Структурные элементы поверхности фундамента и осадочного чехла платформ

Платформы подразделяются прежде всего на крупные площади выходов на поверхность фундамента — щиты и на не менее крупные площади, покрытые чехлом, — плиты.

Щиты занимают территорию с поперечником, нередко превосходящим тысячу километров. На протяжении своей истории они обнаруживают устойчивую тенденцию к поднятию и денудации, хотя временами ненадолго покрывались, полностью или частично, мелким морем: Канадский щит в ордовике — девоне, Балтийский щит в кембрии—силуре, Алданский — в кембрии и т.д. Менее крупные и более длительное время затоплявшиеся морем выступи фундамента обычно именуются массивами, например Анабарский массив Сибирской платформы, Украинский массив Восточно-Европейской платформы и др. Впрочем, Украинский массив нередко также называют щитом.

Щиты легко выделяются в платформах северного ряда, где они со всех сторон окружены чехлом, но значительно труднее в плат формах южного ряда, особенно Африканской и Индостанской, им большей части площади которых фундамент обнажается на поверхности, а чехол, напротив, распространен более ограниченно, и пределах замкнутых впадин. Как отмечалось выше, молодые платформы целиком или почти целиком представляют собой плиты, а щиты или массивы здесь встречаются в виде исключения. Таким образом, плиты — преобладающий элемент строения большей части древних и особенно молодых платформ, покрытый осадочным или осадочно-вулканогенным чехлом изменчивой мощности (см. ниже). В пределах плит различают структурные элементы подчиненного (второго) порядка: антеклизы, синеклизы и авлакогены; последние могут осложнять строение и щитов (например, Овручский авлакоген на северо-западе Украинского щита, авлакоген Нелчер и другие на Канадском щите).

Антеклизы ¹ представляют собой крупные и пологие погребенные поднятия фундамента, в сотни километров в поперечнике. Глубина залегания фундамента и соответственно мощность чехла в их сводовых частях не превышает 1—2 км; разрез чехла обычно изобилует перерывами и сложен сугубо мелководными или континетельными отложениями. Иногда в центре антеклизы имеются относительно небольшие выходы фундамента (Воронежская антеклиза Русской плиты, Оленекская антеклиза в Сибири, антеклизы Бенд и Озарк в Северной Америке). В некоторых случаях антеклизы являются как бы многовершинными. Эти вершины именуются сводами, например Татарский и Токмовский своды Волго-Уральской антеклизы. Антеклизы встречаются и на молодых плитах,например Каракумская антеклиза Туранской плиты.

¹ Термин введен А.Н. Мазаровичем в 1921 г.

² Термин введен А.П. Павловым в 1903 г.

Синеклизы ² — крупные, пологие, почти плоские впадины фундамента с глубиной залегания фундамента до 3—5 км и относительно более полным и глубоководным («мористым») разрезом осадочного чехла (рис. 13.2). Следует иметь в виду, что антеклизы и синеклизы — очень пологие структурные формы: угол наклона слоев обычно составляет менее 1° и не может быть замерен обычным компасом в обнажениях, поэтому эти структуры устанавливаются по смене выходов более древних и более молодых отложений на геологических картах и по данным бурения и сейсморазведки. Синеклизы наблюдаются не только в пределах плит, но иногда и в пределах щитов (например, синеклиза Гудзонова залива на Канадском щите); на гондванских платформах они представляют изолированные впадины, окруженные выходами фундамента (синеклизы Конго, Таудени в Африке, Амазонская в Южной Америке и др.). На платформах северного ряда синеклизы обычно граничат либо с антеклизами, либо с щитами. Типичными являются Московская синеклиза Русской плиты, Амударьинская (Мургабская) синеклиза молодой Туранской плиты.

Существует два особых типа синеклиз. Один из них характеризуется резко повышенной мощностью осадочного чехла (до 10—11 даже 20—25 км) и залеганием чехла непосредственно на фундаменте со скоростями продольных сейсмических волн, типичными для нижнего слоя континентальной коры или для второго слоя океанской коры. Об этих синеклизах уже говорилось выше и высказывалось предположение, что они могут представлять реликты океанских бассейнов подвижных поясов.

Второй особый тип синеклиз — трапповые синеклизы, например Тунгусская Сибирской платформы, Деканская Индостана, Карру Южной Африки, Параны Южной Америки. В их разрезе, особенно в его верхах, залегает мощная платобазальтовая форма, покрывающая площадь более 1 млн км²; с базальтами ассоциируют дайки и силлы основных магматитов. Любопытно, что эти синеклизы в рельефе обычно выражены плоскогорьями — плато Путорана в Сибири, Декан в Индостане, Карру в Южной Африке. Вероятно, это объясняется повышенной мощностью коры, нарастившейся снизу основной магмой.

Рис. 13.2. Геологические разрезы через западную часть Московской синеклизы, по В.Г. Петрову, 1973 (наверху) и Прикаспийскую синеклизу, по В.Л. Соколову, 1970 (внизу), Восточно-Европейская платформа:
1 — отложения верхнего плиоцена; 2 — отложения палеогена, мезозоя и перми-триаса; 3 — соляные штоки и гряды; 4 — подсолевой осадочный комплекс 5—6 — консолидированная кора (5 — «гранитный», 6 — «базальтовый» слои, 7 — верхняя мантия

Подобно тому как антеклизы могут распадаться на несколько сводов, синеклизы могут состоять из нескольких впадин,разделенных сводами или седлами. Несколько таких впадин различают в пределах Тунгусской синеклизы; их нередко считают самостоятельными синеклизами. В Западно-Техасской синеклизе Северо-Американской платформы выделяют впадины Делавер и Мидленд, разделенные «Центральной платформой».

Весьма примечательным типом крупных отрицательных структур платформ являются авлакогены (греч. «авлакос» — борозда т.е. бороздой рожденные), впервые выделенные в 1960 Н.С. Шатским и впоследствии оказавшиеся широко распространенными практически на всех платформах. Авлакогены — это четко линейные грабен-прогибы, протягивающиеся на многие сотни километров при ширине в десятки, иногда более сотни километров, ограниченные разломами (сбросами) и выполненные мощными толщами осадков, а нередко и вулканитов, среди некоторых особенно характерны базальты повышенной щелочности и родственные им породы. Среди осадков типичны соленосные и паралические угленосные формации, которые встречаются и в глубоких синеклизах. Глубина залегания фундамента нередко достигает 10—12 км, а консолидированная кора и литосфера в целом часто утонены, что сопровождается подъемом разуплотненной мантии (астеносферы). Такое глубинное строение характерно для континенентальных рифтов: их древней и погребенной разновидностью — палеорифтами — авлакогены и являются. Присутствие в структуре платформ обнаруживается лишь бурением и (или) сейсморазведкой; именно по данным бурения на Русской плите они и были открыты Н.С. Шатским.

В более поверхностной структуре авлакогены могут быть выражены двояко: либо развитыми над ними синеклизами, либо зонами складчатости чехла. Примером соотношений первого рода может служить Украинская синеклиза, сложенная осадками от верхов нижнего карбона до неогена и перекрывающая Днепрово-Донецкий авлакоген, выполненный отложениями от среднего девона до нижнего карбона включительно. Перерождение авлакогенов, сначала через равновеликие прогибы, в синеклизы представляет обычное явление, и можно утверждать, вслед за Н.С. Шатским, что в основании большей части, если не всех синеклиз (осадочных бассейнов), должны находиться палеорифты - авлакогены. Эта закономерность получила название правила Шатского.

Однако далеко не все авлакогены эволюционировали по пути превращения в синеклизы. Другая их часть подверглась сжатию и превратилась в складчатые зоны разной степени сложности. В одних случаях это сравнительно простые одиночные валы, например Вятский вал над Кировско-Казанским авлакогеном, в других случаях — сложные валы, состоящие из нескольких параллельных цепочек локальных поднятий, в третьих — настоящие интракратонные складчатые зоны довольно сложного строения, с разрывами надвигового типа. Таковы Кельтиберийская зона в Испании, зоны Среднего, Высокого и Сахарского Атласа в Магрибе, Пальмирид в Сирии и др. Во всех этих примерах отрицательные структуры — авлакогены — переродились в положительные — валы, складчатые зоны («плакантиклинории», как их назвал польский геолог Е. Зноско), т.е. произошла, как говорят, тектоническая инверсия.

Внутренняя структура неинверсировавших авлакогенов также бывает разной степени сложности. Помимо главных разрывов, ограничивающих авлакоген, часто наблюдаются параллельные им, причем все эти разрывы обычно относятся к типу листрических сбросов (рис. 13.3). В осевой части широких авлакогенов нередко находятся горстовые поднятия, как, например, Сунтарский горст в Вилюйском авлакогене.

Рис. 13.3. Сейсмогеоло-гический разрез через Припятский авлакоген, Восточно-Европейская платформа. По Р.Г. Гарецкому, С.В. Клушину, 1989:
1 — чехол платформы (рифей—квартер); 2 — клиноформы в низах земной коры и их контуры; 3 — волноводы; 4 — зоны разуплотнения (тектоническая трещиноватость?); 5 — поверхность фундамента; 6 — отражающие площадки; 6 — листрические сбросы; 8 — границы зоны «коро-мантийной смеси»: а — ее кровля (поверхность Мохоровичича, М), б — подошва

Для многих авлакогенов, например упоминавшихся Днепровско-Донецкого и Кировско-Казанского, характерно двухфазное paзвитие. Первоначально они возникли в рифее, но затем, после довольно длительного денудационного интервала, возродились в середине девона.

Выше уже упоминались валы представляющие платформенные структуры низшего порядка, обычно развитые либо над осевыми частями авлакогенов, либо в их бортах, над граничными и другими разрывами. Валы представляют собой пологие линнейные поднятия протяженностью несколько десятков километров. Как правило, они состоят из одного или нескольких рядов более мелких антиклинальных структур, которые геологи-нефтяники именуют локальными поднятиями. Н.С. Шатский предложил называть их плакантиклиналями, т.е. плоскими антиклиналями, но этот термин не привился. Действительно, в подавляющем большинстве случаев это очень пологие формы, высотой не более первых сотен, а часто только десятков метров. Но встречаются и более резко выраженные структуры, с наклоном крыльев до первых десятков градусов, притом асимметричные, например складки Саратовского Поволжья или Нижнего Приангарья.

Дислокации платформенного чехла могут иметь различное происхождение. По-видимому, основная их часть, и притом наиболее интенсивно выраженная, связана с тангенциальным сжатием, исходящим от смежных орогенов. Такое сжатие может распространяться на сотни километров от фронта орогена, вызывая инверсию авлакогенов, образование надвигов (Северо-Донецкий, Жигулевский надвиги Русской плиты, надвиги запада Туранской плиты) и складок. Существование горизонтального сжатия в теле платформ, направленного от орогенов, установлено в Северной Африке и Западной Европе. Образование платформенных складок за счет этого сжатия облегчается в случае присутствия среди пород осадочного чехла соленосной толщи или глинистых пачек (Рис. 13.4). Очень показателен в этом смысле пример Ангаро-Ленской зоны дислокаций на юге Сибирской платформы, где соль имеет кембрийский возраст, или Юрских гор в Западной Европе с соленосным триасом в основании разреза. Соленосные девон, пермь, триас во многом обусловили и сложное строение интракратонных складчатых зон, возникших над авлакогенами.

Рис. 13.4. Геологический профиль одного из участков Ангаро-Ленской зоны дислокаций, Сибирская платформа. По А.Э. Конторовичу, 1994:
1—4 — осадочные породы: соли (1), терригенные (2), терригенно-карбонатные (3), карбонатные (4); 5 — силлы долеритов; 6 — кристаллический фундамент; 7 — разрывы

Но далеко не вся платформенная складчатость может быть отнесена к наведенной складчатости тангенциального сжатия. В некорторых частях платформ, удаленных от орогенов, распространены складки, не связанные непосредственно с авлакогенами и не обладающие простиранием, параллельным фронту ближайшего орогена, или вообще не отличающиеся сколько-нибудь однообразной ориентировкой. Подобные складки скорее всего связаны с подвижками блоков фундамента по разломам: они могут быть надразломными, надблоковыми (рис. 13.5), поэтому и получили названиe отраженных. Но в чем причина перемещения блоков фундамента? Этот вопрос нельзя считать решенным. Возможно, что такой причиной является общее охлаждение и неравномерное опускание фундамента, а возможно, что, напротив, разогрев в периоды активизации платформы (см. ниже).

Этими двумя типами дислокаций — наведенным и отраженным — не исчерпывается разнообразие платформенных складок. В авлакогенах и глубоких синеклизах с мощными соленосными толщамии широко распространены соляные диапиры — купола и валы (Днепровско-Донецкий авлакоген, Прикаспийская, Среднеевропейская, Мексиканская синеклизы и др.)- В верхней части осадочного чехла достаточно часто встречаются складки экзогенного происхождения — уплотнения (над рифами, песчаными линзами), выпирания (в речных долинах), гляциодислокации и др.

Рис. 13.5. Отраженные складки в низах платформенного чехла Западной Сибири, Алясовская площадь. По В.Н. Марковичу и М. И. Козловой:
1 — фундамент; 2 — продуктивный березовский горизонт верхней юры; 3 — аргиллиты верхней юры — валанжина; 4 — песчано-глинистые отложения валанжина—готерива; 5 — глинистые отложения готерива—баррема; 6 — разрывные нарушения

Помимо щитов и плит в структуре платформ, по предложению Е. В. Павловского, нередко различают третий элемент того же первого порядка — зоны перикратонных опусканий. Такие зоны наиболее четко выделяются между щитами и орогенами или их передовыми прогибами; в Северной Америке это зона Великих равнин между Канадским щитом и Скалистыми горами, в Южной Америке — зона между Гвианским и Западно-Бразильским щитами, с одной стороны, и Андами — с другой. На Восточно-Европейской платформе с известной долей условности, связанной с неопределенностью границы с усской плитой, подобной зоной можно считать Волго-Уральскую область и, с большей уверенностью, южный, причерноморский, склон Украинского щита и западный склон того же щита и Белорусской антеклизы — Вислянско(Балтийско)-Днестровскую зону. На Сибирской платформе Е.В. Павловский выделил в качестве тектонотипа «перикратонного прогиба» Ангаро-Ленскую зону.

Зоны перикратонных опусканий характеризуются пологим моноклинальным или ступенчато-моноклинальным погружением фундамента в сторону смежных подвижных поясов. По существу они представляют наиболее внутренний, проксимальный, элемент пассивных континентальных окраин и отвечают внутреннему шельфу, отличаясь обычно повышенной мощностью (до 10—12 км) и более открыто-морским составом осадков по сравнению со смежными плитами, хотя встречаются и паралические и лагунные формации. Их внешняя граница практически проводится либо по появлению моласс передового прогиба, наложенного, как правило, на продолжение той же зоны перикратонных опусканий, либо практически вдоль фронта интенсивных деформаций сложного орогена, в последнем случае эта граница может не совпадать с линией заметных изменений фаций и мощностей отложений, либо носит вторичный характер.

Стадии развития платформ

Поверхность фундамента платформ отвечает срезанной денудацией поверхности складчатого пояса — орогена. Таким образом, платформы следуют за орогенами в эволюционном ряду крупных элементов земной коры и литосферы. Однако настоящий платфориый режим устанавливается на площади былого подвижного пояса не сразу, иногда лишь по прошествии многих десятков, в случае молодых платформ — даже нескольких сотен, в случае древних платформ — миллионов лет, с наступлением стадии накопления плитного чехла. А перед этим, в течение «доплитного» этапа, платформы проходят две подготовительные стадии, на которыx они отличаются еще повышенной подвижностью, — стадию кратонизации и авлакогенную стадию, выделенные А.А. Богдановым.

Стадия кратонизации на большей части площади древних платформ отвечает по времени первой половине среднего протерозоя, раннему рифею. Как отмечалось выше, есть серьезные основания предполагать, что на этой стадии все современные древние платформы еще составляли интегральные части единого супергинента — Пангеи I, возникшей в конце раннего протерозоя, поверхность суперконтинента испытывала общее поднятие, и накопление осадков, в основном континентальных, происходило на ограниченных площадях. Зато широкое развитие получило образование субаэральных покровов кислых эффузивов и туфов, в том числе игнимбритов, нередко несколько повышенной щелочности (калиевости). Одновременно более древние породы подвергались калиевому метасоматизму и происходило внедрение крупных расслоенных плутонов, часто в форме лополитов, основных в нижней части, более кислых — в верхней; первый тип пород обычно представлен габбро-анортозитами, второй — гранитами типа рапакиви. Если первые представляют продукт плавления нижней коры под влиянием подъема астеносферы или непосредственно подъем продуктов плавления последней, что наиболее вероятно, то граниты образуются за счет плавления верхней коры. Во всяком случае, магматизм и метасоматизм данной стадии свидетельствуют о повышенном тепловом и флюидном потоке и в свою очередь приводят к изотропизации платформенного фундамента.

Авлакогенная стадия на большинстве древних платформ соответствует среднему и позднему рифею и может захватывать и ранний венд. Она знаменует начало распада суперконтинента и обособления отдельных древних платформ, характеризуясь господством растяжения и образованием многочисленных рифтов и целых рифтовых систем, в большинстве своем затем перекрытых чехлом и превращенных в авлакогены, он дал и название стадии, подобные рифтовые системы установлены практически на всех древних платформах, особенно северного ряда (в южном ряду они превратились в позднем рифее в интеркратонные геосинклинали), — в Северной Америке, Восточной Европе (рис. 13.6), Сибири, Северном Китае и Корее. Выполнены эти палеорифты-авлакогены обломочными континентальными и мелководно-морскими осадками: кварцитами, аргиллитами, строматолитовыми карбонатами; в позднем рифее кое-где (Австралия) впервые появляются эвапориты. Разрезы обычно построены циклически. Встречаются покровы платобазальтов и силлы габбро-диоритов и габбро-диабазов, т.е. породы трапповой ассоциации, преимущественно на границе циклитов среднего и позднего рифея, позднего рифея и венда.

Рис. 13.6. Рифейские рифты (авлакогены) Восточно-Европейской платформы, по Е.Е. Милановскому (1979), упрощено: 1 — рифты и разломы; 2 — проявления магматизма; 3 — инверсионные поднятия

На молодых платформах, где доплитный этап сильно сокращен по времени, стадия кратонизации не выражена, а авлакогенная стадия проявлена образованием рифтов, непосредственно наложенных на отмирающие орогены в согласии с их простиранием. Эти рифты нередко называют тафрогенами, а соответствующую стадию развития — тафрогенной (см. гл. 12). Их выполнение представлено обломочными отложениями — красноцветными или угленосными, а также базальтами. Типичны позднетриасовые-раннеюрские грабены типа Челябинского на восточном склоне Урала и их аналоги под чехлом Приатлантической равнины в США, в Восточной Австралии и т.д. Грабены Срединной долины Шотландии и другие в Британских каледонидах относятся к той же категории.

Переход к плитной стадии (собственно платформенному этапу) завершился на древних платформах Восточной Европы, Сибири, Китая и Кореи в венде, Северной Америки — в конце кембрия, южных материков — в ордовике (Австралии — в кембрии). Он выразился в замещении авлакогенов прогибами, с расширением последних до размеров синеклиз, затоплении морем промежуточных поднятий и их превращении в антеклизы и тем самым в образовании сплошного платформенного чехла. Начало накопления плитного чехла закономерно совпадает с началом распада суперконтинентов — в венде — кембрии Пангеи I, в Юре — Пангеи II. Именно поэтому чехол молодых платформ по своему стратиграфическому объему соответствует первому слою коры современных океанов. Накопление этого чехла не было, однако, непрерывным — оно прерывалось эпохами тектонической активизации, которая выражалась в осушении платформ, перестройке их структуры, проявлении магматической деятельности. Восточно-Европейская платформа пережила подобные эпохи в позднем кембрии, середине девона и середине триаса, Сибирская — в середине и конце триасa, Китайско-Корейская — в силуре — раннем карбоне и т.д. Эти перерывы подразделяют плитный чехол на отдельные циклически построенные комплексы, которые, как правило, отвечают тектоническим циклам смежных подвижных поясов — каледонскому, герцинскому и др.

На значительных пространствах древних платформ южного ряда настоящей плитной стадии еще не наступило, а процесс ограничился образованием изолированных синеклиз («синеклизная» стадия).

На молодых платформах Евразии плитная стадия началась в средней юре; по существу, то же относится к Восточной Австралии и Патгагонии. Соответственно здесь плитный чехол отвечает одному (на эпигерцинских платформах) или двум (на эпикаледонских платформах) циклам чехла древних платформ.

13.5. Осадочные формации плитного чехла и эволюция структурного плана платформ

Осадочные формации платформ в целом отличаются от формаций подвижных поясов отсутствием или во всяком случае слабым развитием, с одной стороны, глубоководных и, с другой стороны, грубообломочных континентальных осадков. Лишь скорее в виде исключения на плитах встречаются черносланцевые толщи типа верхнедевонского доманика Русской и Тимано-Печорской плит, сибирского верхнекембрийского «доманика», верхнеюрской баженовской свиты Западной Сибири, черных сланцев среднего палеозоя плиты Мидконтинента Северной Америки. Все эти образования возникли в условиях некомпенсированного прогибания при глубине моря в несколько сотен метров, в то время как глубина появления типичных осадков платформенного чехла обычно не превышала 50 м и лишь местами достигала 100 м. Поскольку платформенное осадконакопление протекало в континентальных или очень мелководных условиях, на него существенное влияние оказывала климатическая обстановка. Вследствие этого характер отложений, слагающих крупные формационные ряды отдельных этапов (циклов) развития плитного чехла, заметно различаются, и эти ряды приходится рассматривать раздельно (рис. 13.7). Однако формации, занимающие одинаковое положение в этих рядах, имеют достаточно много общего и характеризуют одни и те же фазы тектонического развития.

Рис. 13.7. Формационные ряды Восточно-Европейской, Сибирской и Северо-Американской платформ, по В.Е. Хаину (1964):
1—8 — формации: 1 — континентальная (а — нижняя, б — верхняя); 2 — лагунная красноцветная; 3 — морская терригенная (а — трансгрессивная, б — регрессивная); 4 — известняковая; 5 — гипсово-доломитовая; 6 — угленосная; 7 — соленосная; 8 — трапповая; 9 — глауконит в морской терригенной формации; 10 — перерыв в отложении осадков

В основании формационных рядов чехла обычно залегают континентальные обломочные формации: серо-, красно- или пестроцветные бескарбонатные, с каолиновым цементом — продуктом размыва коры выветривания, иногда с лимническими углями в условиях гумидного климата (красная окраска характерна для тропических условий, серая — для умеренных), а также красноцветные с карбонатным цементом, нередко гипсоносные — в аридном климате. С началом морокой трансгрессии на смену континентальным формациям сначала приходят паралические или лагунные: соответственно сероцветная паралическая угленосная в гумидном и гипсосоленосная эвапоритовая — в аридном климате. Как отмечалось выше, особенно мощные эвапориты, нередко включающие не только каменную, но и калийные соли, накапливаются в авлакогенах, например в Днепровоко-Донецком, и в глубоких синеклизах типа Прикаспийской или Среднеевропейской. По мере дальнейшего развития трансгрессии эти формации перекрываются трансгрессивными терригенными формациями — в гумидном климате кварцево-песчаной с глауконитом и фосфоритами, а в аридном — пестроцветной песчано-глинистой, иногда с гипсом.

В фазу максимальной трансгрессии (инундации, т.е. затопления, по С.Н. Бубнову), когда внутренние источники сноса — щиты, массивы, вершины антеклиз — перекрываются морем, преобладание получают карбонатные формации — гумидные мергельно-известняковые (в мелу и палеогене формация писчего мела и мелоподобных мергелей) и аридные — преимущественно доломитовые. В отдельных более глубоких впадинах и, в частности, в авлакогенах в условиях дефицита материала отлагаются темные, обогащенные органическим веществом минерально-сланцевые толщи «доманикового» типа; зоны их накопления нередко окаймляются рифовыми постройками авандельтового происхождения (рис. 13.8). Трансгрессия в конце концов сменяется регрессией и начинается обратная последовательность формаций, завершающаяся снова континентальными, в холодном климате покровно-ледниковыми (квартер Северного полушария, неоген — квартер Южного) формациями. Последние могут находиться и в основании ряда, например в верхах карбона — низах перми южных, гондванских платформ. Во внеледниковых областях ледниковая формация замещается лёссовой.

Рис. 13.8. Взаимоотношение фаций в девонских и каменноугольных отложениях Камско-Кинельской системы прогибов (Волго-Уральская область Восточно-Европейской платформы), по M.Ф. Мирчинку, Р.О. Хачатряну и др., упрощено:
1 — известняки; 2 — глинистые известняки; 3 — доломиты; 4 — битуминозные глинисто-кремнистые известняки и сланцы; 5 — рифогенные известняки и доломиты; 6 — глины и аргиллиты; 7 — песчаники; 8 — угли и углистые сланцы; 9 — гранитогнейсы

Рис. 13.9. Перераспределение и переориентировка прогибов Восточно Европейской платформы от байкальского этапа (I) к каледонскому (II), герцинскому (III) и альпийскому (IV). По Н.С. Иголкиной и др. (1970), с изменениями:
1 — поднятия; 2 — слабые погружения (мощности отложений до 500 м); 3 — интенсивные погружения (более 500 м); 4 — авлакогены; 5 — фронт каледонских надвигов Скандинавии

На протяжении плитной стадии, которая на древних платформах длилась 500—600 млн лет, их структурный план претерпевал неоднократные изменения. Эти изменения были приурочены в основном к границам циклов и подчинялись закономерности, впервые установленной для Русской плиты А.П. Карпинским и оказавшейся справедливой для всех других платформ. Согласно этому «правилу Карпинского», наибольшее погружение на каждом тектоническом этапе испытывает полоса, расположенная вблизи наиболее активного в данную эпоху (особенно пережившего орогенез) подвижного пояса и параллельная ему. Так, на Русской плите (рис. 13.9) в каледонском цикле основное погружение испытала ее северо-западная часть, тяготеющая к Скандинавским каледонидам; в это погружение был втянут и Балтийский щит. На герцинском этапе в интенсивные опускания была втянута восточная половина платформы, примыкающая к Уральскому подвижному поясу, а на юге в полосе, параллельной Средиземноморскому поясу, возник Припятско-Днепровско-Донецкий авлакоген. В альпийском цикле в погружения была вовлечена вся южная часть платформы, вместе с молодой Скифской плитой, тяготеющая к тому же Средиземноморскому поясу, в то время как ее остальная часть постепенно втягивалась в поднятие.

На Сибирской платформе основные опускания в каледонском цикле испытала ее южная часть (особенно Ангаро-Ленский прогиб), граничащая с Центральноазиатским подвижным поясом. На герцинском этапе область максимальных погружений переместилась в северо-западную часть платформы, пограничную с Таймырской подвижной системой, а на киммерийском этапе — в восточную — Вилюйскую синеклизу, открывавшуюся в Верхояно-Колымский бассейн. На собственно альпийском этапе, в мелу и кайнозое, погружения сосредоточились в Енисей-Хатангском и Лено-Вилюйском (Предверхоянском) прогибах, вблизи переживавших позднекиммерийские поднятия Таймыра и Верхоянья, а остальная часть платформы испытывала поднятие.

Следует оговориться, что эти перестройки структурного плана никогда не оказывались полными — более ранние зоны прогибания продолжали его испытывать и в дальнейшем, но в более замедленном темпе и с постепенным затуханием.

Рассматривая в целом факторы развития и эволюции структуры платформ, приходим к заключению, что оно определялось как внутренними, так и внешними факторами. К внутренним факторам относятся разогрев и охлаждение литосферы платформ. Разогрев происходил в эпохи существования суперконтинентов — в раннем рифее, в позднем палеозое — раннем мезозое и в более короткие эпохи активизации, в частности в девоне. Для него были особенно благоприятны периоды замедленного движения литосферных плит, в состав которых входили те или иные платформы Следствием разогрева являлось растяжение, приводившее к образованию рифтов и к магматизму — базальтовому и щелочно-базальтовому. В промежуточные эпохи охлаждения литосферы платформы испытывали нарастающее погружение, над авлакогенами формировались синеклизы, в чехле развивалась отраженная складчатость. Н.С. Шатский полагал, что эта тенденция вообще господствует на платформах и что щиты и антеклизы являются остаточными формами, отстававшими от синеклиз в процессе общего погружения. Некоторые факты — обилие перерывов в осадконакоплении, проявления интрузивного магматизма на щитах и антеклизах — показывают, что это не так или во всяком случае не совсем так и что положительные структуры платформ испытывают активный подъем. Для Воронежской антеклизы — типичной структуры этого типа — это недавно было убедительно показано (Л.Д. Шевырев).

О воздействии внешних факторов уже много говорилось выше. Хороший пример взаимодействия внутренних и внешних факторов приведен американским геологом Дж. Клейном. Мичиганская и Иллинойская синеклизы Северо-Американской платформы возникли над авлакогенами и первоначально развивались по «правилу Шатского», т.е. под влиянием охлаждения литосферы и нагрузки осадков. Однако в позднем палеозое их прогибание усилилось под воздействием тангенциального стресса со стороны Аппалачского орогена, т.е. в действие вступил уже внешний фактор.

Оглавление | ГЛАВА 14. ОБЛАСТИ ВНУТРИКОНТИНЕНТАЛЬНОГО ОРОГЕНЕЗА

Платформенный магматизм

Несмотря на то что платформенные вулканиты по объему составляют менее 10% общего объема фанерозойских вулканитов, известных в пределах современных континентов, сам по себе и особенно по своему минерагеническому значению платформенный вудканизм и вообще магматизм представляют достаточно важное явление, а платформенные магматиты обладают вполне определенной спецификой.

Наиболее широко распространенной на платформах магматической ассоциацией является трапповая ассоциация. Она состоит из занимающих огромные площади (нередко более 1 млн км²) покровов толеитовых платобазальтов, извержения которых носили в основном линейный характер с отдельными вулканическими центрами вдоль разломов.

Континентальные толеитовые базальты отличаются от срединно-океанских несколько повышенным содержанием щелочей, особенно К₂О, связанным с ассимиляцией континентальной коры. Встречаются также покровы ультраосновных (пикриты) и субщелочных пород. Интрузивная трапповая формация состоит из силлов и даек долеритов, габбро-долеритов и габбро-диабазов, из которых первые достигают мощности 200—300 м. Любопытно, что, по наблюдениям С.А. Куренкова, в Тунгусской синеклизе дайковые комплексы отчасти напоминают офиолитовые комплексы даек, отличаясь менее регулярным строением. Следовательно, здесь шел процесс рассредоточенного растяжения, в известной мере аналогичный рассеянному спредингу задуговых бассейнов (см. гл. 11). По наблюдениям В.С. Старосельцева, в Тунгусской синеклизе дайки одного простирания часто под прямым углом пересекаются дайками другого простирания, что свидетельствует об общем, всестороннем растяжении этой впадины. Мощность прослоенных вулканитами с силлами осадочных толщ может достигать очень больших значений — более 3 км на северо-западе Тунгусской синеклизы. Здесь особенно интересны дифференцированные интрузии норильского типа — расслоенные тела, изменяющие свой состав снизу вверх от троктолитов через оливиновые и безоливиновые габбро до габбро-диоритов. С более основными разностями связаны медно-никелевые руды.

Рис. 13.10. Проявления траппового магматизма на континентальных платформах в фанерозое (1) в сопоставлении с периодичностью эпох знакопеременного геомагнитного поля (2), ускоренного дрифта континентов (3) и воздымания континентальных платформ (4). По А.Я. Кравчинскому (1987), упрощено

Распространение трапповой ассоциации во времени (рис. 13.10) совпадает с периодами начала распада суперконтинентов — во-первых, с рифеем и вендом и, во-вторых, с поздним палеозоем и мезозоем. Во втором периоде трапповая ассоциация обнаруживает наибольшую связь с распадом Гондваны; она проявлена в поздней перми восточных Гималаев и юго-запада Южно-Китайской платформы, в позднем триасе — ранней юре Южной Африки, Антарктиды и Тасмании, в поздней юре — раннем мелу Южной Америки, Южной Африки и Индостана, в верхах мела — низах палеогена западного Индостана, Йемена и Эфиопии. Почти все эти траппы в настоящее время обнаруживаются по разные стороны молодых океанов — Атлантического, Индийского, хотя первоначально их выходы составляли сплошные ареалы. В Северном полушарии крупнейшим является трапповое поле Тунгусской синеклизы и южного Таймыра в основном раннетриасового возраста; кроме того, нижнемеловые траппы довольно широко распространены в Африке, а близкие к траппам вулканиты конца мела — начала палеогена — на крайнем севере Атлантики (Брито-Арктическая провинция). Эти проявления траппового магматизма менее непосредственно связаны с процессом распада Пангеи, но их геодинамический смысл, в принципе, тот же самый. Сибирские траппы связаны с «неудавшейся океанизацией» Западной Сибири, где по палеомагнитным данным вырисовывается недолго просуществовавший «Обский палеоокеан» (С.В. Аплонов). Отдельные, более поздние, проявления траппового магматизма (ранний мел) предвосхищают раскрытие Норвежско-Гренландского бассейна и Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана. Примечательно, что, по новейшим радиометрическим данным, накопление траппов происходило исключительно быстро, в течение миллионa, или первых миллионов лет. Это установлено для тунгусских траппов, для древних траппов Декана и Параны.

Трапповой ассоциации уступает по распространенности щелочно-базальтовая. Пространственно и во времени они нередко связаны одна с другой, например в Сибири и Восточной Африке. Источник магмы этой ассоциации лежал на большей глубине в мантии, чем трапповой. Она состоит из эффузивной и интрузивной формаций; первая представлена главным образом трахибазальтами с широкой гаммой дифференциатов — от ультраосновных до кислых, в частности фонолитов. Интрузивная формация выражена кольцевыми плутонами ультраосновных и щелочных пород до нефелиновых сиенитов, щелочных гранитов и карбонатитов включительно. В поперечном сечении они имеют форму вложенных одна в другую воронок, при этом возраст пород омолаживается к центру плутона и в этом же направлении повышается их основ