Дніпровсько-Донецька западина

Дніпровсько-Донецька западина (ДДЗ) входить до складу Прип’ятсько-Дніпровсько-Донецького авлакогену, який на південному сході переходить у Північно-Устюрстську метамплатформенну область. Авлакоген був закладений як рифт у ріфейський час подібно до інших авлакогенів СЄП. У середньому девоні у межах палеорифту відбулося нове розтягнення, внаслідок чого сформувався палеозойський Дніпровсько-Донецький рифт, розділений поперечними розломами на окремі сегменти. Девонський рифт більш широкий ніж ріфейський, на якому він закладений і заповнений товщею середнього-верхнього девону і, частково, турнейсько-нижньовізейськими відкладами. За складом це переважно теригенні, ефузивні та евапоритові утворення.

Вулканізм у межах рифту приурочений до піднятих блоків (Чернігівсько-Пакульському та Прилуцько-Ічнянському) та до крайових піднять. Для нього характерний різноманітний склад, локальне накопичення потужних товщ вулканітів лужного складу, значна кількість пірокластики та присутність карбонатитів.

Накопичення девонських утворень знаменує рифтогенний етап розвитку Дніпровсько-Донецького авлакогену. Передкам’яновугільне підняття глибинного діапіру, або зближення плит, сприяло утворенню структурної незгідності та розмиву при піднятих і зім’ятих у складки докам’яновугільних порід.

В турне-ранньовізейському часі відбувається перехід від рифтогенного до плитного (синеклізного) етапу розвитку авлакогену. Він супроводжується розвитком блокових піднять і просідань та накопиченням потужних товщ лагунних та морських відкладів. На кінець ранньовізейського часу приходиться складкоутворення, пов’язане із бретонською фазою герцинського циклу. Середньокам’яновугільні відклади представлені ритмічним чергуванням аргілітів, алевролітів та пісковиків з прошарками вапняків. Верхній карбон подібного складу, але в його будові помітну роль відіграють прошарки кам’яного вугілля. Інверсійне підняття Донецької складчастої споруди у середині пізнього карбону приводить до повної ізоляції ДДЗ та накопиченню у западині потужної товщі кам’яної солі у ранньопермський час.

У кінці пізньої пермі території ДДЗ зазнає загального підняття та складчастості, формуються загальні риси структурного плану (пфальцька фаза складчастості). Інтенсивно розвиваються діапіри девонської кам’яної солі.

Наступна стадія плитного етапу розвитку прогину характеризується прогинанням та накопиченням впродовж пізньої пермі та більшої частини триасу червоноколірних континентальних утворень, які відповідають верхній моласі орогенних областей. Ця стадія завершилася незначним складкоутворенням та насувними дислокаціями давньокімерійської фази.

З юрського часу починається типово платформенний розвиток з чергуванням морських, континентальних та субконтинентальних відкладів. У кінці крейди відбувається швидке і інтенсивне підняття території та відновлюються складкоутворюючі процеси. Цей інтервал відповідає ларамійській фазі альпійської складчастості і характеризується інтенсивним діапіризмом, особливо поблизу з Донецькою складчастою спорудою.

У неогені на території западини накопичувалися піски та глини полтавської серії, сарматського ярусу та строкаті глини, перекриті чохлом четвертинних відкладів різних генетичних типів.

Приосьова зона ДДЗ характеризується найбільшими глибинами залягання фундаменту, у рельєфі якого переважають западини: Скоренецька, Ніжинська, Сребненська, Любенська, Солохівська та Чутівська. У фундаменті Дніпровського грабену встановлена серія субмеридіональних порушень, які розчленовують його кристалічне ложе на низку великих блоків, що мають вигляд горстів та грабенів. За особливостями будови кристалічного фундаменту у межах грабену виділено чотири мегаблока: Чернігівський, Лохвицький, Полтавський та Ізюмський.

З точки зору екзогенного зруденіння найбільший інтерес являє ранньопермський етап, впродовж якого відкладалися мідисті пісковики Бахмутської та Кальміуської котловин, а також соленосно-евапоритові товщі. Останні містять практично невичерпні запаси магнієвих руд – бішофіту, кам’яної солі, а в Бахмутській котловині також запаси калійних солей, та солі брому. Із зонами пластового і ґрунтового окислення (Р_{2 -} Т₁) пов’язані уран-молібденові рудовияви (Старобельсько-Мілеровська моноклиналь). Із солянокупольними структурами та діапіровими брекчіями зв’язана барит-галеніт-сфалеритова та кіновар-бітумна мінералізація у відкладах від карбону до триасу.

У морських нижньо-середньоюрських відкладах зустрічаються шамозитові та сидеритові руди.

10.4. Донецька складчаста область.

Являє собою сегмент Прип’ятсько-Дніпровсько-Донецького авлакогену інверсійно-складчастого типу, у межах якого спостерігається максимальна глибина до поверхні доріфейського фундаменту – 22,5км. Відклади від девонських до сучасних виходять тут фрагментарно на поверхню.

Відклади живетського яруса девону, з яких починається розріз представлені (знизу – вгору): континентальними пісковиками з прошарками аргілітів і морських вапняків (150м); товщею брекчійованих вапняків з пошарками базальтів (100м); товщею базальтів та андезито-базальтів з вулканокластами (example – Volnovaha).

Франський і фаменський яруси верхнього девону представлені переважно теригенними осадовими породами з превагою у франських відкладах червоноколірних порід, а у фаменських - сіроколірних, іноді з домішками туфогенного матеріалу. Потужність їх до 380м.

Потужність відкладів карбону збільшується від 4 км на північному заході до 12 км на південному сході. Вони утворюють вугленосну паралічну теригенну формацію, яка на схід від м. Антрацит змінюється флішоїдною теригенною. Теригенна товща карбону складається переважно темно-сірими аргілітами у різному ступені алевритистими або піскуватими, пісковиками з прошарками вапняків та кам’яного вугілля (у вугленосних частинах розрізу). Промислово-вугленосним є середній карбон (від верхньої частини світи С₂² до нижньої С₃¹).

Магматизм у межах ДСО проявився на двох етапах – від середнього палеозою до раннього мезозою. На протязі першого етапу, у середньому і верхньому девоні, утворилися лужно-ультраосновні, габроїдні, базальтоїдні і лужні породи, найбільш повно представлені у зоні зчленування Донбасу з Приазовським блоком УЩ. У середньому палеозої утворилася інтрузивна гіпабісальна фація, представлена Приазовським комплексом, до складу якої входять олівініти, дуніти, піроксеніти та їх жильні аналоги. До середнього-верхнього девону належить Волновахсько-Єланчикський комплекс, представлений вулканічною фацією (лужні базальти, андезито-базальти та їх туфи). Девонський магматизм завершується утворенням інтрузивно-гіпабісальної фації – Покровсько-Киреєвського комплексу лужно-ультраосновних порід, серед яких поширені маліньїти (плутонічна порода основного складу лужного ряду з сімейства лужних габроїдів; складається з калієвого польового шпату (10-40%), нефеліну (20-30%), клінопіроксену (до 50%) та лужного амфіболу (до 10%), нефелінові сієніти, фоноліти та кімберліти.

Магматизм верхньопалеозойського етапу, зв’язаний з інверсією зони прогинання, проявився у формуванні трьох комплексів: ранньоорогенний лужно-базальтовий Південно-Донбаський (штоки, сілли і дайки у відкладах карбону), пізньоорогенний андезит-трахіандезитовий комплекс пізньопермсько-триасового віку та Міуський комплекс лампрофірів (от греч. lampros - блестящий и Порфир * a. lamprophyres; - особая группа дайковых мелано- и мезократовых гипабиссальных полнокристаллич. горн. пород ультраосновного, основного и среднего состава обычно порфировой текстуры. Термин Л. был введен Гюмбелем (Cumbel, 1879) для богатых слюдой и вследствие этого блестящих диабазоподобных п. из даек, секущих граниты Германии. Позднее к Л. стали относить все меланократовые диасхистовые жильные п., которые с трудом параллелизовались с соответствующими глубинными или эффузивными типами. Л. содержат не менее 30% железомагнезиальных силикатов, среди к-рых главные - биотит (флогопит) и (или) амфибол, второстепенные - клинопироксен, оливин, мелилит. K гл. породообразующим минералам Л. относятся также плагиоклаз (лабрадор, калиевый олигоклаз и др.), K-Na полевой шпат (анортоклаз), фельдшпатоиды (нефелин, лейцит, анальцим). Акцессорные и рудные минералы - магнетит, апатит, циркон, перовскит. Цвет от тёмно-серого до чёрного. Л. принадлежат к г. п. нормального, субщелочного и щелочного ряда и объединены в три крупные семейства: известково- щелочныe (полевошпатовые) Л., фельдшпатоидныe Л. и мелилитовыe Л. B семействе полевошпатовых Л. объединены спессартиты (плагиоклаз, амфибол, K-Na полевой шпат, оливин, иногда авгит), керсантиты (плагиоклаз, биотит, оливин, иногда авгит), вогезиты (K-Na полевой шпат, оливин, амфибол, иногда плагиоклаз, авгит), минеттa (K-Na полевой шпат, биотит, оливин, иногда плагиоклаз, авгит); в семействе фельдшпатоидных Л. - камптонит (фельдшпатоид, амфибол, плагиоклаз, иногда оливин, K-Na полевой шпат), саннаит (фельдшпатоид, K-Na полевой шпат, амфибол, иногда плагиоклаз), мончикит (фельдшпатоид, биотит, Ti-авгит, оливин, иногда амфибол) и др.; в семействе мелилитовых Л. наиболее известен альнеит (мелилит, биотит, иногда оливин, кальцит, Ti-авгит, амфибол). Хим. состав Л. резко варьирует в зависимости от принадлежности к перечисленным выше видам. Л. образуют серии малых интрузивных тел (силлов, даек, некков, трубок взрыва), тесно связанных c трещинной тектоникой B. И. Коваленко). у басейні р. Міус ранньокрейдового віку. Комплекс складає пояс дайок вздовж Міусько-Деркульського розлому, з яким просторово зв’язані трубки вибуху.

Структура Донецької складчастої області у цілому визначається розвитком лінійних складокпівнічно-західного напрямку. Головними з них є центральна група великих складок (Головна і Північна антикліналі, Боково-Хрустальна і Чістяково-Сніжнянська синкліналі тощо), північна і південна зони блокових структур, північна зона брахіантиклінальних піднять на межі із Воронезьким масивом.

У межах ДСО відомі великі родовища ртуті (Микитівське рудне поле), Покровсько-Киреєвське родовищу флюориту, невеликі родовища поліметалів із сріблом і золотом (Нагольний кряж), а також велика кількість рудовиявів золота, поліметалів і ртуті. Серед неметалевих корисних копалин найбільш важливі кам’яне вугілля, кухонна сіль, гіпси, вапняки, доломіти, вогнетривкі глини, крейда та інші.

10.5. Карпати. Українські Карпати являють собою частину північної гілки Середземноморського альпійського складчастого пояса. У поперечному перетині КСО виділяються:

1) Передкарапатський крайовий прогин

2) Зовнішня зона, насунута на нього і утворена відкладами крейди і палеогену, дислокованими у неогені.

3) Внутрішня зона, складена палеозойськими утвореннями і товщами триасу – нижньої крейди, що зазнали дислокацій у верхній крейді.

4) Паннонська глибинна западина, накладена на гетерогенну основу і виповнена потужними неоген-четвертинними моласами

За особливостями будови у Карпатській системі виділяють 4 поперечних сегменти: західний, центральний, східний і південний.

ТЕКТОНІЧНА СТРУКТУРА. У тектонічній структурі Українських Карпат виділяють 3 сегменти: Передкарпатський крайовий прогин, покривно-складчаста споруда зовнішніх (флішових) Карпат та зона Закарпатських міжгірських западин.

1). Передкарпатський крайовий прогин. Складається з внутрішньої і зовнішньої зон. У зовнішній зоні поширені відклади середнього міоцену, трансгресивно налягаючи на окраїну Російської плити. Внутрішня зона виповнена потужними соленосними та грубоуламковими товщами міоценового віку.

2) Альпійська складчасто-покривна споруда зовнішніх Карпат. Має асиметричну структуру і насунута на крайовий прогин по поверхні пологого насуву. Виділяється низка структурно-фаціальних зон (тектонічних покривів): Зовнішня, скибова зона (складається з декількох насувних лусок), Кросненська (з чергування антикліналей і синкліналей), Чорногорська, Дуклянська, Поркулецька, Рахівська, Мазурська та інші насунуті одна на одну зони.

Південний край Центрального сегменту флішових Карпат представлений вузькою лінійною зоною (Стрімчакова зона), яка відрізняється фаціальною мінливістю і складною лускуватою структурою (Мармароський і Пенінський стрімчаки).

3) Зона Закарпатських міжгірських западин. Виділяється дві западини глибиною 2-3,5 км: Солотвинська і Чоп-Мукачівська, накладені на роздроблений фундамент Внутрішніх Карпат. До розломних зон западин приурочені Вигорлат-Гутинська і Березовська вулканічні пасма.

СТРАТИГРАФІЯ.

PR – PZ₁ Утоврюють відслонення у Мармароському масиві і за даними буріння відомі у Передкарпатському прогині. Це декілька комплексів порід, стратиграфічне положення яких не зовсім з’ясоване. За складом вони представлені плагіогнейсами, сланцями, амфіболітами, кварцитами, мармуром потужністю до 2 км.

PZ_2-3 Представлений різними сланцями, вапняками, доломітами, конгломератами і туфами потужністю до декількох км.

T – J. Відслонюються у зоні стрімчаків і широко розповсюджені у внутрішній мегазоні. У Перед карпатському прогині вони представлені сіро колірними піщано-глинястими відкладами і рифовими вапняками потужністю до 1,5 км. У межах Мармароського масиву фрагментарно поширені вапняки, доломіти, конгломерати і пісковики юри.

K – П. У зовнішній зоні складають суттєво теригенну флішову формацію потужністю до 6-8 км. Поряд з піщано-алеврито-глинястими відкладами з типово флішовою ритмічністю, у різних її частинах присутні товщі карбонатного флішу, олістостроми,, аргіліти, вапняки і вулканіти.

N. Неогенові утворення приурочені до Передкарпатського прогину, де вони представлені міоценовими моласами, і до зони Закарпатських западин, у яких поширені міоценові моласи і вулканіти. Велику роль відіграє поряд з типово моласовою соленосно-моласова серія потужністю до 2,5 км.

Корисні копалини. У зовнішній зоні Передкарпатського прогину експлуатується низка газових родовищ (Дашавське, Угерське) у породах юри, крейди і неогену. У внутрішній зоні прогину більш як 200 років видобувається нафта, відомі родовища озокериту (Бориславське та інші).

У неогені Чоп-Мукачевської западни поклади бурого вугілля (Ільницке та інші). Велике значення мають родовища калійної і кам’яної солі Передкарпатського прогину, Солотвинської западини. На межі із СЄП родовища самородної сірки (Роздольницьке). З вулканітами Закарпаття зв’язані родовища ртуті (Вишівське), поліметалів, золота (Мужієвське, Берегівське, родовища будівельного каміння, мінеральні води (Трускавець) тощо.

* Історія геологічного розвитку Карпат. Карпатська гірська дуга й прилягаючі до неї пагорби, високогір’я й рівнини пройшли складний шлях геологічного розвитку. У наші дні ця область перебуває в проміжному стані. Тут завершилися інтенсивні тектонічні рухи, і в той же час не наступив період повної консолідації й стабільності, характерний для платформ. Період формування земної кори континентального типу в Карпатах наступив відносно пізно, десь у середньому протерозої. Найбільш древні гірські породи, знайдені в Карпатах, виникли близько 1,2 мільярди років тому. Видимо як тільки із цього часу або трохи раніше в Карпатах наступив період геосинклінального розвитку, для якого характерне нагромадження потужних товщ осадових порід. Цей процес супроводжувався інтенсивним виділенням магми, що привело до утворення в цьому регіоні гранітного шару, типового для земної кори континентального типу. Однак тектонічні рухи в Карпатах ще не зовсім припинилися в наші дні. Про це свідчать геодезичні спостереження - гірські Карпати продовжують "рости" і зрушуються на північний схід зі швидкістю декількох сантиметрів у рік. Про активні процеси у верхній мантії Землі під Карпатами свідчать землетруси.

У розвитку рухливих поясів Землі спостерігається циклічність. Кожний такий цикл тектоно-магматичного розвитку містить у собі прогинання земної кори з утворенням западини (геосинклінального прогину), у якій накопичуються потужні товщі опадів. Потім наступає підйом площі прогинів, що супроводжується зминанням осадів у складки й утворенням гірських споруд. Для початкового періоду характерні підводні вулканічні виливи основних магм, а також втілення у верхню оболонку кори гранітних інтрузій, що нерідко досягають величезних обсягів. У цей період на глибині в умовах високих температур і тиску - протікають процеси регіонального метаморфізму - перетворення осадових і вивержених гірських порід у кристалічні сланці, гнейси, амфіболіти й ін.

Ще на ранньому етапі утворення гранітного шару в протерозої (понад 1,2 мільярди років тому) стався поділ регіону, частини якого до нинішнього часу оформилися як Зовнішні й Внутрішні Карпати. Границя між ними проходить по Закарпатському глибинному розломі. Товщина земної кори у Внутрішніх Карпатах не перевищує 30 км, а в Зовнішніх Карпатах вона досягає 60 км. Це свідчить про те, що прогинання в Зовнішніх Карпатах у період формування континентальної земної кори відбувалися інтенсивніше, ніж у Внутрішніх Карпатах.

Є ще одна особливість у будові цих структур. У Зовнішніх Карпатах шар осадових порід, які не їаїнали метаморфізму, сягає 20 км, тоді як у Внутрішніх Карпатах він ледь наближається до 5 км. Це явище пояснюється тим, що в Зовнішніх Карпатах майже повністю були відсутні магматичні процеси, а отже, і метаморфізму. Навпаки, у Внутрішніх Карпатах магматична діяльність припинялася лише на порівняно короткий час. Потужні магматичні процеси супроводжувалися принесенням тепла із глибин Землі. Це привело до кількаразового процесу регіонального метаморфізму. На ділянках найбільш інтенсивного метаморфізму осадові породи в результаті перекристалізації й ущільнення набули фізичні властивості граніту. Таким чином, магматичне явища й метаморфізм приводили до нарощування гранітного шару у Внутрішніх Карпатах і перетворенню його у твердий масив. Відсутність цих процесів у Зовнішніх Карпатах сприяло розвитку тут рухливої шовної зони між твердими масивами - Східноєвропейською платформою й внутрішньо карпатським масивом. Ця шовна зона в Карпатах в основному й поглинала енергію розширення й стиску земної кори. Розтягання приводило до утворення прогинів і нагромадженню в них потужних осадових товщ, а стиск і зминання цих осадів - до утворення складчастих гірських систем.

Нинішній поділ Карпат на Зовнішні і Внутрішні чітко проявився в альпійському тектоно-магматичному циклі, що почався в тріасі (понад 200 мільйонів років тому), і триває дотепер. Всі товщі гірських порід, що утворилися до цього, були сильно дислоковані й глибоко метаморфізовані. Після завершення попереднього герцинського циклу, наступив період відносного спокою, під час якого територія Карпат була піднята над рівнем моря, а гірський рельєф був згладжений процесами денудації. На початку мезозою (понад 200 мільйонів років тому) значна частина суши опустилася й тут виник великий морський басейн, де накопичувалися кременисто-карбонатні осади, які періодично порушувалися потужними підводними вулканічними виверженнями базальтових магм. Цей режим тривав до нижньокрейдового періоду (120-130 мільйонів років тому).

З епохи нижньої крейди (або трохи раніше) і до кінця палеогену (36 мільйонів років тому) на території Зовнішніх Карпат формувався глибокий прогин, у якому накопичувалися потужні товщі флішових осадів. У внутрішній частині флішового басейну відбувалися підводні виверження спілітів і кератофірів, але великої сили вони не мали. В епоху верхньої крейди потужні тектонічні рухи у Внутрішніх Карпатах сприяли впровадженню гранітних інтрузій, які прийнято називати банатитами (від назви провінції Банат у Південних Карпатах, де вони найбільше інтенсивно виявилися). Утворення усередині корових кислих магм, дуже сильно насичених газами після впровадження інтрузій, привело до грандіозних вулканічних вивержень. Вибухи досягали величезної сили й вулканічний попіл розносився на сотні кілометрів від джерела. Ліпаритовий вулканізм тривав близько 30 мільйонів років (верхній палеоген і міоцен). Основна частина ліпаритових вулканів розташовувалася на території Угорщини. На території Закарпаття вони існували в районі міста Берегова. Переломний момент у розвитку Карпат наступив на границі палеогену й неогену (25-26 мільйонів років тому). Із цього часу почали діяти сили стиску земної кори. Флішовий басейн був зім'ятий і перетворений у складчасте гірське спорудження. Цей період називається інверсійним, коли дно западини, що утворить водойма, виходить з-під рівня води, становився сушею, і тут уже відбувається не нагромадження осадів, а руйнація утворених порід.

Уздовж складчастої зони, що здіймає, компенсуючи підняття складчастої флішової зони утворилися прогини - Прикарпатський передовий і Закарпатський внутрішній. Прикарпатський передовий прогин розвився із зовнішньої сторони на фундаменті Східноєвропейської платформи, а із внутрішньої - на фундаменту складчастої зони. Закарпатський внутрішній прогин з’явився на твердому фундаменті Внутрішніх Карпат. У прогинах накопичувалися потужні товщі піщано-глинистих осадів із прошарками ліпаритових туфів, а також утворилися шари бурого вугілля й поклади кам'яної (у Закарпатті) і калійної (у Прикарпатті) солей.

Розвиток Закарпатського внутрішнього прогину супроводжувалося глибокими розколами внутрішньо карпатського масиву на окремі блоки. Поміж блоковими розривами з верхньої мантії піднімалася магма. На поверхні вона утворила потужні пасма вулканічних порід. Внаслідок виник так званий ланцюг похованих вулканів, що відслонюється в районі сіл Вишково, Великої Доброни, Дрисини й Шаланок. У пліоцені (10-12 мільйонів років тому) у центральній частині Внутрішніх Карпат утворилася Міжгірська (Велика Угорська) западина, у бортових частинах якої тривав андезитовий вулканізм, що сформував на території Закарпаття протяжну Вигорлат-Гутинську вулканічну гряду.

Таким чином, протягом усього неогену у Внутрішніх Карпатах діяли потужні вулкани, що й привело до нагромадження величезних мас порід, витягнутих у вигляді протяжних пасм, які й прийнято називати Вулканічними Карпатами.

У наступний час Карпатський регіон був піднятий і осушений. Реліктами великих водойм, що покривали значну частину Внутрішніх Карпат, є озера, до числа яких належать розташовані в Угорщині, Балатон і Веленце.

(Лазаренко Е. А. По вулканічним Карпатам: путівник - Ужгород: Карпати, 1978.- 96 с.)

В Українських Карпатах встановлена чітка металогенічна зональність. У палеозойських утвореннях (Рахівський алохтон, Чивчинські гори) поширені тектонічно розшаровані та метаморфізовані невеликі родовища поліметалів і золота, пов’язані з зонами меланжування. У ефузивно-осадовому чохлі островної дуги (Закарпаття) розташовані гідротермальні родовища поліметалів (із золотом та сріблом) та ртуті, зв’язані з малими інтрузіями діоритових порфіритів та граніт-порфірів. Вони мають дві підзони, південна з яких має золото-поліметалеву (Берегово-Беганська), а північна – ртутно-поліметалеву (Вишівське рудне поле) спеціалізацію. Наступна металогенічна зона розташована у Флішових Карпатах. У зовнішньому поясі Карпат присутні виходи на поверхню металоносних чорних сланців шипотської (крейда) і менілітової (олігоцен) світ (Cu, Ni, V, Mo, Au та інші).

Дата добавления: 2014-01-07