Район знаходиться у центральній частині Московської синеклізи. У його геологічній будові беруть участь сильно дислоковані кристалічні породи архейського та протерозойського віку, а також осадовий комплекс, представлений відкладеннями рифею, венду, девону, карбону, юри, крейди, неогену та відкладеннями четвертинної системи.

У зв'язку з тим, що опис даної території ведеться за наявною гідрогеологічною картою масштабу 1: 200000, геологічну будову району дається тільки до московського ярусу кам'яновугільної системи.

Стратиграфія та літологія

Сучасною ерозійною мережею розкрито четвертинні, крейдяні, юрські відкладення та породи верхнього та середнього відділів кам'яновугільної системи (додаток 1).

Палеозойська ератема.

Кам'яновугільна система.

Середній відділ – Московський ярус.

Нижньомусковський під'ярус.

Відкладення московського ярусу середнього карбону розвинені повсюдно. Їхня загальна потужність 120-125 м. Серед відкладів московського ярусу виділяються: верейський, каширський, подільський та м'ячківський горизонти.

Верейський обрій () поширений повсюдно. Представлений пачкою жирних та алевритистих глин вишнево-червоного або цегляно-червоного забарвлення. Зустрічаються прошарки вапняку, доломіту та кременю потужністю до 1м. Верейський обрій розчленовується на три товщі: Шатські шари (глини червоні з охристими плямами); Альютівські товщі (дрібнозернистий червоний пісковик, глина цегляно-червона, глина з прошарками алевриту); Ординські шари (червоні глини з брахіоподами, зелені доломіти, білі доломіти зі слідами черв'яків). Загальна потужність верейського горизонту складає на півдні від 15-19 м. Визначено: Choristites aliutovensis Elvan.

Каширський горизонт () складений світло-сірими (до білих) і строкатими доломітами, вапняками, мергелями та глинами загальною потужністю 50-65 м. За літологічними ознаками каширська товща розділена на чотири товщі, що зіставляються з нарською (16 м), лопасниною. ), ростиславльською (11м) та смедвінською товщами (13 м) південного крила синеклізи. У покрівлі каширського горизонту залягають ростиславські рясні кольори з тонкими прошарками вапняків і мергелів загальною потужністю 4-10 м. У центральній частині території ростиславська товща відсутня. Каширські відкладення містять фауну: Choristites sowerbyi Fisch., Marginifera kaschirica Ivan., Eostafella kaschirika Rails., Parastafella keltmensis Raus.

Верхньомосковський під'ярус розвинений повсюдно і поділяється на подільський та м'ячківський горизонти.

Відкладення подільського горизонту () у межах доюрської долини розмиву залягають безпосередньо під мезозойськими та четвертинними відкладеннями. На решті території вони перекриті відкладеннями м'ячківського горизонту, утворюючи з ним єдину товщу, представлену сірими тріщинуватими вапняками з прошарками глини. На відкладах каширського горизонту подільська товща залягає зі стратиграфічною незгодою. Подільський обрій представлений білими, жовтими і зеленувато-сірими тонко - і дрібнозернистими органогенними вапняками з підлеглими прошарками доломітів, мергелів і глин зеленого кольору з конкреціями кременю, загальною потужністю 40-60 м. Визначено: Choristites trauscholdi stu. jisulensis Stuck., Ch. mosquensis Fisch., Archaeocidaris mosquensis Ivan.

М'ячківський обрій () у південній частині розглянутої території залягає безпосередньо під мезозойськими та четвертинними відкладами, у північній та північно-східній частинах перекритий верхньокам'яновугільними відкладеннями. У районі д. В. М'ячково та біля с. Кам'яно-Тяжине відкладення м'ячківського віку виходять на поверхню. У долині річки. Пахри та її приток м'ячківські відкладення відсутні. М'ячківський обрій залягає зі стратиграфічною незгодою на відкладеннях подільського горизонту.

Представлений горизонт, переважно, чистими органогенними вапняками, іноді доломітизованими з рідкісними прошарками мергелів, глин і доломітів. Загальна потужність відкладень вбирається у 40м. М'ячківські відкладення містять велику фауну: брахіоподи Choristites mosquensis Fish., Teguliferinamjatschkowensis Ivan.

Верхній відділ

Верхньокам'яновугільні відкладення розвинені в північній і північно-східній частинах району, що розглядається. Вони розкриваються під четвертинними та мезозойськими утвореннями, а в районі м. Гжель виходять на денну поверхню. Верхній карбон представлений відкладеннями касимівського та гжельського ярусів.

Касимівський ярус.

Відкладення касимівського ярусу поширені у північно-східній частині території. На м'ячківських відкладах залягають із розмивом.

У касимівському ярусі виділяються крев'якінський, хамовницький, дорогомиловський та яузькі горизонти.

Крев'якинський горизонт у нижній частині складений вапняками та доломітами, у верхній - строкаті глинами та мергелями, що є регіональним водоупором. Потужність горизонту до 18 м-коду.

Хамовницький обрій складений у нижній частині карбонатними породами, у верхній - глинисто-мергелістими породами. Загальна потужність відкладень 9-15 м-коду.

Дорогомиловський обрій представлений у нижній частині розрізу товщою вапняків, у верхній - глиною та мергелями. Поширені Triticites acutus Dunb. Et Condra, Choristites cinctiformis Stuck. Потужність відкладень 13-15м.

Яузькі шари складені доломітизованими вапняками та жовтуватими, часто пористими та кавернозними доломітами з прошарками червоних та блакитних карбонатних глин. Потужність 15,5-16,5 м. Тут з'являється Triticites arcticus Schellw, поширені Chonetes jigulensis Stuck, Neospirifer tegulatus Trd., Buxtonia subpunctata Nic. Повна потужність сягає 40-60 м.

Гжельський ярус () зазвичай дуже малопотужний.

Відкладення гжельського ярусу в межах даного району представлені лужними шарами - світло-сірими і буро-жовтими тонкозернистими або органогенно-уламковими, іноді доломітизованими вапняками і тонкозернистими доломітами, в нижній частині червоні глини з прошарками вапняків. Загальна потужність 10-15м.

Серед мезозойських відкладень в районі зустрінуті утворення юрської і нижньої частини крейдяної системи.

Юрська система.

Опади юрської системи поширені повсюдно, крім місць високого залягання кам'яновугільних відкладень, соціальній та древніх і частково сучасних четвертинних долинах, де вони розмиті.

Серед юрських відкладів виділяються континентальні та морські опади. До перших належать нерозчленовані відкладення батського та нижньої частини келловейського ярусів середнього відділу. До других - відкладення келловейского ярусу середнього відділу та оксфордського ярусу верхнього відділу, і навіть відкладення волзького регионяруса.

Юрські відкладення залягають із кутовою незгодою на відкладеннях кам'яновугільної системи.

Середній відділ.

Батський ярус та нижня частина келловейського ярусу об'єднані ()

Континентальні відкладення бат-келловейского віку представлені товщею піщано-глинистих опадів, сірими дрібнозернистими, місцями різнозернистими пісками з гравієм і чорними глинами, що містять обвуглені рослинні рештки та вуглецю. Потужність цих опадів коливається від 10 до 35 м, збільшуючись у знижених частинах доюрської долини розмиву і зменшуючись її схилах. Зазвичай вони залягають досить глибоко під морськими відкладами верхньої юри. Вихід континентальних юрських відкладень на денну поверхню спостерігається на нар. Пахрі. Вік товщі визначається за залишками флори середньоюрського вигляду в подібних глинах. Визначено: Phlebis whitbiensis Brongn., Coniopteris sp., Nilssonia sp., Equisetites sp.

Келловейський ярус ()

На території, що розглядається, келловейський ярус представлений середнім і верхнім келовеєм.

Середній келловей залягає трансгресивно на еродованій поверхні верхнього та середнього карбону або на континентальних бат-келловейських відкладах. На території, що розглядається, він зберігся у формі окремих острівців у межах Головної московської улоговини. Зазвичай відкладення представлені піщано-глинистою товщею буро-жовтого та сірого кольору із залізистими оолітами з конкреціями оолітового мергелю. Фауна, характерна для середнього келовею: Erymnoceras banksii Sow., Pseudoperisphinctes mosquensis Fisch. ., Ostrea hemideltoidea Lah., Exogyra alata Geras., Pleurotomaria thouetensis Heb. Et Desl., Rhynchonella acuticosta Ziet, Rh. alemancia Roll, та ін.

Потужність середнього келовею коливається в межах від 2 до 11; у похованій доюрській улоговині вона досягає 14,5 м. Максимальна потужність дорівнює 28,5 м.

Верхній келловей з розмивом залягає на середньому келове і представлений сірими глинами, нерідко піщанистими, з фосфоритовими і мершними конкреціями, що містять залізисті ооліти. Для верхнього келовея характерна Quenstedticeras lamberti Sow. У зв'язку з розмивом їх в оксфордський час верхньокелловейські відкладення мають незначну потужність (1-3 м) або зовсім відсутні.

Верхній відділ

Оксфордський ярус ()

Відкладення оксфордського ярусу залягають зі стратиграфічною незгодою на породах келловейського ярусу і представлені на досліджуваній території нижнім та верхнім Оксфордом.

Нижній Оксфорд складний сірими, рідше чорними, іноді зеленими відтінками глинами з рідкісними конкреціями оолітового мергелю. Глини жирні, пластичні, іноді сланцеві, слабо піщані і слабо слюдисті. Фосфорити щільні, чорні усередині. Фауна нижнього Оксфорда часто багата: Cardioceras cordatom Sow., C. ilovaiskyi M. Sok., Astarta deprassoides Lah., Pleurotomaria munsteri Roem.

Потужність нижнього Оксфорда дуже незначна (від 0,7 до кількох метрів).

Верхній Оксфорд відрізняється від нижнього темнішим, майже чорним, кольором глин, більшою піщанистістю, слюдистістю, збільшенням домішки глауконіту. На межі верхнього та нижнього Оксфорда спостерігаються сліди розмиву чи обмілення. На контакті з нижнім Оксфордом відзначено розмаїття гальки з нижчих глин, наявність обкатаних уламків рострів белемнітів, раковин двостворок.

Для верхнього Оксфорда характерні амоніти групи Amoeboceras alternans Buch. Тут зустрінуті: Desmosphinctes gladiolus Eichw., Astarta cordata Trd. та ін Потужність верхнього Оксфорда в середньому становить від 8 до 11 м, максимальна досягає 22 м. Загальна потужність оксфордського ярусу коливається в межах від 10 до 20 м.

Кімеріджський ярус ()

Відкладення кімериджського ярусу залягають зі стратиграфічною незгодою на товщі порід оксфордського ярусу. Відкладення представлені темно-сірими глинами з прошарками рідкісних фосфоритів та галькою в основі товщі. Визначено: Amoeboceras litchini Salt, Desmosphinctes pralairei Favre. та ін Потужність ярусу близько 10 м.

Волзький регіонярус.

Нижній під'ярус ()

Залягає із розмивом на Оксфорді. Відкладення нижнього волзького ярусу виходять на денну поверхню на берегах річок Москви, Пахри, Сечі.

Зона Dorsoplanites panderi. В основі нижнього волзького ярусу залягає тонкий шар глинистого-глауконітового піску з окатаними та витонченими фосфоритовими конкреціями. Фосфоритовий шар багатий фауною: Dorsoplanites panderi Orb., D. dorsoplanus Visch., Pavlovia pavlovi Mich. Потужність нижньої зони в оголеннях не перевищує 0,5 м-коду.

Зона Virgatites virgatus складена трьома пачками. Нижня пачка представлена ​​малопотужними сіро-зеленими глауконітовими глинистими пісками, іноді зцементованими в пісковик, з рідкими розсіяними фосфоритами глинисто-глауконітового типу та гальками фосфоритів. Тут вперше зустрінуті амоніти групи Virgatites yirgatus Buck. Потужність пачки 0,3-0,4 м. Пачка перекрита фосфоритовим шаром. Верхня пачка складена чорними глауконітовими глинистими пісками та піщанистими глинами. Потужність пачки близько 7 м. Загальна потужність зони 12,5 м-коду.

Зона Epivirgatites nikitini представлена ​​зеленувато-сірими або темно-зеленими дрібнозернистими глауконітовими пісками, іноді глинистими, зцементованими в пухкий пісковик; у пісках розсіяні жовна піщанистого фосфориту. З фауни зустрічаються Rhynchonella oxyoptycha Fisck, Epivirgatites bipliccisormis Nik., E. nikitini Mich. Потужність зони 0,5-3,0 м. Загальна потужність Нижньоволзького ярусу коливається 7-15 м.

Верхній під'ярус ()

Верхньоволзький під'ярус розкритий свердловинами і виходить на денну поверхню біля річки Пахри.

У його складі виділяють три зони.

Зона Kachpurites fulgens представлена ​​темно-зеленими та буро-зеленими дрібнозернистими, слабо глинистими глауконітовими пісками з дрібними піщанистими фосфоритами. Тут зустрінуті: Kachpurites fulgens Trd., К. subfulgens Nik., Craspedites fragilis Trd., Pachyteuthis russiensis Orb., Protocardia concirma Buch., залишки Inoceramus., губки. Потужність зони менше 1 метра.

Зона Garniericicaras catenulatum представлена ​​зеленувато-сірими, слабо-глинистими, глауконітовими пісками з піщанистими фосфоритами, рідкими внизу та численними у верхній частині товщі. Піщаники містять велику фауну: Craspedites subditus Trd. Потужність зони до 0,7 м-коду.

Зона Craspedites nodiger представлена ​​пісками двох фапіальних типів. Нижня частина товщі (0,4 м) складена глауконітовим піском або пісковиком зі зростками фосфориту. Потужність цієї товщі не перевищує 3 м, але іноді досягає 18 м. Характерна фауна: Craspedites nodiger Eichw., С. kaschpuricus Trd., С. milkovensis Strem., С. mosquensis Geras. Зона досягає значної потужності від 3-4 м до 18 м, а в кар'єрах Литкаріно до 34 м.

Загальна потужність верхньоволзького под'ярусу 5-15 м-коду.

Крейдяна система

Нижній відділ

Валанжинський ярус ()

Відкладення валанжинского ярусу залягають зі стратиграфічним незгодою на породах волзького регионяруса.

В основі валанжинського ярусу залягає зона Riasanites rjazanensis - рязанський горизонт", - що збереглася невеликими острівцями в басейні 30 р. Москви. Вона представлена ​​малопотужним (до 1 м) шаром піску з піщанистими фосфоритовими конкреціями, з Riasanites r. subrjasanensis Nik. та ін.

Барремський ярус ()

На відкладах нижнього воланжина трансгресивно залягає піщано-глиниста товща баррему, складена перешаровуванням жовтих, бурих, темних пісків, піщанистих глин і сильно слюдистих глинистих пісковиків з конкреціями сидериту з Simbirskites decheni Roem. Нижня частина барремського ярусу, представлена ​​світло-сірими пісками потужністю 3-5 м, спостерігається у багатьох відкладах на річці Москві, Сечі, Пахрі. Угорі вони поступово переходять у піски апту. Повна потужність барремських відкладень сягає 20-25 м; однак у зв'язку з четвертинним розмивом вона не перевищує 5-10 м-коду.

Аптський ярус ()

Відкладення представлені світлими (до білих), дрібнозернистими слюдяними пісками, іноді зцементованими в пісковики, з прошарками темних глин слюдистих, місцями з рослинними залишками. Повна потужність аптських відкладень сягає 25 м; мінімальна потужність 3-5 м. Характерні Gleichenia delicata Bolch.

Альбський ярус ()

Відкладення альбського ярусу збереглися лише на Теплостанській височині. На відкладеннях апту залягають зі стратиграфічною незгодою. Під грубими валунами розкрито товщу піщано-глинистих відкладень потужністю 31м, що залягає на сірих пісках апту.

Неогенова система (N)

Відкладення неогенової системи залягають із кутовим незгодою на крейдяних відкладах.

На території, що розглядається, зустрінута піщана товща алювіального вигляду. Найповніші виходи пісків цього типу знаходяться на нар. Пахрі. Представлені ці відкладення білими та сірими 31 тонкозернистими кварцовими пісками, що перешаровуються з крупнозернистими та гравійними пісками, з галечником кременю в основі, місцями з прошарками глин. Піски діагонально шаруваті, містять гальки та валуни місцевих порід - пісковика, кременю та вапняку. Загальна потужність неогену вбирається у 8 м.

Четвертична система (О)

Четвертинні відкладення (Q) розвинені повсюдно, перекриваючи нерівне ложе корінних порід. Тому сучасний рельєф місцевості значною мірою повторює похований рельєф, сформований початку четвертинного періоду. Четвертинні опади представлені льодовиковими утвореннями, які представлені трьома моренами (сетунської, донської і московської) і флювіогляціальними відкладеннями, що розділяють їх, а також алювіальними опадами давньочетвертинних і сучасних річкових терас.

Нижньо-середньочетвертинні відкладенняоксько-дніпровського міжльодовиків () розкриваються свердловинами і виходять на денну поверхню по притоках р. Пахри. Водовмісні породи представлені пісками з прошарками суглинків та глин. Їхня потужність від кількох метрів до 20 м.

Морена дніпровського зледеніння (). Має широке поширення. Представлена ​​суглинками з галькою та валунами. Потужність змінюється від 20 до 25 м-коду.

Алювіально-флювіогляціальні відкладення, що залягають між моренами московського та дніпровського заледеніння (). Поширені на широких просторах міжріччя і по долинах річки. Москви та нар. Пахри, а також на південному заході, північному заході та південному сході території. Відкладення представлені суглинками, супісками та пісками, потужністю від 1 до 20 м., іноді до 50 м.

Морена московського заледеніння та покривні суглинки (). Поширені повсюдно. Відкладення представлені червоно-бурим валуновим суглинком або супіском. Потужність невелика 1-2 м-коду.

Водно-льодовикові відкладення часу відступу московського льодовика поширені в північно-західній частині території і представлені морінними суглинками. Потужність відкладень сягає 2 м-коду.

Валдайсько-московські алювіально-флювіогляціальні відкладення () поширені на південному сході цієї території. Відкладення представлені дрібнозернистими пісками потужністю близько 5 м.

Середньо-верхнечетвертичне алювіально-флювіогляціальні відкладення () поширені в межах трьох надзаплавних терас у долинах річок Москви, Пахри та їх приток. Відклади представлені пісками, місцями із прошарками суглинків та глин. Потужність відкладень змінюється від 1,0 до 15 м.

Сучасні алювіальні озерно-болотні відкладення () поширені в основному в північній частині території на вододілах. Відкладення представлені сапропеллю (гіттія), сірими оглеєними озерними глинами або пісками. Потужність змінюється від 1 до 7 м-коду.

Сучасні алювіальні відкладення () розвинені в межах заплавних терас річок та струмків, у днищах ярів. Відкладення представлені дрібнозернистими пісками, іноді мулуватими, у верхній частині з прошарками супісків, суглинків та глин. Загальна потужність 6-15 м., на дрібних річках та в днищах ярів 5-8 м.

України

Геологічна будова України.

Земна кора в межах території України континентального типу має потужність 25-25 км. Вона складається з базальтового, гранітного та осадового шарів. Найбільшої товщини в Україні земна кора сягає на Українському щиті та в Карпатах, а найменшої – на Закарпатті та під Чорним морем.

Земна кора

Між земною корою та верхньою мантією знаходиться поверхня Мохоровичича де швидко змінюється швидкість проходження сейсмічних хвиль. В 1909 її існування встановив югославський геофізик Андрій Мохоровичич (1857-1936). В Україні поверхня Мохоровичича лежить переважно на глибині 40-50 км із коливаннями від 30 до 60 км.

Формування земної кори відбувалося протягом тривалої геологічної історії – базальтовий шар утворився 3,8-4,2 млрд років тому. Найдавніші гірські породи в Україні виявлені на Українському щиті (в районі м. Запоріжжя) – вони представлені архейськими кристалічними породами, вік яких становить 3,7 млрд. років. Вік докембрійських порід криворізької рудоносної серії становить 2-2,5 млрд. років, а кіровоградських та житомирських гранітів – 1,9 млрд. років. Палеозойські відкладення Донбасу сформувалися 250-440 млн. років тому, мезозойські відкладення Кримських гір – 70-240 млн. років, а кайнозойські (палеогенові та неогенові) Українських Карпат – 10-65 млн. років.

1 – Український щит; 2 – схили Українського щита та Воронезького масиву; 3 – обрамлення щита: Волино-Подільська та Скіфська плити, Дніпровсько-Донецька западина та Прип'ятський прогин; 4 – південно-східна околиця Західноєвропейської платформи; 5 – Причорноморська западина; 6 – Донецька складчаста область; 7 – складчасті системи Карпат, Добруджі та Криму; 8 – Прикарпатський та Переддобруджинський прогини.

Земна кора та поверхня мантії разом становлять літосферу Землі. Внаслідок взаємодії літосфери, гідросфери, атмосфери та біосфери сформувалися сучасні ландшафти земної поверхні. Важлива роль їх формуванні належить гірським породам і характеру їх залягання.

В Україні розташовано ряд різновікових тектонічних регіонів, редіяких – докембрійська Східно-Європейська, палеозойські Скіфська та Західно-Європейська платформи, кіммерійські та альпійські складчасті споруди, що мають складну геологічну історію та будову.

Український щит - Одна з найдавніших геологічних структур Землі. Вона простягається через всю територію країни з північного заходу (сел. Клесів, Рівненська область) на південний схід майже до Азовського моря. Площа щита становить близько 180000 км2, довжина – понад 1000 км, а найбільша ширина –250 км.

Український щит

Східно-Європейська платформа заходить в Україну своєю південно-західною та південною частинами та займає значну площу рівнинної України. Залежно від глибини залягання осадової товщі в межах платформи виділяють кристалічні щити та масиви, плато, западини та прогини.

Фундамент української частини Східно-Європейської платформи утворює Український щит, що складається з твердих кристалічних докембрійських порід – гранітів, гнейсів, лабрадоритів, амфіболітів та ін. .

У західному напрямку породи українського щита занурюються на глибину до 4-6 км. Тут вони вкриті потужним пластом палеозойських, мезозойських та кайнозойських відкладів, що утворюють Волино-Подільську плиту.

Волино-Подільська плита

Волино-Подільська плита – крайова структура, що на південному заході обмежена Карпатським передовим прогином. Докембрійський фундамент у межах Волино-Подільської плити знаходиться на глибині 2000-2500 м. На його нерівній поверхні, порушеній тектонічними розломами, залягають відкладення палеозою. Кембрійські породи оголюються в долині р. Горинь та на Могилівському Придністров'ї. Відкладення ордовицької та силурійської систем (представлені карбонатними пісковиками та вапняками) найбільш поширені поблизу м. Кам'янця-Подільського, де формують схили долини Дністра та його приток (Смотрича, Збруча та Жванчика). Девонські відкладення (сланці, пісковики та доломіти) оголюються в долині Дністра в районі м. Заліщики.

На нерівній поверхні палеозойських порід незгодно залягають юрські відкладення та крейдяні відкладення. Вони представлені переважно крейдою та мергелем, сумарна потужність мезозойських порід зростає зі сходу (20-30 м) на захід (600-800 м).

Палеогенові піски, глини і пісковики оголюються лише північному сході Волинського Полісся. Значні площі (переважно на півдні) займають неогенові вапняки, піски, глини та гіпси. Антропогенові відкладення мають майже суцільне поширення і представлені переважно лісоподібними суглинками, а на Волинському Поліссі – льодовиковими, водно-льодовиковими, алювіальними та озерними відкладеннями.

Схили Воронезького масиву

Північно-східну частину України займає південно-західний схил Воронезького кристалічного масиву. Докембрійські породи залягають тут на глибині від 150 м (Зноб-Новгородське) до 970 м (м. Путивль) та перекриті осадовими мезо-кайнозойськими відкладами пермського, юрського, крейдяного та палеогенового віку. У багатьох місцях Сумщини, Харківщини та Луганщини (особливо на схилах річкових долин) оголюються мергелі, вапняки, крейда, глауконітові піски, пісковики та глини. У будові сучасного рельєфу беруть участь відкладення антропогену.

Дніпровсько-Донецька западина

Між Українським щитом та Воронезьким кристалічним масивом розташована Дніпровсько-Донецька западина – одна з найглибших западин на Східноєвропейській платформі. В осьовій її частині докембрійський фундамент знаходиться на глибині 12-20 км.

Дніпровсько-Донецька западина заповнена переважно девонськими (потужність понад 4000 м) осадовими відкладеннями, карбоновими (3700 м), пермськими (1900 м), тріасовими (450 м), юрськими (650 м), крейдовими (650 м), ) та неогеновими (30 м) породами. До девонських та карбонових пород у Дніпровсько-Донецькій западині приурочені родовища нафти та газу. Пермські відкладення представлені строкатими глинами, вапняками, доломітами та гіпсами. У товщі тріасових порід (глин, пісків, пісковиків та мергелів) розташована частина родовищ газу. З мезо-кайнозойських відкладень у межах Дніпровсько-Донецької западини оголюються юрські (на південно-західному схилі), крейдяні, палеогенові та неогенові породи. Найбільш поширені палеогенові піски, пісковики, мергелі та глини. Палеогенові та неогенові відкладення перекриті антропогеновими алювіальними та флювіогляціальними пісками, морінними глинами та лісоподібними суглинками.

Донецька складчаста область

У геологічній будові Донецької складчастої області беруть участь дислоковані девонські, карбонові та пермські відкладення. Мокра Волноваха представлені вапняками, сланцями, пісковиками, базальтами та туфами. Особливо велике значення належить карбоновим відкладенням, потужність яких становить 10-12 км. Це сланці, вапняки, пісковики, серед яких залягають численні (понад 200) пласти кам'яного вугілля – вже понад два століття головної корисної копалини Донбасу. У північно-західній частині Донецького басейну зустрічаються пермські, тріасові та юрські піщано-глинисті породи. На схилах височин оголюються крейдяні відкладення (мергелі, крейда), але в периферії Донбасу зустрічаються палеогенові глини, піски, мергелі, але в південному сході неогенові піски і глини.

Гренуліти ж збереглися у вигляді реліктових ділянок у полях мігматитів у вигляді двопіроксен-роговообманкових, двопіроксен-біотитових, діопсид-роговообманкових, гіперстен-роговообманково-біотитових кристалічних сланців і ультраосновних порід представлених піроксенітами та олівінови.
Плагіоклазові гнейси з переважання темнокольорових мінералів виділяють гіперстен-біотитові, гранат-біотитові, гранат-гіперстен-біотитові, двопіроксенові та ін.
Мармури грають дуже підлеглу роль. Вони оголюються в районі Білої виїмки та порту Байкал. Тут спостерігаються релікти доломітового мармуру, що представляє вихідним для різноманітних широко поширених продуктів його гранітизації - магнезіально-скарнової формації: кальцифіри, піроксеної, шпинель-піроксенові скарни та інші породи. Особливу увагу тут привертають нефелінсодержащіе скарни, нефелінові сієніти, майже мономінеральні нефелінові породи, а також породи з червоною та синьою шпинеллю та флогопітові жили.
На ділянках поширення порід гранулітової фації зустрічаються специфічні породи архея-чарнокити і ендербіти, що спостерігаються у вигляді жил або пластових тіл, іноді утворюючи складну мережу жил та ізольованих відокремлень.

До утворенням пізнішого (раннепротерозойського) часу в межах виступу відносять метаморфічні породи слюдянської серії, представлені в основному мармурами та кальцифірами.
В цілому ж породи шарижалгайського блоку зім'яті в круті або пологі куполоподібні, відкриті складки субмеридіонального або північно-західного простягання, ускладнені інтенсивною дрібною додатковою складчастістю.
Північні схили та осьову частину хр. Хамар-Дабан у Південному Прибайкаллі складають три протерозойські серії метаморфічних порід: слюдянська, хан-гарульська та хамардабанська.
Слюдянська серія найбільш повно оголена та детально вивчена по річках Слюдянці та Похабісі у Слюдянському районі. Представлена ​​вона ритмічно перешаровуються біотитовими, біотит-гранат-кордієритовими, біотит-діопсид-гіперстеновими, біотит-піроксеновими, часто з гіперстеном, кристалічними сланцями, кварц-діопсидовими породами в нижній частині розрізу і мармуром біотитовими гнейсами, кварц-діопсидовими з апатитом та волластонітовими породами у верхній. Потужність серії 6300м.

Зі слюдянською серією пов'язані родовища флогопіту, лазуриту, волластоніту, діопсиду та інших рідкісних і красивих мінералів (апатит, шпинель, везувіан, скаполіт). На відміну від серижалгайской серії, товщі слюдянського комплексу відрізняються великою різноманітністю порід кристалічних сланців, гнейсів, мармурів, специфічних типів метаморфічних порід (марганцевих фосфатоносних, волластонітових).
Хенгарульська серія в нижній частині складена переважно діопсидовими та кальцит-діопсидовими гнейсами з прошарками мармурів та біотитових з кордієритом та гіперстеном гнейсів. Потужність цієї частини розрізу змінюється від 100-180 до 1000-1500 м. У верхній частині головну роль грають гранат-біотитові, біотит-гранат-кордієритові, біотит-гранат-силліманітові, біотит-піроксенові, місцями сильно мигматизовані гліно. У верхній частині з'являються прошарки мармурів та іевестковистих діопсидових кристалічних сланців та гондитів. Загальна потужність серії Хангзрульської 3900 м.
Хемардаба певна серія поширена в Хамар-Дабені на півдні Слюдянського району і складена надзвичайно різноманітними метаморфічними породами, що виникли по уламкових і карбонатно-уламкових первинно осадових відкладах різного вихідного складу. Більшість серії представлена ​​гнейсами: биотитовыми, биотит-гранатовыми, биотит-гранатово-силлиманитовыми, а зонах з меншою інтенсивністю метаморфізму - сланцями з біотитом, гранатом, кордієрітом, тремолітом, що у дуже слабко метаморфізовані породи - песчан -карбонатні та інші сланці.
Східний Саян та Присаяння. Тут так само, як і в попередньому регіоні, основну масу геологічних утворень складають докембрійські гірські породи архейської шарижалгайської серії, ранньопротероеїські породи дербінської серії, камчадальської (1000 м), білорічної (3000 м2) Байця (700-1000 м) світ. Дербінська серія є аналогом слюдянської серії. Видима потужність архейських порід обчислюється багатьма тисячами метрів.
Протерозойські відкладення, ймовірно, спочатку були морськими і океанічними опадами, а також вулканітами, що відкладалися на архейських породах, в подальшому перекриє різноманітними осадовими породами платформного чохла, що починаються з вендських відкладень. Найдавніші з протерозойських порід представлені мармурами та кварцитами, що чергуються з біотит-гранатовими та амфіболовими сланцями. Сублукська оточення поширена в приплатформній частині Присаянья і складена кварцовими порфірами, фельзитемі, туфами, конгломератами. На цих древніших, умовно ранньопротероеойських породах залягає почет Соснового Байця, що складається з порід джеспілітової формації: амфіболітів, біотитових і гранат-біотит-ставролітових сланців з характерними горизонтами залізистих кварцитів і геметит-магнетитових порід.
Західне Прибайкалля. Для найдавніших комплексів (шарижалгайс-
кого, ольхонського) цього регіону дуже характерним є надзвичайно
- ня різноманітність і високий ступінь метаморфізму. При цьому високометаморфізовані породи приурочені до кордону Сибірської платформи та складчастої області (див. карту «Тектоніка» у шкільному атласі (Іркутська область..., 2009)). зеленосланцевий.
На території власне Приольхонського плато та на прилеглих до нього з північного заходу схилах Приморського хребта представлені утворення чотирьох різновікових та різних за генезою комплексів:
а) ольхонська серія - кристалічні сланці, мармури, метаморфізовані базити та ультрабазити, плагіомігматити, які місцями сильно змінені низькотемпературними процесами;
б) ангінська серія раннього протерозою-амфіболіти, що утворилися в результаті метаморфізму за давніми базальтовими і ультрабазитовими вулканічними породами, кальцитові та доломітові мармури, сланці вапняно-силікатного складу;
в) цаган-забінська серія пізнього протерозою - слабометаморфіеован- ні андезитові та базальтові порфірити, лаво- та туфобрекчіі, туфи андезито-базальтового складу;
г) породи зони Приморського глибинного розлому представлені ранньопротерозойськими гранітами, дайковими дорифейськими базитами, метаморфічними породами докембрійських серій та аналогами всіх цих порід, змінених внаслідок неодноразових проявів динамотермального метаморфізму, лужного та кремнекислого метасоматозу.
Найвизначнішою структурою цього регіону є ранньопротерозойський вулканічний Прибайкальський пояс, який простягався свого часу вздовж південно-східного кордону Сибірського континенту на відстань майже 1200 км. Пояс складений вулканітами переважно кислого складу з підлеглою кількістю порід основного та середнього складу, озерними червонокольоровими та морськими мілководними відкладеннями (конгломерати, гравеліти, пісковики, алевроліти та туфіти) та гранітними інтрузіями, застиглими на невеликій глибині.
Байкапо-Патомське нагір'я. У межах регіону найбільш важливими та цікавими з погляду геології є Мамскея мусковитоносна провінція та Ленський золотоносний район, у межах яких із докембрійських утворень розвинені породи верхньопротерозойської тепторгинської серії, сформовані в платформну стадію з перевідкладених корів стародавнього вивітрювання. Серія складена сірими та рожевими кварцитами, кварцито-пісковиками та конгломератами, кварц-серицит-хлоритовими, оттрелит (хлоритоїд)-дистеновими сланцями, місцями з лінзами гематитових руд, в середній частині знаходяться горизонти метаморфізованих основних еффу. Потужність серії досягає 1800 м. Наявність у складі серії метаморфізованих аналогів бокситів (високоглиноземистих сланців), мономінеральних кварцитів вказує на існування в історії формування серії континентальних перерв, а наявність хвилеприбійних знаків, тріщин усихання, флішевих гієроглі. мілководних умовах пасивної околиці, що існував тут на той час Ангарського (Сибірського) континенту.
Тут же виділяються вендські відкладення, представлені вуглецевими сланцями, вапняками, алевролітами, брекчіями карбонатними у нижній частині та пісковиками кварцовими та карбонатними у верхній.
Б. Геологічні утворення чохла Сибірської платформи
Шаруваті комплекси осадового чохла Сибірської платформи території Іркутської області найбільш добре вивчені в межах Іркутського амфітеатру у зв'язку з вивченням їхньої нафтогазоносності, соленокопіння, вуглеобреєювання.
Рифей. Відкладеннями рифею на Сибірській платформі відзначається початок формування її чохла. На півдні Сибірської платформи і в Західному Прибайкаллі широко поширений так званий тричленний байкальський комплекс або серія рифейського віку, який залягає на більш давніх відкладах з різкою незгодою, з базальними конгломератами в основі і складається з трьох світ: голоустенекою, улунтуйської та качергат. Голоустенська оточення складена аркозовими пісковиками і кварцитами, що чергуються з вапняками та доломітами. Улунтуйська свита представлена ​​вапняками з прошарками глинистих та вапняно-глинистих сланців та алевролітів (фосфоритоносна). Опади качергатської почти - сірі, червоні та зелені пісковики, чергуються з алевролітами, філітами та глинистими сланцями. Вік світ приймається більшістю геологів як середньо-раннеріфейський. Загальна потужність комплексу змінюється від 1000 м на півночі до 3500 м на півдні.
На півдні Іркутської області породи комплексу перекриваються ушаковською свитою венда, що складається виключно з піщанистого погано сортованого матеріалу з великою кількістю лусочок слюди. На півдні області оточення залягає на верхнерифейській олхінській свиті і перекривається кварцитовидкими пісковиками мотської почти венд-кембрійського віку.
Породний склад ушаківської почту: кварцові алевроліти з лусочками слюди на поверхнях шаруватості, буро-сірі до чорних аргіліти, гравеліти та дрібногалькові конгломерати з гальок кварцу, рідше кристалічних порід та аргілітів олхінської почти; пісковики зеленувато-сірі та червонувато-коричневі, поліміктові, раенозернисті, крупнозернисті та гравілітні, міцні, масивні та неяснослоїсті, подекуди шаруваті із включеннями зелених та коричнево-червоних аргілітів та лінзочок глауконітового піску.
Венд-кембрій та кембрій. Це відкладення венд-кембрійської мотської та кембрійських світ: усольської, бельської, булайської та ангарської.
Мотскея оточення складена в основному піщанистими шарами, що перемежовуються з алевролітами, аргілітами, карбонатними породами з прошарками мергелів та ангідритів. Морський характер відкладень вказує нам, що на рубежі вендського та кембрійського часів в інтервалі 570-530 млн років тому на території півдня Іркутської області існувало мілководне внутрішньоконтинентальне море, а земна кора в цьому місці досить повільно опускалася (прогиналася), оскільки потужність опадів зростала, а глибини моря не збільшували-
лася. Море оточували гори, які постачали уламковий матеріал (лісок, гравій, глину, суглинки та ін.).
З початком кембрійського періоду (535 млн л.н.) тектонічні рухи значно сповільнилися – гори перестали рости, прогинання припинилося. Настав так званий період стабільного стояння платформи в умовах спекотного клімату, тобто Сибірський континент у цей час знаходився десь у приекваторіальних широтах. З океану на платформу, як на розпечену сковороду, надходила морська вода. Тут вона випаровувалась, залишаючи пласти кам'яної солі, вапняків, доломітів, гіпсу та ангідритів (усольська, вельська, булайська і ангарська почти кембрія) загальною потужністю 1300-1800 м. Цю епоху формування солеродних пластів Сибірської платформи геологи5 509 млн. років.
Середній кембрій в Ангаро-Ленському прогині виділяється під назвою литвинцівської почту, що складається з двох горизонтів – амгінського та травневого. Кордон середнього та верхнього відділів кембрію встановлюється за зміною комплексів трилобітів. У басейні верхньої течії нар. Олени литвинцівська оточення зіставляється з ічерською свитою, в нижній течії р. Ангари - з заледієвською свитою, на Лено-Кіренгському міжріччі - з мунокською свитою.
Під час середнього кембрію, ймовірно, зв'язок континентальних морів з океаном порушується. Моря починають пересихати, карбонати, що залишилися на поверхні, вивітрюються і перетворюються на борошно (доломитове борошно), тобто на території півдня Іркутської області встановлюються пустельні умови.
У центральній частині області відкладення середнього кембрію представлені верхоленської почтом, оголення якої займають величезні простори. Підошовну, найнижчу частину цих відкладень складають глинисто-мергелисті брекчії з уламками нижчих доломітів ангарської почту, які часто по латералі заміщуються доломітовим борошном. Вище залягають строкатокольорові загіпсовані аргіліти, мергелисті доломіти з прошарками алевролітів та пісковиків, далі йдуть кварцові та карбонатні пісковики з прошарками мергелів та алевролітів, і на самому верху залягають переважно пісковики. Колір порід переважно червонуватий, плямистий. Потужність середньокембрійських порід коливається від 350 до 550 м-коду.
Взаємини нижньокембрійських та середньокембрійських порід можна спостерігати по берегах великих річок з порізаними бортами (Ангари, Білої, Олени, Китаю та ін.), де верхні частини вододілів складені уламковою (теригенною) товщею середнього кембрію (верхоленська свита); раннього кембрія (ангарська оточення).
Відкладення пізнього кембрію представлені абоктинським почтом, що складається з червонокольорових пісковиків, які в нижній частині перешаровуються з вапняками. Потужність порід не перевищує сотні метрів.
Ордовія. Відкладення цього періоду біля Іркутської області поширені досить широко. Нижній відділ системи (490-475 млн л.н.) у північних районах області у нижній частині складений вапняками, доломітами, пісковиками, алевролітами та частково конгломератами, у верхній – пісковиками, вапняками, доломітами, алевролітами, аргілітами. Ближче до

на південь верхня частина нижнього ордовика доповнюється відкладеннями пісковику, гравелітами, алевролітами і знову конгломератами. У басейні нар. Ангари в Іркутському амфітеатрі нижня частина цього відділу представлена ​​карбонатними породами, а верхня складена (знизу вгору) ряболоцвітими пісковиками, алевролітами та аргілітами з прошарками конгломератів, далі - переважно сірими та ряболоцвітими пісковиками та конгломератами. Підлегле місце тут займають алевроліти та аргіліти. Таким чином, під час прямування з басейну нар. Ангари в басейн нар. Олени (з півдня на північ) у розрізах ордовика спостерігається зменшення кількості теригенних порід та відповідно збільшення карбонатних.
Середньоверхньоордовикські відділи складені алевролітами, аргілітами, пісковиками, фосфоритами, гравелітами, рідше конгломератами, вапняками, мергелями, гіпсами.
З породами середнього ордовика (криволуцький ярус) пов'язана підвищена фосфоритоносність гірських порід. Джерелом фосфатної речовини, ймовірно, були докриволуцькі кори вивітрювання, в яких містився фосфор у розсіяному вигляді. Морська трансгресія, що змінила континентальний режим, призвела до змушування та перерозподілу матеріалу з утворенням у базальних горизонтах фосфоритових стяжень, жовна та конкрецій. З фосфоритовими горизонтами майже повсюдно пов'язані залізорудні прояви у вигляді малопотужних лінзовидних пластів оолітових гематитових руд або оруднілих алевролітів. -
Потужність ордовикських відкладень територією області значно варіює. У межах Байкало-Ленського крайового прогину вона становить 1S00 м, у Присаянському -1100-1400 м, а в центральній частині області лише 600 м.
Силур і девон. Відкладення цього віку в межах території Іркутської області користуються дуже обмеженим поширенням, потужність їх близько 100 м. В Іркутському амфітеатрі до цього вікового періоду належать товщі червоноцвітих порід, що залягають вище за порід верхнього ордовика; вони не можуть бути розчленовані на відділи та яруси. В основі та вгорі силурійської товщі спостерігаються розмиви. Нижня частина розрізу силурійської системи в Ангаро-Ілімському районі складена сірими кварцовими пісковиками, ряболоцвітими аргілітами та алевролітами з прошарками зеленувато-сірих доломітів, верхня - представлена ​​червонокольоровими аргілітами та алевролітами з пропластками зеленувато-сірчаних. Шари залягають на нижчих ордовицьких породах без видимої незгоди. Силурійські відкладення порівняно бідні на корисні копалини. На Сибірській платформі до силуру присвячені лише поклади гіпсу.
Повний розріз девонських відкладень потужністю близько 400 м є лише в межах Саяно-Алтайської складчастої області, де вони представлені осадово-вулканогенними утвореннями.
Кам'яновугільна та пермська системи. Верхньопзлеозойські вугленосні відкладення зустрічаються в басейнах річок Ангари, Катанги, Чуні, Тасєєвої та Нижньої Тунгуски та поділяються на кам'яновугільні та пермські системи. Потужність кожної системи в межах тунгуської синеклізи становить трохи більше ніж 100 м

Вугленосність кам'яновугільних та пермських відкладень дуже нерівномірна як по розрізу, так і за площею. При прямуванні від північних родовищ до південних та східних вугленосність порід карбону та пермі помітно зменшується. Вугілля буре до антрацитових. Найбільш високометаморфізовані вугілля відзначаються поблизу трепових інтрузій. Поширені на південно-східній околиці Кенсько-Тесіївської западини породи кам'яновугільної системи, які раніше відносилися до середнього девону, були сформовані в аридній кліматичній обстановці, що зумовила строкатість відкладень.
Тріас. Породи цього віку в основному розвинені в межах Тунгуського басейну та представлені вулканогенно-осадовими утвореннями. У південній частині Тунгуського басейну на території області тріасові відкладення об'єднані за літологічними ознаками на тутончанську та корвунчанську світи. Породи першої з світ широко поширені у басейнах річок Нижньої Тунгуски, Катанги та Чуни. Представлені вони туффітами, туфопіщаниками, туфоалевролітами та попеловими пізолітовими туфами. Максимальна потужність почту до 200 м. Вік порід віднесений до пізньої пермі – раннього тріасу.
Корвунчанська оточення залягає згідно з тутончанською або з розмивом на різних горизонтах верхньопалеозойської товщі. Розчленовується на дві підсвіти. Нижня підсвіта є похідною експлозивно-вулканічної діяльності, вона накопичувалася за умов розчленованого рельєфу, успадкованого від регіонального тутончанського розмиву. У її складі виділяється дві фації: фація покривних осадово-пірокластичних порід і фація околожерлових пірокластичних порід.
Фація покривних осадово-пірокластичних порід представлена ​​в основному дрібноуламковими, гравійними та попеловими туфами. Підлегле місце займають крупнопізолітові туфи та туфіти. Ці освіти формувалися далеко від центру викиду експлозивного матеріалу, у знижених формах рельєфу. Потужність їх варіює від 50 до 200 м-коду.
Факцію про коло рлових пірокластичних порід складають ксенотуфи, агломератові туфобрекчіі і лапілієві туфи. Вони широко поширені в межах туфогенного поля і утворюють химерні оголення зі стовпчастими та баштовими формами вивітрювання. Уламкова частина пірокластів представлена ​​вулканічними бомбами, лепілями, експлозивними уламками основної магми і уламками осадових порід.
Верхня підсвіта складена, як і тутончанська оточення, головним чином туфогенно-осадовими породами, які в межах Іркутської області поширені локально, в основному по водороздільних частинах річок. Видима потужність підсвіти вбирається у 50 м. Загальна потужність кораученської почти щонайменше 300 м.
Юра. Юрські відкладення найпоширеніші на півдні області. Тут вони з тривалою перервою і структурною незгодою залягають на породах кембрію, виконуючи асиметричний передгірний прогин, витягнутий з північного заходу на південний схід уздовж Сводського підняття, що піднімалося в юрський час Саянського. Весь розріз тут представлений континентальними, переважно теригенними відкладеннями. По літології та вугленасиченості порід а розрізі виділяють три почти (знизу вгору): черемхівську, присаянську і кудинську. Крім того, у западинах подекуди збереглася доюрська кора вивітрювання, представлена ​​кремністо-каоліновою, піщанистокремнистою брекчією і каоліновими глинами різного забарвлення - білим, блакитним, червоним та ін. Потужність її не перевищує 20-40 м.
Розріз юрських відкладень Півдні області починається товстим шаром конгломератів. Потужність цього шару безпосередньо під Іркутськом досягає 110 м, глибина його залягання 390-510 м. Він складається з конгломератів із прошарками крупнозернистого піску. Переважає галька вулканічних порід - порфірити та порфіри. Рідше зустрічається крем'яна і кварцова галька і дуже рідко граніти, кристалічні сланці та інші породи. Щільність конгломератів різна: від пухких до щільних. Цемент пухких конгломератів піщано-глинистий, а щільних – глинисто-карбонатний та глинисто-карбонатно-піщанистий. До Байкалу потужність конгломератового горизонту значно зростає.
В інших місцях області юрські породи відрізняються дещо дрібнозернішими наборами порід. Наприклад, для нижніх частин черемхівської почту загалом характерні грубозернисті та кварцові пісковики, світле забарвлення порід та іноді сильне захищеність порід. Раніше цю частину розрізу виділяли як заларинську почту і надавали їй значення базальної, тобто початківця розріз юрських відкладень. Потужність цієї частини почту коливається від 0 до 150 м. Решту черемхівської почти складають пісковики з горизонтами і лінзами алевролітів, аргілітів і потужними пластами вугілля. Потужність почту до 200-350 м. Дуже цікавий розріз почту можна вивчити по нар. Ангарі нижче гирла нар. Балей. Тут знаходять комах веснянок, поденок, бабок та інші форми ранньоюрського віку. Присоянська оточення згідно або з прихованою незгодою змінює черемхівську і оголюється в околицях м. Іркутська. Представлено оточення товщею масивних пісковиків, різнозернистих, часто косослоїстих з малопотужними прошарками алевролітів та вугілля. Потужність її 250-350 м. За знахідками органічних залишків у відкладеннях почту (двостулки ферганоконха, філопод, залишки флори - папороті, гінкго сфенобайєра та ін.) визначають її вік як середньоюрський.
Кубинська оточення поширена в долині річки. Куди та в районі м. Іркутська. Нижня частина почту представлена ​​великоуламковими відкладеннями, верхня-туфогенно-піщаними. Попелові туфи знаходять і в нижчих породах юрського часу, що свідчить про деяку вулканічну діяльність у той час, ймовірно, в районі сучасного Байкалу.
Судячи з вищеописаних характеристик порід, умови осідконакопичення в Юрі були різноманітні. Грубоуламкові відкладення (галечники, гравеліти, крупнозернисті косослоісті пісковики) характерні для річкових руслових відкладень. Піщано-алевролітові та глинисті породи формувалися в обстановці широких річкових заплав та озер. Болотні фації сприяли вуглеутворенню.
Сумарна потужність відкладень юри за даними глибоких свердловин становить 1100 м і більше.
Найбільш древні осадові кайнозойські комплекси гірських порід (тимчасовий інтервал їх утворення 32-1,6 млн л.н.) (манзурська, баяндаївська та байшинська почти неогену та булусинська почту палеогену) представлені унікальними палеоген-неогеновими відкладеннями, які були сформовані. мезо-кайнозойського віку, найбільш відомі з яких розташовані в межах Усть-Ординського Бурятського округу. Ці опади представлені різноманітними глинами, часто високоглиноземистими, супісками, суглинками, пісками та бурим вугіллям. Зрідка відзначаються вапняки ракушніку і вапняні тонкозернисті туфіти. У цих відкладеннях зосереджені величезні запаси цегляних, вогнетривких, бурових глин та бурого вугілля. Потужність опадів досягає 250-300 м. Вони майже повсюдно налягають на мел-палеогеновую поверхню вирівнювання, що є результатом тривалого підйому або тектонічного спокою території в цей час.
Магматичні породи, поширені на території області, різноманітні за складом, геологічним віком та умовами освіти (див. Геологічну карту в шкільному атласі (Іркутська область..., 2009). Докембрійські магматичні породи представлені різноманітними гранітоїдами, що оголюються в межах складчастої області та виходів фундаменту платформи на поверхню (Шарыжалгайський, Бірюсинський та Чарський виступи).
У пізньопротерозойський час в літифіковані товщі рифея Патомського нагір'я були впроваджені діабази і габро-діабази патомського комплексу (перші прояви траппової формації на Сибірській платформі), а по зонах протерозойських розломів в межах докембрійських порід проникали тріщин.
У ордовико-силурійський час на величезних просторах території Іркутської області, що примикає з півдня, і в межах Патомського нагір'я, були сформовані колізійні гранітоїди Ангаро-Вітімського батоліту (а реал-шахрая), що проплавив величезні площі (близько 200 тис. км1) і гранітним масивом на земній кулі.
Наприкінці верхнього палеозою (девоне-карбоні) у Прибайкаллі в активізованих зонах докембрійських розломів виявився лужний інтрузивний магматизм із впровадженням нефелінових сієнітів тажеранського комплексу.
Поздкепалеозойські та ренмееозойські магматичні породи представлені сибірськими трапами габро-долеритів, долеритів, діабазів та численних їх різновидів ангарського, катангського, жаровського та інших комплексів, дрібними інтрузіями та дайками лужних та сублужних граніт.
Кайнозойські магматичні породи представлені базальтами в Присаянні та Хемар-Дабані. Прояв їх пов'язаний з формуванням байкальської системи западин і за часом відноситься до пліоцену - початку плейстоцену.

У тектонічному відношенні територія Іркутської області охоплює два геотектонічні регіони - південний клиноподібний виступ найдавнішої Сибірської платформи, відомий під назвою Іркутського амфітеатру, і молодший пояс післяплатформного гороутворення (епіплатформного орогенезу) неоген-четвертичного віку, що виник на місці платформи пале. див. Тектонічну карту у шкільному атласі (Іркутська область..., 2009).
Область епіплатформного орогенезу складається з древніх докембрійських брил - уламків фундаменту Сибірської платформи (Бірюсинська, Шарижалгайська, Нарікаючи) і складкових областей, що їх обрамляють, що належать як найдавнішій платформі, так і новостворених.
Палеозойська структура чохла стародавньої платформи території Іркутської області складна. Тут виділяються ділянки моноклінального слабонаклонного залягання порід, ділянки горизонтального залягання, підняття, западини, крайові прогини та зони лінійних складок.
За характером відкладень юри в межах областей її поширення можна виділити такі тектонічні структури: 1) Іркутський басейн і Рибінська западина - частини передгірного прогину з відносно високою інтенсивністю коливальних рухів в ході осідконакопичення та деформацій юрських порід у процесі пізньомезозойських тектонічних рухів; 2) Канський басейн - велика внутрішньоконтикентельна западина з більш спокійним тектонічним режимом; 3) Ангаро-Вілюйський накладений прогин - складна депресія, що складається з серії щодо дрібних западин і поднять, що розділяють їх, що з'єднує Канський басейн і південно-західну периферію Вілюйської западини; 4) Вілюйська западина-внутріп- латформенний прогин.
При епіплатформному орогенезі епіпалеозойська платформа в межах області зазнала глибової складчастості з утворенням склепінь, грабенів, горстів, западин та численних розломів. На початку цього тектонічного етапу рухів спостерігався рифтовий вулканізм основного складу, що особливо інтенсивно проявився в Присаянні і Хамар-Дабані. Сводоутворення сприяло виведенню на поверхню архейських порід фундаменту стародавньої платформи (Шарижалгайський, Бірюсинський та Чарський виступи) та утворенню сучасних гірських хребтів на півдні області.
ПИТАННЯ ДЛЯ САМОКОНТРОЛЮ: Де на території Іркутської області залягають найдавніші породи і якого віку? Чим примітний Прибайкальський вулканічний пояс? Якими гірськими породами, якою почтом починається розріз осадового чохла Сибірської платформи на території Іркутської області? У який час і яких широтах перебував Сибірський континент, коли у ньому формувалися потужні солеродные пласти? У яких умовах морських чи континентальних було утворено юрські породи території Іркутської області?

СИБІРСЬКА ДАВНЯ ПЛАТФОРМА. Кристалічний фундамент: 1 - виступи архейсько-нижньопротерозойських утворень (брили); 2 - нижньопротерозойські складчасті зони. Платформний чохол. Рифейсько-нижньопалеозойський структурний ярус: 3 – внутрішньоплатформні позитивні форми (підняття); 4 - западини з великою амплітудою прогинання; 5 - зони крайових прогинів; б – ділянки субгоризонтального залягання гірських порід. Верхкепалеозойсько-нижньомееозойський структурний ярус (Тунгуська сінекліза): 7 - поле розвитку нормальних осадових порід; - Поле розвитку вулканогенних утворень. Середньомезозойсько-кайнозойський структурний ярус: 9 – ділянки максимального занурення Ангаро-Вілюйськото прогину; 10 - юрський під'ярус передгірних прогинів; 11 - кайнозойський під'ярус передгірних прогинів.
СКЛАДЧАТА ОБЛАСТЬ. 12 - нижньопротероеойські брили; 13 – рмфейсько-палеозойські комплекси; 14 - рифговея западина Байкалу. 15 - зони внутрішньоплатформових складок; 16-розломи; 17 – межі Сибірської платформи. ЦИФРАМИ НА КАРТІ ПОЗНАЧЕНО. Підняття: 1 – Тулунське. 2 – Чуно-Бірюєїнське, 3 – Ангаро-Катанзьке, 4 – Прибайкальське. Впадини: 5 - Тайшетська, - Мурсхай, 7 - Ангаро-Вілюйський прогин,
Зони внутоіплатФоомеїних складок: 8 - Ангарських, 9 - Непських, 10 - Ленських. Крайові прогини: 11 – Передсеянсний, 12 – Предбайкальський, 7 – Бзйкало-Патомський, 14 – Мемсько-Брдайбінський. Виступи фундаменту: 15 – Бірюєїнський, 16 – Шарижалгайсний, 17 – Чарський.
Рис. 8. Тектонічна карта Іркутської області. Де на території Іркутської області є крейдяні утворення? Чи є на території Іркутської області кайнозойські магматичні утворення та чим вони представлені? Які виступи фундаменту Сибірської платформи відомі на території Іркутської області?

ГЕОЛОГІЧНА БУДОВА ТА ІСТОРІЯ РОЗВИТКУ ТЕРИТОРІЇ

Омська область розташована у межах молодої Західно-Сибірської платформи* (герцинської плити). У геологічному будові її території чітко виділяються складчастий фундамент, складений породами палеозойського та допалеозойського віку, та платформний чохол з пологозалягаючими відкладеннями мезозою та кайнозою.

Фундамент має складну будову і складається з магматичних утворень (гранітів, діабазів та ін.), вулканічних туфів та різною мірою метаморфізованих порід (гнейсів, сланців). Породи фундаменту зім'яті у складні складки та пересічені розломами північно-східного та північно-західного простягання. За цими розломами одні ділянки-блоки фундаменту опускалися, інші піднімалися. В результаті тектонічних рухів блоків фундаменту на його поверхні утворилися прогини та виступи.

Як встановили вчені за допомогою останніх геофізичних даних та космічних знімків, у фундаменті є своєрідні «базальтові вікна» - блоки, складені океанічною корою, та кільцеві структури.

Поверхня фундаменту занурюється з півдня на північ. Так, на півдні області фундамент розкривається свердловинами на глибині кількох сотень метрів, в Омську – 2936 м, у Кормилівському районі (радгосп «Ново-Олексіївський») – 4373 м.

Платформенний осадовий чохол у нижній частині розрізу повторює у своєму заляганні рельєф фундаменту. Верхні горизонти практично не відображають поверхні фундаменту.

Осадові породи чохла представлені пісками, пісковиками, глинами, аргілітами та ін. Потужний осадовий покрив формувався десятки мільйонів років протягом шести геологічних періодів (240 млн. років).

За цей час земна кора зазнавала повільних вертикальних коливань. Під час опускання її морські води затоплювали величезні території. У теплих морях, що утворилися, розвивався багатий органічний світ, що сприяє формуванню морських осадових товщ. Потім опускання земної кори змінювалося підняттям, море меліло і поступово зникало, територія області ставала рівнинною сушею з численними озерами та річками. Широко розвинута наземна рослинність. Ці події повторювалися неодноразово.

За всю геологічну історію формування Західно-Сибірської плити утворився осадовий чохол, потужність якого змінюється від 3000-3500 м на півночі до 500-1000 м - біля південного кордону області. Верхню частину чохла (250-300 м) становить товща континентальних верхньопалеоген-неогенових глин, суглинків та пісків. Виходи цих порід оголюються на берегах річки. Іртиша та його приток (рис. 3.), а також у великих озерних улоговинах. Найчастіше ці відкладення перекриті малопотужними четвертинними відкладеннями.

Кожен геологічний відрізок часу історія області відзначається характерними природними умовами і геологічними процесами. Щоб відповісти на питання про те, що відбувалося в далекому минулому, необхідно здійснити подорож геохронологічною таблицею (табл. 1).

Таблиця 1

ГЕОХРОНОЛОГІЧНА ТАБЛИЦЯ

Запитання та завдання.