parnachev_v_p_osnovy_geodinamicheskogo_analiza

5. Основные черты строения континентов	71

К числу древних платформ в северном полушарии относятся СевероАмериканская, Восточно-Европейская, Сибирская и Китайско-Корей- ская структуры, в фундаменте которых преобладают архейские и протерозойские глубокометаморфизованные (амфиболитовая и гранулитовая фации метаморфизма) образования с широким развитием гранитоидов.

Фундамент древних платформ отличается крупноблоковой структурой. В составе блоков намечаются архейские протократоны и раннепротерозойские кратоны.

В архейских протократонах выделяются гранит-зеленокаменные области и гранулито-гнейсовые пояса и ореалы.

Гранит-зеленокаменные области, имеющие сотни километров в поперечнике, содержат зеленокаменные пояса, выполненные осадочновулканогенными толщами мощностью до 10 – 15 км. Последние образуют синклинорные структуры, осложнённые складками и надвигами и прорванные гранитоидами. Зеленокаменные пояса разделяются относительно более широкими гранито-гнейсовыми полями. В поясах нижние части разреза сложены базальт-коматиитовыми покровами с прослоями железистых кварцитов и силицитов. В средней части разрезов, наряду с основными и ультраосновными присутствуют вулканиты среднего и кислого составов с прослоями осадочных, в том числе и обломочных пород, прорванные гранитоидами. В верхней части поясов преобладают обломочные породы, часто залегающие на нижних горизонтах с несогласием.

Присутствие в ряде регионов в основании разрезов зеленокаменных поясов конгломератов с галькой гранитов и гнейсов позволяет предполагать, что часть поясов сформировалась на более древней континентальной коре, сложенной «серыми гнейсами» (ТТГ), в условиях раздвига (рифтинга). Последние нередко слагают выступы среди гранулитогнейсовых поясов. Поскольку вулканиты нижней части разреза зеленокаменных поясов близки к офиолитам, а средней – к островодужным образованиям, предполагается аналогия породных ассоциаций этих поясов с таковыми молодых задуговых бассейнов.

Гранулито-гнейсовые пояса разделяют и окаймляют гранитзеленокаменные области. Появляются они в конце архея и получают широкое развитие в протерозое, характеризуясь высоким амфиболитгранулитовым метаморфизмом, сложной и многократной складчатостью и надвигами. Внутренняя структура нередко осложнена гранито-

72	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

гнейсовыми куполами, крупными плутонами габбро-анортозитов и пегматитовыми полями (Гренвильский, Лапландско-Беломорский, Становой и др. пояса).

В раннепротерозойских кратонах идентифицируются вулканогенноосадочные формации эпиконтинентальных бассейнов и континентальных рифтов, шовных поясов, вулкано-плутонические комплексы внутриплитных обстановок, островных дуг и активных окраин, гранулитогнейсовые и гранитно-купольные образования.

Для раннего протерорзоя характерны протоорогены (КурскоКриворожская, Трансгудзонская системы и др.), в строении которых выделяются внешние и внутренние зоны. Первые подстилаются непереработанным или слабо переработанным архейским фундаментом, а их осадочный комплекс сложен неметаморфизованными шельфовыми карбонатными и обломочными породами. В направлении внутренних зон моноклинальное залегание толщ сменяется чешуйчато-надвиго- выми структурами с одновременным возрастанием глубоководности и мощности осадков (флиш и черносланцевые толщи), появляются покровы и силлы основных магматических пород, сходных по составу с океаническими толеитами. Предполагается, что эти отложения можно интерпретировать как накопления континентальных склонов, подножий и окраинных морей. Еще дальше в тылу систем нередко встречаются породные ассоциации, сходные с образованиями островных дуг или вулкано-плутонических поясов. Эволюция протоорогенов завершается складчато-надвиговыми деформациями, метаморфизмом (до амфиболитовой фации), внедрением гранитоидов, поднятиями, с последующим накоплением перед фронтом горных сооружений обломочных толщ молассового типа. Пространство между раннепротерозойскими подвижными поясами занято блоками континентальной коры, консолидированной к концу архея (обломки эпиархейского суперконтинента).

Довольно значительные площади всех вышеперечисленных структур бывают перекрыты слабодислоцированным и слабометаморфизованным осадочно-вулканогенным чехлом, сложенным континентальными и мелководно-морскими осадками или субаэральными вулканитами, в том числе и траппами. Это позволяет предполагать, что данные блоки в раннем протерозое развивались в платформенном режиме, и называть их протоплатформами. Осадочный чехол протоплатформ выполняет плоские синеклизы (Удоканская и др.), а сами прото-

5. Основные черты строения континентов	73

платформы осложнены рифтовыми грабен-прогибами – протоавлакогенами, выполненными или осадочными или осадочно-вулканоген- ными толщами, в составе которых присутствуют как ультраосновные (Печенгский, Имандра-Варзугский), так и салические и щёлочно-сали- ческие вулканиты (Овручский прогиб). Слагающие грабен-прогибы породы подверглись зеленосланцевому или даже амфиболитовому метаморфизму, а сами протоавлакогены в результате сжатия превращены в рамповые структуры. Местами отмечаются офиолиты (сфекофиниды Финляндии). Офиолиты обнаруживаются и в гранито-гнейсовых поясах (Мозамбикский и др.)

Древние платформы отделены от смежных орогенов либо передовыми прогибами, либо имеют с ними тектонические (надвиговые) соотношения.

Вмолодых платформах складчатый фундамент имеет блоковое строение и в его составе принимают участие фанерозойские образования.

Впределах платформ, кроме фундамента и чехла, выделяются структуры и формации переходного комплекса, которые выполняют авлакогены.

Авлакогены представляют собой линейные грабен-прогибы в фундаменте платформ протяжённостью в сотни и шириной в десятки километров, ограниченные разломами и выполненные мощными (до 10 – 15 км) вулканогенно-осадочными толщами, среди которых наряду с толеитами присутствуют базальтоиды повышенной щелочности, реже бимодальные ассоциации. Среди осадочных образований превалируют мелководно-морские карбонатные и зрелые обломочные породы, эвапориты, высокоуглеродистые аргиллиты. В России авлакогены относительно хорошо изучены в пределах Восточно-Европейской (рис. 5.1) и на Сибирской платформах. В поверхностных структурах авлакогены могут быть выражены либо развитыми над ними синеклизами (Московская, Балтийская и др.), либо зонами складчатости с разрывами надвигового типа (Средний, Высокий и Сахарский Атлас), простыми и сложными валами, состоящими из локальных поднятий. Внутренняя структура авлакогенов имеет горсто-грабеновое строение, насыщена разрывами, часть из которых является листрическими. Для ряда подобных структур установлено двухфазное развитие. Так, например, Днепров- ско-Донецкий авлакоген первоначально возник в рифее, а затем, после длительного перерыва, возродился в среднем девоне.

74	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

1а 1б

2а 2б

3 4

Рис. 5.1. Рифейские авлакогены восточной части Восточно-Европейской платформы, по Е.М. Аксёнову и Л.Ф. Солонцеву (1986): 1 – щиты и массивы: а – установленные, б – предполагаемые; 2 – рифейские авлакогены: а – установленные, б – предполагаемые; 3 - фанерозойские складчатые сооружения; 4 – выходы верхнего докембрия в обрамлении платформы. Авлакогены: 1 – Далекарлийский, 2 – Ботническо-Балтийский, 3 – ОнегоКандалакшский, 4 – Лешуконский, 5 – Ладожский, 6 – Солигалечско-Ярен- ский, 7 – Вятский, 8 – Датско-Польский, 9 – Волыно-Крестцовский, 10 – Камско-Бельский, 11 – Рязано-Саратовский, 12 – Сергиевско-Абдулинский, 13 – Больше-Донбасский, 14 – Доно-Медведецкий, 15 – Озинковско-Утвин- ский, 16 – Баскунчакско-Ногайтинский

На молодых платформах авлакогенная стадия проявилась в образовании грабен-рифтов (Колтогорско-Уренгойский, Худоттейский, Чузикский и др. в Западной Сибири), в осадочно-вулканогенном выполнении которых принимают участие не только базальтоиды, но и щёлочносалические вулканиты.

5. Основные черты строения континентов	75

В развитии авлакогенов выделяются три стадии: ранняя рифтовая, стадия пассивного погружения и стадия деформаций. Ранняя стадия характеризуется весьма быстрыми погружениями с накоплением большей частью континентальных грубообломочных толщ, сопровождающейся активной вулканической и интрузивной деятельностью. Среди последних отмечаются крупные массивы гранитоидов, в том числе и гранитоврапакиви. Стадия погружения характеризуется накоплением шельфовых карбонатных и зрелых обломочных осадков, нередко встречаются турбидиты, оползневые образования и черносланцевые толщи (бурзянская серия Калтасинского авлакогена, Южный Урал). Стадия деформаций выделяется формированием многочисленных взбросов, сбросов, надвигов и складкообразованием.

Плитный чехол древних платформ имеет венд-фанерозойский возраст и сформировался в течении 500 – 600 млн лет, на молодых платформах – мезозойский и кайнозойский с возрастом моложе 250 млн лет. В течение этого времени в эпиконтинентальных бассейнах формировались многокилометровые толщи осадочных пород, в составе которых присутствуют мелководно-морские, лагунные, озёрные, дельтовые, делювиально-коллювиальные, аллювиальнопролювиальные и болотные отложения, в том числе угленосные и эвапоритовые накопления При этом повсеместно отмечается обилие перерывов в осадконакоплении.

Внутри платформ имеются положительные и отрицательные структуры: купола и своды (щиты и массивы), антеклизы и синеклизы. Эти структуры называются платформенными структурами. Другим типом структур являются краевые прогибы (бассейны), расположенные на краю платформы и связанные с орогенами.

Крупные площади выходов на поверхность пород фундамента в отечественной литературе носят название щитов (кристаллические щиты в случае древних платформ), менее крупные выступы носят название – массивы. Участки, перекрытые осадочным чехлом, – плиты. Молодые платформы большей частью представляют собой плиты. Размеры щитов и плит одного порядка.

Платформенные своды (щиты – Балтийский, Канадский и др.) достигают 2500 км в длину при ширине до 700 км, купола (массивы) имеют сотни километров в диаметре (Анабарский, Воронежский, Украинский и др.). По периферии они окружены фанерозойскими отложениями, полого погружающимися от купола к периферии.

76В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Впределах платформ в чехле выделяются структуры второго порядка: антеклизы, синеклизы.

Антеклизы определяются как крупные и пологие положительные структуры чехла в пределах древних и молодых плит, в вершинах которых имеются небольшие выходы фундамента – массивы (Воронежская, Оленёкская в Сибири, Бенд и Озарк в Северной Америке, Каракумская на Туранской плите и др.). Эти структуры могут быть многовершинными, каждая из которых называется сводом (Татарский и Токмовский своды). Антеклизы отличаются сокращенной мощностью или отсутствием осадочного чехла на массивах и пологими углами падения осадочных толщ от центра к периферии.

Синеклизы представляют собой крупные пологие впадины с размерами сотни (до тысячи) километров в диаметре и глубиной залегания фундамента от 5 до 12 км. Эти структуры сложены большей частью морскими и лагунными отложениями, нередко содержащими эвапориты. Иногда синеклизы состоят из нескольких впадин, разделённых сводами (Тунгусская синеклиза). Они известны на всех континентах, а их возраст колеблется от докембрийского до современного. К бассейнам

докембрийского возраста в Индии относится бассейн Куддапах (1,4 млрд лет) и Виндхьян (1,4 – 0,55 млрд лет). Среди палеозойских известны бассейны Мичиган, Иллинойс, Тунгусская и Московская синеклизы. Скорость прогибания в различных частях бассейнов менялась в значительных пределах, а временами прогибания сменялись режимом воздымания и часть осадков смывалась эрозией.

Особо выделяются трапповые синеклизы, в разрезах которых залегает мощная платобазальтовая формация и ассоциирующие дайки и силлы основных магматитов (Тунгусская, Деканская и др. синеклизы).

Валы являются платформенными структурами низшего порядка, проявляющимися обычно либо над авлакогенами, либо над разрывными нарушениями и формирующие пологие линейные поднятия, состоящие из одного или нескольких рядов мелких антиклинальных структур (локальных поднятий), общей протяжённостью в несколько десятков километров с амплитудой в десятки, реже сотни метров.

Дополнительно структуры чехла осложняются диапиризмом в областях широкого развития соленосных толщ и грязевым вулканизмом (Предкавказье и др.).

Хотя с позиций плейт-тектоники литосферные плиты рассматриваются как жесткие и монолитные образования, выделяются так называе-

5. Основные черты строения континентов	77

мые внутриплитные эндогенные явления – тектонические деформации и магматизм. С ними связано формирование зон нарушений в виде бассейнов осадконакопления на континентах и их окраинах, платообразных поднятий, внутриконтинентальных рифтов, зон внутриплитовых сжатий коры, горизонтальных перемещений (рис. 5.2), сейсмичности и вулканизма.

200Ю

С

0

200

400

600

м

Рис. 5.2. Строение Жигулёвского надвига, по В.Л. Лобову и др. (1974)

Дислокации платформенного чехла (например, Жигулёвские надвиги – рис. 5.2) частично могут быть обусловлены тангенциальным сжатием, исходящим от смежных орогенов (наведённая складчатость), а частично связана с блоковыми подвижками фундамента (отражённая складчатость).

Минерагения в архейских зеленокаменных поясах включает месторождения медно-колчеданных руд «кипрского» типа и типа «куроко», железистые кварциты, медно-никелевые руды в коматиитах, золото жильное (в гранитоидах) и россыпное. В гранито-гнейсовых комплексах встречаются медные и медно-молибденовые порфировые руды, кварцевожильное золото с гранитоидами, литиевое оруденение в пегматитах.

В раннем протерозое в эпиконтинентальных бассейнах известны зо- лото-урановые месторождения в конгломератах (Витватерсранд), стратиформные и «стратабаунд»-типа медные, свинцово-цинковые и золо- то-вольфрам-медно-редкоземельные месторождения, а также урановые первично-осадочные и гидротермально-метаморфогенные руды. В шовных зонах в аккреционных и коллизионных системах – медноникелевые руды «печенгского» типа, медные – «кипрского» типа и железные руды «криворожского» типа. В гранулито-гнейсовых, гранитнокупольных и вулкано-плутонических поясах – медные и медно-молиб-

78	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

деновые порфировые руды, бериллий-вольфрам-цинковое и ниобийредкоземельное оруденение в грейзенах, альбититах и аляскитах, олово- вольфрам-цинковые руды в скарнах, литиевые руды и пьезокварц в пегматитах, золотоносные кварцевые жилы в гранитоидах, уран в альбититах, железо-титановое с ванадием оруденение в габбро-анорто- зитах, медно-никелевые руды в оболочках куполов. С формациями континентальных рифтов связаны хром-никель-платино-медные руды в расслоенных мафит-ультрамафитах, фосфор-ниобий-уран-редкоземель- но-медно-цинковые руды в карбонатитах.

В чехле платформ с осадочными формациями связывают накопление железных руд «керченского» типа, бурого и каменного угля, фосфоритов, каменных и калийных солей, бокситов, урана, нефти и газа, россыпей золота, касситерита, вольфрамита, алмазов, циркона и ильменита.

5.2. Орогенные складчатые пояса континентов

Орогенные или орогенические зоны (горные сооружения) обычно представляют собой результат столкновения (или взаимодействия) литосферных плит и могут рассматриваться как зоны коллизии или коллизионные зоны. Они имеют исключительно сложное строение, состоят из нагромождения складок и тектонических покровов, нарушенных различного рода дизъюнктивными нарушениями и пронизанных интрузиями магматических пород.

Сами горные сооружения окаймляются и разделяются пониженными участками рельефа, обычно занятыми аллювиальными низменностями или морями. Такие пониженные участки носят название предгорных или межгорных прогибов и впадин.

Горные сооружения большей частью обрамляют огромные по площади равнинные или слабо всхолмленные платформенные территории.

Среди орогенных поясов выделяются межконтинентальные пояса, возникшие на месте вторичных океанов, и окраинно-континентальные пояса. К первым отнесены Урало-Охотский (Монгольский), Средиземноморский (Альпийско-Гималайский), Северо-Атлантический и Арктический (рис. 5.3). Все они возникли в своей основной массе в пределах древних океанических бассейнов или на их периферии. Окраинноконтинентальным считается Тихоокеанский пояс, который не закончил своего развития, поскольку кора Тихого океана продолжает субдуцировать под континентальные окраины. Этот пояс получил также название субдукционный, в отличии от предыдущих коллизионных поясов.

5. Основные черты строения континентов

80°	А

Т

60°

40°	А
	С

20°

0°

20°

40° 1

60°

2

180° 120° 60°

79

А

СА

У О

С

0°

60°

120°

180°

Рис. 5.3. Главные складчатые пояса фанерозоя, по В.Е.Хаину и М.Г.Ломизе (2005): 1 – складчатые пояса (Т – Тихоокеанский, УО – Урало-Охотский, С – Средиземноморский, СА – Северо-Атлантический, А – Арктический); 2 – древние платформы (кратоны и их фрагменты)

80	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Внутреннее строение складчатых поясов отличается большой сложностью и представляет собой коллаж, состоящий из обломков континентальных и внутриокеанических структур, офиолитов, островных дуг и др. Вдоль простирания складчатых поясов изменяется их ширина, внутреннее строение, морфология складчатости, амплитуда надвигов, интенсивность магматизма и соответственно минерагения. В строении складчатых поясов в соответствии с иерархией выделяются складчатые области (Алтае-Саянская), складчатые системы (Восточно-Саянская, Салаирская и др.), складчатые зоны (Колывань-Томская). Крупные обломки с корой континентального типа нередко выступают в качестве срединных массивов (Тараташский блок на Южном Урале, Канский выступ в Восточных Саянах), которые либо выходят на поверхность, либо, погружаясь, служат фундаментом межгорных прогибов, заполненных мощными толщами обломочных осадков (Батенёвский массив в Минусинском прогибе).

История складчатых поясов после их активного развития обычно заключается в срезании горного рельефа денудацией, смене орогенического режима платформенным и частичное превращение их в плиты. Возможно повторное внутриконтинентальное горообразование, денудация, рифтогенез, повторное раскрытие бассейна с корой океанического типа с дальнейшим спредингом и коллизией.

Передовые (краевые) прогибы нередко отделяют складчатые системы от континентальных платформ. Границей между ними часто являются пологие надвиги, по которым складчатые системы надвинуты на платформенные образования с амплитудой до первых десятков километров (Предуральский и Предкавказский прогибы). Передовые прогибы могут представлять собой системы впадин протяжённостю в сотни при ширине в десятки километров. В Предуральском прогибе (рис. 5.4) с юга на север выделяют Бельскую, Юрюзано-Сылвенскую, Камскую, Верхнепечорскую, Воркутинскую и Коротаихскую впадины.

В их выполнении принимают участие терригенно-карбонатные, нередко с ископаемыми рифами, эвапоритовые, каменноугольные толщи, перекрываемые молассами. Интенсивное погружение краевых прогибов обусловлено как надвиганием на них покровов складчатых поясов, так и дополнительной нагрузкой, связанной с заполняемыми прогибы толщами осадков.

Области внутриконтинентального орогенеза включают горные со-

оружения, образовавшиеся внутри континентальных частей литосферных