Палеозойский этап развития Доно-Медведицких дислокаций (Восточно-Европейская платформа)

С. Н. Болотов, М. А. Устинова

МГУ им. М. В. Ломоносова, Геологический факультет

В. Г. Николаев

Геологический институт РАН

Содержание

Аннотация

Введение

Большинство исследователей считают, что Доно-Медведицкие дислокации, расположенные в юго-восточной части Восточно-Европейской платформы, возникли и активно развивались в мезозойско-кайнозойское время [Бражников и др., 1965; Воробьев, 1991; Шафиро, Хлыстова, 1962 и др.]. Многолетнее изучение этих дислокаций показали, что существенную роль в формировании современной структуры осадочного чехла сыграли инверсионные движения на рубеже триаса и перми, в результате которых над выступами фундамента в верхних горизонтах чехла возникли депрессивные зоны, а над опущенными блоками - линейно вытянутые валы [Горьков, 1998; Шафиро, Аванисьян, 1965; Шахновский, 1988 и др.]. На фоне крупных региональных структур существует множество локальных поднятий, хорошо выраженных в мезозойско-кайнозойских отложениях и затухающих с глубиной. Причем, затухание происходит на разных уровнях: в терригенном девоне, в фаменских и верхнефранских отложениях, в карбоне, перми и даже к низах мезозоя [Аксенов, Новиков, 1983; Бражников и др., 1965]. Существуют локальные поднятия, прослеживающиеся до фундамента (Западно-Коробковское, Восточно-Дорожкинское и др.)

Вместе с тем, в низах палеозойского разреза территории Доно-Медведицких дислокаций наблюдаются раздувы мощностей и деформации слоев, необъяснимые с позиций инверсии триаса и юры и более позднего складкообразования. Для объяснения этих фактов и поиска возможных причин их появления нами была применена новая методика обработки данных, основанная на компьютерной реконструкции палеоструктурных планов. Такой подход позволяет с высокой степенью детальности рассмотреть эволюцию палеозойских структурных элементов зоны Доно-Медведицких дислокаций. В качестве исследуемого полигона была выбрана Березовская разведочно-поисковая площадь (рис. 1). Сопоставление структурных планов девонско-раннекаменноугольного комплекса осадочного чехла дает возможность предполагать наличие палеозойских фаз деформаций в зоне Доно-Медведицких дислокаций.

Краткий обзор геологического строения зоны Доно-Медведицких дислокаций

Зона Доно-Медведицких дислокаций расположена в пределах Уметовско-Линевского авлакогена Восточно-Европейской платформы (рис. 1). Авлакоген на западе граничит с Воронежским массивом, на севере торцово упирается в субширотный Елшано-Сергеевский грабен, севернее которого находится Актарский выступ фундамента. На востоке авлакоген примыкает к бортовому уступу Прикаспийской впадины, за которым фундамент резко погружается. В пределах Уметовско-Линевского авлакогена отметки поверхности кристаллического фундамента колеблются от - 2,0 км до - 7,0 - 8,0 км [Бражников и др., 1965; Шахновский, 1988]. По поверхности фундамента с запада на восток выделяются три грабена имеющие северо-восточное простирание: Ивановский, Арчедино-Донской и Уметовско-Линевский, последний из которых является наиболее погруженным. Грабены ограничены сбросами с амплитудами от первых сотен метров до 1,0 1,5 км. Они выполнены комплексом осадочных пород докембрия (верхний рифей - нижний венд), представленных песчаниками, аргиллитами, алевролитами с прослоями гравелитов, доломитов и мергелей. На отдельных участках (Восточно-Кудиновская площадь) вскрыта толща переслаивания известняков и доломитов с прослоями мергелей, предположительно датированная силуром-ордовиком.

Поверхность додевонских отложений полого погружается от - 1,5 км на восточном склоне Воронежского массива до - 6,0 км в Уметовско-Линевской впадине. Ее восточный борт осложнен разломом амплитудой около 500 м, за которым начинается погружение в сторону Прикаспийской депрессии. Разрывные нарушения унаследованы от разломов поверхности фундамента, но их амплитуда гораздо меньше и составляет, главным образом, первые десятки метров, но в отдельных местах она достигает 200 250 м.

Главные структурные комплексы чехла

В девонско-кайнозойском осадочном чехле выделяются несколько структурных комплексов, на рубежах которых происходила перестройка структурного плана (рис. 2).

Самый нижний девонско-раннекаменноугольный комплекс распространен по всей площади и отличается максимальной сменой мощностей в региональном плане. Мощность изменяется от 1,5 км на западе до 4,0 км в Линевском прогибе. Локальные структуры девона характеризуются небольшими амплитудами до 200 300 м. В рассматриваемом комплексе широко развиты сбросы с амплитудой до 300 м [Горьков, 1998] , по которым опущены преимущественно восточные блоки. Причем амплитуда их может быть уменьшена за счет более поздних взбросов, развивавшихся по тем же плоскостям смещения. Девонские амплитуды могли достигать 900 1000 м. Опускания по сбросам начинались в основном в живетское время и заканчивались в большинстве случаев в раннем фране. Скорее всего, эти сбросы на глубине переходят в сложно построенные зоны разломов, захватывающие и поверхность фундамента. Наличие сбросов подтверждается не только выпадением отдельных горизонтов по разную сторону плоскости разлома, но и углами наклона поверхности слоев в скважинах, которые достигают 80 90 градусов.

В разрезе девонско-раннекаменноугольного комплекса на восточном склоне Воронежского массива в единичных скважинах вскрыты дайки диабазов, расположенные на контакте семилукского и воронежского горизонтов [Батанова и др., 1972]. Еще западнее в чехле примерно на этом же стратиграфическом уровне отмечаются прослои базальтов. Возможно, аналогичные магматические породы имеются и в более восточных районах, но они из-за глубокого залегания не вскрыты. Во всяком случае можно достаточно уверенно предполагать наличие этапа магматической активности при формировании нижнего комплекса осадочного чехла.

Средне-позднекаменноугольный комплекс

характеризуется выдержанными мощностями (около 1 км) и скорее всего покрывал всю территорию сплошным чехлом, наследуя девонские локальные складки. Изменения мощностей каменноугольных горизонтов на локальных поднятиях колеблются в первые метры или первые десятки метров. Существенное изменение мощностей (или даже выклинивание) верхних частей разреза определяется последующим поднятием территории и мощным размывом. Пермско-триасовый комплекс занимает восточную часть рассматриваемого района. Западная граница комплекса проходит примерно по осевой части Доно-Медведицкого вала. Наличие нижнепермских органогенных построек, образующих барьерно-рифовую систему позволяют рассматривать область распространения комплекса в качестве западной границы Прикаспийской впадины.

Наконец, самый верхний мезозойско-кайнозойский комплекс резко изменяется в мощности по площади. Максимальных значений она достигает в зонах собственно дислокаций. В этом комплексе выделяется собственно зона Доно-Медведицких дислокаций, разделенная на ряд более мелких структурных элементов II-го порядка: Иловлинско-Медведицкая и Арчедино-Донская системы, разделенные Березовской седловиной (именно в ее пределах находится площадь детальных исследований), и Ольховская мульда. По краевым структурам на западе зона дислокаций граничит с Хоперской моноклиналью и Терсинской депрессией, а на востоке обрамляется Приволжской моноклиналью. Амплитуда флексур на севере достигает 600 700 м. В пределах структур II-го порядка отмечено множество локальных поднятий. Одно из крупнейших Коробковское поднятие (южная часть Иловлинско-Медведицкой системы) по изогипсам байосских отложений имеет амплитуду около 100 м. Большинство локальных поднятий характеризуется амплитудами в 20 60 м.

Геологическое строение девонско-нижнекаменноугольных отложений Северо-Дорожкинской площади

Северо-Дорожкинская площадь расположена в пределах Карповско-Шляховского прогиба, разделяющего поднятия Арчедино-Донского вала, входящего в состав системы Доно-Медведицких дислокаций. Вал имеет северо-восточное простирание, его локальные поднятия затухают в различных горизонтах верхнего палеозоя.

В геологическом строении рассматриваемой территории участвуют породы верхнего палеозоя (средний - верхний девон, карбон), мезозоя (средняя юра, мел) и кайнозоя. В настоящей статье мы рассмотрим строение только палеозойского интервала разреза, с верхнеэмсских отложений нижнего девона по турнейские образования нижнего карбона (рис. 3).

Эмсский и эйфельский ярусы.

Разрез девона в зоне Доно-Медведицких дислокаций начинается с ряжских отложений, относимых к верхнеэмсскому подъярусу (характеристика разреза дана по Алиеву, [1978]; Карпову и др, [1962]; Мельниковой и др., [1962]; Тихомирову, [1995]. Ряжские слои развиты локально, выполняя впадины досреднедевонского рельефа. На Северо-Дорожкинской площади эти отложения отсутствуют, но на сопредельных участках ряжские слои согласно перекрываются породами эйфеля, объединяющего (снизу вверх) морсовский, мосоловский и черноярский горизонты.

Морсовский горизонт сложен в основном серыми и темно-серыми пелитоморфными доломитами с включениями гипса и ангидрита, а также с отдельными прослоями аргиллитов. Мощность горизонта увеличивается с севера на юг от 30 до 100 м. Выше с размывом залегает мосоловский горизонт, представленный микрозернистыми известняками. Мощностью 50-60 м. Разрез эйфельского яруса заканчивает черноярский горизонт, сложенный в целом глинами с прослоями известняков. Он залегает на подстилающих образованиях с размывом. Мощность 40-60 м. В пределах Северо-Дорожкинской площади он образован аргиллитами, пиритизированными, известковистыми, переходящими в мергели. Мощность по скв. 30 Северо-Дорожкинской площади 30 м.

Живетский ярус.

Живетские отложения залегают на эйфельских с глубоким размывом и включают (снизу вверх) воробьевский, ардатовский и муллинский горизонты.

Нижневоробьевские слои сложены кварцевыми песчаниками и алевролитами, известковистыми и алевритистыми аргиллитами. Мощность изменяется от 20 до 90 м. Мощность в пределах Северо-Дорожкинской площади (по скв. 30) 120 м. Верхневоробьевские слои сложены известковистыми аргиллитами с прослоями известняка в подошве. Мощность их 30 м.

Ардатовский горизонт образован аргиллитами с прослоями алевролитов и известняков, средняя мощность 35-40 м. Мощность на Северо-Дорожкинской площади (по скв. 30) около 65 м.

Муллинский горизонт представлен толщей аргиллитов с подчиненными прослоями известняков и алевролитов. В нижней части аргиллиты черные, тонкослоистые, алевритистые, в верхней - серые от темных до светлых. Мощность горизонта изменяется от 35 до 80 м, в пределах Северо-Дорожкинской площади она составляет 85 м.

Франский ярус.

Выше с размывом и перерывом залегают образования франского яруса. Они содержат (снизу вверх): пашийский, кыновский (тиманский), саргаевский, семилукский, петинский, воронежский, евлановский и ливенский горизонты.

Пашийский горизонт характеризуется довольно сложным строением. В северной части Доно-Медведицких дислокаций он образован аргиллитами, алевролитами и песчаниками. Аргиллиты микрослоистые, алевритистые, алевролиты глинистые, слюдистые, песчаники мелкозернистые массивные кварцевые. На юге и юго-западе Доно-Медведицких дислокаций развиты плохо отсортированные песчаники и гравелиты, туффитовые породы предположительно андезитового состава. На Северо-Дорожкинской площади, занимающей центральную часть Доно-Медведицких дислокаций, наряду с кварцевыми мелкозернистыми песчаниками встречаются полимиктовые породы, состоящие из сильно измененных эффузивных обломков разложившихся каолинизированных полевых шпатов и кварца. Песчаники и алевролиты Северо-Дорожкинской площади имеют, как правило, высокое содержание кальцитового цемента, содержат вторичный кварц. Мощность пашийского горизонта уменьшается с востока на запад от 180 до 30 м.

Выше залегают отложения тиманского горизонта, представленные в нижней части песчано-глинистыми породами с подчиненными прослоями алевритовых известняков (мощность на Северо-Дорожкинском участке около 30 м) и аргиллитами с прослоями алевролитов, иногда известняков в верхней части разреза. Мощность отложений уменьшается с востока на запад от 108 124 м до 20 25 м.

Тиманский горизонт с небольшим размывом перекрывается породами саргаевского горизонта. В строении последнего участвуют известняки пелитоморфные, с прослоями мергелей и аргиллитов. В пределах Северо-Дорожкинской площади саргаевский горизонт представлен доломитизированными, микрозернистыми известняками. Мощность горизонта увеличивается с запада на восток с 10 до 120 м, но на Северо-Дорожкинской площади она уменьшается до 10 м.

Выше залегает семилукский горизонт, представленный в основании аргиллитами темно-зеленовато-серыми, известковистыми, с прослоями глинистых известняков, а в средней и верхней частях - известняками (в большей или меньшей степени глинистыми) и известковистыми темно-серые глинами с тонкими прослоями известняков. В кровле развиты слабо доломитизированные известняки. Мощность горизонта увеличивается к северо-востоку от 30 до 290 м. На Северо-Дорожкинской площади развиты рифовые постройки.

Семилукские отложения перекрываются породами петинского горизонта. В южной части Доно-Медведицких дислокаций нижняя часть петинский горизонт представлена разнозернистыми кварцевыми и полевошпато-кварцевыми песчаниками, верхняя - серыми, темно-серыми, глинистыми, детритусовыми известняками и мергелями. В северной части низам петинского горизонта соответствуют почти черные, сильно глинистые и алевритистые известняки, верхам - темно-серые, буровато-серые пелитоморфные, глинистые, тонкозернистые известняки; мергели и аргиллиты. В пределах Северо-Дорожкинской площади петинский горизонт сложен в основном аргиллитами. Мощность пород варьирует от 45 до 380 м, на Северо-Дорожкинском участке она составляет 212 м.

Вышележащий воронежский горизонт в нижней части сложен мелкозернистыми известняками, в верхней - глинистыми известняками. На территории Северо-Дорожкинского участка развиты рифовые постройки, сложенные неравномерно зернистыми органогенными известняками. К югу нижняя толща становится более глинистой, а верхняя - замещается кварцевыми песчаниками, кварцевыми алевролитами и алевритистыми аргиллитами. Мощность пород увеличивается с запада на восток от 20 до 200 м.

Венчают разрез франа евлановско-ливенские отложения, которые ложатся на воронежские с размывом. В северной и центральной (Северо-Дорожкинский участок) частях Доно-Медведицких дислокаций евлановско-ливенские слои сложены пористыми серыми органогенными известняками. В южном направлении в основании разреза появляются разнозернистые песчаники, лежащие выше известняки становятся глинистыми, пелитоморфными. Мощность варьирует от 26 м (Арчедино-Паникское поднятие) и до 120 м (Жирновское поднятие).

Фаменский ярус.

Отложения фаменского яруса ложатся с перерывом на франские. Сам ярус содержит (снизу вверх) следующие горизонты: задонский, елецкий, лебедянский, оптуховский, плавский, озерский, хованский. Оптуховский и плавский горизонты на данной территории не описаны.

Задонско-елецкие отложения в нижней части на севере территории сложены аргиллитами и мергелями, выше - известняками. Выше залегают известняки водорослевые, псевдоолитовые, пористые. Верхняя часть задонско-елецких слоев образована глинистыми серыми известняками и доломитами, мергелями. В центральной части Доно-Медведицких дислокаций отложения представлены, главным образом, известняками серыми глинистыми, конгломератовидными, пелитоморфными доломитизированными с подчиненными аргиллитами. В южном направлении в нижней части разреза преобладают песчано-глинистые породы, а в верхней - глинисто-карбонатные. Мощность меняется от 240 до 460 м.

Лебедянские отложения, перекрывающие задонско-елецкие, на северном участке Доно-Медведицких дислокаций сложены в нижней части доломитами, мергелями и известняками, в верхней части - глинистыми доломитами. В центральной части (Северо-Дорожкинский участок) преобладают известняки. Общая мощность горизонта уменьшается к западу в сторону Воронежского массива от 220 до 80 м.

Озерско-хованские слои представлены однородной толщей пелитоморфных и тонкозернистых известняков с прослоями черных мергелей. Мощность меняется от 29 до 70 м.

Турнейский ярус.

Отложения турнейского яруса ложатся на девонские с перерывом. Они представлены в нижней части органогенно-обломочными светло-серыми и серыми известняками (малевский горизонт). Вверх по разрезу эти известняки сменяются неравномерно глинистыми, в различной степени перекристаллизованными известняками (упинский и черепецкий горизонты). Верхняя часть сложена маломощными известняками с прослоями глин и мергелей.

Методика восстановления палеоструктурных планов

Реконструкции палеоструктурных планов с целью восстановления тектонической истории региона широко применяются уже на протяжении многих десятилетий. Суть данного подхода сводится к построению палеоструктурных карт для выбранных рубежей геологического прошлого и восстановлению на основе их анализа общей геодинамической картины становления региона.

Внедрение в практику исследований современных компьютерных технологий позволило решать уже известные задачи на качественно ином, более детальном уровне. В частности, применение компьютеров для реконструкции палеоструктурных планов на порядок повысило их детальность, неизмеримо сократило время их построения, а трехмерные блокдиаграммы делают наглядными и удобным для анализа результаты построений.

Для реконструкции девонско-раннекаменноугольных структурных планов Березовской площади нами была использована методика, разработанная сотрудниками кафедры исторической и региональной геологии Геологического факультета МГУ [Шалимов, 1999].

Общий алгоритм действий заключался в следующей последовательности шагов. На основе общего анализа геологической ситуации в пределах исследуемой территории в составе девонско-раннекаменноугольного структурного комплекса были выявлены горизонты, наиболее информативные для построения структурных карт и последующей их обработки: т. е. были определены рубежи, на которых наблюдается наиболее заметная смена геологической обстановки как с точки зрения литолого-фациальной изменчивости, так и со структурных позиций. Такими рубежами нами были выбраны поверхности кровли воробьевского (D₂ gv vb ), тиманского (кыновского) (D₃ f₁ tm ), евлановского-ливенского (D₃ f₂ev+lv ) горизонтов и турнейского яруса (C₁ t). За основу построений были использованы карты хроноизогипс масштаба 1:50,000 (по Хайрову и др., [1991], с изменениями и дополнениями авторов).

Современная структура различных горизонтов чехла рассматриваемого района отражает несколько этапов деформаций. Структура кровли воробьевского горизонта живета (рис. 4) отражает суммарные деформации, начиная с ардатовского времени по ныне. Структура кровли тиманского (кыновского) горизонта нижнего франа (рис. 5) формировалась, начиная с саргаевского времени по ныне. Структурный план евлановско-ливенских отложений верхнего франа (рис. 6) отражает суммарные деформации, начиная с фамена и по ныне. Современная структура поверхности турнейского яруса (рис. 7) отражает суммарные деформации за все посттурнейское время. Таким образом, структура поверхности наиболее древнего горизонта - воробьевского - содержит максимальное число этапов деформаций, а каждый последующий горизонт на один этап деформаций меньше предыдущего. Следовательно, если в двух смежных горизонтах из структуры более древнего (нижнего) вычесть структуру поверхности более молодого (верхнего), тем самым можно восстановить структуру поверхности нижнего горизонта на окончание времени формирования верхнего. Эта процедура позволяет выделить из современной суммарной структуры деформации, возникшие на разных этапах формирования рассматриваемого региона. На практике эта процедура реализуется путем вычитания трехмерного цифрового массива ( x, y, z ) верхней поверхности из трехмерного массива нижней поверхности.

Практическая реализация описанного алгоритма осуществлялась с использованием компьютерных программ Aldus PhotoStyler 2.0 (сканирование исходных карт); Easy Trace 4.0 (оцифровка); Surfer for Windows 5.0 (математическая интерполяция полученных массивов данных и построение двух– и трехмерных моделей каждой из исследуемых поверхностей).

Результаты палеоструктурных реконструкций

На основе описанной методики нами были построены три палеоструктурные карты и блокдиаграммы к ним, отражающие характер деформаций конкретной геологической поверхности для конкретного временного рубежа.

На рис. 8 показана структура поверхности кровли воробьевского горизонта живетского яруса на окончание тиманского времени (поздний фран). Данная структурная карта есть результат разности современных структурных поверхностей воробьевского и тиманского горизонтов (из структуры рис. 4 вычесть структуру рис. 5). И на плане, и на трехмерной блок-диаграмме четко отмечается общее падение воробьевского горизонта в юго-западном направлении. В юго-западной и юго-восточной частях ясно выделяются две депрессии, разделенные субмеридиональным валом.

Рис. 9 иллюстрирует строение тиманского (кыновского) горизонта на рубеже франского и фаменского веков. Палеоструктура реконструирована путем вычитания из современной структурной поверхности тиманского горизонта современной структуры кровли евлановско-ливенских отложений (из структуры рис. 5 вычесть структуру рис. 6). Полученная палеоструктура характеризуется отчетливо выраженным валообразным поднятием с максимумом в центральной части территории. На востоке вал имеет широтное простирание, но по мере продвижения на запад его простирание меняется на юго-западное. В южной и северной частях района тиманские отложения в конце франа формировали отчетливо выраженные депрессии, наиболее глубокая из которых располагалась на северо-востоке. В целом, можно уверенно констатировать принципиальную разницу между палеоструктурными картами воробьевского (рис. 8) и тиманского (рис. 9) горизонтов.

Рис. 10 отражает структуру кровли евлановско-ливенских отложений к началу визейского времени. Данная структура отражает разницу современных структурных поверхностей кровли евлановско-ливенских и визейских отложений (из структуры рис. 6 вычесть структуру рис. 7). Рассматриваемый палеоструктурный план характеризуется сложным дифференцированным строением с множеством депрессий и куполов и резко отличается от двух предыдущих структурных планов (рис. 9, 10). Характерной особенностью палеоструктуры данного временного рубежа является обширная депрессия, располагающаяся к югу от центральной области.

Обсуждение результатов

Все три реконструированных палеоструктурных плана (рис. 8, 9, 10) принципиально различаются между собой. Это позволяет предполагать эпохи деформаций, которые должны были происходить в интервале времени с конца формирования каждого более древнего горизонта до конца формирования следующего за ним более молодого горизонта. Так палеоструктура кровли воробьевского горизонта в конце тиманского (кыновского) времени (рис. 8) должна была возникнуть в период с ардатовского (см. рис. 3) по тиманское время включительно. Аналогично, палеоструктура кровли тиманского горизонта к концу евлановско-ливенского времени могла возникнуть только в интервале с саргаевского по евлановско-ливенское время включительно. Палеоструктура кровли евлановско-ливенских отложений к началу визейского времени должна была сформироваться, начиная с фамена, но не позднее конца турнейского века, причем, из-за отсутствия косьвинских отложений на Березовской площади деформации не могут быть моложе кизеловского времени.

Для более точного определения времени деформаций рассмотрим график истории развития Березовской площади для девонско-раннекаменноугольного времени (рис. 11). Резкие изменения угла наклона кривых тектонического проседания и общего проседания фундамента отражают изменение скорости вертикальных движений фундамента, что может являться следствием активизации тектонических процессов.

В ардатовско-тиманском интервале резкое изменение скорости проседания фундамента отмечается в конце муллинского времени. Можно предполагать, что деформации, отраженные на рис. 8, возникли именно в это время.

В саргаевско-ливенском интервале незначительное увеличение скорости проседания фундамента наблюдается в конце саргаевского времени и резкое увеличение отмечается в петинское время. Можно полагать, что деформационная структура, отраженная на рис. 9, скорее всего сформировалась именно в петинское время.

Фаменско-турнейский интервал характеризуется довольно спокойным тектоническим режимом. Единственный отчетливо выраженный рубеж увеличения скорости проседания фундамента отмечается в конце елецкого времени. Начиная с лебедянского и вплоть до середины упинского времени, отмечается плавное увеличение скорости проседания. Представляется наиболее вероятным, что именно в этот период произошли деформации, отраженные на рис. 10.

Выводы

Изложенные данные позволяют высказать некоторые предположения.

1. Палеозойский этап развития имеет существенное значение при формировании зоны Доно-Медведицких дислокаций. Именно он определил простирание Доно-Медведицкого вала. Образование палеозойских структур определялось блоковыми движениями фундамента по разломам додевонского заложения и развития.

Не исключено, что на чисто тектонические движения наложился фактор увеличения объемов пород (прежде всего карбонатов), обусловленный термально-магматической активностью франского времени.

2. Построенные трехмерные палеоструктурные модели для трех рубежей девонско-раннекаменноугольного комплекса Березовской площади зоны Доно-Медведицких дислокаций принципиально отличаются друг от друга. Это может свидетельствовать как минимум о трех фазах тектонической активизации.

Возможными периодами тектонической активизации в позднем палеозое, приведшим к складчатым (хотя и малоамплитудным) деформациям чехла являются: конец муллинского времени; петинское время; конец елецкого - середина упинского времени.

3. Мезозойские и особенно кайнозойские деформации в зоне Доно-Медведицких дислокаций, несомненно, были мощными и значимыми в плане формирования современной структуры этой зоны, однако, мезо-кайнозойские структуры, по всей видимости, лишь унаследовали более ранние позднепалеозойские дислокации, которые определяли характер и направленность их развития.

Конечно, сделанные предположения требуют дальнейшей проверки, причем необходимо анализировать не отдельные локальные структуры, а рассматривать эволюцию крупных структурных зон.

Благодарности

Литература

Алиев М. М., Девонские отложения Волго-Уральской провинции, 214 с., Гостоптехиздат, Москва, 1978.

Аксенов А. А., Новиков А. А., Прогноз, поиски и разведка погребенных нефтегазоносных структур, 160 с., Недра, Москва, 1983.

Батанова Г. П., Лангборт Л. Е., Чугунов Н. А., Основные закономерности строения и петрографическая характеристика пород кристаллического фундамента Волгоградского Правобережья, В кн.: Вопросы геологии и нефтегазоносности Нижнего Поволжья, Тр. ВолгоградНИПИнефть, вып. 18, с. 34-43, Ниж.-Волж. кн. изд-во, Волгоград, 1972.

Бражников Г. А., Воронков А. В., Салов Ю. А. и др., Тектоническое районирование Волгоградской области, В кн.: Вопросы геологии и нефтегазоносности Волгоградской области, Тр. ВНИИНГ, вып. 3, с. 164-180, Недра, Л.О., Ленинград, 1965.

Воробьев В. Я., Информативность методов прогнозирования платформенных структур, 272 с., Недра, Ленинград, 1991.

Горьков Д. Ю., Условия формирования и особенности строения структурных блоков (на примерах Саратовского и Волгоградского Правобережья), Недра Поволжья и Прикаспия, вып. 16, 1998.

Карпов П. А., Назаренко А. М., Нечаева М. А., Шевченко В. И., Стратиграфия девонских отложений Доно-Медведицкого вала и Терсинской депрессии, В кн.: Геологическое строение и нефтегазоносность Волгоградской области, с. 17-38, Гостоптехиздат, Москва, 1962.

Мельникова А. С., Гогина Е. А., Никитина Г. П., Морозова Р. И., Стратиграфия и литология каменноугольных отложений Волгоградской области, В кн.: Геологическое строение и нефтегазоносность Волгоградской области, с. 39-90, Гостоптехиздат, Москва, 1962.

Музыченко А. М., Геологическое строение и нефтегазоносность Волгоградской области, 165 с., Гостоптехиздат, Москва, 1963.

Тихомиров С. В., Этапы осадконакопления девона Русской платформы и общие вопросы развития стратисферы, 445 с., Недра, Москва, 1995.

Хайров Р. Г., Акимцев В. И., Василенко О. И., Изучение строения отложений карбона и девона на Березовской площади с целью поисков и детализации локальных структурных форм, Отчет о работе сейсморазведочной партии # 5/90, 525 с., Объединение "Волгограднефтегеофизика" (ГГП "Росгеолфонд" рег. # 457979), Волгоград, 1991.

Шалимов И. В., Метод компьютерной реконструкции палеоструктурных планов, В кн.: Геологический анализ осадочных бассейнов, Серия методических руководств по геологическому анализу при геологическом картировании, Под ред. Н. В. Межеловского и А. Ф. Морозова, 1999, (в печати).

Шафиро Я. Ш., Аванисьян Г. М., Мезо-кайнозойская структура Волгоградского Поволжья и ее соотношение с девонским региональным структурным планом, В кн.: Вопросы геологии и нефтегазоносности Волгоградской области, Тр. ВНИИНГ, вып. 3. с. 206-231, Недра, Л.О., Ленинград, 1965.

Шафиро Я. Ш., Хлыстова В. Н., Формирование локальных поднятий зоны Доно-Медведицких дислокаций, Бюлл. МОИП. Отд. Геол., Т. XXXVII, вып. 5, 111-131, 1962.

Шахновский И. М., Геологическое строение и нефтегазоносность авлакогенов Восточно-Европейской платформы, 120 с., Наука, Москва, 1988.