Особенности их залегания. По разным приметам он восстанавливает геологические события, происходившие в прошлом. Залегание горных пород лучше всего наблюдать в обрывах на речном или морском берегу, в бортах оврага, на крутых горных склонах - везде, где есть естественные или искусственные (карьеры) выходы горных пород на земную поверхность - обнажения .
Пески, глины, известняки и другие осадочные породы обычно лежат слоями или пластами, каждый из которых ограничен двумя приблизительно параллельными поверхностями: верхняя называется кровлей , нижняя - подошвой . Пласт имеет примерно однородный состав. Толщина (мощность) достигает десятков и сотен метров. На значительных площадях равнин пласты обычно лежат горизонтально, как они первоначально и отлагались: каждый вышележащий пласт моложе нижележащего. Такое залегание называется ненарушенным . Движения земной коры нередко нарушают первоначальное положение пластов, и они залегают наклонно или смяты в складки.
Но часто бывает, что ненарушенные пласты расположены несогласно - горизонтальные слои лежат на пластах нарушенных, смятых в складки, поверхность которых была размыта, выровнена. Затем на эту поверхность легли более молодые горизонтальные слои. Возникло угловое несогласие . Такое строение говорит о сложных и переменных движениях земной коры. Существует также стратиграфическое несогласие , при котором параллельность пластов сохраняется, но нарушена их последовательность (отсутствуют слои какого‑либо точно определяемого геологического возраста). Значит, в это время местность вышла из‑под уровня моря и, следовательно, был перерыв в осадконакоплении.
При наклонном положении пластов важно определить условия залегания толщи осадочных пород (положение пласта в пространстве). Каждый пласт имеет простирание , т. е. протяженность, и падение , или наклон. Простирание и падение - это основные элементы залегания горных пород. Для их определения выбирают ровную площадку на одном из пластов в обнажении пород, на нее кладется горный компас ребром и измеряется угол падения пласта. По длинному ребру плашки компаса на пласте прочерчивается линия. Это и будет линия падения пласта. Если прочертить перпендикулярную линию, то она покажет простирание пласта. На поверхности пласта начертится прямой угол. Теперь следует поднять компас в горизонтальное положение и по северному концу магнитной стрелки отсчитать азимут падения. Простирание перпендикулярно к нему, поэтому, прибавив или отняв 90° от азимута падения, получают азимут простирания. Например, азимут падения СВ 40°, тогда азимут простирания ЮВ 130° (40°+90°). Если азимут падения СВ 300°, то отнимается 90° и получается азимут простирания ЮЗ (300°−90°). Для определения угла падения пластов компас снабжен отвесом и шкалой (угломер). По наклону угломера определяется угол падения: 20°, 30° и т. д.
Последовательность залегания, а значит, и образования пластов горных пород изучает стратиграфия - особый раздел геологии. Прослеживаются слои одного возраста, устанавливается их возраст, сопоставляются отложения одного возраста в разных районах и т. п. Если, например, в обнажении внизу залегают известняки, а выше - глины, то очевидно, что известняки образовались раньше и, следовательно, по возрасту они более древние, чем глины.
Для наглядного представления о геологическом строении участка или района по данным, полученным при изучении обнажений пород или буровых скважин, строят стратиграфическую колонку , т. е. графическое изображение последовательности залегания пород различного возраста в данном районе или на участке. Условными знаками в колонке изображаются породы в той последовательности, в которой они залегают; отмечаются их возраст, мощность каждого пласта, состав слагающих его пород, а также угловые и стратиграфические несогласия. Стратиграфическая колонка, как и геологический разрез, служит важным дополнением к геологической карте.
Особенности их залегания. По разным приметам он восстанавливает геологические события, происходившие в прошлом. Залегание горных пород лучше всего наблюдать в обрывах на речном или морском берегу, в бортах оврага, на крутых горных склонах - везде, где есть естественные или искусственные (карьеры) выходы горных пород на земную поверхность - обнажения.
Пески, глины, известняки и другие осадочные породы обычно лежат слоями или пластами, каждый из которых ограничен двумя приблизительно параллельными поверхностями: верхняя называется кровлей, нижняя- подошвой. Пласт имеет примерно однородный состав. Толщина (мощность) достигает десятков и сотен метров. На значительных площадях равнин пласты обычно лежат горизонтально, как они первоначально и отлагались: каждый вышележащий пласт моложе нижележащего. Такое залегание называется ненарушенным. Движения земной коры нередко нарушают первоначальное положение пластов, и они залегают наклонно или смяты в складки.
Но часто бывает, что ненарушенные пласты расположены несогласно - горизонтальные слои лежат на пластах нарушенных, смятых в складки, поверхность которых была размыта, выровнена. Затем на эту поверхность легли более молодые горизонтальные слои. Возникло угловое несогласие. Такое строение говорит о сложных и переменных движениях земной коры. Существует также стратиграфическое несогласие, при котором параллельность пластов сохраняется, но нарушена их последовательность (отсутствуют слои какого-либо точно определяемого теологического возраста). Значит, в это время местность вышла из-под уровня моря и, следовательно, был перерыв в осадконакоплении.
При наклонном положении пластов важно определить условия залегания толщи осадочных пород (положение пласта в пространстве). Каждый пласт имеет простирание, т. е. протяженность, и падение, или наклон. Простирание и падение - это основные элементы залегания горных пород. Для их определения выбирают ровную площадку на одном из пластов в обнажении пород, на нее кладется горный компас ребром и измеряется угол падения пласта. По длинному ребру плашки компаса на пласте прочерчивается линия. Это и будет линия падения пласта. Если прочертить перпендикулярную линию, то она покажет простирание пласта. На поверхности пласта начертится прямой угол. Теперь следует поднять компас в горизонтальное положение и по северному концу магнитной стрелки отсчитать азимут падения. Простирание перпендикулярно к нему, поэтому, прибавив или отняв 90° от азимута падения, получают азимут простирания. Например, азимут падения С В 40°, тогда азимут простирания ЮВ 130° (40°+90°). Если азимут падения СВ 300°, то отнимается 90° и получается азимут простирания ЮЗ (300°-90°). Для определения угла падения пластов компас снабжен отвесом и шкалой (угломер). По наклону угломера определяется угол падения: 20°, 30° и т. д.
Последовательность залегания, а значит, и образования пластов горных пород изучает стратиграфия-особый раздел геологии. Прослеживаются слои одного возраста, устанавливается их возраст, сопоставляются отлjжения одного возраста в разных районах и т. п. Если, например, в обнажении внизу залегают известняки, а выше - глины, то очевидно, что известняки образовались раньше и, следовательно, по возрасту они более древние, чем глины.
Для наглядного представления о геологическом строении участка или района по данным, полученным при изучении обнажений пород или буровых скважин, строят стратиграфическую колонку, т. е. графическое изображение последовательности залегания пород различного возраста в данном районе или на участке. Условными знаками в колонке изображаются породы в той последовательности, в которой они залегают; отмечаются их возраст, мощность каждого пласта, состав слагающих его пород, а также угловые и стратиграфические несогласия. Стратиграфическая колонка, как и геологический разрез, служит важным дополнением к геологической карте.
Следующее: ГЕОБОТАНИЧЕСКИЕ КАРТЫ
Предыдущее:
Тектонической основой Средней Сибири служит древняя Сибирская платформа, граница которой обычно проводится по северной окраине Среднесибирского плоскогорья. Тектоническое положение северной части Средней Сибири определяется неоднозначно. Долгое время территорию Таймыра и Северо-Сибирской низменности считали областью герцин- ской складчатости, затем в ее пределах стали выделять участки каледонской, байкальской и мезозойской складчатости. Все это нашло отражение на тектонических картах (1952, 1957, 1969 и 1978 гг.). Однако последними работами по тектонике Таймыра установлено, что в его строении, как и в строении Анабарского массива, принимают участие метаморфические комплексы фундамента, перекрытые протерозойскими отложениями. Это дало основание М.В. Муратову (1977 г.) отнести Таймыр к категории щитов, включив его в состав Сибирской платформы. Все большее число исследователей поддерживают эту точку зрения.
Таким образом, территория Средней Сибири практически совпадает с Сибирской платформой. Лишь юго-восточная часть платформы, ее Алданский щит, лежащий в основе Алданского нагорья, рядом исследователей (С.С. Воскресенский, 1968; Н.И. Михайлов, 1961; Н.И. Михайлов, Н.А. Гвоздецкий, 1976; и др.) не включается в состав Средней Сибири. Основанием для этого служат существенные различия в современной природе Алданского нагорья и Средней Сибири, обусловленные тем, что его развитие на протяжении длительной мезокайнозойской истории существенно отличается от развития остальной территории платформы и сближается с северобайкальскими нагорьями.
Фундамент платформы сложен архейскими и протерозойскими складчатыми комплексами и имеет расчлененный рельеф. В Анабарском и Таймырском массивах породы фундамента (гнейсы, кварциты, мраморы, граниты) выходят на поверхность. Области неглубокого залегания фундамента (до 1-1,5 км) располагаются на окраинах Анабарского массива, северном склоне Алданского щита, на западной окраине платформы (Туруханское поднятие, склон Енисейского массива) и пересекают территорию с северо-востока на юго-запад от низовий Лены к Восточному Сая- ну. Складчатые структуры Енисейского поднятия были созданы в позднем протерозое (байкальская складчатость).
Поднятия фундамента разделены обширными и глубокими впадинами: Тунгусской, Пясинско-Хатангской, Ангаро-Ленской и Вилюйской, которая на востоке смыкается с Предверхоянским краевым прогибом. Впадины заполнены осадочными толщами большой мощности (8-12 км). Лишь в Ангаро-Ленском прогибе мощность чехла не превышает 3 км.
Формирование осадочного чехла Сибирской платформы началось в нижнем палеозое общим погружением, вызвавшим крупную морскую трансгрессию. Для отложений кембрия характерна большая фациальная изменчивость и перерывы в осадконакоплении, свидетельствующие о довольно большой подвижности территории. Наряду с конгломератами, песчаниками и известняками по окраинам платформы в морских лагунах накапливались красноцветные толщи, содержащие соли и гипсы. Но преобладают среди нижнепалеозойских отложений известняки и доломиты, выходящие на поверхность на обширных пространствах.
В конце силура почти вся территория испытала поднятие, явившееся отзвуком каледонской складчатости на соседних с платформой территориях. Морской режим сохранился лишь в Пясинско-Хатангской впадине и в северо-западной части Тунгусской синеклизы. В течение девона территория платформы продолжала оставаться сушей. В раннем девоне заложился Южнотаймырский авлакоген, где накопился полный разрез девонских отложений.
В верхнем палеозое в условиях медленного погружения на обширной территории Тунгусской и Пясинско-Хатангской си- неклиз устанавливается озерно-болотный режим. Здесь накопились мощные пласты тунгусской свиты. Нижняя часть этой свиты представлена так называемой продуктивной толщей - чередованием песчаников, глинистых и углистых сланцев, алевролитов и прослоек каменного угля. Мощность этой толщи до 1,5 км. К ней приурочены промышленные пласты каменного угля, распространенные на огромной территории.
Продуктивная угленосная то"лща пронизана многочисленными интрузиями основных магматических пород и перекрыта вулканогенной толщей, состоящей из туфов, туфобрекчий, лавовых покровов с прослоями осадочных пород. Ее формирование связано с проявлением платформенного трещинного магматизма в конце перми - триасе, обусловленного активизацией разломов и дроблением фундамента, совпавшего с тектоническими движениями в соседнем Урало-Монгольском поясе. Созданные им эффузивные и интрузивные образования основного состава носят названия траппов, а сам магматизм - траппового магматизма.
Траппы - характерная особенность геологического строения Сибирской платформы, резко отличающая ее от Русской платформы. Формы залегания траппов разнообразны. В их распределении прослеживается четкая закономерность. В Ку- рейской впадине - наиболее глубоко опущенной северо-западной части Тунгусской синеклизы преобладают мощные базальтовые (лавовые) покровы. Секущие интрузии (дайки, жилы, штоки) господствуют в центральной части синеклизы. Лакколиты и пластовые интрузии (силлы) наиболее характерны для ее западной, восточной и южной окраин, где проходят главные зоны разломов, отделяющих синеклизу от других структур. Здесь же сосредоточена и основная масса трубок взрыва (кольцевых структур). Вне пределов Тунгусской синеклизы траппы встречаются значительно реже (на Таймыре, по северной окраине Анабарского массива).
Излившаяся и внедрившаяся базальтовая магма пронизала породы платформы, создала еще более жесткий и устойчивый каркас, поэтому западная часть в дальнейшем почти не подвергалась прогибаниям.
На рубеже палеозоя и мезозоя произошли глыбовые движения, разрывы и складчатость в Южнотаймырском авлакогене.
В позднем мезозое большая часть Средней Сибири испытывала поднятие и представляла собой область сноса. Особенно интенсивно воздымались Курейская впадина, превратившаяся в обращенную морфоструктуру - плато Путорана, Анабарский свод и северная часть Енисейского поднятия. Происходит прогибание в Пясинско-Хатангской синеклизе, вдоль восточной и южной окраин платформы. Оно сопровождается кратковременной морской трансгрессией, не заходившей далеко на юг, поэтому среди юрских отложений резко преобладают континентальные угленосные толщи с промышленными запасами углей. Меловые отложения распространены лишь в Пясинско-Хатангской синеклизе (аллювиально-озерные слабоутлистые фации), Вилюй- ской синеклизе и Предверхоянском прогибе, где представлены мощной (до 2000 м) аллювиальной грубообломочной толщей.
К концу мезозоя вся территория Средней Сибири представляла собой компактную сушу, являющуюся областью денудации и формирования поверхностей выравнивания и коры выветривания.
Кайнозой характеризовался дифференцированными к о- лебательными движениями с общей тенденцией к поднятию. В связи с этим резко преобладали процессы размыва. Происходило расчленение поверхности речной сетью. Палеогеновые отложения встречаются редко, представлены аллювиальными глинами, песками и галечниками и связаны с остатками древних речных долин. В конце неогена и в четвертичное время на фоне общего поднятия возросла дифференци- рованность вертикальных движений. Наиболее интенсивно поднимались Бырранга, Путорана, Анабарский и Енисейский массивы. Испытывала опускание восточная часть Вилюйской синеклизы, где в течение неогена накопилась толща крупнообломочных красноцветных галечников мощностью 3-4 км.
В целом для Сибирской платформы характерна большая активизация неотектонических движений по сравнению с Русской. Это нашло свое отражение в ее более высоком гипсометрическом положении, а также в преобладании среди морфоструктур высоких плато и равнин. В результате новейших тектонических движений произошла перестройка древней гидрографической сети. Об этом свидетельствуют сохранившиеся на водоразделах остатки речных систем. Общее поднятие территории обусловило глубокое врезание рек и формирование серии речных террас.
В начале четвертичного периода суша занимала наибольшие площади и простиралась на север до границ современного шельфа. На фоне общего похолодания, начавшегося в неогене, это вызвало усиление континентальности и суровости климата Средней Сибири, уменьшение количества осадков. Во время среднеплейстоценовой бореальной трансгрессии Северо-Си- бирская низменность и опустившиеся окраины Таймыра были затоплены морскими водами. Горы Бырранга и Северная Земля представляли собой невысокие острова. Море вплотную подступало к северным и северо-западным подножиям Среднесибирского плоскогорья. Это вызвало увеличение количества осадков и развитие оледенения. Центром оледенения были плато Путорана и Таймыр. В настоящее время установлено, что максимальное (Самаровское) оледенение было покровным. Его граница достаточно отчетливо просматривается лишь в юго-западной части: устье Подкаменной Тунгуски, верховья Вилюя и Мархи и далее к долине Оленека. Восточный отрезок границы не прослеживается, Тазовское оледенение имело меньшие размеры.
После кратковременной регрессии моря, во время которой не только Таймыр, но и Северная Земля причленились к суше, начинается новая морская трансгрессия. Развивается Зырянское (верхнеплейстоценовое) оледенение. Накопление льда происходило на Таймыре, плато Путорана и Анабарском массиве. Граница максимального распространения льдов во время Зырянского оледенения проходила от устья Нижней Тунгуски в верховья реки Мойеро (правый приток Котуя), огибала с юга Анабарский массив, шла к нижнему течению реки Анабар и к восточной оконечности Таймыра. Последней фазой деградации верхнеплейстоценового оледенения считается горно-долинная Сартанская стадия, следы которой зафиксированы в центральной части плато Путорана, на Таймыре.
Главной особенностью плейстоценовых оледенений в Средней Сибири явилась малая мощность, а отсюда и малая подвижность лесника. Море, подступавшее к подножию Среднесибирского плоскогорья, было холодным, поэтому формировавшийся над ним воздух содержал мало влаги. Основная масса осадков выпадала в северо-западной части - на Таймыре и плато Путорана. К югу и востоку количество осадков быстро уменьшалось, резко сокращалась и мощность ледника. Эти ледники были « пассивными ». При малой подвижности ледников была мала и их разрушительная деятельность. Следовательно, в теле ледников содержалось мало моренного материала и он был слабо окатан, т. е. сходен со склоновыми делювиальными отложениями. Малая рельефообразующая роль среднесибирских ледников обусловила и значительно более слабую сохранность следов их существования, чем на Русской равнине да и в Западной Сибири. Поэтому многие вопросы, связанные с характером, количеством, границами и возрастом оледенений Средней Сибири, до сих пор остаются дискуссионными.
Огромные площади внутренних частей Средней Сибири находились в условиях перигляциального режима. Холодный сухой климат способствовал глубокому промерзанию почв и грунтов. Формировалась многолетняя мерзлота, а местами и подземные льды. Особенно интенсивно шло образование мерзлоты в конце среднего плейстоцена, в период регрессии моря, когда в связи с увеличением площади суши в северных широтах резко усилилась континентальность и сухость климата Средней Сибири.
Сохраняющаяся с неогена тенденция к похолоданию климата вела к постепенному обеднению растительности Средней Сибири. Богатые по видовому составу хвойно-широко- лиственные леса плиоцена сменились в нижнем плейстоцене обедненной берингийской темнохвойной тайгой с примесью широколиственных пород (липы, дуба, граба, лещины) в южных районах.
Дальнейшее похолодание и развитие оледенений привело к широкому распространению тундр и лесотундр, а в южных районах - своеобразных холодных лесостепей, представленных чередованием лиственнично-березово-сосновых лесов с открытыми тунд- рово-степными пространствами. Общее потепление климата в межледниковье благоприятствовало продвижению лесов на север.
В поздне- и послеледниковое время происходило общее поднятие территории, в климате было несколько теплых и холодных фаз, сухих и влажных периодов, связанных с изменением циркуляционных условий (преобладанием меридиональной циркуляции, или западного переноса). Это обусловило значительную подвижность природных зон на территории Средней Сибири. Увеличение континентальное™ климата способствовало широкому развитию травянистой растительности степного типа и накоплению солей в почвах. Уменьшение континентальное™ и некоторое увеличение осадков вело к смене степной растительности лесами и лесостепями.
Рельеф
Большую часть территории занимает Среднесибирское плоскогорье, сформировавшееся в западной части Сибирской платформы, структуры которой были жестко спаяны в результате траппового магматизма. Вся эта территория в мезокайно- зое устойчиво поднималась как единая структура и в рельефе представлена крупнейшей орографической единицей. Для Среднесибирского плоскогорья характерна значительная приподнятость и контрастность рельефа. Высоты в его пределах колеблются от 150-200 до 1500-1700 м. Средняя высота составляет 500-700 м. Отличительной чертой плоскогорья является сочетание преимущественно плоского или пологоволнистого ступенчатого рельефа междуречий с глубоко врезанными крутосклоновыми (часто каньонообразными) долинами рек.
По характеру распределения высот и расчленения Среднесибирское плоскогорье весьма неоднородно. В его пределах выделяются более дробные орографические единицы. Максимальных высот плоскогорье достигает на северо-западе, где возвышаются плато Путорана (до 1701 м) и Сыверма (более 1000 м). К ним примыкают Анабарское плоскогорье, Вилюйское и Тунгусское плато с высотами до 850-950 м.
От Центральноякутской равнины, расположенной к востоку от Среднесибирского плоскогорья и приуроченной к Вилюй- ской синеклизе и Предверхоянскому прогибу, через территорию плоскогорья к подножию Саяна протягивается пониженная полоса (300-500 м). В ее пределах находятся Приангарское и Центральнотунгусское плато. К юго-востоку от этой полосы поверхность поднимается. Здесь расположены Ангарский кряж и Лено-Ангарское плато с высотой до 1000-1100 м. К северо- востоку они переходят в Приленское плато, ограничивающее с юга Центральноякутскую равнину. Таким образом, по высотному положению Среднесибирское плоскогорье отчетливо разделяется на три части: северо-западную - наиболее возвышенную, центральную - пониженную и юго-восточную - приподнятую.
На крайнем юго-востоке Средней Сибири на северном склоне Алданского щита расположено Лено-Алданское плато. На юго-западе находится Енисейский кряж, соответствующий докембрийскому поднятию и представленный низкими остан- цовыми горами и расчлененной возвышенностью со сравнительно резкими очертаниями. Средние высоты 600-700 м, максимальная - 1125 м.
На крайнем севере страны поднимаются сильно выровненные невысокие массивы гор Бырранга, приуроченные к Таймырскому щиту платформы. В западной и северной частях они представлены отчетливо выраженными грядами с высотой до 350- 550 м, а на юго-востоке - низкогорными глыбовыми массивами с платообразной поверхностью высотой 800-900 м. Лишь отдельные вершины поднимаются до 1000-1146 м. На юге горы Бырранга обрываются по линии разлома крутым уступом над холмисто-увалистыми равнинами Северо-Сибирской низменности, занимающей пространство между горами и северным уступом Среднесибирского плоскогорья. Она соответствует двум тектоническим структурам: Предтаймырскому прогибу и Пясинско-Хатангской синеклизе. Преобладающие высоты низменности составляют 100-200 м, но крупные одиночные плосковершинные останцовые возвышенности и денудационные гряды в ее пределах достигают 550-650 м.
Тесная связь между орографическими элементами и тектоническими структурами позволяет выделить крупные морфоструктуры, которые могут быть объединены в четыре группы: плоскогорья, кряжи, низко- и среднегорные массивы на выступах кристаллического фундамента; пластовые возвышенности и плато на осадочных палеозойских породах; вулканические плато, связанные с мощными проявлениями траппо- вого магматизма; аккумулятивные и пластово-аккумулятивные равнины. Первые три группы объединяют морфоструктуры, в формировании которых преимущественную роль играли денудационные процессы на фоне устойчивых или преобладающих поднятий, четвертую - морфоструктуры, созданные аккумуляцией рыхлого материала на территориях, отстававших в поднятии и испытывавших новейшие опускания.
В первую группу входят Анабарское плоскогорье, Енисейский кряж и горы Бырранга. Это плоскогорье, кряжи и массивы, с высотами от 500-800 до 1150 м с достаточно расчлененным рельефом, приуроченные к положительным структурам фундамента: щитам и поднятиям.
Пластовые возвышенности и плато развиты на горизонтально или слабо наклонно залегающих нижнепалеозойских породах. Они приурочены к склонам щиток (Анабарского и Алданского) и моноклизам, а также к Ангаро-Ленскому прогибу (обращенная морфоструктура). Длительная денудация на фоне устойчивых поднятий привела к выработке в пределах плато своеобразного столово-ступенчатого рельефа. Плато обычно имеют высоты 400-600 м (Приангарское, Приленское и др.), но Ангаро-Ленское в отдельных местах превышает 1000-1100 м.
Вулканические плато распространены в Тунгусской синеклизе и пограничных с ней районах, где проявился пермско-триа- совый трапповый магматизм. В связи с тем что формы проявления магматизма были различны, среди вулканических плато выделяются лавовые, или эффузивные (Путорана, Сыверма), туфогенные (Центральнотунгусское) и трапповые, образованные пластовыми интрузиями (Тунгусское, Вилюйское и др.). Встречаются плато смешанного типа, одна часть которых перекрыта лавами, а другая бронируется пластовой интрузией или сложена туфогенным материалом. Высоты вулканических плато бывают разными. Самые высокие, лавовые плато, достигают 1000-1700 м, а самые низкие - туфогенные (Центрально-Тунгусское плато лежит на высоте 300-400 м).
Аккумулятивные (Северо-Сибирская низменность) и пласто- во-аккумулятивные (Центральноякутская, Иркутско-Черемхов- ская) равнины в четвертичное время продолжают прогибаться или отстают в поднятии от окружающих территорий, поэтому здесь четвертичные отложения достигают наибольших в Средней Сибири мощностей: до 100-150 м - на Центральноякутской и Иркутско-Черемховской, и до 250-300 м - на Северо- Сибирской низменностях.
Среди морфоструктур Средней Сибири преобладают унаследованные (прямые). Кряжи и горные массивы приурочены к поднятиям фундамента, низменности - к синек- лизам и предгорным прогибам, возвышенные наклонные равнины (плато) - к моноклизам (Алданской, Приангарской). Это обусловлено тем, что новейшие тектонические движения обновили древние структуры. Однако не везде направленность новейших движений совпадала с направленностью более ранних тектонических движений. В таких местах наблюдается несоответствие между древними структурами и современным устройством поверхности. Обращенные морфоструктуры представлены исключительно возвышенностями на месте отрицательных структур: Путорана, Сыверма и Тунгусское плато отвечают наиболее глубоким впадинам Тунгусской синеклизы. Встречаются в Средней Сибири и сложные полупрямые и полуобращенные морфоструктуры (Приленское плато, Центрально- тунгусское плато и др.).
Средняя Сибирь пережила длительный период континентального развития, поэтому на ее территории преобладает денудационный рельеф. Новейшие поднятия и чередование различных по устойчивости пород, слагающих поверхность, обусловили его ярусность, или ступенчатость. Поверхность расчленена густой сетью речных долин. Максимальная глубина вреза долин (до 1 ООО м) характерна для западной части плато Путорана, а минимальная (50-100 м) для Центрально-Тунгусского плато, Центральноякутской и Северо-Сибирской низменностей. Большинство долин каньонообразные, асимметричные.
Важнейшей отличительной особенностью речных долин Средней Сибири является большое число террас (шесть-девять), свидетельствующее об их древности и о неоднократных тектонических поднятиях территории. Высота верхних террас достигает 180-250 м. Лишь Таймыр и Северо-Сибирская низменность характеризуются слабой террасированностью и молодостью речных долин. Даже крупные реки имеют здесь не более трех- четырех террас.
Почти для всей территории Средней Сибири характерна криогенная (мерзлотная) морфоскульптура. Формы мерзлотного рельефа обнаруживают региональную приуроченность. На западе, где преобладают плотные коренные породы, а плащ четвертичных отложений несплошной и маломощный, развиты термическая денудация, термическая планация, связанная с оседанием, выравниванием поверхности при сезонном про- таивании мерзлых грунтов и льда в них, и солифлюкция. На севере и востоке, где распространены рыхлые отложения, - термокарстовые, солифлюкционные формы, бугры пучения и гидролакколиты (булгунняхи).
Многолетняя мерзлота затрудняет современные эрозионные процессы и препятствует развитию карста, поэтому карстовые формы рельефа в Средней Сибири обладают значительно меньшим распространением, чем можно было бы ожидать в связи с обилием карстующихся пород. Более широко они развиты в южной части страны, где отсутствует сплошная мерзлота. Так, на Лено-Ангарском и Лено-Алданском плато имеется масса карстовых воронок, колодцев, слепых долин и т. д.
С активным физическим выветриванием в условиях резко континентального климата связано обилие глыбово-каменистых россыпей, каменных потоков - курумов и осыпей в горных массивах, на поверхностях плато и склонах речных долин.
Несмотря на большую протяженность территории с севера на юг, четкой зональности в размещении морфоскульптур, в отличие от Западной Сибири, здесь не прослеживается. На всем пространстве Средней Сибири господствующими морфоскульп- турами являются эрозионная и криогенная. Это обусловлено характером тектонических движений и особенностями сурового на протяжении всего четвертичного периода климата. В северной части страны к господствующим морфоскульптурам присоединяется реликтовая древнеледниковая, а на юге шире распространены карстовые формы.
Климат
Главной чертой климата Средней Сибири является резкая континентальность, обусловленная положением территории в средней части Северной Азии. Она находится на большом удалении от теплых морей Атлантического океана, ограждена горными цепями от влияния Тихого и подвержена воздействию Северного Ледовитого океана. Континентальность климата нарастает с запада на восток и с севера на юг, достигая наивысшей степени в Центральной Якутии.
Для климата Средней Сибири характерны большие годовые амплитуды среднемесячных (50-65°С) и экстремальных (до 102°С) температур, короткие переходные периоды (один-два месяца) с большими суточными амплитудами (до 25-30°С), очень неравномерное внутригодовое распределение осадков и их относительно небольшое количество. Большие различия между зимними и летними температурами воздуха в Средней Сибири обусловлены прежде всего сильным переохлаждением поверхности зимой.
Суммарная радиация изменяется в пределах страны от 65 ккал/см 2 в год в северной части Таймыра до 110 ккал/см 2 в год в районе Иркутска, а радиационный баланс - соответственно от 8 до 32 ккал/см 2 в год. С октября по март радиационный баланс на большей части территории отрицательный. В январе в северной части страны солнечная радиация практически не поступает, в районе Якутска составляет всего 1-2 ккал/см 2 , а на крайнем юге не превышает 3 ккал/см 2 . В летнее время приток солнечной энергии мало зависит от широты, так как уменьшение угла падения солнечных лучей по направлению к северу почти компенсируется увеличением продолжительности солнечного сияния. В итоге суммарная радиация на всей территории Средней Сибири около 15 ккал/см 2 в месяц, лишь в Центральной Якутии она увеличивается до 16 ккал/см 2 .
Зимой Средняя Сибирь находится в сфере воздействия Азиатского максимума, отрог которого проходит вдоль юго-восточной окраины страны, захватывая Центральную Якутию. Давление постепенно понижается к северо-западу, по направлению к ложбине, отходящей от Исландского минимума. Почти на всей территории, за исключением северо-запада, зимой господствует антициклональная ясная, почти безоблачная, морозная и сухая, часто безветренная погода. Зима длится пять-семь месяцев. Длительное пребывание мало подвижных антициклонов над территорией Средней Сибири обусловливает сильное выхолаживание поверхности и приземного слоя воздуха, возникновение мощных температурных инверсий. Этому способствует и характер рельефа: наличие глубоких речных долин и котловин, в которых застаиваются массы холодного тяжелого воздуха. Господствующий здесь континентальный воздух умеренных широт отличается очень низкими температурами (даже более низкими, чем арктический воздух) и малым содержанием влаги. Поэтому январские температуры в Средней Сибири на 6-20°С ниже среднеширотных.
Устойчивость зимней антициклональной погоды уменьшается в направлении с востока и юго-востока на запад и северо-запад по мере удаления от оси повышенного давления. Особенно возрастает повторяемость циклональной погоды на северо-за- паде в связи с активным циклогенезом на Таймырской ветви арктического фронта. Циклоны вызывают усиление ветра, увеличение облачности и осадков, повышение температуры воздуха.
Самые низкие средние температуры января характерны для Центральноякутской низменности (-45°С) и северовосточной части Среднесибирского плоскогорья (-42...-43°С). В отдельные дни термометр опускается в долинах и котловинах этих районов до -68°С. К северу температуры возрастают до - ЗГС, а к западу до -26...-30°С. Это связано с меньшей устойчивостью антициклональной погоды и более частым вторжением арктического воздуха, особенно со стороны Баренцева моря. Но наиболее значительно температуры увеличиваются к юго-западу в связи с возрастанием прихода солнечной энергии. Здесь, в Предсаянье, средние температуры января составляют -20,9°С (Иркутск), - 18,5°С (Красноярск).
Благодаря большой сухости воздуха, обилию ясных солнечных дней и постоянству (малой изменчивости) погоды низкие температуры воздуха переносятся сравнительно легко не только старожилами Сибири, но и приезжающими. Однако исключительная суровость и длительность зимы требуют больших затрат на поддержание комфортных условий (тепла) в жилищах, удорожают капитальное строительство и отопление.
Осадков зимой выпадает мало, около 20-25% годовой суммы. Это составляет на большей части территории около 100- 150 мм, а в Центральной Якутии менее 50 мм. Поэтому, несмотря на длительные зимы, а также на практически полное отсутствие оттепелей, мощность снежного покрова в Средней Сибири невелика. В Центральной Якутии и в Предсаянье в конце зимы мощность снежного покрова менее 30 см, на крайнем севере в связи с увеличением циклонической деятельности она возрастает до 40-50 см. На большей части территории мощность снежного покрова 50-70 см, в приенисейской части, в районе Нижней и Подкаменной Тунгуски, - более 80 см.
Весна в Средней Сибири поздняя, дружная и короткая. Почти на всей территории она наступает во второй половине апреля, а на севере - в конце мая-начале июня. Таяние снегов и нарастание температур идут быстро, но часто наблюдаются возвраты холодов в связи с прорывами арктического воздуха до южных окраин Средней Сибири.
Летом в связи с прогреванием поверхности над территорией Средней Сибири устанавливается пониженное давление. Сюда устремляются воздушные массы с Северного Ледовитого океана, усиливается западный перенос. Но холодный арктический воздух, поступая на сушу, очень быстро трансформируется (прогревается и удаляется от состояния насыщения) в континентальный воздух умеренных широт. Изотермы июля проходят субширотно. Особенно отчетливо это видно в пределах Северо- Сибирской низменности.
Самая низкая температура летом наблюдается на мысе Челюскин (2°С). При движении к югу июльские температуры нарастают от 4°С у подножия гор Бырранга до 12°С близ уступа Среднесибирского плоскогорья и до 18°С в Центральной Якутии. На низменных равнинах Средней Сибири отчетливо прослеживается влияние внутриматерикового положения на распределение летних температур. Здесь средняя температура июля выше, чем на тех же широтах в Западной Сибири и на европейской части России. Например, в Якутске, расположенном близ 62°С с.ш., средняя температура июля 18,7°С, а в Петрозаводске, находящемся на той же широте, почти на 3°С ниже (15,9°С). В пределах Среднесибирского плоскогорья эта закономерность затушевывается влиянием рельефа. Высокое гипсометрическое положение обусловливает меньшее прогревание поверхности, поэтому на большей части его территории средняя температура июля составляет 14-16°С и лишь у южных окраин достигает 18-19°С (Иркутск 17,6°, Красноярск 18,6°). С увеличением высоты местности летние температуры понижаются, т. е. на территории плоскогорья прослеживается вертикальная дифференциация температурных условий, особенно отчетливо выраженная на плато Путорана.
Летом резко возрастает повторяемость циклонов. Это влечет за собой увеличение облачности и осадков особенно во второй половине лета. Начало лета засушливое. В июле-августе обычно выпадает в 2-3 раза больше осадков, чем за весь холодный период. Осадки выпадают чаще в виде продолжительных обложных дождей. Над большей частью Средней Сибири проходят циклоны арктического фронта, а над югом - циклоны Монгольской ветви полярного фронта.
Конец августа для большей части территории можно считать началом осени. Осень короткая. Понижение температур идет очень быстро. В октябре даже на крайнем юге средняя месячная температура отрицательная и формируется повышенное давление.
Основную массу осадков в виде дождя и снега приносят воздушные массы, поступающие с запада и северо-запада. Поэтому наибольшая годовая сумма осадков (более 600 мм) характерна для западной, приенисейской части Средней Сибири. Обострению циклонов и увеличению осадков в этих районах способствует и орографический барьер - уступ Среднесибирского плоскогорья. Здесь на наиболее высоких плато северо-западной части (Путорана, Сыверма, Тунгусском) выпадает максимальное для Средней Сибири количество осадков - свыше 1000 мм. К востоку годовая сумма осадков уменьшается, составляя в бассейне Лены менее 400 мм, а в Центральной Якутии всего около 300 мм. Здесь испаряемость в 2,5 раза превышает годовую сумму осадков. Коэффициент увлажнения в районе низовий Алдана и Вилюя составляет всего 0,4. В Предсаянье увлажнение неустойчивое, коэффициент увлажнения несколько меньше единицы. На остальной территории Средней Сибири годовая сумма осадков больше или близка к испаряемости, поэтому увлажнение избыточное.
От года к году количество осадков весьма существенно колеблется. Во влажные годы оно в 2,5-3 раза превышает сумму осадков сухих лет.
Недостаточное увлажнение в Центральной Якутии, районах, расположенных на 60-64° с.ш., - одно из следствий резкой кон- тинентальности климата, достигающей здесь наибольшей степени. На больших пространствах Средней Сибири превышение годовых амплитуд над средними для широт составляет 30-40°С.
На земном шаре почти нет мест (в России - один Северо- Восток), которые могут соперничать со Средней Сибирью по степени континентальное™ климата. Многие особенности природы Средней Сибири связаны с резкой континентальностью ее климата, с характерными для нее большими контрастами сезонов года. Это существенно отражается на процессах выветривания и почвообразования, на гидрологическом режиме рек и рельефообразующих процессах, на развитии и размещении растительности, на всем облике природных комплексов Средней Сибири.
В данном разделе описано геологическое строение (стратиграфия, тектоника, история геологического развития, промышленная нефтегазоносность) Лугинецкого месторождения.
Стратиграфия
Геологический разрез Лугинецкого месторождения представлен мощной толщей терригенных пород различного литолого-фациального состава мезозойско-кайнозойского возраста, залегающих на размытой поверхности палеозойских отложений промежуточного комплекса. Стратиграфическое расчленение разреза осуществлено по данным глубоких скважин на основании корреляционных схем, утвержденных Межведомственным стратиграфическим комитетом в 1968 г и уточнявшихся и дополнявшихся в последующие годы (г. Тюмени в 1991 г.). Общая схема стратифицированных образований может выглядеть следующим образом:
Палеозойская эратема - РЖ
Мезозойская эратема - МЖ
Юрская система - J
Нижний-средний отдел - J 1-2
Тюменская свита - J 1-2 tm
Верхний отдел - J 3
Васюганская свита - J 3 vs
Георгиевская свита - J 3 gr
Баженовская свита - J 3 bg
Меловая система - К
Нижний отдел - К 1
Куломзинская свита - К 1 kl
Тарская свита - К 1 tr
Киялинская свита - К 1 kl
Нижний-верхний отдел - К 1-2
Покурская свита - К 1-2 pk
Верхний отдел - К 2
Кузнецовская свита - К 2 kz
Ипатовская свита - К 2 ip
Славгородская свита - К 2 sl
Ганькинская свита - К 2 gn
Кайнозойская эратема - KZ
Палеогеновая система - Р
Палеоцен - Р 1
Нижний отдел - Р 1
Талицкая свита - Р 1 tl
Эоцен - Р 2
Средний отдел - Р 2
Люлинворская свита - Р 2 ll
Средний-верхний отдел - Р 2-3
Чеганская свита - Р 2-3 cg
Олигоцен - Р 3
Четвертичная система - Q
Палеозойская эратема - РЖ
По данным бурения породы фундамента в районе исследования представлены, в основном, формациями промежуточного комплекса - известняков с прослоями терригенных и эффузивных пород различной мощности. Отложения промежуточного комплекса вскрыты десятью скважинами: шестью разведочными и четырьмя эксплуатационными. Наиболее полный разрез промежуточного комплекса (толщина 1525 м) вскрыт в скв. 170.
Мезозойская эратема - МЖ
Юрская система - J
Юрские отложения в описываемом районе представлены разнофациальными осадками средней и верхней юры. Они подразделяются на три свиты - тюменскую, васюганскую и баженовскую.
Нижний-средний отдел - J 1-2
Тюменская свита - J 1-2 tm
Свита названа по городу Тюмень, Западная Сибирь. Выделена Ростовцевым Н.Н. в 1954 году. Ее мощность до 1000-1500 м. Она содержит: Clathropteris obovata Oishi, Coniopteris hymenophyloides (Bron gn.) Sew., Phoenicopsis angustifolia Heer.
Отложения тюменской свиты залегают на размытой поверхности юрского промежуточного комплекса. В кровле данной свиты залегает продуктивный горизонт Ю 2.
Свита сложена континентальными отложениями - аргиллитами, алевролитами, песчаниками, углистыми аргиллитами и углями с преобладанием в разрезе глинисто-алевролитовых пород. Песчаные пласты, в силу их континентального происхождения, характеризуются резкой фациально-литологической изменчивостью.
Верхний отдел - J 3
Верхнеюрские отложения представлены в основном породами переходного генезиса от морского к континентальному. Представлен васюганской, георгиевской и баженовской свитами.
Васюганская свита - J 3 vs
Свита названа по реке Васюган, Западно-Сибирская низменность. Выделил Шерихода В.Я. в 1961 году. Ее мощность 40-110 м. Свита содержит: Quenstedtoceras и комплексы фораминифер с Recurvoides scherkalyemis Lev. и Trochammina oxfordiana Schar. Входит в полуденную серию.
Отложения васюганской свиты залегают согласно на отложениях тюменской свиты. Отложения сложены песчаниками и алевролитами, переслаивающимися с аргиллитами, углистыми аргиллитами и редкими пропластками углей. Согласно общепринятым расчленением разреза васюганской свиты, основной продуктивный горизонт Ю 1 , выделяемый в разрезе свиты, повсеместно разделяется на три толщи: подугольную, межугольную и надугольную. Нижняя подугольная толща включает в себя достаточно выдержанные по площади песчаные пласты Ю 1 4 и Ю 1 3 прибрежно-морского генезиса, залежи которых вмещают основную долю запасов нефти и газа Лугинецкого месторождения. Межугольная толща представлена аргиллитами и прослоями углей и углистых аргиллитов редкими линзами песчаников и алевролитов континентального происхождения. Верхняя - надугольная толща сложена невыдержанными по площади и разрезу пластами песчаников и алевролитов Ю 1 2 и Ю 1 1 . Песчано-алевролитовый пласт Ю 1 0 , включенный в состав продуктивного горизонта Ю 1 , т.к. он составляет с продуктивными пластами васюганской свиты единый массивно-пластовый резервуар, стратиграфически относится к георгиевской свите, отложения которой на значительных участках Лугинецкого месторождения отсутствуют.
Георгиевская свита - J 3 gr
Название свиты по селу Георгиевское, бассейн реки Ольховая, Донбасс. Выделили: Бланк М. Я., Горбенко В. Ф. в 1965 году. Стратотип на левом берегу реки Ольховая у села Георгиевское. Ее мощность 40 м. Она содержит: Belemnitella Langei Langei Schatsk., Bostrychoceras polyplocum Roem., Pachydiscus wittekindi Schlut.
Породы васюганской свиты перекрываются глубоководно-морскими глинами георгиевской свиты. В пределах описываемой зоны мощность свиты незначительна.
Баженовская свита - J 3 bg
Свита названа по селу Баженово, Саргатский район, Омская область, Западная Сибирь. Выделил Гурари Ф.Г. в 1959 году Ее мощность 15-80 м. Стратотип - по одной из скважин Саргатской площади. Она содержит: многочисленные остатки рыб, раздавленные раковинами Dorsoplanitinaeu реже бухий.
Баженовская свита распространена повсеместно и сложена глубоководно-морскими битуминозными аргиллитами, являющимися надежной покрышкой для нефтегазовых залежей васюганской свиты. Ее мощность до 40м.
Морские осадки баженовской свиты характеризуются выдержанностью литологического состава и площадного распространения, четкой стратиграфической привязкой. Эти факторы, а также четкий облик на каротажных диаграммах, делают свиту региональным репером .
Меловая система - К
Нижний отдел - К 1
Куломзинская свита - К 1 kl
Свита распространена в южных и центральных районах Западно-Сибирской равнины. Выделил: Алескерова З.Т., Осечко Т.И. в 1957 году. Ее мощность 100-250 м. Она содержит Buchia cf. volgensis Lah., Surites sp., Tollia sp., Neotollia sibirica Klim., Temnoptychites sp. Свита входит в полудинскую серию.
Свита сложена морскими, преимущественно глинистыми отложениями, согласно перекрывающими верхнеюрские. Это, в основном, аргиллиты серые, темно-серые, плотные, крепкие, алевритистые, с тонкими пропластками алевролита. В верхней части свиты выделяется группа песчаных пластов Б 12-13 , а в нижней части выделяется ачимовская пачка, сложенная преимущественно уплотненными песчаниками и алевролитами с прослоями аргиллитов.
Тарская свита - К 1 tr
Свита распространена в южном и центральном районе Западно-Сибирской низменности. Выделена по опорной скважине в районе города Тара, Омская область, Западная Сибирь Ростовцевым Н.Н. в 1955 году. Ее мощность 70-180 м. Содержит: Temnoptycnites spp. Тарская свита входит в полудинскую серию.
Отложения свиты согласно залегают на породах куломзинской свиты и представляют собой опесчаненные отложения завершающей стадии верхнеюрско-валанжинской трансгрессии моря. Основной состав свиты - серия песчаных пластов группы Б 7 - Б 10 с подчиненными прослоями алевролитов и аргиллитов.
Киялинская свита - К 1 kl
Свита распространена на юге Западно-Сибирской равнины. Она выделена по скважине у станции Киялы, Кокчетавская область, Центральный Казахстан Богдановичем А.К. в 1944 году Ее мощность до 600 м. Содержит: Carinocyrena uvatica Mart. etvelikr., Corbicula dorsata Dunk., Gleichenites sp., Sphenopteris sp., Podozamites lanceolatus (L. et H.) Shimp., P. reinii Geyl., Pitiophyllum nordenskiodii (Heer) Nath.
Киялинская свита сложена континентальными отложениями, согласно перекрывающими отложения тарской свиты и представлена неравномерно переслаивающимися глинами, алевролитами и песчаниками с преобладанием в разрезе первых. Песчаные пласты в составе свиты относятся к группе пластов Б 0 -Б 6 и А.
Нижний-верхний отдел - К 1-2
Покурская свита - К 1-2 pk
Нижне-верхнемеловые отложения в объеме аптальбсеномана объединены в покурскую свиту, которая является наиболее мощной. Свита распространена на территории Западно-Сибирской низменности. Название свите дано по опорной скважине у поселка Покурка река Обь, Ханты-Мансийский автономный округ. Свита выделена Ростовцевым Н.Н. в 1956 году. Залегает она согласно на саргатской серии, перекрывается с перерывом дербышинской
Свита сложена континентальными отложениями, представленными переслаиванием глин, алевролитов и песчаников. Глины серые, буровато-серые, зеленовато-серые, участками алевритистые, комковатые, косослоистые.
Песчаные пласты покурской свиты по простиранию невыдержанные, толщина их колеблется в пределах от нескольких метров до 20 м. Нижняя часть свиты более опесчанена.
Верхний отдел - К 2
Верхнемеловые отложения представлены толщей морских, преимущественно глинистых пород, согласно залегающих на отложениях нижнего мела подразделяются на четыре свиты: кузнецовскую (турон), ипатовскую (верх.турон + коньяк + нижний сантон), славгородскую (верхний сантон + кампан) и ганькинскую (маастрихт + даний).
Кузнецовская свита - К 2 kz
Свита выделена по скважине Кузнецово, река Тавда, Свердловская область Ростовцевым Н.Н. в 1955 году. Ее мощность до 65 м. Содержит: Baculites romanovskii Arkh., Inoceramus ef. labiatus Schloth. и фораминиферы с Gaudryina filiformis Berth
Свита сложена глинами серыми, темно-серыми, плотными, листоватыми, иногда известковистыми или алевритистыми и слюдистыми.
Ипатовская свита - К 2 ip
Свита выделена по скважине в поселке Ипатово, Новосибирская область Ростовцевым Н.Н. в 1955 году. Ее мощность до 100 м. Содержит: комплекс фораминифер с крупными Lagenidae; Clavulina haststs Cushm. и Cibicides westsibirieus Balakhm.
Распространена свита в южной и центральной части Западно-Сибирской низменности. Входит в дербышинскую серию, делится на ряд пачек.
Отложения свиты представлены переслаиванием алевролитов, опоковидных глин и опок. Алевролиты серые, темно-серые, слабосцементированные, иногда глауконитовые, участками слоистые; опоковидные глины серые, светло-серые и голубовато-серые, алевритистые; опоки светло-серые, горизонтально- и волнистослоистые, с раковистым изломом.
Славгородская свита - К 2 sl
Свита выделена по опорной скважине - город Славгород, Алтайский край Ростовцевым Н.Н. в 1954 году. Мощность свиты до 177 м, содержит: фораминиферы и радиолярии, входит в дербышинскую серию, распространена в южной и центральной части Западно-Сибирской низменности.
Сложена славгородская свита преимущественно глинами серыми, зеленовато-серыми, однородными, жирными на ощупь, пластичными, иногда с редкими маломощными прослойками песчаников и алевролитов, с включениями глауконита и пирита.
Ганькинская свита - К 2 gn
Свита распространена на Западно-Сибирской низменности и восточном склоне Урала. Выделена по скважине в поселке Ганькино, Северный Казахстан Богдановичем А.К. в 1944. Мощность свиты до 250 м. Она содержит: Baculites anceps leopoliensis Nowak., B. nitidus Clasun., Belemnitella lancealata Schloth., комплексы фораминифер с Gaudryina rugosa spinulosa Orb., Spiroplectammina variabilis Neckaja, Sp. kasanzevi Dain, Brotzenella praenacuta Vass.
Ганькинская свита входит в дербышинскую серию, подразделяется на ряд пачек.
Свита сложена мергелями серыми, зеленовато-серыми, кремнистыми, неслоистыми, и глинами серыми, участками известковистыми или алевритистыми, с тонкими прослойками алевритов и песков.
Палеогеновая система - Р
Палеогеновая система включает морские, в основном, глинистые отложения талицкой (палеоцен), люлинворской (эоцен), чеганской (верхний эоцен - нижний олигоцен) свит и континентальные отложения некрасовской серии (средний - верхний олигоцен), которые согласно залегают на отложениях мела.
Нижний отдел - Р 1
Талицкая свита - Р 1 tl
Свита распространена на Западно-Сибирской низменности и восточном склоне Урала, названа по поселку Талица, Свердловская область, выделена Алексеровой З.Т., Осыко Т.И. в 1956 году. Мощность свиты до 180 м. Она содержит: комплексы фораминифер зон Ammoscalaria inculta, спор и пыльцы с Trudopollis menneri (Mart.) Zakl., Quercus sparsa Mart., Normapolles, Postnor mapolles, радиолярии и остракоды, Nuculana biarata Koen., Tellina edwardsi Koen., Athleta elevate Sow., Fusus speciosus Desh., Cylichna discifera Koen., Paleohupotodus rutoti Winkl., Squatina prima Winkl.
Сложена талицкая свита глинами темно-серыми до черных, плотными, участками вязкими, жирными на ощупь, иногда алевритистыми, с пропластками и присыпками алевритов и песков мелкозернистых, кварц-полевошпато-глауконитовых, с включениями пирита.
Средний отдел - Р 2
Люлинворская свита - Р 2 ll
Свита, распространена на Западной-Сибирской равнине. Название дано по возвышенности Люмин-Вор, бассейн реки Сосьва, Урал Ли П.Ф. в 1956 году. Мощность свиты до 255 м. Делится на три подсвиты (граница между подсвитыми проводится условно). Свита содержит: комплекс диатомовых водорослей, споро-пыльцевой комплекс с Triporopollenites robustus Pfl. и с Triporopollenites excelsus (R. Pot) Pfl., комплекс радиолярийй с Ellipsoxiphus ckapakovi Lipm. и с Heliodiscus Lentis Lipm.
Свита сложена глинами зеленовато-серыми, желто-зелеными, жирными на ощупь, в нижней части - опоковидными, местами переходящими в опоки. В глинах встречаются прослойки серых слюдистых алевритов и разнозернистых кварц-глауконитовых песков и слабосцементированных песчаников.
Средний-верхний отдел - Р 2-3
Чеганская свита - Р 2-3 cg
Свита распространена в Устюрте, северном Приаралье, на Тургайской равнине и юге Западно-сибирской равнине. Названа по реке Чеган, Приаралье, Казахстан Вяловом О.С. в 1930 году. Ее мощность до 400 м. Содержит: комплексы малюсков с Turritella, c Pinna Lebedevi Alex., Glossus abichiana Rom., комплексы фораминифер с Brotzenella munda N. Buk. и с Cibicides macrurus N. Buk., комплексы остракод с Trachyleberis Spongiosa Liep., комплекс спор и пыльцы с Qulreus gracilis Boitz. Свита разделяется на две подсвиты.
Чеганская свита представлена глинами голубовато-зелеными, зеленовато-серыми, плотными, с гнездами, присыпками и линзовидными прослойками песков серых кварцевых и кварц-полевошпатовых, разнозернистых и алевритов.
Четвертичная система - Q
Отложения четвертичной системы представлены песками серыми, темно-серыми, мелко-среднезернистыми, реже - более крупнозернистыми, иногда глинистыми, суглинками, глинами буровато-серыми, с пропластками лигнита и почвенно-растительным слоем .
Особенности тектонического строения. Территории разных стран отличаются историей формирования и геологическим строением. Беларусь расположена в пределах западной части Восточно-Европейской платформы, одной из девяти крупнейших древних платформ Земли. Для Беларуси характерна земная кора континентального типа, мощность которой колеблется от 43 до 57 км. Платформа имеет двухъ- ярусное строение: на кристаллическом фундаменте располагается осадочный платформенный чехол. Наличие твердого кристаллического фундамента большой мощности обусловливает устойчивость земной коры. Для Беларуси характерны медленные вертикальные движения, амплитуда которых не превышает 2 см в год.
В процессе геологического развития кристаллический фундамент и платформенный чехол формировались под воздействием тектонических движений. Разная направленность последних приводила к образованию трещин - тектонических разломов . Они пронизывают кристаллический фундамент и платформенный чехол всех тектонических структур.
Территория Беларуси характеризуется глубоким залеганием кристаллического фундамента. Большая часть нашей страны расположена в пределах Русской плиты - крупнейшей тектонической структуры Восточно-Европейской платформы. Южные районы относятся к Волыно-Азовской плите и Украинскому щиту (атлас, с. 9). Кристаллический фундамент сформировался более 1650 млн лет тому назад. Сложен он смятыми в складки магматическими и метаморфическими породами: гранитами, гнейсами, кварцитами. Тектоническими разломами фундамент разбит на блоки.
Сверху расположен платформенный чехол, сложенный преимущественно осадочными породами более позднего возраста: глинами, песками, известняками, мелом. Они залегают горизонтально или слабо смяты в складки более поздними движениями земной коры. По своему строению чехол напоминает слоеный пирог.
Геологическое летоисчисление. Абсолютный возраст Земли составляет примерно 4,6 млрд лет. Он определяется по наличию в горных породах радиоактивных элементов и продуктов их распада, а также по останкам растений и животных.
Этапы геологической истории отличаются по продолжительности. С ними связаны глобальные изменения климата, органического мира, образование тех или иных горных пород и минералов. Последовательность основных этапов геологической истории Земли нашла отображение в геохронологической таблице , или шкале (рис. 15). В ее основу положена эволюция органической жизни на Земле. Геологическое время разделено на 5 крупных отрезков, называемых геологическими эрами . Каждой эре присущ свой этап развития земной коры продолжительностью в несколько десятков или сотен миллионов лет. Названия эр отражают характер жизни Земли тех времен: архейская (в переводе с греческого означает «самый древний»), протерозойская (эра ранней жизни), палеозойская (древней жизни), мезо зойская (средней жизни) и кайнозойская (новой жизни).
На протяжении архейской и протерозойской эр (почти 90 % всей геологической истории Земли) формировался фундамент древних платформ. В конце протерозоя начал формироваться платформенный чехол. Накопление пород осадочного чехла и органический мир имеют отличия на протяжении эр, поэтому последние делятся на геологические периоды продолжительностью в десятки миллионов лет.
В геологической истории Земли выделяется и несколько крупных циклов горообразования, так называемых складчатостей : байкальская, каледонская, герцинская, мезозойская, альпийская. В эти периоды столкновение литосферных плит приводило к образованию горных систем. С эпохами горообразования связано формирование тектонических структур Беларуси.
Тектонические структуры. Кристаллический фундамент представляет собой древнюю архейско-протерозойскую горную систему. Под воздействием более поздних тектонических движений одни ее части приподнимались, а другие опускались, поэтому фундамент в Беларуси находится на разной глубине. Недалеко от деревни Глушковичи Лельчицкого района он выходит на поверхность, а в пределах Припятского прогиба опускается на глубину 6 км. Крупные участки кристаллического фундамента, которые, как правило, отделяются тектоническими разломами и имеют разную мощность осадочного чехла, называются тектоническими структурами .
Крупнейшими тектоническими структурами Беларуси являются Русская плита, Волыно-Азовская плита и Украинский щит. В пределах Русской плиты выделяются более мелкие тектонические структуры (рис. 16). В зависимости от глубины залегания фундамента их делят на положительные, отрицательные и переходные .
К положительным тектоническим структурам относятся антеклизы и щиты. В их пределах кристаллический фундамент подходит близко к поверхности. Самая крупная из них - Белорусская антеклиза . Она занимает северо-западную и центральную части страны и простирается в широтном направлении на 350 км. Платформенный чехол в ее пределах обычно не превышает 500 м, а в самой приподнятой ее части - Центральном Белорусском массиве - имеет мощность всего 80-100 м.
Небольшую территорию на востоке Беларуси занимают западные склоны Воронежской антеклизы. Поверхность кристаллического фундамента в наиболее приподнятой ее части находится на глубине 400 м. На самом юге на территорию Беларуси заходит Украинский щит. Только в его пределах породы кристаллического фундамента выходят на дневную поверхность.
Выделяются и более мелкие положительные структуры. Среди них Микашевичско-Житковичский выступ , в пределах которого кристаллический фундамент подходит близко к поверхности и добывается строительный камень.
Отрицательные тектонические структуры в Беларуси представлены впадинами и прогибами . Они характеризуются глубоким залеганием фундамента и разным временем образования. Самой древней из них является Оршанская впадина . Она сформировалась в байкальскую эпоху горообразования на северо-востоке республики. Кристаллический фундамент в пределах Оршанской впадины залегает на глубине от 800 до 1800 м.
Брестская впадина имеет широтное простирание и занимает юго-западную часть Беларуси. Ее западная часть находится в Польше. Впадина сформировалась в начале палеозоя во время каледонской складчатости. Поверхность фундамента в ее пределах находится на глубине 700-1700 м.
На юго-востоке Беларуси расположен Припятский прогиб . Это самая молодая тектоническая структура, образованная в девоне, во время герцинской складчатости. Припятский прогиб разбит многочисленными широтными разломами на ступени. Местами кристаллический фундамент опускается на глубину 6 км. Большая мощность отложений чехла привела к формированию полезных ископаемых осадочного происхождения: калийных и каменной солей, бурого угля, нефти, гипса и др.
На тектонической карте Беларуси выделяются и переходные тектонические структуры - седловины . Крупнейшими среди них являются Латвийская, Жлобинская, Полесская и Брагинско-Лоевская. Они обычно разделяют по две положительные и две отрицательные тектонические структуры. Благодаря этому кристаллический фундамент в их пределах чаще всего находится на глубинах от 500 до 1000 м, а сами они по строению напоминают седло. (Определите, какие положительные и отрицательные тектонические структуры разделяют Жлобинская, Латвийская, Полесская и Брагинско- Лоевская седловины.)
Список литературы
1. География 10 класс/ Учебное пособие для 10 класса учреждений общего среднего образования с русским языком обучения/Авторы:М. Н. Брилевский - «От авторов», «Введение», § 1-32;Г. С. Смоляков - § 33-63/ Минск «Народная асвета» 2012