Главная страница Случайная страница
КАТЕГОРИИ:
АвтомобилиАстрономияБиологияГеографияДом и садДругие языкиДругоеИнформатикаИсторияКультураЛитератураЛогикаМатематикаМедицинаМеталлургияМеханикаОбразованиеОхрана трудаПедагогикаПолитикаПравоПсихологияРелигияРиторикаСоциологияСпортСтроительствоТехнологияТуризмФизикаФилософияФинансыХимияЧерчениеЭкологияЭкономикаЭлектроника
Континенты
|
|
Складчатые пояса континентов, которые разделяют и обрамляют древние платформы, начали формироваться в позднем протерозое (1-0, 85 млрд. лет назад). Выделяются пять главных глобальных поясов.
1. Тихоокеанский, обрамляющий Тихий океан, и отделяющий его от древних платформ: Гиперборейской (на севере), Сибирской, Китайско-Корейской, Южно-Китайской, Австралийской (на западе), Антарктической (на юге), Северо-Американской и Южно-Американской (на востоке). Тихоокеанский пояс делится на две части: Западную (Западно-Тихоокеанскую) и Восточную (Восточно-Тихоокеанскую, или Кордильерскую).
2. Урало-Монгольский (Урало-Охотский ) складчатый пояс проходит от Баренцева моря до Японского. Он разделят Восточно-Европейскую и Сибирскую древние платформы, отделяет их от Таримской и Китайско-Корейской древних платформ.
3. Альпийско-Гималайский (Средиземноморский) пояс пересекает земной шар от Карибского до Южно-Китайского моря. Он отделяет южную группу древних платформ (Африканская, Индийская, Южно-Американская, Австралийская платформы) от северной группы (Северо-Американская, Восточно-Европейская, Таримская, Китайско-Корейская древние платформы).
4. Северо-Атлантический складчатый пояс расположен между Северо-Американской и Восточно-Европейской древними платформами.
5. Арктический пояс проходит от Таймыра до Гренландии, отделяя Сибирский и Северо-Американский кратоны от Гиперборейского (Арктиды).
Все перечисленные складчатые пояса (за исключением Тихоокеанского) относятся к межконтинентальным, или коллизионным поясам. Они образовались в процессе закрытия древних океанов: Палеоазиатского (Урало-Охотский пояс), Тетиса (Альпийско-Гималайский пояс), Япетуса (Северо-Атлантический пояс), Бореального (Арктический пояс). Эти океаны были вторичными – образовались в конце среднего протерозоя вследствие раскола суперконтинента Родинии. В продолжение длительного развития отдельные части складчатых поясов подвергались орогенезу, в котором выделяются следующие основные эпохи: байкальская (конец докембрия), каледонская (конец силура – начало девона), герцинская (поздний палеозой), киммерийская (конец юры - начало мела), альпийская (олигоцен – квартер). Эпохи орогенеза имеют продолжительность 150-200 млн. лет и выделяются в качестве циклов Бертрана (французского геолога М. Бертрана, впервые их выделившего в конце девятнадцатого века). Полные циклы эволюции складчатых поясов (от раскрытия до полного закрытия океанов) получили название циклов Вилсона.
Тихоокеанский пояс относится к окраинно-континентальному, или субдукционному типу.
В процессе своего формирования складчатые пояса превращаются в горные сооружения (орогены), на месте которых, под действием денудации могут образоваться пенеплены – образующие фундамент платформ.
Внутреннее строение складчатых поясов во многом зависит от их типа. Однако любой пояс представляет собой коллаж (мозаику) разнородных структурных элементов – обломков континентов, островных дуг, океанических структур разнообразного типа. В поперечном направлении пояса делятся на складчатые системы, находящиеся между микроконтинентами, или срединными массивами (или между ними и настоящими континентами). Окраинные складчатые системы, пограничные с континентальными платформами, часто отделяются от них передовыми, или краевыми прогибами. Иногда складчатые системы надвинуты на десятки и сотни километров на прилегающую платформу, и тогда передовые прогибы отсутствуют. Отсутствие передового прогиба может быть связано с поперечными поднятиями фундамента прилегающей платформы. Передовые прогибы закладываются в пределах тыльных частей пассивных окраин континентов, в зоне внутреннего шельфа и формируются одновременно с поднятием смежного горного сооружения. Первоначально прогибы могут быть выражены относительно глубоководными бассейнами с глинистым или глинисто кремнистым осадконакоплением. Далее в соответствующих климатических условиях может начаться накопление эвапоритов или угленосных толщ. С усилением скорости поднятия горного сооружения прогибы начинают заполняться молассами. Погружение прогибов резко усиливается с началом непосредственного надвигания на них тектонических покровов, продукты разрушения фронтальных частей которых отлагаются в виде олистостром. В дальнейшем надвигание захватывает и внутренние крылья самих прогибов.
Внешние зоны периферических складчатых систем расположены на фундаменте прилегающей платформы. Их осадочный комплекс, соответствующий образованиям внешнего шельфа и континентального склона, обычно сорван с фундамента и перемещен на десятки и сотни километров в сторону платформы. Возможно, что надвиги развиваются унаследовано от листрических сбросов былой пассивной окраины. Граница внешних и внутренних зон проводятся обычно по первому от платформы «офиолитовому шву». Ширина внешних зон изменяется от нескольких десятков до нескольких сотен километров. Отсутствие проявлений магматизма дало основание Г. Штилле выделить их в качестве миогеосинклиналей.
Внутренние зоны складчатых систем характеризуются наличием офиолитовых покровов. Они располагаются на осадочных образованиях, либо непосредственно на их кристаллическом фундаменте, что может являться результатом обдукции океанической литосферы. При этом фундамент может испытывать ремобилизацию под влиянием экранированного теплового потока. В результате образуются гранитогнейсовые купола. В составе внутренних зон участвуют осадочно-вулканогенное выполнение преддуговых, междуговых и тыльно-дуговых прогибов, испытавших шарьирование, фрагменты рифовых построек.
В окраинно-континентальных поясах обращенное к океану крыло образовано изоклинально-чешуйчатыми надвиговыми комплексами аккреционной призмы, включающими серпентинитовый меланж и тектонические линзы офиолитов. Вергентность направлена к океану. Характерен метаморфизм высокого давления – низкой температуры, а в тылу таких зон распространены пояса гранитных батолитов и высокотемпературных метаморфитов.
Пространства между складчатыми системами, занятые микроконтинентами (срединными массивами) в процессе орогенеза могут сохранять свое приподнятое положение, образуя массивы, в других случаях их фундамент оказывается перекрытым осадочным чехлом, сложенным континентальными или мелководно-морскими отложениями относительно небольшой мощности. Осадочный чехол неравномерно дислоцирован с образованием складчато-блоковых структур. Вместе с фундаментом он может быть прорван гранитоидами. Значительные площади срединных массивов в процессе горообразования погружаются на значительную глубину и превращаются в межгорные проги бы, заполненные молассой. Эти прогибы в процессе своего развития могут выходить за пределы срединных массивов.
Развитие складчатых поясов тесно связано с их типом и разделяется на несколько стадий. Межконтинентальные складчатые пояса заложились на зрелой континентальной коре, пройдя (в соответствии с циклом Вилсона) стадию континентального рифтогенеза и стадию межконтинентального рифтогенеза (красноморского типа).
Окраинно-континентальные подвижные пояса зародились на периферии Родинии на границе с Пацификом (прообразом современного Тихого океана). Рассматриваются три варианта их возможного заложения. Первый – аналогичен описанному для межконтинентальных поясов. Второй вариант рассматривает возможность образования в океане вблизи континента энсиматической дуги с ее последующим расщеплением и образованием остаточной дуги ближе к континенту и междугового бассейна. Процесс этот может повторяться неоднократно. В третьем варианте на краю континента возникает зона субдукции и подвижный пояс начинает развиваться по андскому типу.
В схеме Дж. Вилсона начальная стадия развития межконтинентальных поясов называется соответствующей Атлантическому океану.
Зрелая стадия развития близка по облику к западно-тихоокеанскому типу. На этой стадии функционируют несколько осей спрединга, несколько островных дуг.
Орогенная стадия межконтинентальных поясов сопоставляется с коллизией континентальных сегментов. Коллизия представляет заключительную фазу конвергенции литосферных плит. Она начинается тогда, когда с поверхности исчезает пространство между континентами, занимаемое океанской литосферой. Но кроме такой (общей) коллизии, которая происходит в конце цикла Вилсона, предваряя ее, происходит множество частных коллизий (столкновений) микроконтинентов с континентами, вулканических дуг с микроконтинентами и континентами, вулканических дуг между собой. Конечным результатом коллизии является складчато-надвиговое сооружение – ороген.
В развитии коллизии выделяются три стадии: раннеорогенная, позднеорогенная и посторогенная. На ранней стадии на глубине еще продолжается субдукция океанской литосферы. На позднеорогенной - начинает субдуцироваться континентальная кора одной из плит. Часто наблюдается отрыв нижней части слэба субдуцируемой океанской литосферы и всплытие (эксгумация) затянутой в зону субдукции континентальной коры. Постколлизионная стадия характеризуется преобладанием общего растяжения, снижением (выравниванием) рельефа, образованием специфических структур – листрических сбросов, рифтов, метаморфических ядер; выведением на поверхность глубоко метаморфизованных пород. Продолжительность коллизии (первые десятки миллионов лет) в несколько раз меньше продолжительности субдукционной стадии (вместе с частными коллизиями).
Главной особенностью структуры зон коллизии является ярко выраженная дисгармония в деформациях отдельных слоев литосферы – осадочного чехла, верхней и нижней коры, литосферной мантии, объясняющаяся различной реакцией этих реологически отличающихся ярусов литосферы на общее тангенциальное сжатие. В силу этой дисгармонии внутренняя структура орогенов, с глубиной упрощается и происходит это скачкообразно, вдоль поверхностей субгоризонтальных срывов (decollement, detachment), приуроченных к основным разделам внутри литосферы.
Для большинства орогенов характерно асимметричное строение, которое проявляется в вергентности их складчато-покровной структуры, а на глубине – в поддвиге одной литосферной плиты под другую. Верхняя кора орогенов испытывает максимальное сжатие и при этом выжимается вверх и растекается в стороны, образуя шарьяжи и ретрошарьяжи. Первые отмечаются на субдукционной стадии, а вторые – на коллизионной. Аллохтонные пластины сложены кремнистыми, терригенными или вулканогенными породами, а параавтохтон – карбонатными породами, сформированными на шельфе.
Ретрошарьяжи образуются тогда, когда аккреционная призма уже является зрелой, что затрудняет перемещение горных масс. Для ретрошарьяжей характерны меньшие амплитуды перемещения, хорошая морфологическая выраженность при относительно простом строении. Аллохтон сложен карбонатными разрезами. Параавтохтон – кремнистыми или терригенными.
Средняя и нижняя кора обычно нагнетаются в осевые части сооружений, и это обеспечивает увеличение мощности коры орогенов. Кроме того, предполагается наращивание коры снизу за счет гидратированной в процессе субдукции литосферной мантии. Следствием утолщения коры является ее изостатическое всплытие, наиболее интенсивное в позднеорогенную стадию. Литосферная мантия при коллизии часто отслаивается от коры и погружается в астеносферу, увлекая за собой сходную по реологическим свойствам насыщенную мафическим интрузивным материалом и испытавшей эклогитизацию самую нижнюю часть коры.
Важной особенностью внешних зон орогенов является значительный (до 100 и более километров) поддвиг континентальной коры под орогены. При этом край кратона может уходить под надвинутые образования орогена на еще большие расстояния и глубину. Поверхность кристаллического фундамента плавно и полого погружается в сторону орогена (Карпаты) или это погружение осложняется ступенями, ограниченными сбросами (Аппалачи), либо в нем развиваются грабены (Реногерцинская зона). Заслуживает внимание также появление надвигов обратного общей вергентности наклона, образование «слепых» надвигов, ответвляющихся на глубине от основных поверхностей срыва и затухающих, не достигнув дневной поверхности. В некоторых регионах (Полярный Урал, Альпы) впереди и параллельно основным складчато-надвиговым сооружениям, отделяясь от них молассовыми передовыми прогибами, протягиваются относительно короткие и невысокие поднятия со сравнительно простой складчатой структурой и надвигами часто со встречной вергентностью. Их образование объясняется передачей импульса сжатия, исходящего из коллизионного шва вдоль пластичного горизонта в разрезе домолассового комплекса принадлежащего той же пассивной окраине, ее проксимальной части.
В тылу внешних зон орогенов кристаллическая кора уже часто оказывается вовлеченной в деформации и образует крупные, брахиформные антиформные структуры, наклоненные в сторону форланда и часто надвинутые на основную часть внешней зоны, покоящуюся на моноклинально погружающемся фундаменте.
Обдукция с надвиганием офиолитовых покровов на пассивные окраины может начинаться еще на доколлизионном этапе в связи со столкновением энсиматической вулканической дуги с краем континента или уходом под него спредингового хребта. При обдукции надвигающаяся пластина океанской литосферы сильно разогрета и поэтому обладает относительно высокой плавучестью. Об этом свидетельствуют проявления метаморфизма, достигающего амфиболитовой фации в подошве пластины и близость абсолютных возрастов этих метаморфитов и офиолитов. Эти признаки не обязательны, если обдукция происходит в результате выжимания океанской литосферы при прямом столкновении континентальных блоков. Признаком такого генезиса офиолитов является распространение офиолитов по обе стороны коллизионного шва. Офиолитовые покровы создают теплоизоляционный экран над относительно легкоплавким верхним слоем континентальной коры, что способствует образованию и всплытию гранитогнейсовых куполов.
В некоторых районах были обнаружены породы явно континентального происхождения, содержащие минералы (коэсит, алмазы), образующиеся в условиях сверхвысоких давлений, указывающие на то, что здесь произошло погружение континентальной коры на глубину более 100 км. А находка в районе Альпе-Арами включений клиноэнстатита в диопсиде позволяет предположить затягивание континентальной литосферы на еще большие глубины (до 250 км). Процесс выведения на поверхность метаморфитов свехвысоких давлений получил в западной литературе название “эксгумации”, хотя несколько ранее это же явление Д. Диксоном и Э. Ферраром названо “эдукцией”. Предложено несколько механизмов такого затягивания и последующего всплытия пород. Суть их заключается в необходимости предварительного заклинивания (блокировки) зоны субдукции и отрыва метаморфизованной континентальной коры от ее океанского продолжения, что должно обеспечить всплытие более плавучей коры.
Во внешних зонах орогенов породы (за исключением офиолитов) принадлежали пассивной континентальной окраине и не могли испытать существенных перемещений по простиранию этой окраины и лишь относительно умеренные (первые сотни километров) перемещения вкрест ее простирания, с амплитудой, нарастающей внутрь орогена и вверх по разрезу пакета тектонических покровов. Внутренние зоны орогенов характеризуются чрезвычайным разнообразием структурных элементов, соединенных друг с другом тектоническими контактами, что послужило основанием для развития представлений о террейнах – ограниченных разломами блоках земной коры, возникших в разное время и в разных геодинамических обстановках, но собранных в единый коллаж. Среди террейнов можно выделить три разновидности: 1) террейны «родственные» прилегающему континенту, с фауной, принадлежащей одной с ним биогеографической провинции; 2) террейны испытавшие относительно небольшие латеральные перемещения (первые сотни километров); 3) экзотические террейны с латеральными перемещениями в тысячи километров.
Основное отличие коллизионного магматизма от субдукционного заключается в перемещении главной области магмогенерации из верхней мантии в нижнюю и среднюю кору. Это происходит за счет диссипативного разогрева коры при деформации сжатия, а также за счет экранирования глубинного теплового потока мощной корой. Определенный вклад вносит и повышенная радиоактивность. В последнее время рассматривается также процесс отрыва слэбов с образованием астеносферных окон, обеспечивающих основной приток тепла за счет вторжения разогретой астеносферы. Подтверждением возникновения в коре областей частичного плавления служат выявленные сейсмическими методами астенолинзы с глубиной залегания около 15-20 км (Тибет, астенолинза с глубиной в интервале от 15 до 45 км и протяженностью более 250 км). Результатом частичного плавления коры являются анатектические палингенные граниты S –типа.
Подобно субдукции, ориентировка напряжений сжатия при коллизии не всегда ортогональна к оси закрывающегося бассейна (косая коллизия). Это приводит к развитию коллизии разновременно по простиранию подвижного пояса, постепенно или скачкообразно.
Сутью постколлизионного развития орогенов является утонение коры и литосферы, выравнивание рельефа. Это обусловлено, с одной стороны, денудацией, а с другой, - и изостатическим поднятием, а также гравитационным расползанием. Следствием последнего служит образование листрических сбросов, направленных к периферии орогена. Результатом постколлизионного растяжения является и образование полирифтовых систем, которое сопровождается базальтовым магматизмом (подъем магмы из астеносферного выступа, подстилающего утоненную литосферу). Эту стадию часто именуют тафрогенной (от греч. тафрон – ров). Еще одним следствием этого является выведение на поверхность метаморфических ядер.
В итоге к концу постколлизионной стадии возникают области с корой и литосферой умеренной мощности, равнинным рельефом, которые служат фундаментом платформы.
Для орогенов характерна латеральная неоднородность, выраженная изменениями их ширины, типа магматизма. Эти изменения происходят скачкообразно, обусловливая продольную сегментацию поясов. Наряду с другими факторами важную роль в сегментации орогенов играют инденторы (от фр. Dent – зуб) – выступы континентов, ранее других участков вступившие в коллизию. Вызванное этими выступами неравномерное сжатие может стать причиной продольного течения горных масс.
В большинстве случаев орогенез выражается не в простой компрессии, а в транспрессии, которая на постколлизионной стадии замещается транстенсией. Свидетельством этого ялляется образование сдвигово-раздвиговых впадин типа pull-аpаrt, часто служащих вместилищем постколлизионных плутонов А-гранитоидов.
Между конвергирующими континентами могут оставаться зазоры с непоглощенной океанской корой – остаточные океанские впадины, которые заполняются осадками с мощностью более 10 км. Осадки залегают непосредственно на коре океанского типа.
На фоне продолжающейся конвергенции литосферных плит, их коллизии, сопровождающейся надвиганием горных сооружений на свои передовые прогибы и смежные платформы, во внутренних частях подвижного пояса, в целом испытывающего сжатие, происходит активное растяжение с образованием межгорных впадин с утоненной континентальной корой и даже ее разрывом и замещением корой океанского типа.
Континентальные платформы (кратоны) образуют ядра материков, обладают типичной континентальной корой мощностью 35-45 км. Литосфера в их пределах достигает мощности 120-200 км, а в некоторых районах – до 400 км. Они характеризуются преимущественно равнинным рельефом, слабой сейсмичностью и тектонической активностью в целом. Платформы в плане имеют полигональную форму. В разрезе платформ выделяются осадочный чехол, образованный неметаморфизованными, слабо дислоцированными осадочными породами (иногда с прослоями платобазальтов или более кислых вулканитов) мощностью около 3-5 км, увеличивающейся на отдельных участках до 12 км и более. Осадочный чехол отделяется продолжительным стратиграфическим перерывом и резким угловым несогласием от сложно дислоцированных, в различной степени метаморфизованных, прорванных интрузиями разного состава породах фундамента. Иногда между осадочным чехлом и фундаментом выделяется промежуточный комплекс, образованный молассовыми и молассоидными образованиями предгорных прогибов или рифтогенных структур. Участки платформ, лишенные осадочного чехла, называются щитами, а участки с развитым осадочным чехлом – плитами.
Среди платформ выделяются древние платформы с докембрийским возрастом кристаллического фундамента, которые занимают около 40% площади материков. Термин «кратон» применяется только к древним платформам. К древним платформам относятся Северо-Американская, Восточно-Европейская, Сибирская, Китайско-Корейская, которые образуют их северный ряд, и Южно-Американская, Африканская, Индостанская, Австралийская, Антарктическая, входящие в южный ряд. Промежуточное положение занимает Южно-Китайская платформа (платформа Янцзы).
Молодые платформы занимают около 5% площади материков. Их фундамент отличается существенно менее глубоким метаморфизмом по сравнению с фундаментом кратонов и именуется складчатым фундаментом. В зависимости от возраста завершающей складчатости молодые платформы подразделяются на эпибайкальские, эпикаледонские, эпигерцинские, эпикиммерийские. Осадочные чехлы молодых платформ отличаются повышенной дислоцированностью и признаками унаследованного от фундамента развития структур.
Внутреннее строение фундамента древних платформ отражает длительную и сложную историю его формирования. В его строении выделяются крупные блоки. В архейских блоках выделяются два главных типа структурных элементов – гранит-зеленокаменные области (ГЗО) и гранулито-гнейсовые пояса.
Гранит-зеленокаменные области часто слагают блоки в сотни километров в поперечнике. В их пределах выделяются извилистые, параллельные полосы зеленокаменных поясов (ЗКП), которые сложены слабо метаморфизованными, преимущественно основными вулканитами и осадочными породами. В поперечном сечении ЗКП имеют синклинорное строение, сильно усложненное складчатостью и надвигами. Они разделяются гранитогнейсовыми полями. Иногда ЗКП заполняют промежутки между крупными гранитогнейсовыми куполами. Мощность осадочно-вулканогенного заполнения ЗКП достигает 15 км. Нижняя часть разреза образована преимущественно основными (типа толеитовых базальтов) и ультраосновными лавами (коматиитами), с содержанием окиси магния более 20%. В подчиненном количестве в нижней части разреза присутствуют джеспилиты и силициты. В средней части разреза состав вулканогенных пород средний и кислый, заметно увеличивается доля осадочных пород, в том числе обломочных. Вулканиты средней части разреза близки к островодужным. В верхней части разрез преобладают обломочные породы. Эта часть напоминает молассовую формацию. Она отделяется от средней несогласием, времени образования которого отвечает внедрение диапировых или межпластовых плутонов гранитоидов. Заканчивается развитие ЗКП складчато-надвиговыми деформациями, метаморфизмом и образованием новой генерации гранитоидов, отличающейся преобладанием окиси калия над окисью кальция. Большинство ЗКП образовалось в промежутке времени между 3, 5 и 2, 5 млрд. лет назад. Учитывая, что формирование таких структур продолжалось не более 100 млн. лет, за указанное время сменилось несколько их поколений. Наличие в основании разреза ЗКП конгломератов с галькой гранитов и гнейсов позволяет предполагать, что ЗКП закладывались в условиях рифтогенеза более древней континентальной коры, представленной «серыми гнейсами» - гранитогнейсами тоналитового состава. Фрагменты этой коры отмечены среди гранитогнейсовых полей, разделяющих ЗКП, но основная площадь этих полей сложена более молодыми гранитоидами, чем смежные ЗКП. Предполагается аналогия ЗКП с молодыми задуговыми бассейнами.
Гранулито-гнейсовые пояса (ГГП) разделяют и окаймляют ГЗО. Появляются они в конце архея и получают широкое развитие в протерозое. Для них характерен многократно проявленный метаморфизм амфиболитовой – гранулитовой фаций, сложная складчатость, пологое надвигание на смежные ГЗО. Структура осложнена гранитогнейсовыми куполами и крупными Плутонами габбро-анортозитов.
Другой тип подвижных поясов, свойственный только раннему протерозою, - это протоорогены. Они линейны и протягиваются на сотни и тысячи километров. При ширине несколько сотен километров. В строении подвижных систем обычно отчетливо выделяются внешние и внутренние зоны. Первые подстилаются архейским фундаментом, а осадочный чехол образован неметаморфизованными шельфовыми осадками. Моноклинальное залегание сменяется в направлении внутренних зон чешуйчато-надвиговым строением. Надвиги развиваются по более ранним листрическим сбросам. В этом же направлении возрастает глубоководность осадков. Появляются покровы и межпластовые интрузии основных пород. Можно провести аналогию с внешними зонами фанерозойских орогенов и пассивными окрапинами континентов. Во внутренних зонах появляются флишевые и черносланцевые толщи, больше становится основных вуканитов, приближающихся по составу к океанским толеитам. Это напоминает отложения континентальных склонов и окраинных морей. Еще дальше в тылу этих систем появляются образования вулканических дуг или вулканоплутонических поясов. Эти внутренние зоны, вероятно, формировались на океанической коре, о чем свидетельствуют находки офиолитов. Судя по палеомагнитным данным, ширина большинства бассейнов с океанской корой не превышала 1000 км. Но для некоторых из них она была сопоставима с шириной современных океанов. Эволюция протоорогенов завершается складчато-надвиговыми деформациями, метаморфизмом офиолитовой фации, внедрением грнитоидов, формированием предгорных прогибов, заполненных молассовой формацией.
Блоки континентальной коры, консолидированной к концу архея и являющимися обломками эпиархейского суперконтинента, расколовшегося в начале протерозоя. Эти блоки соответствуют в основном ГЗО. Большие площади на них бывают перекрыты слабо дислоцированным, слабо метаморфизованным осадочно-вулканогенным чехлом. Это позволяет выделить их в качестве фрагментов протоплатформ, или протократонов. Осадочный чехол выполняет плоские синеклизы. В ряде случаев структура протоплатформ осложнена рифтовыми структурами – протоавлакогенами. Выполнение их нередко подвергалось метаморфизму зеленосланцевой фации.
Таким образом, можно сделать вывод о том, что структуры раннего протерозоя определялись действием тектоники плит, но в раннем протерозое это была тектоника малых плит, малых континентов и малых океанов.
Структурные элементы поверхности фундамента и осадочного чехла подразделяются на щиты – области выхода пород фундамента на поверхность размером около 1000 км и плиты, где фундамент перекрыт осадочным чехлом. Менее крупные выступы фундамента называют массивами. Помимо щитов и плит вблизи границ платформ с подвижными поясами могут выделяться перикратонные опускания, которые соседствуют с краевыми прогибами. Они характеризуются пологим моноклинальным погружением фундамента в сторону подвижных поясов. В пределах плит выделяются структурные элементы второго порядка: антеклизы и синеклизы.
Антеклизы – это крупные и пологие погребенные поднятия фундамента с сокращенной мощностью осадочного чехла, в разрезе которого наблюдается большое количество перерывов. Осадочный чехол образован мелководно-морскими и континентальными отложениями. В пределах антеклиз выделяются своды.
Синеклизы – крупные, пологие впадины фундамента с мощностью осадочного чехла 3-5 км и более. Синеклизы иногда наблюдаются в пределах щитов, где они представлены изолированными впадинами, окруженными выходами пород фундамента. Существуют особые типы синеклиз. Один из них отличается резко увеличенной мощностью осадочного чехла (до 25 км), который залегает на коре, близкой по геофизическим параметрам к океанической. Они могут представлять реликты древних океанических бассейнов. Другой тип синеклиз – трапповые синеклизы. В их разрезе залегает мощная платобазальтовая формация. В рельефе такие синеклизы обычно выражены плоскогорьями. Синеклизы могут состоять из нескольких впадин, разделенных седловинами.
Важным типом крупных отрицательных структур платформ являются авлакогены (от греч. «бороздой рожденные»), выделенные в 1960 г. Н. С. Шатским, – древние погребенные аналоги континентальных рифтов. Глубина залегания фундамента в них может достигать 10-12 км. Над авлакогенами, заполненными породами субмолассовой формации, очень часто в осадочном чехле могут формироваться синеклизы (в условиях унаследованного растяжения) или зоны складчатости (в условиях сжатия). В последнем случае авлакогены испытали тектоническую инверсию. В их структуре обычно выделяются валы или цепочки локальных поднятий.
Дислокации осадочного чехла платформ могут быть связаны с тангенциальным сжатием, исходящим от смежных орогенов. Они представлены наведенными складчатыми структурами и разрывными нарушениями (вплоть до надвигов). Другой тип структур – это диапировые структуры, связанные с пластическими деформациями пластов соли или глинистых отложений. На платформах в осадочном чехле достаточно широко распространены отраженные, или штамповые складки, связанные с движениями блоков фундамента.
В развитии платформ выделяют несколько стадий. Стадия кратонизации на большей части древних платформ соответствует раннему рифею. На этой стадии все современные древние платформы входили в единый суперконтинент Пангея 1. В условиях повышенного теплового потока, интенсивного магматизма и метаморфизма происходило упрочение и повышение изотропности платформенного фундамента.
Авлакогенная стадия охватывает средний и поздний рифей, иногда и ранний венд. Она знаменует начало распада суперконтинента, обособления древних платформ, образования крупных рифтовых систем, которые позднее превратились в авлакогены.
Переход к плитной стадии на древних платформах Восточной Европы, Сибири, Китая, Кореи произошел в венде. В Северной Америке и Австралии – в кембрии. В Южной Америке, Антарктиде в ордовике. Он выразился образованием над авлакогенами синеклиз, выполненных преимущественно морскими отложениями.
На молодых платформах стадия кратонизации не выражена, а авлакогенная стадия проявлена образованием рифтов, наложенных на отмирающие орогены. Эти рифты называют тафрогенами, а соответствующую стадию развития – тафрогенной. На молодых платформах Евразии, Восточной Австралии и Патагонии плитная стадия началась в средней юре.
В основании формационных рядов осадочного чехла платформ обычно залегают континентальные обломочные формации: серо-, красно-, пестроцветные – продукты размыва и переотложения кор выветривания. С началом морской трансгрессии континентальные отложения сменяются отложениями паралической угленосной формации (в условиях гумидного климата), гипсоносная эвапоритовая формация (в аридном климате). По мере развития трансгрессии они сменяются трансгрессивными терригенными формациями. В гумидном климате – это кварцево-песчаная с глауконитом и фосфоритами, а в аридном климате – пестроцветная песчано-глинистая формация. В максимум трансгрессии (инундационная фаза) преобладают карбонатные формации – гумидные мергельно-известняковые и аридные доломитовые. При последующей регрессии в разрезе наблюдается обратная смена формаций. Завершается процесс развитием покровно-ледниковой формацией (в холодном климате).
Платформенный магматизм обладает своей спецификой. Наиболее широко распространена трапповая ассоциация. Она состоит из занимающих огромные площади (часто более 1 млн. км²) покровов толеитовых платобазальтов, которые формировались преимущественно в виде трещинных излияний. Эти базальты отличаются повышенным содержанием щелочей, что связано с ассимиляцией вещества континентальной коры. Отмечаются также покровы ультраосновных пород (пикриты) и субщелочных пород. Интрузивная трапповая формация состоит из силлов и даек долеритов, габбро-долеритов, габбро-диабазов. Мощность переслаивающихся с вулканитами пород может достигать нескольких сотен метров. Распространение трапповой ассоциации во времени совпадает с началом распада суперконтинентов.
Вторая магматическая ассоциация платформ – это щелочно-базальтовая. Источник магмы этой ассоциации расположен в мантии на большей глубине, чем трапповой. Эффузивная формация этой ассоциации представлена трахибазальтами, а интрузивная – кольцевыми плутонами ультраосновных и щелочных пород до нефелиновых сиенитов, щелочных гранитов и карбонатитов. Происхождение как платобазальтовой, так и щелочно-базальтовой ассоциаций связывается с мантийными плюмами, поднимающимися из переходного слоя между верхней и нижней мантии, либо из слоя D´ ´ на границе мантии и ядра.
Кимберлитовая интрузивная формация близка щелочно-базальтовой и встречается в виде трубок взрыва и даек вдоль разломов и в узлах их пересечений в межрифтовых пространствах. Они связаны с глубинными магматическими очагами, часто расположенными вблизи границы ядра и мантии. Формация интересна также в связи с месторождениями алмазов, которые приурочены к ней.
Области внутриконтинентального орогенгеза не являются результатом закрытия древних океанов, а возникают на месте платформ. Поэтому их называют вторичными, или эпиплатформенными орогенами. Процесс их образования В. В. Белоусов назвал тектонической активизацией. Самый крупный в мире пояс внутриконтинентального орогенеза является Центрально- Азиатский пояс. Он включает Гиндукуш, Тянь-Шань, Памир, Куньлунь, Наньшань, Цинлин, Алтай, Саяны, Прибайкалье и Забайкалье, Становой хребет. Центрально-Азиатский пояс непосредственно примыкает с севера к коллизионному Альпийско-Гималайскому складчатому поясу и начал формироваться одновременно с ним. Общая причина формирования обоих поясов – это столкновение Индостанского и Евразийского континентов, которое началось в позднем эоцене (около 50 млн. лет назад). Центрально-Азиатский пояс образовался на разнородном субстрате, представлявшем коллаж фанерозойских складчатых зон разного возраста с разделяющими их континентальными глыбами. При этом хрупкая верхняя кора оказалась оторванной от литосферной мантии и смещенной относительно нее по пластичной нижней мантии. Деформации концентрировались в пределах палеозойских складчатых систем, а древние континентальные глыбы оставались относительно пассивными. Таким образом, внутреннее строение Центрально-Азиатского пояса характеризуется чередованием горных сооружение и межгорных впадин, к числу которых относятся Ферганская, Иссык-Кульская, Джунгарская и др. Горные сооружения, как правило, надвинуты на впадины и предгорные прогибы, выполненные мощными молассами.
Среди других эпиплатформенных орогенов выделяются Восточные Скалистые горы и плато Колорадо в Северной Америке; Горный Крым, Большой Балхан, Бенди-Туркестан, и Парапамиз, а также Передовой хребет Большого Кавказа.
По характеру магматизма эпиплатформенные орогены могут быть амагматичными (Тянь-Шань, Алтай и др.), в других отмечаются проявления базальтового или щелочно-базальтового вулканизма, который носит мантийный характер; третьи содержат анорогенные (телеорогенные) гранитоиды, которые имеют коровое или мантийно-коровое происхождение.
Литература к разделу 3: [1, 6, 7, 9, 10, 11]