сырья — гипсов и ангидритов,
бентонитовых глин и т. д.
В Прикарпатье и Закарпатье имеются также многочислен-
ные минеральные источники, приобретающие все более широ-
кую известность. Особенно большой популярностью пользу-
ются целебные источники Трускавца, Моршипа и другие.
ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ РАЗВИТИЯ
В геологической истории Карпат выделяется несколько
крупных этапов, которые расшифровываются с различной сте-
пенью полноты и достоверности. Наименее изучена и слабо
документирована история развития этой складчатой горной
страны на протяжении огромного промежутка времени от до-
ке м б р и я до мезозоя, так как отложения этого этапа,
к тому же без точной возрастной датировки, обнажаются на
поверхности только в Раховском массиве. Поэтому приходит-
ся прибегать к сопоставлениям с соседними складчатыми со-
оружениями, а также использовать результаты геофизиче-
ских исследований, материалы буровых скважин и некоторые
косвенные данные (50, 165, 265).
Имеющиеся в настоящее время факты позволяют предпо-
лагать, что на месте Карпат в рифее, нижнем и среднем па-
леозое располагалась геосинклинальная область, время замы-
кания и превращения которой в складчатую область пока мо-
жет быть установлено только приближенно. Важнейшее зна-
чение для решения этого вопроса имеет возраст геосинкли-
нальных складчатых сооружений Добруджи и Свентокши-
ских гор, погружающихся с юга и севера под миоценовые
осадки Предкарпатского прогиба, а возраст этих сооруже-
ний, как отмечалось выше, по-видимому, раннегерцинский.
Продолжение Келецко-Сандомирской системы раннегерцин-
ских складок под Карпатами можно предполагать на основа-
нии отчетливо прослеживающейся по линии Перемышль—Ско-
ле—Ворохта полосы относительных максимумов силы тяже-
сти; северо-восточнее фиксируется еще одна полоса сходных
аномалий силы тяжести, которая позволяет думать о нали-
чии под центральной частью Предкарпатского прогиба вто-
рого антиклинального поднятия. Данные бурения и состав
?91
гальки миоценовых конгломератов подтверждают, что в сос-
таве фундамента значительной части Предкарпатского про-
гиба участвуют рифейские, нижнепалеозойские и среднепа-
леозойские отложения (281), которые были смяты в сложную
систему складок не позднее конца нижнего карбона, а мо-
жет быть и раньше. Что касается верхнепалеозойских отло-
жений, то предполагать их участие в составе складчатого
фундамента Карпат нет достаточных оснований; в течение
этого периода времени вся территория Восточных Карпат и
обрамляюших их прогибов была приподнята.
История геологического развития Карпат во втором, н и ж-
немезозойском этапе, охватывающем триас и юру, вы-
явлена в общих чертах. В течение этого времени неоднократ-
ные прогибания, прерывавшиеся поднятиями, происходили на
юго-западной окраине сформированной складчатой системы
герцинид, в результате чего здесь отложились довольно ма-
ломощные осадки соответствующего возраста. Образование
осадков происходило в краевой части Паннонской геосинкли-
нали, располагавшейся за пределами нашей страны. Граница
распространения отложений триаса и юры совпадает с северо-
восточной границей системы глубинных разломов зоны уте-
сов, существование которых, таким образом, в этом периоде
фиксируется довольно отчетливо.
В Предкарпатье, вдоль границы сандомирско-добруджин-
ских герцинид с докембрийскими складчатыми образования-
ми Русской платформы, также происходили энергичные дви-
жения главным образом в верхнеюрское время. В результате
был сформирован крупный прогиб. Образование его, по-види-
мому, следует связывать с движениями вдоль крупной системы
разломов типа краевого шва, существование которого под-
тверждается данными геофизики и бурением.
Промежуток времени от начала мела до конца
палеогена представляет собой один из важнейших этапов
в истории геологического развития Карпат. Именно с этого
этапа начинается формирование флишевого трога, охватыва-
ющего почти всю территорию складчатых Карпат и, возможно,
примыкающую часть Предкарпатского краевого прогиба, ко-
торые раньше были областями поднятия. Крайняя юго-запад-
ная часть складчатых Карпат в начале рассматриваемого эта-
па также опускалась, но здесь отлагался не флиш, а мало-
мощные известняки, т. е. продолжалось осадкообразование
позднеюрского типа. Граница между этими двумя зонами
осадкообразования резко различного характера определяется,
видимо, наличием Закарпатского глубинного разлома, кото-
рый одновременно служил главным каналом для подъема маг-
мы в верхние горизонты земной коры. Режим мелких пуль-
сирующих тектонических движений, происходивших в раннем
мелу на фоне общего опускания области, временами преры-
392
вался поднятиями, благодаря чему в разрезах наблюдаются
перерывы. Наиболее крупные поднятия с образованием
складчатости, охватывающие южную внутреннюю часть
складчатой области Карпат, приходятся на нижний альб.
Новые общие опускания, сопровождавшиеся обширной
трансгрессией, начинаются в верхней половине альба и при-
водят в течение верхнего мела и палеогена к накоплению фли-
шевых толщ огромной мощности во всем Восточно-Карцат-
ском геосинклинальном прогибе. В позднем мелу этот про-
гиб на северо-востоке отделялся от платформы полосой под-
нятий, находившихся в Предкарпатье и поставлявших терри-
генный материал главным образом во флишевый прогиб, но
отчасти и на платформу. На юго-западе граница флишевого
прогиба, вероятно, опять-таки определяется глубинным разло-
мом, благодаря которому в зоне утесов отлагались осадки,
резко отличающиеся по фациям и мощностям. В течение позд-
него мела и палеогена интенсивное осадконакопление пре-
рывалось лишь местами и на короткое время вследствие ло-
кальных поднятий, главным образом в области Магурской ан-
тиклинальной зоны.
В течение большей части палеогена ранее возникшее в
Предкарпатье поднятие складчатого палеозоя и прилегающий
участок юго-западной окраины Русской платформы уже пред-
ставляли собой единую невысокую сушу. Осадконакопление
здесь происходило только в эоцене.
Заполнение осадками флишевого прогиба, имевшего на
протяжении всего рассматриваемого этапа четко выраженный
миогеосинклинальный характер, совершалось за счет размыва
как ограничивающих поднятий, так и кордильер, периодически
возникавших внутри самой геосинклинали. Особо следует от-
метить роль краевого поднятия Раховского (Мармарошского)
массива, который в течение почти всего геосинклинального пе-
риода развития Восточных Карпат в той или иной мере был
областью размыва.
На рубеже палеогена и неогена в рассматриваемой области
произошли новые важные события. Карпаты вступили в сле-
дующий неогеновый этап развития, основные вехи
которого характеризуются О. С. Вяловым таким образом.
«Очень важный момент в истории развития всей террито-
рии — граница между палеогеном и неогеном... Именно в этот
момент во флишевой области происходит основная складча-
тость и последовавшее за ней поднятие Карпат. Резко меняет-
ся знак колебательных движений и, вместо многовекового по-
гружения, начинается воздымание. Карпатская геосинкли-
наль замыкается, и на месте обширного морского бассейна
формируется горная страна — собственно Карпаты. Складча-
тость распространяется и на южную — флишевую часть
Предкарпатья. По обеим сторонам воздымающихся Карпат
393
образуются краевые прогибы: один северный, передовой — в
Предкарпатье, другой южный, внутренний — в Закарпатье.
Эти прогибы являются вместе с тем и областями сноса про-
дуктов разрушения Карпат, областями накопления мощных
молассовых толщ...
Предкарпатский краевой прогиб в первую, дотортонскую
стадию своего развития охватывал только ту часть, которая
выделена под названием внутренней зоны. Здесь его основа-
нием является флишевая толща. Таким образом, не вся фли-
шевая область вошла в состав воздымающегося горного со-
оружения Карпат... Во внешнем Предкарпатье отложений ни-
зов миоцена мы не знаем. Выступающая здесь полоса суши,
которая являлась северным бортом прогиба, постепенно все
больше и больше разрушалась и сглаживалась... Начиная с
нижнего тортона развивается обширная трансгрессия как во
внутренней части прогиба, так и .во внешней... Во внешней зо-
не Предкарпатья, которая до сих пор причленялась к платфор-
ме, составляла часть ее, также происходит резкое прогибание
и накопление мощной толщи осадков. С нижнего тортона
внешнее Предкарпатье начинает вовлекаться в глубокое по-
гружение, как бы отрывается от платформы и причленяется
к области передового Предкарпатского прогиба... Здесь су-
ществует морской бассейн, вплоть до нижнего сармата» (50).
К юго-западу от складчатой системы Карпат в что же вре-
мя формировался Закарпатский внутренний прогиб, где на-
капливались громадные толщи не только миоценовых моласс,
но и более молодых осадков, вплоть до верхнеплиоценовых.
В составе толщ существенная роль принадлежит вулканоген-
ным продуктам. Интенсивные вулканические проявления это-
го этапа связаны с многочисленными разломами, главным
образом с крупнейшим из них — Закарпатским глубинным
разломом.
В неогене складкообразовательные движения продолжа-
лись, но проявлялись неодинаково в разных районах. В Кар-
патах и во внутренней зоне Предкарпатского прогиба они бы-
ли очень интенсивными и сопровождались образованием на-
пряженных складок и многочисленных крупных пологих на-
двигов с перемещением масс в северо-восточном направлении.
В Закарпатье, наоборот, движения эти были относительно
очень слабыми: они привели к формированию пологих брахи-
антиклинальных складок и диапировых структур, а также не-
больших надвигов с движением масс на юго-запад. Во внеш-
ней зоне Предкарпатского прогиба также образуются очень
пологие брахиантиклпнальные складки, но по направлению к
платформе складчатые дислокации постепенно затухают.
Довольно наглядно основные этапы тектонического разви-
тия Восточных Карпат иллюстрируются графической схемой
(фиг. 92). Следует только отметить, что Закарпатский глу-
391
Фиг. 92. Схема тектонического развития Восточных Карпат с ниж-
него мела до антропогена (по М. В. Муратову)
1 — плиоцен, 2 — верхний миоцен, 3 — средний миоцен, 4 — низы среднего
миоцена, 5 — нижний миоцен, 6 — палеоген, 7 — верхний мел, 8 — нижний
мел, 9 — юра, 10 — палеозойские и докембрийские метаморфизованные об-
разования, 11 — докембрийское основание Русской платформы, 12 — вулкани-
ческие породы, 13 — рифовые известняки, 14 — линии надвигов и сбросов.
395
бинный разлом, возникновение которого на схеме показано
лишь в начале неогена, по-видимому, существовал, кай об
этом говорилось выше, значительно более продолжительное
время.
Наиболее юные неотектонические поднятия позднеплиоце-
нового-антропогенового времени, подтверждаемые наличием
крупных поднятых поверхностей выравнивания и разновозра-
стных террас, обусловили вместе с процессами денудации
основные черты современного рельефа Карпат. Эти поднятия
происходили главным образом по крупным структурным
швам, ограничивающим складчатую систему с северо-востока
и юго-запада.
IV. НЕКОТОРЫЕ ВЫВОДЫ О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ
СТРОЕНИИ И ИСТОРИИ РАЗВИТИЯ
ОБЛАСТИ МЕЗОКА И НОЗ О ИСКОИ
СКЛ АДЧАТО СТ И
Рассмотренные выше складчатые сооружения Большого
Кавказа, Горного Крыма и Восточных Карпат, будучи срав-
нительно небольшими звеньями огромного Средиземноморско-
го альпийского пояса, имеют как черты сходства, так и суще-
-ственные различия.
Располагаясь на палеозойском складчатом основании, эти
сооружения представляют собой краевые антиклинории, от-
деленные от Русской платформы более или менее широкой
полосой Южнорусской плиты. Вулканогенные породы не иг-
рают особенно существенной роли в их строении, поэтому
они могут быть отнесены к миогеоспнклинальным образова-
ниям.
Однако геосинклинальные условия в разобщенных участках
этой миогеосинклинальной зоны возникали в разное время и
имели различную длительность, а сформированные в преде-
лах пояса крупные структурные элементы отличаются друг
от друга по многим признакам.
Наиболее рано, в позднем триасе, а скорее всего еще
раньше, мезозойский геосинклинальный этап наступил в Гор-
ном Крыму, здесь же он и закончился значительно быстрее, чем
в других рассмотренных звеньях пояса. Выше отмечалось, что
уже раннемеловой этап развития этого региона нельзя считать
типично геосинклинальным: во всяком случае, к позднему ме-
лу Горный Крым окончательно сформировался в качестве
складчатой страны. Таким образом, в составе даже ограни-
ченного участка альпийского Средиземноморского пояса, на-
ряду с типичными альпийскими складчатыми сооружениями,
такими, как Кавказ и Восточные Карпаты, существуют и от-
носительно более древние, сформированные в мезозое.
Обращает на себя внимание отсутствие у Крымской склад-
чатой зоны, в отличие от Кавказа и Восточных Карпат, ясно
396
выраженного краевого прогиба, если не принимать за обра-
зования такой зоны грубокластические осадки верхней юры
и нижнего мела, развитые в южной части Индольской впа-
дины (80); можно думать, что здесь они занимают такое же
место в структуре, как и далее к западу, где сходные отло-
жения соответствующего возраста участвуют в строении
Крымского мегантиклинория.
Легко выявляются также различия в строении и истории
развития двух таких типичных альпийских складчатых соору-
жений, как Большой Кавказ и Восточные Карпаты. Различия
касаются длительности и характера геосинклинального эта-
па, состава развитых в этих областях формаций, особенностей
тектонической структуры, проявлений вулканической деятель-
ности, рудообразования и других черт. Следует отметить так-
же неодинаковое расположение важнейших структурных эле-
ментов — глубинных разломов. В Восточных Карпатах один
из них ограничивает флишевую геосинклиналь с юго-запада,
а другой, вероятно, является ее границей с северо-востока:
следовательно, Карпатская мезокайнозойская геосинклиналг
в целом формировалась между двумя глубинными разломами.
Важнейшие глубинные разломы Большого Кавказа распо-
лагаются в центральной части геосинклинальной системы.
Что касается Горного Крыма, то в его доступных на-
блюдениям пределах соответствующие структуры вообще не
выявлены.
Различия, существующие между аналогично расположен-
ными (краевые антиклинории) и генетически близкими (мио-
геосинклинальные) складчатыми сооружениями показывают,
что даже в пределах одной крупной структурно-фациальной
зоны Средиземноморского альпийского пояса отдельные ее
участки представляют собой достаточно четко индивидуали-
зированные структурные элементы. Более резкие различия
выявляются при сравнении складчатых сооружений внешней
миогеосинклинальной и внутренней эвгеосинклинальной зон.
Последняя в типичном выражении на значительной террито-
рии в пределах нашей страны представлена лишь в Закав-
казье; это еще более подчеркивает большую сложность внут-
реннего строения и истории развития рассматриваемой гео-
синклинальной области в целом.
Все сказанное выше позволяет сделать общий вывод о том,
что любые геологические закономерности, выявленные при
изучении одного из звеньев геосинклинальной области (будь
оно даже очень крупным и даже когда эти закономерности
проявляются очень отчетливо), следует лишь очень осторожно
переносить на другие геосинклинальные области. К более ши-
рокому обсуждению этого вывода можно будет обратиться
только после рассмотрения разновозрастных геосинклинальных
складчатых областей других районов Советского Союза.
397
В заключение уместно в нескольких словах остановиться
на геологической позиции крупных современных депрессий,
прилегающих к рассмотренной системе мезокайнозойсккх со-
оружений и занятых ныне водами Черного моря и южной впа-
дины Каспийского моря. Эти глубокие впадины, лишенные
«гранитного» слоя коры в своей центральной части, по мне-
нию некоторых ученых, относятся к особому типу новообра-
зованных структур земной коры, подобных по своему генези-
су впадинам океанов (24, 168, 170). Другие исследователи
видят в них просто опущенные под уровень моря срединные
массивы (244). Подробное рассмотрение этой сложной проб-
лемы выходит за пределы задач настоящей работы.
Л И Т Е Р А Т У Р А
1. Абдуллаев Р. Н. Мезозойский вулканизм Малого Кавказа Со-
ветская геология № 7. 1958.
2. Аванесян Г. М. Геологическое развитие Молдавской депрессии.
Известия АН СССР, серия геологическая № 1. 1964.
3. А г р а н о в с к а я И. А. и др. Стратиграфия мезозойских и тре-
тичных отложений восточного склона Урала и Зауралья. Труды межведом-
ственного совещания по разработке унифицированных стратиграфических
схем Сибири, 1957.
4. Азизбеков Ш. А. и Абдуллаев Р. Н. Основные черты гео-
логии и петрографии Ордубадского плутона н вмещающих его пород. Из-
вестия АН СССР, серия геологическая № 6. 1947.
5. Айзенштадт Г. Е.—А. Восточная часть Прикаспийской впа-
дины. Труды ВНИГРИ, вып. 96. Очерки по геологии СССР, т. I, 1956.
6. А л е к с е е в В. Г. К вопросу о стратиграфии пермских отложений
Донецкого бассейна. Известия АН СССР, серия геологическая № 2, 1959
7. А р а к е л я н Р. А. Стратиграфия палеозойских отложений юго-
западной Армении и прилегающих частей Нахичеванской АССР. Издание
АН Армянской ССР, 1952.
8. Архангельский А. Д. и Шатский Н. С. Схема тектоники
СССР. БМОИП, отдел геологический, т. XI (4), 1933.
9. Архангельский А. Д. О строении Русской платформы.
БМОИП, отдел геологический, т. XVIII (3—4), 1940.
10. А р х а н г е л ь с к и й А. Д. Геологическое строение и геологиче-
ская история СССР, тт. I и И, Госгеолиздат. 1948.
11. Архангельский Н. И. О послепалеозойской тектонике вос-
точного склона Урала и Зауралья. Известия АН СССР, серия геологиче-
ская № 3, 1955.
12. Архипов И. В. Кимеридж-титонсиий флиш Горного Крыма и
условия его образования. Геология и разведка № 6. 1958.
13. Архипов И. В., Успенская Е. А., Ц е й с л е р В. М. О ха-
рактере взаимоотношения нижнемеловых и верхнеюрских отложений в
пределах юго-западной части Горного Крыма. БМОИП, отдел геологи-
ческий, т. XXXIII, вып. 5, 1958.
14. А с л а н я н А. Т. Региональная геология Армении. Ереван, 1958.
15. Афанасьев Г. Д. Гранитоиды древних интрузивных комплек-
сов Северо-Западного Кавказа. Труды ИГЕМ АН СССР, вып. 69, петро-
графическая серия (№ 38), 1950.
16. А ф а н а с ь е в Г. Д. Новые данные по определению абсолютного
возраста горных пород и минералов Северного Кавказа. Труды пятой сес-
сии Комиссии по определению абсолютного возраста геологических фор-
маций, 1958.
17. А ф а н а с ь е в Г. Д. Геология магматических комплексов Север-
ного Кавказа и основные черты связанной с ними минерализации. Труды
ИГЕМ АН СССР, вып. 20, 1958.
18. А ф а н а с ь е в Г. Д., Борсук А. М. Новые данные о послеюр-
ском магматизме Северо-Западного Кавказа. Известия АН СССР, серия
геологическая №2, 1959.
399-
19. Бакиров А. А. Современные представления о геологическом
строении кристаллического фундамента Русской платформы. Труды Акаде-
мии нефтяной промышленности, вып. I. Вопросы разведки и добычи неф-
ти и газа, 1954.
20. Башилов В. И. Тектоника Салгпрского грабена. Советская гео-
тогня. сб. 58, 1957.
21. Б е л е в ц е в Я. Н. Стратиграфия и тектоника Криворожского бас-
сейна. Советская геология, сб. 11, 1946.
22. Б е л о у с о в В. В. Опыт геотектонического анализа истории раз-
вития Большого Кавказа. Труды XVII сессии Международного Геологиче-
ского конгресса, т. II, 1939.
23. Белоусов В. В. Основные вопросы геотектоники. Госгеолтех-
издат, 1954.
24. Белоусов В. В. О геологическом строении и развитии океани-
ческих впадин. Известия АН СССР, серия геологическая № 3, 1955.
25. Б е л я н к и н Д. С. К вопросу о неоинтрузиях Центрального Кав-
каза. Известия АН СССР, серия геологическая № 2, 1939.
26. Б е т е х т и н А. Г. Промышленные марганцевые руды СССР. Изд.
АН СССР, 1946.
27. Б о г д а н о в А. А. Некоторые особенности тектоники палеозойских
отложений Донбасса в связи с изучением строения его южных окраин. Ма-
териалы по геологии девонских отложений южной окраины Донецкого
бассейна. Материалы к познанию геологического строения СССР, новая
серия, вып. 9 (13). МОНЦ, 1947.
28. Б ог дан о в А. А. Тектоника Ишимбаевского Приуралья. Мате-
риалы к познанию геологического строения СССР, новая серия, вып. 7
(11), МОИП, 1947.
29. Богданов А. А. Основные черты тектоники Восточных Карпат.
Советская геология, сб. 40, 1949.
30. Б о г д а н о в А. А. и П v щ а р о в с к и й Ю. М. Основные черты
тектоники Центральной синклинальной зоны Восточных Карпат. Известия
АН СССР, серия геологическая № 2. 1950.
31. Бондарчук В. Г. Геолопя УкраТни. Видання АН УРСР, 1959.
32. Бондарчук В. Г., Семененко М. П. та inini. Тектошка
територп УкраУнсько! РСР та Молдавсько! РСР. Видання АН УРСР, 1959.
33. Борзова В. Н. Литолого-стратиграфическая характеристика от-
ложений мезозоя и палеозоя Нагутской опорной скважины. Материалы
по геологии Европеш кой территории СССР. Материалы ВСЕГЕИ, новая
серия, вып. 14, 1956.
34. Борисяк А. А. Теория геосинклиналей. Известия Геологического
Комитета, т. XVIII, № 1. 1924.
35. Б у л е й ш в п л и Д. А. Геологическое строение межгорной депрес-
сии Грузии и перспективы ее нефтеносности. Труды ВНИГРИ, вып. 111.
Очерки по геологии СССР, т. 3, 1957.
36. Б у р о в В. С. О тектонических условиях накопления сарматских
и паннонских отложений Закарпатья. Геологический сборник Львовского
геологического общества № 5—6. 1958.
37. Буров В. С., Шеремета В. Г. Верхнеплиоценовые образова-
ния Советского Закарпатья. Геология и разведка №7, 1959.
38. В а р д а н я н ц Л. А. Неопнтрузии, их оруденение и связь с тек-
тоникой в Главном Кавказе. Известия АН СССР, серия геологическая
Х2, 1939.
39. Варенцов М. И. н М о р д о в с к и й В. Т. Геологическое стро-
ение северного борта Гори-Мухранской депрессии. Издание АН СССР.
1954.
40. В а с с о е в и ч Н. Б. Флиш и методика его изучения. Гостоптех-
нз дат, 1948.
41. В е л и к о с л а в и н с к и и Д. А. Петрология Выборгского массива
рапакиви. Труды Лаборатории геологии докембрия АН СССР. вып. 3,1953.
400
42. Виноградов А. П., Тугаринов А. И. и др. Возраст докемб-
рийских пород Украины. Труды IV сессии Комиссии по определению абсо-
лютного возраста геологических формаций. Издание АН СССР, 1957.
43. Водорезов Г. И., Киселев Л. И. О геологической позиции
и возрасте щелочных пород в Мугоджарах. Материалы по геологии и по-
лезным ископаемым Южного Урала, вып. I, 1956.
44. Волкова Н. С. Неоген Центрального Предкавказья. Материа-
лы по геологии Европейской территории СССР. Материалы ВСЕГЕИ, но-
вая серия, вып. 14, 1956.
45. В о л о ж а н и н а П. П. Стратиграфия среднего и верхнего карбона
Южного Тимана. Труды ВНИГРИ, вып. 133. Геология и нефтеносность
Тимано-Печорской области, 1959.
46. Высоцкий И. В. Схема структуры Добруджинской складчатой
области. Советская геология .'№ 9, 1959.
47. Вялов О. С. Схема стратиграфии северного склона Карпат.
ДАН СССР, т. LXXVII, № 4. 1951.
48. Вялов О. С. Схема деления миоцена Предкарпатья. ДАН
СССР, г. LXXVIII, № 5, 1951.
49. Вялов О. С. Общее структурное подразделение западных об-
ластей УССР. Известия АН СССР, серия геологическая № 5, 1953-
50. Вялов С. С. Краткий очерк истории развития Восточных
Карпат и сопредельных областей. Труды Львовского геологического
общества, геологическая серия, вып. 3, 1953.
51. Вялов О. С. К стратиграфии миоцена Закарпатья. Геологи-
ческий сборник Львовского геологического общества № 2—3, 1956.
52. Г а б р и е л я н А. А. Схема деления палеогена Армении. ДАН
СССР, т. 105, № 4. 1955.
53. Г а б р и е л я н А. А. Севано-Зангезурский глубинный разлом
и его геологическое значение» ДАН СССР, т. 106, № 3, 1956.
54. Гамкрелидзе П. Д. Геологическое строение Грузии и при-
менение методики определения абсолютного возраста. Труды пятой
сессии Комиссии по определению абсолютного возраста геологических
формаций, 1958.
55. Г е к к е р Р. Ф. Сопоставление разрезов восточной и запад-
ной половин Главного девонского поля и основные черты экологии его
фауны и флоры. Известия АН СССР, серия геологическая № 4, 1954.
56. Геологическое строение СССР. Т. I — Стратиграфия. Т. 2 —
Магматизм. Т. 3. — Тектоника. Госгеолтехиздат, 1958.
57. Геохронологическая шкала в абсолютном летоисчислении по
данным лабораторий СССР на 1960 г. Известия АН СССР, серия гео-
логическая № 10, 1960.
58. Герасимов А. П. Обзор геологического строения Северно-
го склона Главного Кавказского хребта в бассейне рек Малки и Кумы.
Труды ЦНИГРИ, вып. 123. 1940.
59. Гилярова М. А. Стратиграфическое положение суисарского
вулканического комплекса. Ученые записки Ленинградского универси-
тета, № 209, серия геологических наук, вып. 7. 1956.
60. Глушко В. В. и С а н д л е р Я- М. Западные области Укра-
ины. Труды ВНИГРИ, вып. 101. Очерки по геологии СССР, т. 2, 1957.
61. Глушко В. В., Санд лер Я- М. Перспективы нефтеносно-
сти западных областей УССР. Труды ВНИГРИ, вып. 111. Очерки по
геологии СССР, т. 3, 1957.
62. Глушко В. В. Основные черты тектоники Предкарпатского
прогиба и прилегающей части Русской платформы. Геологический сбор-
ник Львовского геологического общества № 5—6, 1958.
63. Голубков И. А. и Корнеева В. Г. К стратиграфии ниж-
него миоцена Предкарпатского краевого прогиба. ДАН СССР, т. XCIII,
№ 3, 1953.
64. Горский В. П. К вопросу о стратиграфии и тектонике Че-
лябинского буроугольного бассейна. ДАН СССР, т. 124, № 2, 1959.
26 Е. М. Лазьк-о
401
65. I орский И. И. Чусовая-Соликамск XVII сессия МГК, Перм-
ская экскурсия, Северный маршрут, 1937.
66. Горский И. И. Геологическое изучение Урала за 40 лет. Со-
ветская геология, сб. 60, 1957.
67. Г о ф ш т е й н И. Д. Схема тектоники Бессарабии. БМОИП
отдел геологический, т. XXVII, вып. 6, 1952.
68. Г р и шк е вич Г. Н. Сарматские отложения Закарпатской об
ласти УССР Геологический сборник Львовского геологического обще-
ства № 2—3, 1956.
69. Г р о с с г е й м В. А. К вопросу об истории осадконакопления
в мезокайнозое на территории Северного Кавказа и Предкавказья
БМОИП, отдел геологический, т. XXXII, вып. 2, 1957.
70. Г р о с с г е й м В. А. Палеоцен и эоцен флишевой зоны южного
склона Северо-Западного Кавказа. Известия Высших учебных заведе-
ний, геология и разведка № 1, 1959.
71. Г убкин И. М. Тектоника юго-восточной части Кавказа в связи
с иефтеноснос’ью этой области. ОНТИ, 1934.
72. Губкин И. М,. и Федоров С. Ф. Грязевые вулканы Совет
ского Союза и их связь с генезисом нефтяных месторождений Крым
ско-Кавказской геологической провинции. Издание АН СССР, 1938.
73. Гуревич К. Я- К вопросу о стратиграфии третичных осадков
Солотвинской впадины. Геологический сборник Львовского геологпческо
го общества № 2—3. 1956.
74. Демокидов К. К- и др. Геологическое строение островов
Новой Земли и острова Вайгач. Геология Советской Арктики. Труды
НИИ ГА, т. 81. 1957.
75. Д ук а н е л и д з е А. И. К вопросу о тектоническом расчлене-
нии территории Грузии. Сб. Вопросы петрографии и минералогии, I, 1953
76. Д з о ц е н и д з е Г. С. Основные черты развития вулканизма
в Грузии от папеозоя до миоцена. ДАН СССР. т. LV1II, № 7, 1947.
77. Д и к е н ш т е й н Г. X. Основные черты структуры западной
части Русской платформы в нижнем палеозое. БМОИП, отдел геологиче-
ский, т. XXVIII. вып. 4, 1953.
78. Д и к е н ш т е й н Г. X. Палеозойские отложения юго-запада
Русской платформы, Гостоптехнздат, 1957.
79. Д и к е н ш т е й н Г. X. и др. Тектоника Прппятьского прогиба
Геология нефти № 4. 1957.
80. Д и к е н ш т е й н Г. X. Тектоника Степного п Предгорного
Крыма. Советская геология» сб. 59, 1957.
81. Д о м р а ч е в С. М. Девон хребта Кара-Тау и прилегающих
оайонов Южного Урала. Гостоптехнздат, 1952.
82. Д р о б ы ш е в Д. В. Верхний мел и карбонатные отложения
палеогена на Севепном Кавказе. Тр. ВНИГРИ, вып. 42, 1951.
83. Д у б и н с к и й А. Я- Новые данные по тектонике восточной
части Большого Донбасса. Материалы по геологии Европейской терри-
тории СССР. Материалы ВСЕГЕИ, новая серия, вып. 12, 1956.
84. Д у б и н с к и й А. Я. К вопросу о происхождении Донецкого
бассейна. Материалы по геологии Европейской территории СССР. Ма
териалы ВСЕГЕИ, новая серия, вып. 14, 1956.
85. Дубинский А. Я. Об унаследованных структурах восточно-
го Донбасса. БМОИП, отдел геологический, т. XXXIV, вып. I, 19б9.
86. Е р м а к о в Н. П. Схема морфологического деления и вопросы
геоморфогенеза Советских Карпат. Труды Львовского геологического
общества, геологическая серия, вып. I, 1948.
87. Ермаков Н. П. К стратиграфии неогеновых отложений Совет-
ского Закарпатья. Труды Львовского геологического общества, геологи-
ческая серия, вып. I, 1948.
88. 3 а в а р и ц к и й А. Н. Бердяушский изверженный массив. XVII
сессия МГК, Уральская экскурсия, Южный маршрут, 1937.
102
89, 3 а в а р и ц к п й Л. Н. Некоторые основные вопросы геологин
Урала. Известия АН СССР, серия геологическая Ne 3, 1941.
90. 3 а в а р н цк н й А. Н. Некоторые черты новейшего вулканизма
Армении. Известия АН СССР, серия геологическая № 1. 1945.
91. Завндонова А. Г. и Веселовская М. М. Новые данные
о палеозойском вулканизме на Русской платформе. Известия АН СССР,
серия геологическая № 3, 1952.
92. 3 а р и д з е Г. М. и Т а т р и ш в и л и Н. Ф. Магматизм Грузии и
связанные с ним рудообразованпя. Госгеолтехиздат, 1959.
93. Иванов А. В. и др. Стратиграфия и нефтегазоносность перм-
ских отложений юго-восточной части Печорской депрессии и бассейна
верхней Печоры. Труды ВНИГРИ вып. 133. Геология п нефтеносность
Тим ано-Печорской области, 1959.
94. Иванова А. М. и др. Геологическое строение Полярного Ура-
та и Пайхоя. Геология Советской Арктики. Труды НИИГА, т. 81, 1957.
95. И в а н ч у к П. К- Геологическое строение юго-западного и юж-
ного Причерноморья. Труды ВНИГРИ, вып. 111. Очерки по геологии
СССР. т. 3, 1957.
96. К а з а к о в Г. А. и Полевая Н. И. Некоторые предваритель-
ные данные по разработке последокембрнйской шкалы абсолютной гео-
хронологии по глауконитам. Геохимия № 4. 1958.
97. Калинина О. А. и Ф о т и а д и Э. Э-. Крупные черты текто-
нической структуры северо-востока Европейской части СССР по геологи-
ческим и геофизическим данным. Труды ВНИГРИ, вып. 133. Гео-
логия и нефтеносность Тнмано-Печорской области, 1959.
98. Кольбер г Э. А. и Вологдин А. Г. О возрасте метаморфи-
ческих толщ Тимана. ДАН СССР, т. LVIII, № 1, 1947.
99. Калюжный В. А. Метаморфические древние толщи и метал-
логенические черты Тимана. Известия АН СССР, серия геологическая
№ 6, 1959.
100. К а л ю ж н ы и В. А. Характеристика отложений ижма-омрнн-
ского комплекса и связанные с ними проявления нефте-газоносности. Тру-
ды ВНИГРИ, вып. 133. Геология и нефтеносность Тимано-Печорской
области, 1959.
101. Калюжный В. А. и Иванова К- П. Продуктивные отло-
жения среднего и верхнего девона Южного Тимана. Труды ВНИГРИ.
вып. 133. Геология и нефтеносность Тимано-Печорской области, 1959.
102. Каптаренк о-Ч ерноусова О. К- К стратиграфии пале-
огеновых отложений северо-восточной части Украинской ССР. Советская
геология № 11, 1958.
103. Карпинский А. П. Очерки геологического прошлого Евро-
пейской России. Издание АН СССР, 1947.
104. Кахадзе И. Р. Грузия в юрское время Труды Геологическо-
го института АН Грузинской ССР, серия геологическая, т. Ill (VII), 1947.
105. К а ш к а й М. А. Основные и ультраосновные породы Азербайд-
жана. Издание АН Азербайджанской ССР, 1947.
106. Келлер Б. М. Флишевая формация палеозоя в Зилаирском
синклинории на Южном Урале и сходные с ней образования. Труды Ин-
ститута геологических наук АН СССР, вып. 104, геологическая серия
(Vs 34), 1949.
107. К и з е в а л ь т е р Д. С. О строении и развитии Передового
хребта Северного Кавказа. Известия АН СССР, серия геологическая
№ 6, 1948.
108. Кизевальтер Д. С. Стратиграфическое расчленение мета-
морфических толщ Центрального Кавказа. Материалы по геологии и ме-
таллогении Центрального и Западного Кавказа, т. 2, 1960.
109. Клюшн1ков М. М. Стратиграф'|я нижньотретинних вщкла-
д!в платформено! частини УРСР Геолопчний журнал АН УРСР, т. XII,
вип. 3, 1952.
103
ПО. Комлев Л. В. Возраст днепровско-токовских, коростеньских к
уманских гранитов Украины (определение аргоновым методом по биоти-
ту) . Труды V сессии Комиссии по определению абсолютного возраста гео-
логических формаций. Издание АН СССР, 1958.
111. Комлев Л. В. Геохронологическая схема расчленения докем-
брия Украины. Геохимия № 7, 1958.
112. Копелиович А. В. Палеозойские отложения района Астра-
хани. БМОИП, отдел геологический, т. XXIX, вып. 2, 1954.
113. Коробков И. А. и Плешаков И. Б. Стратиграфия и фау-
на моллюсков неогеновых отложений Закарпатской области УССР. ДАН
СССР, т. LXII, № 3, 1948.
114. Косыгин Ю. А., Горлов С И., Карпенко Н. М. Текто-
ника Западного Предкавказского краевого прогиба. Известия А.Н СССР,
серия геологическая № 4, 1955.
115. Косыгин Ю. А. и др. Тектоника нефтеносных областей, тт. I
и II. Гостоптехиздат, 1958.
116. Котляр В. Н. Памбакскмй комплекс щелочных пород. Изве-
стия АН СССР, серия геологическая № 2, 1945.
117. Котляр В. Н. О металлогении эоценовой эпохи на Малой
Кавказе. Сб. Закономерности размещения полезных ископаемых, т. 1.
Изд. АН СССР, 1958.
118. Кратц К- О. О некоторых вопросах геологии протерозоя и
строения Балтийского щита. Труды Лаборатории геологии докембрия
4Н СССР, вып. 5, 1955.
119. Кротов Б. П. К вопросу о закономерностях размещения мор-
ских и озерных месторождений железных руд и бокситов по основным
структурным единицам земной коры. Известия АН СССР, серия геологи
ческа я № 4, 1955.
120. Круглов С. С. Континентальные пермские отложения бассей-
нов рек Лабы и Белой на Северном Кавказе. Автореферат кандидатской
диссертации, Черновцы, 1955.
121. Круглов С. С. К вопросу- о стратиграфическом положении
пермской красноцветной толщи Северного Кавказа. Труды по геологии и
полезным ископаемым Северного Кавказа, вып. IX, 1959.
122. Крылов Н. А. и др. О геологическом развитии Предкавказья
и южной окраины Русской платформы. ДАН СССР, т. 125, № 6, 1959.
123. Крымгольц Г. Я. Об ааленском ярусе и границе нижнего
и среднего отделов юрской системы. Советская геология, сб. 55, 1957.
124. Ксенжкевич М. и Самсонович Я. Очерк геологии
Польши. ИЛ, 1956.
125. Кузнецов Е. А. Развитие взглядов на тектонику Урала от
А. П. Карпинского до наших дней. Известия АН СССР, отдел математи-
ческих и естественных наук № 4, 1937.
126. Кузнецов Е. А. Тектоника Среднего Урала. Издание АН
СССР, 1941.
127. Кузнецов И. Г. О докембрийских и палеозойских метамор-
фических и интрузивных формациях Центрального Кавказа. Известия
АН СССР, серия геологическая № 2, 1939.
128. Кузнецов И. Г. Тектоника, вулканизм и этапы формирова-
ния структуры Центрального Кавказа. Труды ИГЕН, вып. 131, геологи-
ческая серия (№ 52), 1951.
129. Куплетский Б. М. Стратиграфия докембрия Кольского по-
луострова. Стратиграфия СССР, т. 1. Докембрий. Издание АН СССР.
1939.
130. Кушнарева Т. И. Стратиграфия, литология и нефтеносность
надпродуктивных девонских отложений. Труды ВНИГРИ, вып. 133. Геоло-
гия и нефтеносность Тимано-Печорской области, 1959.
131. Ладыженский Н. Р. Геология и газонефтеносность Совет-
ского Предкарпатья Издание АН УССР, 1955.
404
132. Лазько Е. М. К вопросу о соотношениях верхнего (позднего)
докембрия с протерозоем и палеозоем. Геологический сборник Львовского
геологического общества № 5—6, 1958.
133. Л а з ь к о Е. М.. Резвой Д. П. К столетию учения о геосин-
клиналях и платформах. Геологический сборник Львовского геологическо-
го общества № 7—8, 1961.
134. Лапкин И. Ю. и С т е р л и н Б. П. Днепровско-Донецкая впа-
дина. Труды ВНИГРИ, вып. 101. Очерки по геологии СССР, т. 2, 1957.
135. Леонтьев Л. Н. О так называемом «Главном надвиге» Ма-
лого Кавказа. ДАН СССР, т. LXIX, № 3, 1949.
136. Леонтьев Л. Н. и Ханн В. Е. Верхнемеловые гипербазиты
и офиолитовая формация на Малом Кавказе. ДАН СССР, т. LXV, № 1.
1949
137. Леонтьев Л. Н. и Ханн В. Е. К истории складкообразова-
ния и интрузивной деятельности на Малом Кавказе. Известия АН СССР,
серия геологическая № 5, 1951.
138. Лиепиньш П. П. Отложения так называемых пурмальеких
мергелей Латвийской СССР. Известия \Н СССР, серия геологическая
№ 4, 1946.
139. Л у п п о в Н. П. Нижнемеловые отложения северо-западного
Кавказа и их фауна. Труды ВНИГРИ, вып. 65, 1952.
140 Л у ч и ц к и й В. И. Щелочной метасоматоз на территории Укра-
инского кристаллического массива. ДАН СССР, т. LV, № 1, 1947.
141. Лычагин Г. А. Ископаемые грязевые вулканы Керченского
полуострова БМОИП, отдел геологический, т. XXVII. вып. 4, 1952.
142. Львов К. А. О древних отложениях Урала, их возрасте я
стратиграфии. Советская геология, сб. 55, 1957.
143. Люткевич Е. М. и Л а п к и н И. Ю. О нижнетриасовых отло-
жениях Русской платформы. ДАН СССР, т. LXXXVI11, № 1. 1953.
144. Люткевич Е. М. Пермские и триасовые отложения севера
и северо-запада Русской платформы. Труды ВНИГРИ, вып. 86, 1955.
145. Люткевич Е. М.. Белорусская ССР. Труды ВНИГРИ, вып.
101. Очерки по геологии СССР, т. 2, 1957.
146. Люткевич Е. М. и П е й с и к М. И. Северо-Запад Русской
платформы. Труды ВНИГРИ, вып. 101. Очерки по геологии СССР, т. 2.
1957.
147. М а г а к ь я н И. Г. Основы металлогении материков. Издание
АН Армянской ССР, 1959.
148. Магакьян И. Г., Мкртчян С. С. Генетическая связь ору-
денения с магматизмом (на примере Малого Кавказа). Сб. Магматизм и
связь с ним полезных ископаемых. Труды 2-го Всесоюзного петрографи-
ческого совещания, 1960.
149. М а з а р о в и ч А. Н. Основы геологии СССР. ОНТИ, 1938.
150. Мамаев Н. Ф. Докембрий и нижннй палеозой восточного
склона Южного Урала. Материалы по геологии и полезным ископаемым
Урала, вып. 6, 1958.
151. Маслакова Н. И. п Муратов М. В. Стратиграфия пале-
огеновых отложений Восточных Карпат. ДАН СССР, т. LXXXI, № 3.1951.
152. Маслакова Н. И. Стратиграфическая схема верхнемеловых
отложений Крыма. Вестник МГУ, серия биолого-почвенная, геологическая,
географическая № 1, 1959.
153. М а х н а ч А. С. Древнепалеозойские отложения Белоруссии.
БМОИП, отдел геологии, т. XXXII, вып. 1, 1957.
154. М е р л и ч Б. В. и С п и т к о в с к а я С. М. Палеогеновая фаза
вулканизма в Восточных Карпатах. Геологический сборник Львовского
геологического общества № 4, 1957.
155. М е с р о п я н А. И. Геологическое строение Армянской ССР
и перспективы нефтеносности. Труды ВНИГРИ, вып. 111. Очерки по гео-
логии СССР, т. 3, 1957.
40-
156. М и к л у х о-М а к л а й А. Д., Муратов М. В. О каменно-
угольных и пермских породах Горного Крыма. Геология и разведка № 8
958.
157. М и л а н о в с к и й Е. В. Очерк теории геосинклиналей в ее со-
временном состоянии. БМОИП, отдел геологический, т. VII (4), 1929.
158. М и л а н о в с к и й Е. Е. О неогеновом и антропогеновом вулка-
низме Малого Кавказа. Известия АН СССР, серия геологическая Ns 10
1956.
159. М и л а н о в с к и й Е. Е. Тектоническое положение и некоторые
черты истории кайнозойского магматизма Эльбрусской вулканической об-
ласти. БМОИП, отдел геологический, т. XXXIV, вып. 2, 1959.
160. М и р ч и н к М. Ф., Бакиров А. А. О геотектоническом раз-
витии Русской платформы в связи с изучением ее нефтеносности. Нефтя-
ное хозяйство № 1, 1951.
161. Муратов М. В. Тектоническое положение полосы Карпатских
утесов (клиппов). Вопросы теоретической и прикладной геологии, co 1,
1947.
.162 . Муратов М. В. и Шуцкая Е. К. Строение Тарханкутского
поднятия в свете новых данных. ДАН СССР, т. 101, № 4, 1955.
163. Муратов М. В. Тектоника и история развития альпийской
геосинклинальной области юга Европейской части СССР и сопредельных
стран. Тектоника СССР, т. II. Издание АН СССР, 1949.
164. Муратов М. В. и Маслакова Н. И. Стратиграфия мело-
вых отложений Восточных Карпат. ДАН СССР, т. LXXXI, № 2, 1951.
165. Муратов М. В. и М а с л а к о в а Н. И. Основные этапы гео-
югической истории Восточных Карпат. БМОИП, отдел геологический, т.
XXVII, вып. 3, 1952.
166. Му р ат ов М. В. О миоценовой и плиоценовой истории разви-
тия Крымского полуострова. БМОИП, отдел геологический, т. XXIX,
вып. 1, 1954.
167. Муратов М. В. Тектоническая структура и история равнин-
ных областей, отделяющих Русскую платформу от горных сооружений
Крыма и. Кавказа. Советская геология, сб. 48, 1955.
168. Муратов М. В. Проблема происхождения океанических впа-
дин. БМОИП, отдел геологический, г. XXXI1, вып. Хй 5, 1957.
169. Муратов М. В. Краткий очерк геологического строения Крым-
ского полуострова. Госгеолтехиздат, 1960.
170. Муратов М. В. Тектонические структуры альпийской геосии-
клинальной области Восточной Европы и Малой Азии и история их раз-
вития. Структура земной коры и деформации горных пород. Доклады
советских геологов на XXI сессии Л1еждународного геологического кон-
гресса, Изд. АН СССР, 1960.
171. Наливкин В. Д. Стратиграфия и тектоника Уфимского плато
и Юрюзапо-Сылвенской депрессии. Труды ВНИГРИ, вып. 46, 1949.
172. Наливкин В. Д. Фации и геологическая история Уфимского
плато и Юрюзапо-Сылвенской депрессии. Труды ВНИГРИ, вып. 47, 1950.
173. Наливкин Д. В. Верхний силур восточного склона Урала.
Известия Геологического Комитета, т. 48, № 9, 1929.
174. Наливкин Д. В. Геологическая история Урала. Свердгиз,
1943.
175. Наливкин Д. В. Краткий очерк геологии СССР. Госгеолтех-
издат, 1957.
176. Наумова С. Н. Споры нижнего кембрия. Известия АН СССР,
серия геологическая № 4, 1949.
177. Наумова С. Н. Споры древних свит западного склона Урала.
Труды МОИН, т. 1, отдел геологический, 1951.
178. Неволин Н. В. Геологическое строение Прикаспийской впа-
дины в свете геофизических данных. Гостоптехиздат, 1951.
179. Нестеренко Л. П. Стратиграфия пермских отложений Де
иецкого бассейна. Известия АН СССР, серия геологическая № 7, 1956.
Ю6
180. Никифорова О. И. Стратиграфия и брахиоподы силурийских
отложений Пополни. Труды ВСЕГЕИ, 1954.
181. Николаев В. А. О некоторых чертах строения и развития
подвижных поясов земной коры. Известия АН СССР, серия геологиче
ская № 2, 1953.
182. Николаев В. А. А1етоднка геологического картирования ме-
таморфических комплексов. Госгеолтехиздат. 1957.
183. Н и Кольский А. П. Новые данные о докембрии Кривого
Рога. Труды Лаборатории геологии докембрия АН СССР, вып. 2, 1953.
184. Н о в и к Е. О. Стратиграфия девонских отложений Днепровско-
Донецкой впадины. Известия АН СССР, серия геологическая № 2, 1954.
185. Обручев В. А. Новые течения в тектонике. Известия Геопо
гического Комитета, т. XLV, № 3, 1926.
186. Овчинников Л. Н. и др. Об абсолютном возрасте пекото
рых изверженных, метаморфических и осадочных образований Урала
Известия АН СССР, серия геологическая № 10, 1957.
187. Оленин В Б.. Соколов Б. А. Тектоническое строение и
перспективы нефтегазоносности Колхидской низменности п смежных
районов. Советская геология № 5, 1959.
188. Олли А. II. Еще раз о возрасте ашинской свиты на Урале и
взаимоотношении ее с доказанным палеозоем. Советская геология, сб. 45.
1955.
189. О ф ф м а н П. Е. О происхождении валов восточной части Рус-
ской платформы в связи с исследованиями на Среднем Тимане. Известия
АН СССР, серия геологическая № 4, 1946.
190. О ф ф м а н П. Е. Новые данные по истории развития Тимана.
Известия АН СССР, серия геологическая № 1, 1949.
191. Пантелеев Ф. П. Геологическое строение Южных Ергеней
Гостопиздат, 1947.
192. Пастушенко Ю. Н. О верхнемеловом магматическом ком-
плексе в бассейнах рек Псоу, Мзымты и Сочи (юго-западный Кавказ).
Известия АН СССР, серия геологическая № 12, 1956.
193. Паффенгольц К- Н. Новые данные о возрасте эффузивов
Центрального Кавказа (Эльбрус, Чегем-Нальчик, Казбек), лакколитов
Пятигорья и «гранитов Главного хребта». Материалы по геологии Евро
пейской территории СССР. Материалы ВСЕГЕИ. вып. 14. 1956.
194. Паффенгольц К. Н. Геологический очерк Кавказа. Издание
АН Армянской ССР, 1959.
195. П е й в е А. В. Тектоника североуральского бокситового пояса.
Материалы к познанию геологического строения СССР, новая серия,
вып 4 (8), МОИН. 1947.
196. П ей ве А. В. и Синицын В. М. Некоторые основные вопро-
сы учения о геосинклиналях. Известия АН СССР, серия геологическая
№ 4, 1950.
197. П е й в е А. В. Общая характеристика, классификация и про-
странственное расположение глубинных разломов. Известия АН СССР,
серия геологическая № 1, 1956.
198. П и с т р а к Р. М. Структура Русской платформы в девонское
и каменноугольное время. БМОИП, отдел геологический, т. XXV,
вып. 2, 1950.
199. Полевая Н. II. п др. Возраст пород Украинского кристалли-
ческого массива по данным аргонового метода. Труды V сессии Комиссии
по определению абсолютного возраста геологических формаций. Издание
АН СССР, 1958.
200. Полканов А. А. Гиперборейская формация полуострова Ры-
бачий и о. Кпльдин (Кольский полуостров). Проблемы советской геоло-
гии № 6, 1934.
201. Полканов А. А. Краткий обзор дочетвертичной геологии
Кольского полуострова. XVII сессия МГК, Северная экскурсия, Коль
скип полуостров. ОНТИ. 1937.
407
202. Полканов А. А. Стрз ктурно-геологпческий метод стратигра-
фического расчленения древнейших формаций и нижняя граница палео-
зойской эры. Труды Лаборатории геологии докембрия АН СССР, вып. £
1953.
203. Полканов А. А. О значении для геологии величин абсолют-
ного возраста, определенных для минералов докембрия Карелии аргс-
новым методом. Труды III сессии Комиссии по определению абсолютно
го возраста геологических формаций. Издание АН СССР, 1955.
204. Полканов А. А. Геология хогландия — иотния Балтийского
шита. Труды Лаборатории геологии докембрия АН СССР, вып. 6, 1950
205. Половинкина Ю. Ир. Стратиграфия, магматизм и текто-
ника докембрия Украинской ССР. Труды Лаборатории геологии докем-
брия, вып. 2, 1953.
206. Попов В. С. Новые данные по тектонике северной окраины
Донецкого бассейна. Проблемы советской геологии № 12, 1936.
207. Постникова И. Е. К стратиграфии поддевонских отложений
Сердобско-Пачелмского района. Известия АН СССР, серия геологическая
№ 5, 1953.
208. Пронин А. А. К вопросу о возрасте серпентинитов Ураза.
Известия АН СССР, серия геологическая № 6, 1944.
209. Пронин А. А. Карбон восточного склона Среднего Урала.
Труды Горно-геологического института Уральского филиала АН СССР
вып. 36, 1960.
210. Пронин А. А. Верхний палеозой восточного склона С Г) ед неге
Урала, ДАН СССР, т. XCVII, № 5, 1954.
211. Пронин А. А. Основные тектонические структуры Урала и их
происхождение. Известия АН СССР, серия геологическая № 8, 1959.
212. П у с т и л ь н и к о в М. Р. О тектонике Западного Предкавказья
Советская геология, сб. 57, 1957.
213. Пущаровский Ю. М. Девонские отложения южной окраи-
ны Донецкого бассейна. Материалы по геологии девонских отложений
южной окраины Донецкого бассейна. Материалы к познанию геологиче-
ского строения СССР, новая серия, вып. 9 (13), МОИП, 1947.
214. Пущаровский Ю. М. Очерк тектоники Внешней антикли-
нальной зоны Восточных Карпат. БМОИП, отдел геологический, т. XXVI.
вып. 6, 1951.
215. Р а з н и ц ы н В. А. Стратиграфия и нефтегазоносность нижне-
го карбона Южного Тимана. Труды ВНИГРИ, вып. 133. Геология и неф-
теносность Тимано-Печорской области, 1959.
216. Резвой Д. П. О некоторых особенностях развития южной
окраины Донецкого бассейна в девоне. Ученые записки Львовского уни-
верситета, т. XXXI, серия геологическая, вып. 7, 1954.
217. Ренгартен В. П. Военно-Грузинская дорога. Экскурсия по Кав-
казу-Ростов-Тбилиси. ХАЛ! сессия Международного геологического кон-
гресса, 1937.
218. Р ен г а р т е н В. П. Общий очерк тектоники Кавказа. Труды
XVII сессии Международного геологического конгресса, т. П, 1937.
219. Ренгартен В. П. Палеонтологическое обоснование стратигра-
фии нижнего мела Большого Кавказа. Вопросы литологии н стратиграфии
СССР. Сб. Памяти акад. А. Д. Архангельского. Изд. АН СССР, 1951.
220. Ренгартен В. П. О третичных эффузивах Северного Кавказе
Известия АН СССР, серия геологическая № 4, 1955.
221. Ренгартен В. П. Стратиграфия меловых отложений Малого
Кавказа. Региональная стратиграфия СССР, т. 6, 1959.
222. Робинсон В. Н. Очерк стратиграфии палеозоя Северного Кав-
каза. Сб. Новые данные по стратиграфии и гидрогеологии Северного Кавка-
за. Госгеолиздат, 1946.
223. Романов Б. М. Гранитная формация Урала и ее редкометалв-
ная металлогения. Геология и полезные ископаемые Арала, вып. 1, 194
408
224. Романов Б. М. Габбро-перидотитовая формация Урала. Совет-
ская геология, сб. 40, 1949.
225. Ростовцев Н. Н. О геологической истории юрского периода
в восточной части Большого Кавказа. Известия АН СССР, серия геологи-
ческая № 3, 1948.
226. Рубинштейн М. М. Новые данные об абсолютном возрасте
магматических образований Грузии. Труды V сессии Комиссии по определе-
нию абсолютного возраста геологических формаций, 1958.
227. Рус и нов и ч И. А. Геологическое строение докембрия железо-
рудного бассейна Курской магнитной аномалии. Советская геология
№ 5, 1958.
228. Сазонов Н. В. Мезозойские отложения южной части Печорской
депрессии. Труды ВНИГРИ, вып. 133, Геология и нефтеносность Тимано-
Печорской области, 1959.
229. Сазонов Н. Т. Геологическая история юрского периода в цент-
ральных областях Русской платформы. БМОИП, отдел геологический,
т. XXXIII, вып. I, 1958.
230. Сазонова И. Г. Нижнемеловые отложения центральных обла-
стей Русской платформы. Сб. Мезозойские и третичные отложения централь-
ных областей Русской платформы. Гостоптехиздат, 1958.
231. С а н д л е р Я. М. и Глушко В. В. Складчатый силур в северо-
западной части Львовской области. ДАН СССР, т. 103, № 4, 1955.
232. Саркисян С. Г. и Теодорович Г. И. Основные черты па-
леогеографии девонской эпохи Урало-Волжской области. Издание АН
СССР 1955.
233. Семененко Н. П. Докембрий Украинской ССР. Труды Лабора-
тории геологии докембрия АН СССР, вып. 2, 1953.
234. Семененко Н. П., Жуков Г. В. Петровский графитоносный
район. Издание АН УССР, 1955.
235. Семененко Н. П. Структурно-петрографическая карта Укра-
инского кристаллического массива. Издание АН УССР, 1957.
236. С е м и х а т о в а С. В. и С ы т о в а В. А. К стратиграфии и геоло-
гической истории девона и карбона на Русской платформе. Гостоптех-
издат, 1951.
237. Сергиевский В. М. Среднепалеозойский вулканизм и исто-
рия формирования тектонических структур восточного склона Урала.
Материалы ВСЕГЕИ, общая серия, сб. 8, 1948.
238. Серова М. Я. Стратиграфия и фауна фораминифер миоценовых
отложений Предкарпатья. Материалы по бностратиграфии западных обла-
стей УССР. Госгеолиздат, 1955.
239. Славин В. И Нижнеюрские отложения Северо-восточных Кар-
пат. ДАН СССР, т. LXXV, № 3, 1950.
240. Славин В. И., Филимонова Н. С. Нижнемиоцеиовые и
гельветские отложения Советского Закарпатья. Труды Львовского гео-
логического общества, геологическая серия, вып. 3, 1953.
241. Славин В. И. Новые данные о геологическом строении района
Красной Поляны и прилежащих частей Главного Кавказского хребта.
Известия высших учебных заведений, геология и разведка № 6, 1958.
242. Славин В. И. О юрском Предкарпато-Добруджинском краевом
прогибе. ДАН СССР, т 120, № 3, 1958.
243. С л а в н н В. И., Добрынина В. Я. Стратиграфия юрскнх
отложений Львовской мульды и Предкарпатского краевого прогиба.
БМОИП, отдел геологический, т. XXXIII, вып. 2, 1958.
244. Славин В. И. и Я р а н о в Д. Срединные массивы Европейской
части альпийской геосинклинальной области. Структура земной коры и де-
формации горных пород. Доклады советских геологов на XXI сессии Меж-
дународного геологического конгресса. Издание АН СССР. 1960.
245. Смирнов Г. А. и Смирнова Т. А. О возрасте гранитных
интрузий Урала. ДАН СССР, т. ХС, № 6. 1953.
409
246. Соболев В. С. Петрология восточной части сложного Коро-
стеньского плутона. Ученые записки Львовского университета, т. VI, серия
геологическая, вып. 5, 1947.
247. С о б о ле в В. С., К остю к В. П. и др. Петрография неогеновых
вулканических н гипабиссальных пород Советских Карпат. Издание АН
УССР, 1955.
248. Соболев Н. Д. К характеристике кавказских ультрабазитов.
Известия АН СССР, серия геологическая № 1, 1953.
249. Соболевская В. Н. Палеогеография и структура Русской
платформы в верхнемеловую эпоху. Издание АН СССР, 1951.
250. Соколов Б. С. и Д з е в а н о в с к и и Ю. К. О стратиграфи-
ческом положении и возрасте осадочных толщ позднего докембрия. Совет-
ская геология, сб. 55, 1957.
251. Соколов Б. С. Проблема нижней границы палеозоя и древней-
шие отложения досинийскпх платформ Евразии. Труды ВНИГРИ, вып. 126,
геологический сборник № 3, 1958.
252. Сократов Б. Г. О Восточно-Кубанской впадине Центрального
Предкавказья. ДАН СССР, т. 119, № 6, 1958.
253. Сократов Г. И. Некоторые особенности литологии и складча-
той структуры таврической толщи Крыма. Записки Ленинградского горно-
го института, т. XXX, вып. 2, 1955.
254. Солнцев О. А. и Кушнарева Т. И. Тимано-Печорская
провинция. Труды ВНИГРИ, вып. 101. Очерки по геологии СССР, т. 2, 1957.
255. Соловьеве. П. Кристаллические сланцы Главного Кавказско-
го хребта и их генезис. Советская геология № 8, 1939.
256. С о п к о П. Ф. Роль стратиграфо-литологических и стрх ктурных
факторов в размещении колчеданного оруденения в пределах Северной
Армении. Сб. Закономерности размещения полезных ископаемых, т. II.
Издание АН СССР, 1959.
257. С о р с к и й А. А. и К и р и л л о в а И. В. Некоторые новые
данные по тектонике юго-восточного Кавказа (к вопросу о Баскальском
покрове). Советская геология, сб. 41, 1954.
258. С о р с к и й А. А. К истории геотектонического развития Большо-
го Кавказа в юрское время. Советская геология, сб. 54. 1956.
259. Соустов Н. И. Протерозойская спилито-диабазовая формация
имандра-варзуга па Кольском полуострове. Труды ГИН АН СССР
. вып. 26, 1940.
260. Степанов П. И. и др. Геологическое описание Донецкого ка-
менноугольного бассейна. XVII сессия Международного геологического
конгресса, Южная экскурсия. Донецкий каменноугольный бассейн, 1937.
261. С т р а х о в Н. М. Закономерности орогенеза в освещении Н. Stille.
БМОИП, отдел геологический, т. X (3—4), 1932.
262. Страхов Н. М. Историко-геологические типы осадконакопления.
Известия АН СССР, серия геологическая № 2, 1946.
263. Страхов Н. М. Основы исторической геологии, ч. 1, II. Госге-
олнздат, 1948.
264. Студен и коваЗ. В. и Кнорре К. Г. О возрасте гранитов
Северного Кавказа. Геохимия № 7, 1957.
265. Субботин С. И. Глубинное строение Советских Карпат. Изда-
ние АН УССР, 1955.
266. Суворов П. Г. и др. Центральные области Русской платформы.
Труды ВНИГРИ, вып. 101. Очерки по геологии СССР, т. 2, 1957.
267. Судов и ков Н. Г. Тектоника, метаморфизм, мигматизация
и гранитизация пород ладожской формации. Труды Лаборатории геологии
докембрия АН СССР, вып. 4, 1954.
268. С у х а р е в и ч П. М. О стратиграфии и литологии юрских отло-
жений юго-западной части Причерноморской впадины. Известия АН СССР,
серия геологическая № 3, 1956.
410
269. Сычев а-Л1 и х а й л о в а А. М. Палеогеновые отложения Сред-
него Поволжья. Сб. Мезозойские и третичные отложения центральных об-
ластей Русской платформы. Гостоптехнздат, 1958.
270. Твалчрелидзе Г. А. Металлогенические эпохи Кавказа. Со-
ветская геология, сб. 59, 1957.
271. Твалчрелидзе Г. А. О колчеданных месторождениях Кавка-
за. ЗВМО, ч. 87, вып. 2, 1958.
272. Т и м о ф е е в Б. В. Находки спор в кембрийских и докембрийских
отложениях Восточной Сибири. ДАН СССР, т. 105, № 3, 1955.
273. Тимофеев Б. В. Споры онежской свиты Карелии. Материалы
ВНИГРИ, геология и геохимия (доклады и статьи), 1 (VII). Госгеолтех-
издат, 1957.
274. Т и х о м и р о в В. В. и Ханн В. Е. Краткий очерк истории гео-
логия. Госгеолтехнздат, 1956.
275. Тихонович Н. Н. Девонские отложения Русской платформы
и Приуралья. Гостоптехнздат, 1951.
276. Ткачук Л. Г., Гуржий Д. В. Раховский кристаллический
массив (Карпаты). Издание АН УССР. 1957.
277. Толстихина М. М. Девонские отложения центральной части
Русской платформы и развитие ее фундамента в палеозое. Труды
ВСЕГЕИ, 1952.
278. Трусова И. Ф. Результаты петрографического изучения девон-
ских вулканогенных пород бассейна р. Мокрой Волновахи. Материалы по
геологии девонских отложений южной окраины Донецкого бассейна. Мате-
риалы к познанию геологического строения СССР, новая серия, вып. 9
(13), МОИП, 1947.
279. Тугаринов А. И. Эпохи минералообразования в докембрии.
Известия АН СССР, серия геологическая № 9. 1956.
280. Усенко И. С. и Вернадская Л. Г. О вулканизме Днепров-
ско Донецкой впадины. Известия АП СССР, серия геологическая № 2, 1954.
281. Ф е д у щ а к М. Ю. До питания про в!к деяких уламюв екзотичних
конгломератов Передкарпаття. Геолопчний журнал АН УРСР, т. XIX,
вип. 6, 1959.
282. Флерова О. В., Гурова А. Д. Верхнемеловые отложения
центральных областей Русской платформы. Сб. Мезозойские и третичные
отложения центральных областей Русской платформы. Гостоптехнздат,
1958.
283. Ф о т и а д и Э. Э. О крупных элементах тектоники юго-востока
Европейской части СССР. Труды ВНИГРИ, вып. 96. Очерки по геологии
СССР, т. I. 1956.
284. Ф о т и а д и Э. Э. О структуре кристаллического фундамента
Русской платформы. Труды ВНИГРИ, вып. 101. Очерки по геологии СССР,
т. 2, 1957.
285. Ф о т и а д и Эг Э. О строении складчатого фундамента Европей-
ской части СССР (по данным геологических и региональных геофизических
исследований). Труды ВНИГРИ, вып. 131, Геологический сборник 4, 1959.
286. Ха баков А. В. Полярный Урал и его взаимоотношения с дру-
гими складчатыми областями. Труды горно-геологического управления
Главсевморпути, вып. 15, 1945.
287. X а б а к о в А. В. Очерки по истории геолого-разведочных знаний
в России, ч. I. МОИП, 1950.
288. Хайн В. Е. Главнейшие черты тектонического строения Кавказа.
Советская геология, сб. 39, 1949.
289. Ханн В. Е. и Л е о н т ь е в Л. Н. Основные этапы геотектониче-
ского развития Кавказа. БМОИП, отдел геологический, т XXV, вып. 3,
4, 1950.
290. Хайн В. Е. Новые данные по геологии Предкавказья и их зна-
чение для геологии Кавказа. ДАН СССР, т. ХС, № 2. 1953.
291. Хайн В. Е. Геотектонические основы поисков нефти. Азнефте-
п.здат, 1954.
411

292. Хайн В. .Е., Ш а р д а н о в А. Н. и др. Тектоническое положение
Апшеронского полуострова в системе Большого Кавказа. Известия АН
СССР, серия геологическая № 1. 1955.
293. X а п н В. Е. и А х м е д о в Г. А. Геологическое строение Азербай-
джанской СССР по материалам опорного бурения. Труды ВНИГРИ,
вып. 111. Очерки по геологии СССР, т. 3, 1957.
294. Хайн В. Е., Т и х о м и р о в В. В. и Горшенин Т. А. Верхний
плиоцен восточной периферии Малого Кавказа. ДАН СССР, т. LXXII,
№ 4, 1959.
29а. X а и н В. Е., Ш е й н м а н н Ю. М. Сто лет учения о геосинкли-
налях. Советская геология .№ И, 1960.
296. Херасков Н. П. Принципы составления тектонических кар-
складчатых областей на примере Южного Урала. Известия АН СССР, серия
геологическая № 5, 1948.
297. Хольтедаль У. Геология Норвегии, т. I, ИЛ, 1957.
298. Цы б о вс к и й Н. И. Палеозой Центрального Предкавказья. Ма-
териалы по геологии Европейской территории СССР. Материалы ВСЕГЕИ.
новая серия, вып. 14, 1956.
299. Чернов А. А. Геологические исследования северного Тимана
МОИП, 1947.
300. Ч и р в и н с к а я М. В. Основные черты тектоники Днепровско-
Донецкой впадины по данным геофизических работ. Геологический сборник
Львовского геологического общества № 5—6, 1958.
301. Ч и р в и н с к а я М. В., Гуревич Б. Л. К вопросу о тектонике
Причерноморской впадины. Советская геология № 4. 1959.
302. Чумаков А. А. и С у х а р е в и ч П. М. О тектоио-магматиче-
ских проявлениях в южной части Днестровско-Прутского водораздельного
плато. ДАН СССР, т. 108, № 3, 1956.
303. Шатский Н. С. Происхождение Донецкого бассейна. БМОИП,
отдел геологический, т. XV, вып. 4, 1937.
304. Шатский Н. С. О синеклизах А. П. Павлова. БМОИП, отдел
геологии, т. XVIII (3—4), 1940.
305. Шатский Н. С. О верхнепалеозойской структуре Восточно-Рус-
ской впадины. ДАН СССР, т. XXXI, № 5. 1941.
306. Шатский Н. С. Очерки тектоники Волго-Уральской нефтенос-
ной области и смежной части западного склона Южного Урала. Материалы
к познанию геологического строения СССР, вып. 2 (6), МОИП, 1945.
307. Ш а т с к и й Н. С. О сравнительной тектонике Северной Америки
и Восточной Европы. Известия АН СССР, серия геологическая № 4, 1945.
308. Шатский Н. С. Гипотеза Вегенера и геосинклинали. Известия
АН СССР, серия геологическая № 4. 1946.
309. Шатский Н. С. Основные черты строения и развития Восточ-
но-Европейской платформы. Известия АН СССР, серия геологическая,
№ 1, 1946,
310. Шатский Н. С. Большой Донбасс и система Вччита. Известия
АН СССР, серия геологическая № 6. 1946.
311. Ill а т с к и й Н. С. О структурных связях платформ со складчатыми
геосинклинальными областями. Известия АН СССР, серия геологическая
№ 5, 1947.
312. Ш а т с к и й Н. С. О взаимоотношении Пай-хоя и Урала. Известия
АН СССР, серия геологическая № 1. 1948.
313. Шатский Н. С. О глубоких дислокациях, охватывающих и
платформы и складчатые области (Поволжье и Кавказ). Известия АН
СССР, серия геологическая № 5, 1948.
314. Шатский Н. С. О древнейших отложениях осадочного чехла
Русской платформы и об ее структуре в древнем палеозое. Изв. АН СССР,
серия геологическая № 1, 1952.
315. Шатский Н. С. О границе между палеозоем и протерозоем и
о рифейских отложениях Русской платформы. Известия АН СССР, серия
геологическая № 5, 1952.
412
316. Шатский Н. С. О происхождении Пачелмского прогиба.
БМОИП, отдел геологический, т. XXX, вып. 5, 1955.
317. Шатский Н. С., Богданов А. А. и др. Объяснительная за-
писка к «Тектонической карте СССР и сопредельных стран в масштабе
1 : 5 000 000». Госгеолтехиздат, 1957.
318. Шендерова А. Г. О кератофиро-спилитовой формации докемб-
рия Приднепровья. Материалы ВСЕГЕИ, вып. 31, петрографический сбор-
ник № 2, 1957.
319. Шлыгин Е. Д. Краткий курс геологии СССР. Госгеолтехиз-
дат, 1959.
320. Штейнберг Д. С. Некоторые закономерности локализации
уральских эндогенных месторождений железа и меди, генетически связан-
аых с интрузиями. Труды Свердловского горного института, вып. XXII.
Материалы по геологии Урала, 1955.
321. Штрейс Н. А. Стратиграфия и тектоника зеленокаменной поло-
сы Среднего Урала. Тектоника СССР, т. III. Издание АН СССР, 1951.
322. Шульга П. Л. Схема стратиграфии палеозоя юго-западной ок-
раины Русской платформы (Волынь и Подолня). Геологический журнал АН
УССР. т. XII, вып. 4, 1952.
323. Эвентов Я. С. Западная часть Прикаспийской впадины. Труды
ВНИГРИ, вып. 96. Очерки по геологии СССР, т. I, 1956.
324. Э й н о р О. Л. Стратиграфический разрез верхов визейского и на-
мюрского ярусов западного склона Среднего Урала. ДАН СССР, т. LI,
№ 2, 1946.
325. Э й и о р О. Л. Взаимоотношение Урала и Пай-хоя. Материалы
ВСЕГЕИ, общая серия, сб. 7, 1946.
326. Э й н о р О. Л. К стратиграфии карбона гряды Чернышева ДАН
СССР, т. LXI, № 1, 1948.
327. Э й и о р О. Л. Некоторые основные закономерности развития Рус-
ской платформы. Геологический сборник Львовского геологического общест-
ва № 5—6, 1958.
328. Э р и с т а в и М. С. О подразделении нижнемеловых отложений
Крыма. ДАН СССР, т. 101, № 4. 1955.
329. Яншин А. Л. Методы изучения погребенной складчатой струк-
туры иа примере выяснения соотношений Урала, Тянь-Шаня и Мангыш-
лака. Известия АН СССР, серия геологическая № 5, 1948.
указатель геологических названии
Абазинская свита 287
Авзянская свита 171
Агарак — месторождение 335
Аджаро-Триалетский антиклино-
рий 323, 324
Аджаро-Триалетская структурно-
фациальная зона 302, 323, 324,
326, 341
Азово-Подольский щит 49
Айская свита 169
Аккермановское месторождение
229
Актюбинское месторождение 227,
229
Акчагыльская трансгрессия 193
Алазанская серия 294
Алапаевское месторождение 224
228
Алданский щит 23, 24
Алексинский горизонт 105
Алексеевское месторождение 157
Аллаверды — месторождение 334
Алмазная свита 240
Альмпнская впадина 263
Алуштинский антиклинорий 355
Амвросиевский купол 245
Амвросиевская синклиналь 245
Амдерминское месторождение 227
Аикаван — месторождение 335
Антикавказская геосинклиналь
339
Апшеронский (Бакинский) нефте-
носный район 293, 335
Аравийский выступ Африканской
платформы 270
Аралсорское поднятие 149
Аракспнская впадина 305, 330.
342, 343
Араратская впадина 292, 330
Араукаритовая свита 240
Армавирская свита 256
Армянская зона 328
Артемовская свита 241
Аршиицевская синклиналь 362
Ахалцихскин синклинорий 324,
326
Ахей — месторождение 334
Ахтальское месторождение 331
Ашинская серия 172, 173, 177, 203
Ашинский разлом 143, 223
Аятский синклинорий 200
Бавлинская свита 98
Баженовское месторождение 224
Байчунасский прогиб 150
Бакальское месторождение 171.
226, 228
Бакальская свита 169, 171
Бакинская трансгрессия 294
Балтийская впадина 77. 120
Балтийский комплекс 82, 87
Балтийская синеклиза 92, 120,
145, 159, 161
Балтийский щит 18, 24. 49, 50, 51.
54, 55, 57, 59; 60, 61; 62, 63, 64;
65; 66; 68; 69, 72, 74, 75, 77, 78.
80, 81, 85, 87, 100, 107; 116; 119;
120, 141, 146, 159, 160, 163
Баскунчакское поднятие 149
Бахмутская котловина 247, 248
Бахмутское месторождение 248
Башкирский антиклинорий 75,
169, 199, 202, 203, 204, 219. 222.
223, 228
Белогорский прогиб 367
Белокалитвенская синклиналь 245
Ьеломорская серия 50, 51, 55, 65
Беломорский массив 62, 65, 66,
77, 137
Белорусская антеклиза 75, 77,
107/120, 141, 146, 159
Бельская впадина 217, 218, 219,
221
Белягидонское месторождение 333
Бердяушский плутон 193, 228
Береговая скнба 382
Березовское месторождение 198,
226
Бзыбское месторождение 336
Биби-Эйбат — месторождение 335
Биловские слои 95
Бильче-Волпцкая брахиаитикли-
нальная складка 390
Бинагадинское месторождение
335
Бирючевская флексура 143, 223
Битакские конгтомераты 345
414
Битковская антиклинальная склад-
ка 390
г. Благодать — месторождение 225
Блыбское месторождение 333
Блява — месторождение 225
Бобровская свита 58
Бобруйская седловина 141
Богдинская свита 118
Богословское месторождение 228
Боково-Хрустальская синклиналь
243
Боржоми — месторождение 336
БорЖомская свита 288
Бориславское месторождение 390
Бориславская складка 388, 390
Боровская свита 98
Борщовский горизонт 90
Ботнийская формация 50
Б у гско-днепровские складчатые
сооружения 69
Бугурусланская флексура 143
Бузулукская флексура 148
Бурзяиская серия 169, 171, 194
Бурегские слои 95
Бучакская свита 131, 156,
Быстрииская (быструхинская) сви-
та 58
Валдайская (вендская) серия 82,
83, й4, 85
Венгерская впадина 387
Венявскпй горизонт 105
Верейский горизонт 105
Верх-Исетский массив 197
Верхиебавлинская свита 98
Верхнекальмпусское поднятие 245
Верхнекарельский комплекс 51,
53, 54, 67, 68, 72, 81, 82
Верхнеменилитовая свнта 375
Верхнетаврическая свнта 344, 345
Верхнетиссенская впадина 386
Верхнесаратовские слои 129
Верхнс-Уфалейское месторожде-
ние 229
Верхняя солеиоспая свита (Кар-
паты) 378
Ветлужская серия 116, 117, 118
Внсленский прогиб 155
Вишневых гор — массив 198
Владимир-Волынский сброс 155
Водинское месторождение 157
Волгоградская флексура 148, 258,
259, 260, 330
Волго-Камский массив (щит) 87,
102, 159
Волго-Уральская антеклиза
(свод) 120, 141, 143, 146, 147
Волчаиское месторождение 228
Волыно-Подольский склон плат-
формы 87
Воркутинская впадина 218, 234,
Воркутская серия 190, 191,
Воронежский выступ 75, 77, 78,
152
Воронежская антеклиза 107, 116,
120, 141, 146, 152, 154, 159, 246
Воронежский массив 101, 102, 120
Воронежские слои 93
Воротыщенская серия 376
Восточно-Карпатский геосинкли-
нальный прогиб 393
Восточно-Крымская синклиналь
355, 357, 366, 367
Восточно-Кубанская впадина 315
Восточный Предкавказский крае-
вой прогиб 313, 315
Восточнорусская впадина 73, 109,
ПО, 160, 162
Восточноу'ральский синклинорий
177, 196, 200, 211, 231, 233, 234
Восточноуральская структурно-
фациальная зона 179, 234
Восточно-Европейская платформа
121
Враконский горизонт 350
«Второе Баку» — месторождение
155, 156
Выборгский массив 63
Выгорлат-Г утинская вулканиче-
ская гряда 381, 386, 387
Вятский вал 142, 147
Вятско-Камская впадина 147
Гдовское месторождение 156
Гдовские слои 82, 86
Гейдара — месторождение 335
Геосинклинальная зона Палеоура-
ла 92
Геросвская синклиналь 362
Гиперборейская формация 49, 54,
68
Гимольская серия 51
Главная антиклиналь Донбасса
242, 243, 246, 247, 248
Главная синклинальная зона Дон-
басса 243
Главное девонское поле 92, 93,
94, 95, 96
Главный надвиг южного склона
Кавказа 307
Глазовская синеклиза 145, 146, 147
Глуховецкое месторождение 157
Гори-Мухранская депрессия 323
Горловский надвиг 246
Горловская свита 240
Горст-антиклинорий Главного
хребта Кавказа 307
Горячего ключа — свита 287, 375
Грампианская геосинклинальная
система 159
415
Г рознеиский нефтеносный район
335
Грузинско-Азербайджанская (Гру-
зинская) глыба 282, 284, 324, 340
Гумешевское месторождение 226
Гурийские слон 294
Дагестанский клин 309. 310, 315,
318
Дагестанская нефтеносная об-
ласть 319, 320, 321, 335
Данково-лебедянские слои 94, 97
Дарри-даг — месторождение 335
Даралагезский антиклинорий 329,
330
Дастакерт — месторождение 335
Дашавская брахиантиклинальная
складка 390
Дашавское месторождение 390
Дашкесанскнй плутон 301
Дашкесан — месторождение 335
Дегтярка — месторождение 225
Джермук — месторождение 336
Джетыгарннский массив 197
Джежимская свита 58, 88
Джульфинский антиклинорий 329
Дзвинячское месторождение 390
Дзирульский массив 274, 275, 280,
281, 291, 292, 295, 296, 298, 318,
321, 323, 324, 343
Дзышра — месторождение 333
Диатомовая серия 291
Днепровско-Донецкая впадина 57,
73, 77, 78, 99, 100, 101. 106, 107,
114, 118, 120, 121, 124, 125, 136,
138, 139, 141, 152, 153. 156. 160
243, 247, 249. 250
Днепровский массив 63
Днепровская серия 55
Днепровско-токовский магмати-
ческий комплекс 63
Днестровско-Бугская впадина 154,
155, 159, 162
Добруджинское поднятие 264, 266,
268
Добруджинско-Тарханкутское под-
нятие 268
Должанско-Сулинская синклиналь
243
Долинская складка 388, 390
Доманнковые слои 98, 181
Домбаровское месторождение 228
Донбасс — месторождение 248
Доно-Медведицкий вал 106, 141,
144, 145, 148
Древнечерноморскис слои 294
Древнеэвксинские слои 294
Дроновская свита 118, 241
Дружковская антиклиналь 243,
247
Евлановские слои 94
Егоршинское месторождение 228
Егорьевское месторождение 156
Ейский прогиб 258
Елецкие слои 94
Ельская впадина 154
Ергенииская флексура 258, 259,
260, 330
Ереван-Ордубадская синклииори-
евая зона 329, 330, 341
Ереванский синклинорий 330
Жигулевский вал 142, 145
Жигулевский выступ 75
Жигулевская флексура 143
Жирновская синклиналь 245
Завальевское месторождение 78
Задонские слои 94
Задонецкая синклинальная зона
246, 247
Заимандровский район — место-
рождение 78
Закавказский прогиб 270, 271,
311, 318, 321
Закарпатский внутренний прогиб
381, 386, 390, 394
Закарпатский глубинный разлом
386, 392, 394, 395
Зангинская толща 292
Западнозангезурское брахианти-
клинальное поднятие 329
Западно-Сибирская плита 43, 44.
45, 200
Западноуральская структурно-
фациальная зона 234
Западно-Финляндский массив 65
Западный Предкавказский кра-
евой прогиб 313, 364. 365. 368
Зауральский антиклинорий 200
Зеленокаменный синклинорий 177.
194, 195, 196, 199, 200, 207, 208. >
209, 210, 225, 229, 231
Зигальгпнская свита 171
Зигазино-комаровская свита 171
Зилаирская свита 181
Зилаирский синклинорий, 176, 181,
185, 199, 203, 204, 205, 234
Зилаир-Юрюзанская синклиналь-
ная зона 204
Знльмердакский надвиг 203
Зильмердакская свита 171, 172
Зопхито — месторождение 334
Зуевский купол 245
Ижорский (фукоидный) горизонт
87, 88
Изумрудные копи — месторожде-
ние 226
Илецкое месторождение 227
Ильменогорскнй массив 198
Ильменские слои 95
Имандра-варзуга — свита 54.
Индоло-Кубанский прогиб 365
416
Иидольская впадина 365, 397
Инзсрская свита 171, 172
Иотиий 49, 54, 57, 59, 62, 63, 68,
72, 81, 82
Ипатовская плакантиклиналь 258
Ирано-Анатолийский прогиб 270,
271, 305, 329, 330
Исачковский соляной купол 138
Исетско-Салдинский антиклино-
рий 209
Итферские слон 89
Ишимбаевское месторождение 156
Каверинская свита 84
Каджаран — месторождение 335
Калата — месторождение 225
Калдинский массив 196
Калевийская формация 50
Калушское месторождение 390
Кальмиус-Торецкая котловина
247
Каменское месторождение 228
Каменская свита 240
Камский вал 142
Камышинская свита 129
Каневские дислокации 153
Каневская свита 131
Карабахский антиклинорий 328
Карабаш — месторождение 225
Караганский горизонт 290, 291,
352
Карангатскис слои 294
Каратауское поднятие 202, 203,
218, 219, 222, 223
Каратауский надвиг 143, 222, 223
Каратауский комплекс 169, 173
Каратауская серия 171, 172, 173
Карачаевская серия 276
Карельская зона 65
Карельский комплекс 50, 54, 57,
Карельская складчатость 65, 72,
146
Кармакульский синклинорий 214,
216
Карпатская геосинклиналь 393,
397
Карпинского линии 253
Карский надвнг 216
Каспийская впадина 343
Катав-Ивановское месторождение
228
Катавская свита 171, 172
Кахетинский антиклинорий 323,
324
Качинский антиклинорий 355,
367
Каширский горизонт 105
Кафан — месторождение 334
Кафанское поднятие 329
Кедабек — месторождение 334
Кедабекский массив 300
Кейв — свита 51, 78
Келасурский массив 298
Келецко-Добруджинская (Свен-
токшиско-Добруджинская) гео-
синклинальная система 159, 162
Кемпирсайское месторождение
224
Керенско-Чембарскнй вал 147, 163
Керченская синклиналь 362
Керченское месторождение 353,
365
Керченско-Таманская складча-
тость 364
Керченско-Таманский прогиб 363
Киевская свита 131
Кизиловское месторождение 228
Кировдаг — месторождение 335
Кировоградский интрузивный
комплекс 61
Китайгородский горизонт 90
Клиновская свита 241
Кодис-дзирн — месторождение 334
Колвннский свод 147
Кольская зона 65. 67, 137
Кольская серия 50, 51, 55 65
Конкский горизонт 290, 291, 352
Коростеньский комплекс 63, 64,
70, 78
Коротапхский прогиб 191, 216,
218
Корульский купол 247
Котельнический выступ 75. 77.
147
Коунская свита 288
Кочкарская группа месторожде-
ний 227
Красная шапочка — месторож-
дение 229
Краснодарский горизонт 29.
Краснооскольскин купол 247
Криворожская серия 56, 57, 64,
70. 71. 78
Криворожский железорудный
бассейн 56, 57, 71, 78
Кросненская серия 375, 376
Кросненская (Центральная) син-
клинальная зона (синклинорий)
381, 382, 384
Крымский мсгантиклипорий 355,
360, 364. 366, 367, 368. 397
Крымско-Кавказская геосинкли-
нальпая область 236
Кубанская впадина 263, 313,
315, 342, 364
Кукерские слои 89
Кулешовскос месторождение 156
Куринская впадина 273, 281, 284,
285, 291, 294, 302, 318, 321, 323,
324, 325, 326, 328, 335, 341, 342.
4(7
Куринско-Рпонский массив 338
Куринско-Рпонский межгорный
прогиб 305
Курская магнитная аномалия 57.
70, 78
Ктп-Тебердииское месторожде-
ние 333
Кушвинский массив 196
Ладожская синеклиза 68
Ладожская серия 50, 52, 53,
57
Латвийская седловина 77, 120,
141, 145, 159
Лёвиха — месторождение 225
Ленинское месторождение. (Ба-
лахаиы-Сабунчи) 335
Лечхумская синклиналь 311
Ливенские слои 94
Липецкое месторождение 157
Лисичанская свита 240
Лиховская синклиналь 245
Ловозерский массив 68, 100, 137
Лок-Батан — месторождение 335
Локский массив 298
Локское антиклинальное подня-
тие 328
Локско-Алавердскпй брахианти-
клинорий 328
Лухумское месторождение 334
Львовская впадина 107, 121, 124,
155, 373
Львовско-Волынский бассейн —
месторождение 156
Льютская свнта 374
Ляминаритовая свита 82, 85, 86
г. Магнитная — месторождение 226
Магнитогорский комплекс 198, 226
Магнитогорский синклинорий, 182,
186, 199, 207
Магнитогорске - Нижнетагильский
синклинорий 177
Магурская (Внутренняя) анти-
клинальная зона 381, 384, 393
Маднеули — месторождение 334,
335
Майкопская серия 131, 256, 261,
286, 287, 288, 289, 292, 314, 341,
351. 352, 362; 364, 368
Майкопский нефтеносный район
335
Малевский горизонт 104
Малевско-мураевнинские слон
104
Мальцевское месторождение 156
Маиычский прогиб 258
Маньинская свита 174
Маргиналиевые слон 178
Мармарошская зона 381
Мармарошскпй массив 393
Марсятское месторождение 229
4)8
Массандровские отложения 354
Мацеста — месторождение 336
Машакская серия 171, 194
Мегрельская синклиналь 318
Медистых песчаников — свита 240
Меднорудянское месторождение
226
Мелекесский прогиб 143
Менилитовая серия 375, 380
Мессопотамский прогиб 270
Мехманинский массив 300
Миасское месторождение 225
Минераловодская флексура 258
259, 260, 330, 332
Миньярская свита 171, 172
Мисхано-Зангезурская антикли-
нальная зона 329, 338
Михайловский горизонт 105
Молодовский горизонт 89, 90
Мончегорский массив 62
Мончегорское месторождение 77
Мончетундровый гппербазитовый
комплекс 62
Морсовские слои 97
Моршино — месторождение 391
Московская (Среднерусская) впа-
дина 77
Московская синеклиза 87, 88, 89,
92, 95, 97, 102, 104, 105, 106, 107,
НО, 111, 112, 113, 116, 120, 126,
127, 136, 139, 141, 144, 145,
146, 147, 157, 159, 160, 161.
Мурзинский массив 197
Мурзннское месторождение 226
Муровдагский антиклинорий 328
Мцхетская серия 288
Мячковский горизонт 105
Надляминаритовый горизонт 87
Наровские слои 94
Нахичеванская депрессия (впади-
на) 292, 330
Несветаевско-Шахтпнская синкли-
наль 243, 246
Нижнебавлинская свита 85, 98
Нижнекарельский комплекс 51,
52, 53, 57, 67, 78
Нижнеменилнтовая свита 375. 376,
.385
Нижнесаратовские слои 129
Нижнетаврическая свита 344, 345
Нижнетагильский синклинорий 178,
179, 181, 199, 207. 208
Нижняя соленосная свита (Кар-
паты) 378
Никитовское месторождение 246,
248
Никитская синклиналь 358
Никптовская свита 241
Никопольское мсстооождение 157,
248, 336
Новобасовскпе слои 97
Новогрозненская антиклиналь 317
Новоземельский антиклинорий 214,
215, 216
Новокаспийские слои 294
Новокаспийская трансгрессия 294
Ново-Мечебиловское поднятие
247
Новомосковский горизонт 104, 105
Новороссийская пнтрагеосинклп-
наль 342
Новороссийский синклинэолй 3)0
Новоселицкий горизонт 378
Новоселовское поднятие 262
Новоузенекий прогиб 149
Ногайская впадина 258, 259
Новоэвксинскне слои 294
Ноцара — месторождение 334
Оврхчская серия 57, 64, 70, 72,
81, 82, 85
Одесские известняки 133
Окрибское поднятие 311, 343
Окская свита 105
Окско-Цнинский вал 106, ПО,
139, 147
Онежская серия 53
Онежская синеклиза 68
Онкофоровые слои 132
Ордубадский синклинорий 330
Ордубад-Мергинский плутон (ком-
плекс) 303. 304
Оренбургский выступ 75
Ореховская синклиналь 245
Оселковская подевнта 58
Оскольское месторождение 156
Осипцкий массив 63
Охлебиниио-Рязановское подня-
тие 143
Ошизская свита 173
Пайхойский антиклинорий 214,
Памбакский комплекс 303
Паннонская геосинклиналь 392
Парандовская серия 51
Парпачский гребень 344, 352, 360,
362, 365
Пачелмская впадина (прогиб)
84. 85, 87, 98, 102, 120, 145, 146;
159, 160, 163
Паэмбойская свита 191
Петинские слои 93, 95
Петровский графитоносный район
— месторождение 78
Петровский купол 247
Петропавловская бокситовая по-
лиса 178
Печснгскос месторождеи :е 77
ПеЧ'нгская серия 53, 54, 62, 67
Печорский бассейн — месторожде-
ние 190, 191, 227
Печорская впадина 81, 99, 106,
114, 121, 144. 145, 147, 161, 218
Подмосковный бассейн — место-
рождение 156, 238
Подольский горизонт 105
Подольская серия 55, 61
Подснетогорские слои 95
Покровский массив 196
Полонииская гряда 372
Полтаво-Брединское месторожде-
ние 228
Полтавская свита 131, 132
Полуночное месторождение 229,
336
Польско-Литовская синеклиза 107,
114, 136, 155
Полюдова Камня — поднятие 218
Понто-Эльбурсское поднятие 270
Преддонецкий прогиб 246
Предка вчазский краевой (пере-
довой) прогиб 256, 258. 270, 271,
305, 313, 315, 342
Предкавказская платформа 338
Предкарпато-Добруджннский кра-
евой прогиб 389
Предкарпатский краевой прогиб
48 157, 267, 369, 372, 373, 375;
376, 378, 381, 387, 389, 390, 391,
392, 394
Предпайхойский краевой прогиб
77, 216, 234
Предуральский краевой прогиб
47, 77 ПО, 112, 116, 121,
143, 147, 148, 157, 160, 186, 191,
199 202, 203, 217, 218, 219, 223,
227, 228, 234, 250, 259
Приазовская архейская структу-
ра 69
Приазовский массив 70
Приазовский щелочной комплекс
64, 78
Прибалханская нефтеносная об
ласть 312
Приднепровская серия 56, 57, 70
Прндобруджинская впадина 264,
266, 267, 268, 389
Прикаспийская впадина (сине-
клиза) 77, ПО, ИЗ, 114, 116,
118, 120, 121, 122, 124, 125, 129,
130’ 134, 136, 139, 141, 143, 146,
148 149, 155, 157, 159, 162, 193,
258,’ 260
Прппятьская впадина (прогиб) 77,
99, 100, 118, 120, 152, 154, 156
Приуральский склон платформы
87
Причерноморская впадина 154
419
Протвинский горизонт 105
Протопивская свита 241
Псковские слои 95
Пуйвинская свита 173
Пярнуские слои 94,
Питкяранта — месторождение 78
Раховская свита 373
Раховский комплекс 371, 372, 374,
380, 384, 385
Раховский массив 369, 371, 372,
373, 380, 384, 385, 390. 391, 393
Ревдинский массив 195
Редкинские слои 82
Режевское месторождение 224
Рпоио-Куринская депрессия, 289,
324, 342
Рионская впадина 273. 292, 294.
318, 336, 342
Рифей 75, 83, 85, 86, 87, 88, 136,
144, 145; 146, 158, 172, 222, 231,
391, 392
Рифейские складчатые сооруже-
ния 72, 146, 147
Ревенькинекий перегиб 243, 246,
Роздольское месторождение 157.
390
Роменский купол 138, 154
Ромашкипское месторождение 156
Рудковское месторождение 390
Рудковская брахиантиклинальиая
складка 390
Русская платформа 16, 17, 23, 24,
39, 41, 42. 47—164, 168, 169, 186,
199, 202, 217, 227, 230, 231, 234,
236 237, 242 243, 250, 256, 258,
259, 260 264', 267, 270, 330, 337,
369, 373, 378, 387 389, 390, 392,
393, 396
Рижские слон 97
Рязано-Саратовский прогиб (си-
неклиза) 160, 163
Садоиское месторождение 333
Саксаганиды 69, 70, 71, 80
Саксаганская железорудная се-
рия 56
Салгирскип грабен 357. 367
Сарановскос месторождение 224
Саратовские дислокации 141
Саратовское месторождение 156
Сарматский щит 87, 100, 101 102
121, 146, 159, 160, 163
Саткинская свита 169
Саткинское месторождение 171,
228
Сванетский антиклинорий 310
Свекофеннийская платформа 67
Свииордские слои 95
Свиоиийская (лептитовая) форма-
ция 50
Севанская зона 329, 341
Севанский разлом 328, 335
Севанский синклинорий 329, 340
Северная антиклиналь Донбас-
са 243, 245
Ссвероставропольскпй вал 258
Северокавказская моноклиналь
309, 315
Сегозерская серия 53
Селезневская синклиналь 245
Семилукские слон 93
Сердобская серия 82, 84, 85
Ссребрянская свита 118, 24:
Сереговские купола 146
Серпуховская свита 105
Сещинское месторождение 156
Сибайское месторождение 225
Сибирская платформа 24, 38, 39.
42, 43, 44, 45
Сивашская впадина 263
Симбирскитовые слои 126
Симская мульда 219, 222, 223
Симферопольская седловина 263
Синий 83, 173
Скандинавские каледониды 68
Скибовая (внешняя) антикли-
нальная зона 381, 383, 384, 387
Скифская платформа 237
Складчатость лаппокарелид 49
Славяно-Бахмутское месторожде-
ние 248
Славянский купол 247
Слободские конгломераты 376
Смотинско-ловатскне слои 95
Снежские слои 95
Спетогорские слон 95
С.олигалическая плакантиклиналь
146
Солотвннская впадина 378, 379,
386
Солотвпнскос месторождение 390
Соликамское месторождение 111
157, 227
Сомхнто-Карабахский антиклино-
рий 328, 329
Сомхито-Карабахская зона 298,
300, 303, 326, 328, 334, 335, 340
Спанподонтеллевые слои 290
Спасская серия 374
Спириалпсовые слои 290
Средиземноморский пояс 270, 369
396, 397
Ставпопольское поднятие 258. 260,
269 313, 315, 364
Старобпнское месторождение 156
Старогрозненская антиклиналь 317
Старооскольские слои 93, 97
Старуньское месторождение 390
Стебникская серия 378
420
Уфимское плато 199, 201, 231
Уфимско-Соликамская впадина
218, 219
Финский глинт 69, 87, 88
Фоладовые слои 290
Форосское поднятие 355, 358
Французский надвиг 247
Хадумский горизонт (слои) 286,
288, 289, 375
Хазарская трансгрессия 135, 294
Халпловское месторождение 229
Харьковская свита 131
Хвалыиская трансгрессия 294
Хибинский массив 68, 137
Хибинское месторождение 137
Хобдинское поднятие 120. 149
Хобеинская свита 174
Хованский горизонт 104
Хогландин 62, 63
Хоперское месторождение 157
Хпек — месторождение 334
Храмский массив 296, 298
Храмское антиклинальное подня-
тие 328
Хустецкая свита 378
Ценское месторождение 333
Центральное девонское поле 92,
93, 94, 95, 97
Центра льноуральский а нтикли но-
рий 177, 195, 199, 202, 204, 207,
231, 235
Цице — свита 287
Цхалтубо — месторождение 336
Чаудинские слои 294
Челбасское поднятие 258, 269
Челябинский бассейн — место-
рождение 192, 211, 228
Челябинская серия 192
Черепетский горизонт 104
Чернова — антиклиналь 218, 234
Черноморская впадина 343
Чернышова — поднятие 218
Чернышинские известняки 104
Четласская свита 58
Четласская ступень 144
Чиатурское месторождение 336
Чнауро-Дибрарская интрагеосин-
клииаль 342
Чиауро-Дибрарский синклино-
рий 310
Чнмаевские слои 95
Чирагидзор — месторождение 334
Чистяковская синклиналь 243, 246,
247
Чокракский горизонт 133, 290, 291,
352
Чокракская трансгрессия 29'_
Чопская впадина 386
Чудовские слои 95
Чусовские городки — месторожде-
ние 156
Шабровское месторождение 225
Шамлуг — месторождение 334
Шамхорскнй брахпантиклииорнн
328
Шатилковская впадина 154
Шебелинская антиклиналь 247
Шебелинское месторождение 156
Шелонские слои 95
Шигирский массив 193
Шкаповское месторождение 156
Шокшинскис кварцевые песча-
ники 81
Шорджа — месторождение 335
Шустово-денятинские слои 110, 131
Щигровское месторождение 156
Щигровские слои 93, 95, 97
Щокурьинская свита 173
Щучьинский синклинорий 207
Эльбрусская вулканическая об-
ласть 302
Эльбрусское месторождение 333
Эльбурганская свита 287, 375
Эльджуртинскпе граниты 299
Эофитоновый горизонт 87
Эскиордннскнй горизонт 344, 345
Эстонское месторождение 156
Этрен слои 104, 239, 276
Эхиносферитовые слои 89
Эчки датский надвиг 360
Южная антиклиналь Донбасса
243, 245, 246
Южная синклинальная зона Дон-
басса 243
Южноергенпнское поднятие 257
258, 259
Южнорусская плита 41, 42 48
124, 136, 148, 236, 237, 247, 248
253—269, 302, 305, 313, 337, 396
Южноставропольский вал 258
Южно-Эмбенская плакантикли-
наль 148
Юрюзано-Сылвенская депрессия
218, 219
Юрматинская серия 171
Юрюзанская брахисинклиналь 204
Язовское месторождение 157, 390
Яйлинская синклиналь 355, 357
Ялтинская антиклиналь 358
Ямненская свита 374
Ятулийская формация 50
О ГЛАВЛЕН ИЕ
Стр
Предисловие ,>
Введение .............................................. 7
1. Содержание и задачи региональной геологии . 7
2. Краткий очерк истории региональной геологии СССР 11
3. Общая характеристика основных структурных эле-
ментов земной коры................................ 24
Развитие учения о геосинклиналях и платфор-
мах ........................................ 24
Геосинклинальные области - 30
Платформы.......................... . . 34
Краевые (передовые) прогибы 37
Глубинные разломы...........................38
Взаимоотношения складчатых областей и плат-
форм в пространстве и времени . 38
Области новейших складчато-глыбовых дислока-
ций .....................................4<'
4. Геологическое районирование СССР и основные чер-
ты орографии 41
Глава цервая. ОБЛАСТИ ДОКЕМБРИЙСКИХ СКЛАДЧА-
ТОСТЕЙ . . 47
Русская платформа 47
А. Нижний структурный этаж 49
Стратиграфия 49
Магматизм 59
Тектоника . . . 64
а) Внутренняя структура фундамента eg
б) Строение поверхности фундамента 75
Полезные ископаемые . . -77
Основные этапы развития 79
Б. Верхний структурный этаж 81
Стратиграфия . 81
Магматизм . . 136
Тектоника .... 138
Полезные ископаемые . 155
Основные этапы развития . 158
Глава вторая. ОБЛАСТИ ПАЛЕОЗОЙСКОЙ СКЛАДЧА-
ТОСТИ .... 165
I. Уральская складчатая система . 165
Стратиграфия . 168
Магматизм . . .193
Тектоника ..... 198
Полезные ископаемые . . 223
Основные этаны развития . - 230
II. Донбасс и Южнорусская плита . - - 235
423
Сгр
I Донецкий бассейн 237
Стратиграфия . 237
Магматизм . . 242
Тектоника . . . 243
Полезные ископаемые . . 248
О происхождении Донбасса . 248
2. Южнорусская плита . . . 253
I. Северное Предкавказье 253
Стратиграфия . . . 253
Магматизм . 257
Тектоника . . 257
2. Степной Крым 260
Стратиграфия . 260
Тектоника . . 262
3. Западное Причерноморье 264
Стратиграфия . . . 264
Магматические проявления 266
Тектоника............... 266
Полезные ископаемые Южнорусской плиты 269
Г лава третья. ОБЛАСТЬ МЕЗОКАЙНОЗОЙСКОЙ СКЛАД-
ЧАТОСТИ . 270
I . Кавказ . . 270
Стратиграфия 274
Магматизм . 295
Тектоника .... 305
Полезные ископаемые 332
Основные этапы развития 336
II Горный Крым 343
Стратиграфия 344
Магматизм 354
Тектоника ... . 354
Полезные ископаемые . 365
Основные этапы развития 365
III . Восточные Карпаты 369
Стратиграфия . 371
Магматизм . 380
Тектоника ... 381
Полезные ископаемые . 390
Основные этапы развития . . . 391
IV Некоторые выводы о геологическом строении и
истории развития области мезокайиозойской склад-
чатости . . . 396
Литература . . . 399
Указатель геологических названий 414