Фундамент молодых платформ действительно имеет палеозойский возраст, что связано с длительной геологической эволюцией Земли. В это время формировались многочисленные континенты, и осадочные породы, образовавшиеся в результате процессов эрозии и седиментации, стали основой для современных платформ.
Таким образом, палеозойские породы, залегающие в основании молодых платформ, играют важную роль в их геологическом строении и определяют многие характеристики современной структуры земной коры. Эти геологические образовании сохраняют в себе информацию о прошлом Земли, включая климатические изменения и тектонические процессы.
Фундамент молодых платформ имеет палеозойский возраст
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ РЕЖИМЫ И НЕФТЕГАЗОНОСНОСТЬ МОЛОДЫХ ПЛАТФОРМ И ПАССИВНЫХ ОКРАИН КОНТИНЕНТОВ
Н.А. Крылов (ВНИИгаз), Л .И. Лебедев (ИГиРГИ)
Молодые платформы и пассивные континентальные окраины — важнейшие тектонические зоны Земли, содержащие ресурсы УВ.
Молодые платформы — континентальные структуры. Они образовались в самом конце палеозоя или чаще в начале мезозоя на месте зон различной палеозойской складчатости и спаянных ею блоков более древней консолидации.
Континентальные окраины, в том числе и пассивные континентальные, — структуры перехода от континента к океану. Пассивные континентальные окраины, называемые также окраинами атлантического типа, связаны с раздвижением литосферных плит, зарождением и расширением океанов. Они характеризуются отсутствием сейсмической активности, четкой морфологической (батиметрической) зональностью дна и рядом других особенностей. Одной из типичных черт окраин атлантического типа является наличие мощных толщ осадочных пород мезо-кайнозойского возраста.
Возраст осадочных образований, набор формаций на молодых платформах и континентальных окраинах атлантического типа очень близки. Для нашей проблемы еще более важно сходство строения осадочных комплексов этих зон: в обоих случаях фиксируются два главных структурных этажа — нижний рифтогенный и верхний субгоризонтальный чехол. Это дает основание предполагать сходство эволюции геодинамических режимов молодых платформ и пассивных континентальных окраин. Их сравнение мы и попытаемся сделать.
На молодых платформах после консолидации фундамента и до начала отложения плитного чехла формируется переходный комплекс, характеризующийся различным стратиграфическим диапазоном, но целым набором устойчиво повторяющихся в разных частях молодых платформ структурных и формационных признаков. Возраст переходного комплекса зависит от возраста складчатости фундамента. В герцинидах — это поздний карбон — ранняя пермь, поздняя пермь — триас, поздняя пермь — лейас. В зонах более древней консолидации — это чаще девон — пермь в каледонидах, но иногда весь палеозой (на массивах допалеозойской консолидации).
В строении этих переходных комплексов принимают участие красноцветные терригенные и эффузивные формации, залегающие в основании комплексов. Выше развиты терригенные сероцветные, терригенно-карбонатные и карбонатные формации. В самой верхней части разреза появляются терригенные угленосные и пестроцветные формации, которые можно отнести к классу орогенных. Более редким элементом формационных рядов переходных комплексов являются эвапоритовые толщи. Реальные формационные ряды часто бывают редуцированными, главным образом за счет отсутствия верхних терригенных формаций.
Переходный комплекс развит спорадически, плитный чехол залегает местами на нем, а иногда — на складчатом фундаменте. Среди структур, контролирующих распространение переходных комплексов, широко развиты различные грабены и грабенообразные прогибы, впадины типа межгорных, реже фиксируются маломощные чехлы. Примерами крупных структур переходного этапа могут служить средне-позднепалеозойские впадины Центрального Казахстана и Алтае-Саянской области, Манычский триасовый односторонний грабен в Предкавказье, близкие по возрасту и морфологии погребенные пермско-триасовые грабены под плитными Ассаке-Ауданским и Тургайским прогибами (Крылов Н.А., 1974).
Для переходных комплексов характерны интенсивные глыбовые дислокации и эффузивный магматизм разнообразного (от кислого до основного) состава, а также отсутствие интрузивного гринитоидного магматизма.
Геодинамический режим переходного этапа развития молодых платформ имеет следующие черты:
· наличие единого, но различного по абсолютной продолжительности тектоноседиментационного цикла;
· преобладание восходящих вертикальных движений (в пределах орогена — будущей платформы в целом) и растяжений земной коры на протяжении большей части цикла, широкое развитие глыбовых дислокаций;
· кратковременное сжатие земной коры в конце цикла (фиксируется неповсеместно).
Важная особенность рифтогенеза в переходный этап — возрождение древних разломов, наследование древних структурных простираний.
Грабены и грабенообразные структуры переходного этапа развития соответствуют понятию континентальный рифт [4].
Плитный чехол, начинающийся на плитах Центрально-Евразийской эпипалеозойской платформы с юры, на Западно-Европейской — с верхней, а местами с нижней перми, широким плащом перекрывает фундамент и депрессии переходного этапа.
В основании формационного ряда чехла молодых платформ развиты пестроцветные и угленосные терригенные, реже терригенно-сульфатно-галогенные толщи. Карбонатные и терригенно-карбонатные формации занимают среднее положение в разрезе мезо-кайнозоя. При этом карбонатные формации развиты не на всех плитах.
К средним частям формационного ряда приурочены также песчано-глинистые глауконитовые и кремнисто-терригенные толщи. Реже здесь встречаются эвапоритовые, пестроцветные и слабоугленосные терригенные формации. Завершается вертикальный формационный ряд чехла терригенными толщами различного фациального происхождения.
Анализ формационных рядов чехла молодых платформ (Крылов Н.А., 1971) и динамики площадей седиментационных бассейнов во времени [2] позволяет прийти к выводу, что плитный этап характеризуется наличием единого крупного тектоноседиментационного цикла (альпийского). На фоне последнего выявляются циклы второго порядка. С ними связано появление в средних частях разреза пестроцветных и других формаций, фиксирующих регрессии.
Еще А.П. Карпинским было отмечено, что трансгрессии на платформу развиваются со стороны геосинклинальной области, активно формирующейся в данном цикле. Позднее А.Д.
Архангельский указал, что тектоноседиментационный цикл на платформе и в смежной геосинклинальной области развивается почти синхронно, однако на платформе фазы цикла несколько запаздывают по сравнению с подвижным поясом [7]. Эти положения, подтвержденные наблюдениями глобального масштаба, получили названия закона Карпинского и правила Архангельского.
Можно ли рассматривать эту связь тектоноседиментационной цикличности платформ и смежных подвижных областей как отражение геодинамической пассивности платформ и прямого (возможно, механического) влияния развивающейся геосинклинали? Видимо, нет.
Во-первых, из-за феномена запаздывания фаз, измеряемого миллионами лет.
Во-вторых, не все молодые плиты сопряжены с альпийским подвижными поясами, например Западно-Сибирская плита, а также небольшие по размерам, но все же обособленные от геосинклиналей некоторые плиты Западно-Европейской молодой платформы. Эти плиты, получившие по В.Н. Соболевской [6] название огражденных, испытывают в своем развитии тектоноседиментационную цикличность, как и неогражденные. Альпийский мегацикл на эпипалеозойских плитах Центрально-Евразийской платформы (Крылов Н.А., 1971; [1]) практически синхронен (начинаясь в лейасе) и достигает максимума трансгрессии в позднем эоцене.
Цикличность второго порядка в отличие от альпийского мегацикла асинхронна на различных плитах. Более мелкие циклы асинхронны даже в пределах разных зон одной плиты, выявляя этим тектоническую природу цикличности и самостоятельность геодинамики отдельных зон в пределах континентальных блоков Земли.
Тектоническая дифференциация плит молодых платформ происходила неравномерно во времени. Наибольшая скорость роста структур всех порядков относится к началу альпийского мегацикла и началу его второй, регрессивной половины. В некоторых случаях устанавливается связь кинематики структур с фазами циклов второго порядка (Крылов Н.А., 1973).
В плитный этап имели место две главные эпохи образования микрорифтов, связанные, как и структурная дифференциация в целом, с фазами мегацикла.
Первая эпоха отмечается в самом начале образования плитного чехла на фоне развивающихся погружений. Имеются в виду нижнеюрские или нижне-среднеюрские грабены Туранской (например, Питнякский и Кимирекский) и Западно-Сибирской плит, триасовые или верхнепермско-триасовые грабены Западно-Европейской платформы (например, Мейсенский). Это гораздо более мелкие по размерам и амплитуде структуры по сравнению с рифтами переходного этапа. Они выполнены теми же платформенными формациями, что развиты за пределами грабенов.
Вторая эпоха связана с кайнозойской активизацией тектонической дифференциации. Примеры кайнозойских микрорифтов немногочисленны. Наиболее крупным и широко известным рифтом конца палеогена является Верхне-Рейнский. С этой же эпохой связано возникновение локальных зон сжатия, фиксируемых развитием взбросов. Примеры таких достоверно установленных зон также немногочисленны.
Подавляющая часть грабенообразных структур плитной стадии по своему масштабу не может соот ветствовать понятию о настоящем рифте, но геодинамическая обстановка рифтогенеза и микрорифтогенеза сходна.
На рис. 1 схематично отражены структурные этажи, типы структур и их возраст на плитах молодых платформ. Осадочные толщи в пределах континентальных окраин атлантического типа выполняют в основном крупные линейные депрессии, вытянутые вдоль окраин континентов.
Эти прогибы, получившие названия периокеанических, или периконтинентальных, охватывают иногда самый край современной суши, но главным образом шельф, склон и континентальное подножие. Мощность осадочных пород в их пределах достигает 12-14 км. Подобные прогибы известны вдоль большинства пассивных окраин: на западе и востоке Атлантики, по периферии Индийского океана — у побережий Индостана, Восточной Африки и Австралии [3, 5].
Кроме большой мощности осадочной толщи, для периокеанических прогибов характерны гигантские размеры — длина несколько тысяч и ширина несколько сот километров. Как уже отмечалось, на континентальном борту этих депрессий в вертикальном разрезе весьма четко обособляются два структурных этажа ( рис. 2 ).
Нижний, рифтогенный, комплекс имеет блоковое строение. В структуре комплекса преобладают горсты, горст-антиклинали разного порядка и грабены. В современной структуре периокеанических прогибов он характеризуется неравномерным ступенчатым погружением в сторону океана. Верхний структурный комплекс залегает полого и имеет региональный наклон в сторону океана.
Рифтогенный комплекс чаще налегает на древний, допалеозойский, фундамент, реже на молодой — палеозойский. Его возраст определяется началом дробления континента и заложения океана.
Видимо, самые древние породы этого комплекса имеют верхнекаменноугольный возраст (Мадагаскар-Мозамбикский пролив). Стратиграфический диапазон этого этажа чаще всего триас — юра — нижний мел, иногда юра — мел [8, 9] ( рис. 3 ). Заметим, часто связь стратиграфического диапазона рифтогенного комплекса и возраста фундамента здесь отсутствует в отличие от наблюдаемой зависимости возраста переходного комплекса и складчатости фундамента на молодых платформах.
В разрезе рифтогенного комплекса преобладают терригенные формации: в основании грубые песчано-конгломератовые, выше более тонкие, в самом верху появляются субаквальные, часто битуминозные породы и иногда карбонатные рифогенные формации. С точки зрения палеогеографической эволюции это был континентально-лагунный этап.
Ряд зон пассивных континентальных окраин характеризуется отсутствием рифтогенного этажа или его редуцированным развитием, например бассейн Сейбл у берегов Канады. В большинстве же периокеанических бассейнов нижний структурный комплекс присутствует (Кванза-Камерунский прогиб, Большая Ньюфаундлендская банка, Западно-Норвежский).
Иногда грабены контролируют не только мощности, но и распространение рифтогенного комплекса, как, например, в бассейне Сержипи-Алагоас на шельфе Бразилии. Реально фиксируемые грабенообразные структуры рифтогенного этажа (это название уже укоренилось) сами по себе не соответствуют понятию о полноценном рифте — они слишком мелки. Но этаж в целом отражает начало дробления континента и зарождения океана как геологической структуры. Геодинамический режим характеризуется растяжением коры и вертикальным дроблением, которое, возможно, динамически связано с растяжением. Фиксируется только начальная часть крупного тектоноседиментационного цикла — начальные трансгрессивные фазы.
Важные особенности рифтогенеза на пассивных окраинах — ориентировка разломов субпараллельно оси зарождающегося океана и необязательность наследования древних структурных простираний фундамента. Это коренным образом отличает рифтогенез пассивных окраин от рифтогенеза на молодых (да и на древних) платформах.
Верхний структурный этаж (талассогенный комплекс) в разрезе, поперечном краю континента, имеет характер гигантской клиноформы с максимальными мощностями на материковом склоне или в районе континентального подножия с дальнейшим сокращением в глубоководной части. Верхний комплекс часто начинается с верхов нижнего мела, иногда с верхнего мела и даже палеогена, реже он охватывает мезозой и кайнозой полностью.
Вертикальный формационный ряд талассогенного комплекса в пределах шельфа в Южной Атлантике начинается эвапоритовой толщей аптского возраста, развитой весьма широко и у африканского, и у американского побережий. Выше следуют терригенные, терригенно-карбонатные образования открытого моря. Встречаются рифовые фации.
В сторону глубоководной части океана стратиграфический диапазон комплекса сокращается за счет нижних секций, а набор формаций становится более бедным вплоть до моноформационного разреза. Формации талассоген ного этажа в шельфовой зоне континентальной окраины принципиально не отличаются от формаций плитного комплекса молодых платформ, отражая сходство условий их образования. В сторону глубоководной части появляются специфические формации — песчано-глинистая с турбидитами, глинисто-кремнистая и др.
Депоцентры прогибания и зоны максимальных мощностей стратиграфических секций талассогенного этапа последовательно смещаются во времени в сторону океана, фиксируя его расширение вследствие раздвижения плит. Анализ формационных рядов окраин атлантического типа и палеогеографический анализ указывают на наличие одного крупного незавершенного тектоноседиментационного цикла, в который вписываются и рифтогенный, и талассогенный этапы, что, собственно, включается в само понятие о современных континентальных окраинах атлантического типа [3].
Сравнивая эволюцию режимов молодых платформ и океанических окраин атлантического типа, отметим, что наряду с очевидными чертами сходства здесь имеются и существенные различия.
На рифтогенном этапе развитие молодых платформ происходит главным образом за счет внутренних процессов, внутренней динамики сформированных орогенов. Тектоноседиментационный цикл переходного этапа выявляется и на огражденных, и на неогражденных молодых плитах. Формационный состав и структуры переходных комплексов не имеют принципиальных различий на плитах этих двух типов, но обнаруживают зависимость от возраста складчатости фундамента. Развитие пассивных окраин на рифтогенном этапе — за счет воздействия зарождающегося океана и спрединга литосферных плит. Это порождает различную степень зависимости структур переходного этапа молодых платформ и структур рифтогенного этапа пассивных континентальных окраин от предшествующих тектонических планов.
На молодых платформах выделяются два крупных (соизмеримых, но совсем не обязательно равных по абсолютной продолжительности) цикла развития, соответствующих переходному и плитному этапам, а на современных пассивных континентальных окраинах — один незавершенный цикл, в котором рифтогенный этап может рассматриваться как начальная фаза трансгрессивной половины цикла.
На плитном этапе развитие неогражденных плит испытывает определенную связь с жизнью сопредельного подвижного пояса. Эта связь выражается, прежде всего, в направлении развития трансгрессий (вспомним закон Карпинского). Это вызывает соблазн отнести неогражденные эпипалеозойские плиты к древним пассивным окраинам, к окраинам замкнувшихся в конце палеогена — неогене океанов.
Но как быть с огражденными плитами? Как быть с шириной неогражденных плит, которая существенно превышает реальную ширину современных периокеанических прогибов? Как быть с многообразием и сложностью крупных структурных форм чехла неогражденных молодых плит, сложность которых не корреспондируется с представлением о том, что чехол (талассогенный этаж) должен представлять гигантскую клиноформу?
Видимо, не следует искусственно втискивать относительно хорошо уже изученные молодые плиты в рамки понятий об окраинах континентов. По нашему мнению, это — разные категории тектонических зон Земли, хотя черты сходства между ними есть.
К понятию древних пассивных окраин, видимо, подходят относительно узкие зоны неогражденных молодых плит вдоль фронта замкнувшегося подвижного пояса — зоны, которые назывались также перикратонными прогибами, активными подвижными краями платформ, краевыми подвижными зонами и т.д.
Стратиграфический диапазон промышленной нефтегазоносности на молодых платформах и современных континентальных окраинах атлантического типа очень близок, так же как и возраст осадочных образований. В основном это юра, мел и палеоген и в более редких случаях пермь, триас и миоцен.
Промышленная нефтегазоносность на молодых платформах связана в основном с плитным чехлом и, в ограниченном масштабе, с переходным комплексом. Вместе с тем в ряде случаев есть основания считать источником УВ для залежей в чехле нефтегазопроизводящие свиты переходного комплекса. Так, залежи нефти в юрских отложениях Южного Мангышлака и Прикумского района в Восточном Предкавказье образовались, скорее всего, за счет миграции из триасовых толщ, а залежи газа в красном лежне на южном борту Североморского бассейна, несомненно, образованы за счет углистой органики каменноугольных отложений, входящих в переходный комплекс. Средние части формационных рядов переходных комплексов, выведенные часто непосредственно под плитный чехол, нередко обогащены ОВ и являются возможными источниками УВ.
Это не исключает наличие собственных источников нефти и газа в чехольных формациях верхней Пер ми (Северо-Германская впадина), юры, мела и палеогена (последнего в глубоких прогибах, например в Верхне-Рейнском грабене).
На континентальных окраинах атлантического типа нефтегазоносность связана с породами и рифтогенного, и талассогенного комплексов. Нефтегазоносность верхнего структурного комплекса здесь в большей мере определяется нижним этажом, где главные нефтегазогенерирующие толщи приурочены к самой верхней части разреза. В ряде случаев устанавливается прямая зависимость продуктивности верхнего структурного этажа от наличия путей миграции УВ через соленосную толщу аптского возраста из верхней части рифтогенного комплекса. Однако в некоторых зонах пассивных континентальных окраин насыщение талассогенного комплекса происходит за счет собственных источников УВ. Важную роль при этом играют формации дельтового происхождения кайнозойского возраста в поперечных (к краю континента) прогибах, наложенных на периокеанический (продольный) прогиб.
1. Гарецкий Р.Г. Тектоника молодых платформ Евразии. — М.: Недра, 1972.
2. Карагодин Ю.Н. Седиментационная цикличность. — М.: Недра, 1980.
3. Крылов Н.А. Нефтегазоносные бассейны континентальных окраин / Н.А. Крылов, Ю.К. Бурлин, А.И. Лебедев. — М.: Наука, 1988.
4. Леонов Ю.Г. Континентальный рифтогенез: современные представления, проблемы и решения. Фундаментальные проблемы общей тектоники. — М.: Научный мир, 2001.
5. Пущаровский Ю.М. О тектонике и нефтегазоносности приокеанских зон // Геотектоника. — 1975. — № 1.
6. Соболевская В.Н. Тектоника и общие закономерности становления и развития эпипалеозойских плит. — М.: Наука, 1973.
7. Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов. — М.: Научный мир, 2001.
8. Nail R.S. Early Cretaceous Miocene potential seen in deepwater Potiguar basin of Brazil / R.S. Nail, R. Jackson, D’Agostino et al. // Oil and Gas Journal. — 2002. — Vol. 100, № 21.
9. Jogec R. Geological insights listed into Africa, Brasil // Oil and Gas Journal. — 2001. — Vol. 99, № 13.
Development stages of epi-Paleozoic plates and recent oceanic margins as well as evolution of their geodynamic regimes were considered. Along with known similarity features of structure and development (the presence of two structural stages in sedimentary complexes) there were revealed significant differences of geodynamic evolution and tectonics of these zones: the presence of two large completed tectono-sedimentation cycles on epi-Paleozo- ic platform and one non-completed cycle on passive margins, principally different degree of following structural extensions of the basement in overlying stages and others. It is substantiated to be unsuitable to refer epi-Paleozoic plates completely to passive margins.
Рис. 1. СХЕМА СТРУКТУРНЫХ ЭТАЖЕЙ ЭПИПАЛЕОЗОЙСКОЙ ПОГРУЖЕННОЙ ПЛИТЫ
1 — гетерогенный фундамент; 2- переходный комплекс; чехольные отложения: 3- юра, 4 — мел, 5- палеоген, б — неоген-четвертичные; 7- разломы; цифры в кружках: 1 — перикратонный прогиб, 2-сводовое поднятие (сформированное в основном в юрское, палеогеновое или преднеогеновое время); 3- микрорифт (сформированный в юрское время); 4 — рифт переходного этапа развития; 5- платформенная впадина (сформированная в юрское, меловое и палеогеновое время); 6 — кайнозойский микрорифт
Рис. 2. СХЕМАТИЧЕСКИЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОФИЛИ ЧЕРЕЗ ПАССИВНЫЕ КОНТИНЕНТАЛЬНЫЕ ОКРАИНЫ
А — Большая Ньюфаундлендская банка; Б- Кванза-Камерунский бассейн; формация: 1 — песчано-глинистая субконтинентального происхождения: а — существенно гравелитовая, б — песчано-глинистая; 2- битуминозных аргиллитов, 3 — эвапоритовая, 4 — песчано-глинистая сероцветная морская: а — существенно глинистая, б — песчано-глинистая; 5 — карбонатная, 6 — глинисто-мергелистая, 7- глинисто-кремнистая, 8 — песчано-глинистая морская с турбидитами; 9 — фундамент
Рис. 3. СХЕМАТИЧЕСКИЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ РАЗРЕЗЫ ЧЕРЕЗ БАССЕЙНЫ ПОТИГУЕР (А) И КАМПОС (Б) (БРАЗИЛИЯ)
1 — кристаллический фундамент; 2 — разломы
Общее землеведение
Геосинклинальные области и платформы образуют главнейшие структурные блоки земной коры, находящие отчетливое выражение в современном рельефе.
Самыми молодыми структурными элементами материковой земной коры являются геосинклинали. Геосинклиналь – это высокоподвижный, линейно-вытянутый и сильно расчлененный участок земной коры, характеризующийся разнонаправленными тектоническими движениями высокой интенсивности, энергичными явлениями магматизма, включая вулканизм, частыми и сильными землетрясениями. Геологическая структура, возникшая там, где движения имеют геосинклинальный характер, носит название складчатой зоны. Таким образом, очевидно, что складкообразование характерно, прежде всего, для геосинклиналей, здесь оно проявляется в наиболее полной и яркой форме. Процесс геосинклинального развития сложен и во многом еще не достаточно изучен.
В своем развитии геосинклиналь проходит несколько стадий. На ранней стадии наблюдается общее погружение и накопление в геосинклинали мощных толщ морских осадочных (характерны флиши – закономерное, тонкое чередование песчаников, глины и мергелей) и вулканогенных (лавы основного состава) пород. На средней стадии, когда в геосинклиналях накапливается толща осадочно-вулканических пород мощностью 8—15 км, процессы погружения сменяются постепенным вздыманием, осадочные породы подвергаются складкообразованию, а на больших глубинах – метаморфизации, по трещинам и разрывам, пронизывающим их, внедряется и застывает кислая магма. В позднюю стадию на месте геосинклинали под влиянием общего вздымания поверхности возникают высокие складчатые горы, увенчанные активными вулканами с излиянием лав среднего и основного состава; впадины заполняются континентальными отложениями, мощность которых может достигать 10 км и более. С прекращением процессов вздымания высокие горы медленно, но неуклонно разрушаются, пока на их месте не образуется холмистая равнина – пенеплен – с выходом на поверхность «геосинклинальных низов» в виде глубоко метаморфизованных кристаллических пород.
Пройдя геосинклинальный цикл развития, земная кора утолщается, становится устойчивой и жесткой, не способной к новому складкообразованию. Геосинклиналь переходит в иной качественный блок земной коры – платформу. Выровненные жесткие глыбы впоследствии испытывали медленные поднятия или опускания. В периоды опусканий на их поверхности в результате трансгрессий отлагались толщи осадочных пород – так на складчатом основании молодой платформы формируется осадочный чехол.
На протяжении геологической истории Земли наблюдался ряд эпох интенсивного складчатого горообразования с последующей сменой геосинклинального режима на платформенный. Наиболее древние из эпох складкообразования относятся к докембрийскому периоду, затем следуют байкальская (конец протерозоя – начало кембрия), каледонская, или нижнепалеозойская (кембрий, ордовик, силур, начало девона), герцинская, или верхнепалеозойская (конец девона, карбон, пермь, триас), мезозойская (,киммерийская), альпийская (конец мезозоя – кайнозой) эпохи.
В нижнем палеозое около докембрийских платформ существовала геосинклиналь, получившая название каледонской. В конце силура и начале девона – в каледонскую горообразовательную эпоху – на месте этой геосинклинали возникли складчатые горы. Они занимали огромные площади в Европе, Азии, Америке и частично в Африке. До настоящего времени каледонские структуры сохранились в Шотландии (Северо-Шотландское нагорье), Скандинавии (Скандинавские горы), на Шпицбергене, в Гренландии (Восточно-Гренландские горы), Лабрадоре, а В Забайкалье, по Енисею, на западе Казахстана (Казахский мелкосопочник) и местами в Центральной Азии, т. е. вокруг всех трех северных платформ, а также частично в Австралии.
Во второй половине девонского и в каменноугольном периоде существовала герцинская геосинклиналь. Герцинский возраст имеют Урал, складчатый фундамент Западно-Сибирской низменности, Таймыр, равнины и многие горы Средней и Центральной Азии, Месета, Центральный Французский массив, горы Средней Европы, Аппалачи, Капская область, Австралийские Альпы.
Мезозойская геосинклиналь – система островов и горных хребтов – протягивается вдоль побережья Тихого океана по Восточной Азии, Новой Гвинее, Австралии, Новой Зеландии, Антарктическому полуострову и по западным берегам обеих Америк.
Альпийская геосинклиналь простирается от Атласа через Южную Европу, Крым, Кавказ, Переднюю Азию, Гималаи, Бирму до Индонезии, где она пересекается с Тихоокеанской.
Горообразовательные процессы происходили в конце мезозоя в Тихоокеанской геосинклинали и в кайнозое – в Альпийской.
Геосинклинали в процессе своего развития переходят в платформенные области и таким образом увеличивают площади материков. Горы, возникшие в геосинклиналях, в последующем снижаются выветриванием и денудацией, а корни складок превращаются в фундамент платформы. Многие палеозойские платформы во время альпийской складчатости были затронуты повторным горообразованием и превратились в возрожденные горы.
Современными геосинклиналями на Земле являются области, занятые глубоководными морями, относимыми к группам внутренних, полузамкнутых и межостровных морей. Примером современного геосинклинального пояса на стадии своего закрытия может служить бывший океан Тетис. В его состав входят морские впадины Средиземного,
Черного и южной части Каспийского моря с окружающими их сложно построенными кайнозойскими складчатыми горными странами. Современный вулканизм и активная сейсмичность указывают на продолжающуюся активность тектонических движений.
Среди геосинклинальных поясов, находящихся на различных стадиях развития, в настоящее время кроме Средиземноморского выделяют еще четыре – Тихоокеанский, Атлантический, Арктический и Урало-Монгольский (древний закрывшийся). Они располагаются между древними платформами или на их границе с океанскими областями.
Для современных геосинклинальных областей характерно сочетание глубоководных океанических желобов (Марианский, Курило-Камчатский), котловин окраинных морей (Японского, Охотского и др.), архипелагов островов (Японских, Курильских и др.) (рис. 14).
Области земной коры, охваченные колебательными движениями малого размаха и малой скорости, называются платформами. Геологическая структура, возникающая в платформенных условиях, тоже называется платформой. Общей чертой всех платформ помимо их жесткости служит двухъярусная структура.
Нижний ярус, или фундамент, состоит из смятых в складки, разбитых на блоки метаморфических пород – гнейсов, кристаллических сланцев и т. д., представляющих собой продукты древнейших складчатостей, которые завершились более 1,5 млрд лет назад. На фундаменте горизонтально залегает платформенный чехол (верхний ярус) – толща слоистых осадочных горных пород, накопившихся в течение фанерозоя. Это свидетельствует о небольшом размахе колебательных движений, вызывавших трансгрессии мелководных морей, сменявшихся затем регрессиями морей. Древние платформы отличает относительная стабильность, отсутствие складчатых движений, слабая дислоцированность.
Рис. 14. Схема строения современных геосинклинальных областей:1 – осадочный слой; 2 – гранитно-метаморфический слой; 3 – гранулитобазитовый слой; 4 – разломы
В рельефе им соответствуют большие равнины (включая отдельные внутриплатформенные горные страны). В пределах платформы выделяются следующие крупнейшие структурные единицы: щиты (участки выхода на поверхность кристаллических пород) и плиты (перекрытые осадочным чехлом участки пород фундамента, погруженных на глубину). Для платформ также характерно чередование антеклиз — обширных пологих поднятий и синеклиз — столь же обширных и пологих прогибов. Средняя скорость новейших тектонических движений на платформах – 0,07— 0,25 мм/год (в складчатых зонах – 1–3 мм/год).
Таким образом, все древние платформы имеют кристаллический фундамент архей-протерозойского возраста, его формирование завершилось в докембрийское время. Осадочный же чехол этих платформ, при благоприятном тектоническом режиме, продолжает накапливаться и в настоящее время.
Выделяют 10 крупных (основных) древних платформ и ряд более мелких фрагментов (Таримская, Индо-Синийская и др.). Древнейшие докембрийские платформы расположены на Земле двумя широтными рядами. Первый находится в северных умеренных широтах (служит основой северных материков) и состоит из Северо-Американской (включая Гренландию), Восточно-Европейской (Русской) и Сибирской платформ, второй ряд составляют платформы экваториальных материков – Южной Америки, Африки (с Аравией), Индостана, Китая (Восточно-Китайская, Южно-Китайская) и Австралии. В стороне лежит Антарктическая платформа (рис. 15).
Гипотеза горизонтального движения материков связывает северный ряд платформ с расколом материка Лавразии, а южный ряд рассматривает в качестве частей огромного материка Гондваны.
Кроме докембрийских (по возрасту фундамента – надпротерозойские, или эпипротерозойские, от греч. ері – после, над) существуют платформы байкальские, каледонские и герцинские, получившие название молодых платформ (эпибайкальские, эпикаледонские, эпигерцинские): Туранская, Западно-Сибирская, Патагонская, Скифская, Примексиканская, Приатлантическая. Образуются они в условиях активной денудации орогенных поясов в условиях последующих нисходящих тектонических движений с трансгрессией морей. В результате складчатое основание (корни гор) перекрывалось толщами осадочных пород – так на складчатом основании молодой платформы формируется осадочный чехол. Подобно древним платформам молодые также имеют двухслойное строение, однако кристаллический (складчатый) фундамент их значительно моложе – палеозойского возраста, для них характерен и сходный набор структур более низкого ранга: синеклизы, антеклизы; краевые прогибы, впадины, седловины, континентальные рифты и др.
Рис. 15. Докембрийские платформы:1 – Северо-Американская; 2 – Русская; 3 – Сибирская; 4 – Южно-Американская; 5 – Африкано-Аравийская; 6— Индостанская; 7,8— Китайская; 9 — Австралийская; 10 – Антарктическая
Однако, в силу того что располагаются молодые платформы, как правило, на периферийных окраинах древних платформ и обрамляются геосинклиналями, здесь наиболее широко представлены краевые (передовые) прогибы, образование которых связано с орогенными процессами в геосинклиналях либо с проявлением коллизии – лобового столкновения континентальных литосферных плит. Кроме того, в связи с интенсивными процессами складкообразования, которые в фанерозое, и особенно в неогене, имели глобальный характер, на молодых эпипалеозойских платформах (в отличие от более устойчивых докембрийских платформ, сохранявших стабильность) более широкий размах получили эпиплатформенные орогенные пояса. Ряд крупных регионов эпипалеозойских платформ испытывал серьезную перестройку, выразившуюся в общем сводовом поднятии древних пенепленизированных складчатых сооружений, глубоких разломах и крупных вертикальных перемещениях глыб относительно друг друга.
На материках в платформенных областях преобладают низменности, равнины, плато, плоскогорья. Так, в области Восточно-Европейской платформы сформировалась Восточно-Европейская равнина, Южно-Американской платформе отвечают два элемента планетарного рельефа – Амазонская низменность и Бразильское плоскогорье, Западно-Сибирской молодой платформе соответствует Западно-Сибирская равнина, Патагонской – Патагонская равнина и др.
Эпохи складкообразования в фанерозое имели глобальный характер и отразились на структуре сложившихся к тому времени платформ. Докембрийские платформы сохраняли стабильность, но более молодые, эпипалеозойские, в ряде крупных регионов испытывали серьезную перестройку, выразившуюся в общем сводовом поднятии, глубоких разломах и крупных вертикальных перемещениях глыб относительно друг друга. В результате вторичного эпиплатформенного орогенеза возникают складчато-глыбовые горы (возрожденные горы). Классический пример – Тянь-Шань, где возрождение горного рельефа произошло во время альпийского орогенеза.
Отдельным типом структурных элементов земной коры в пределах платформ, усложняющих строение как щитов, так и плит, являются континентальные рифты (от англ, rift – щель, разлом), которые подобно геосинклиналям отличаются повышенной подвижностью земной коры, высокой сейсмичностью и вулканизмом. Однако рифтовые зоны как структурные элементы земной коры – полная противоположность геосинклиналям.
В геосинклиналях за погружением следует накопление мощных толщ осадков, затем орогенез и как конечный результат – утолщение континентальной коры. Рифтовые зоны возникают под влиянием восходящих движений в мантии, которая, внедряясь в земную кору, приподнимает, дробит и частично перерабатывает ее. Осью рифтовой зоны является узкая тектоническая впадина – грабен (от нем.
Graben – ров). Рифтовые зоны на материках – это области деградации континентальной коры, ее перерождения в кору океаническую. При поступательном рифтогенезе в своем развитии рифт проходит последовательный ряд стадий: внутриконтинентальный (Восточно-Африканская система разломов) – межконтинентальный (Красно – морский, Аденский и Калифорнийский рифты) – срединно-океанический (рис. 16).
Рифты имеют разный возраст. Древние рифтовые зоны платформ называют авлакогенами (развивались на протяжении от рифея до кайнозоя). На Русской платформе крупнейшим авлакогеном является Припятско-Днепровско-Донецкий, заложенный в рифее, но окончательное обособление его, сопровождавшееся глубинными разломами кристаллического фундамента, произошло в девоне, а восточная окраина в конце палеозоя даже подвергалась складкообразованию. Этот и подобные ему древние «борозды» земной коры (Сарматско-Туран-ский рифт в теле древней Восточно-Европейской платформы и др.) давно уже прекратили свое развитие и сглажены – заполнены осадочными отложениями.
Рис. 16. Зарождение (а) и развитие (б) континентального рифта, его переход в межконтинентальный (в), начало (г) и развитие (д) спрединта (по В.Е. Хайну):
1 — континентальная кора; 2 — кора «переходного» типа (утоненная и переработанная континентальная); 3 — океаническая кора (вверху – слой осадков); 4 — разогретая и разуплотненная мантия; 5 – континентальные осадки; 6 — эвапориты; 7 – мелководные морские осадки; 8 — щелочные вулканиты; 9 — толеитовые базальты; 10— нормальная мантия; 11 — вулканы
Современные рифтовые системы были заложены в кайнозое. В их числе – Восточно-Африканская рифтовая система, в Западной Европе – Верхнерейнский грабен, в России – Байкальская рифтовая система (последние находятся за пределами древних платформ).
Платформа в геологии
Платфо́рма (континентальная платформа), в геологии – основной структурный элемент континентов – крупная (несколько тысяч км в поперечнике), относительно устойчивая глыба континентальной земной коры . Строение платформ на бóльшей части их площади характеризуется двухъярусностью: в основании залегает интенсивно деформированный, часто метаморфизованный и пронизанный гранитными и другими интрузиями фундамент , который несогласно перекрывается осадочным чехлом (местами с участием вулканических покровов), залегающим , как правило, субгоризонтально и не затронутым метаморфизмом.
Древние платформы
Платформы с докембрийским фундаментом именуются древними (в зарубежной и отчасти российской литературе древние платформы часто называют кратонами). Они составляют ядра современных континентов (кроме Евразии, в составе которой 6 древних платформ – Восточно-Европейская , Сибирская , Индостанская, Китайско-Корейская , Южно-Китайская , Таримская) и граничат либо с более молодыми подвижными поясами , которые на них обычно надвинуты, либо с океанами. У большинства древних платформ северного ряда ( Северо-Американской , Восточно-Европейской, Сибирской) фундамент имеет раннедокембрийский – архейско-раннепротерозойский – возраст. Фундамент древних платформ южного ряда ( Южно-Американской , Африкано-Аравийской , Индостанской, Австралийской , Антарктической) моложе – он окончательно сформировался на протяжении позднего протерозоя. Поэтому ряд исследователей к собственно древним относят только платформы северного ряда, а платформы южного ряда именуют докембрийскими.
Тектоническая карта мира. Тектоническая карта мира.
Породы фундамента всех древних платформ обычно метаморфизованы в амфиболитовой и гранулитовой фациях регионального метаморфизма и сильно гранитизированы (отсюда название «кристаллический фундамент»).
Молодые платформы
Платформы с более молодым фундаментом (конец протерозоя, палеозой – мезозой) известны как молодые; они располагаются в пределах стабилизированных частей фанерозойских подвижных поясов (например, Западно-Сибирская платформа – в пределах Урало-Охотского пояса ).
Ландшафт Западно-Сибирской платформы (Ямало-Ненецкий автономный округ, Россия). Соловьёв. Ландшафт Западно-Сибирской платформы (Ямало-Ненецкий автономный округ, Россия). Соловьёв. Фундамент молодых платформ, как правило, слабо метаморфизован (обычно не выше зеленосланцевой фации) и отличается от осадочного чехла в основном своей интенсивной дислоцированностью , поэтому нередко называется «складчатым основанием». Молодые платформы разделяют соответственно возрасту складчатого основания на эпибайкальские (например, Баренцево-Печорская , Мёзийская платформы), эпикаледонские , эпигерцинские (например, Западно-Сибирская, Скифская и Туранская платформы), эпикиммерийские . Некоторые молодые платформы имеют разновозрастный фундамент (например, Западно-Европейская платформа ).
Платформенные структуры
Фундамент платформ может выступать на поверхность, образуя щиты (крупные выступы в пределах древних платформ) или массивы (более мелкие выступы древних и молодых платформ). Площади платформ, покрытые осадочным чехлом, именуют плитами (в зарубежной литературе – собственно платформы).
Балтийский щит. Выходы метаморфических пород по берегам Варангер-фьорда (Северо-Восточная Норвегия). Балтийский щит. Выходы метаморфических пород по берегам Варангер-фьорда (Северо-Восточная Норвегия).
Складчатый фундамент молодых платформ, за редким исключением (например, Западно-Европейская платформа), на поверхность не выходит, поэтому молодые платформы часто называют плитами. На периферии платформ находятся перикратонные опускания . Крупные поднятия фундамента внутри плит известны как антеклизы , а впадины – как синеклизы , в основании которых нередко обнаруживаются глубокие (до 10–12 км) рифтогенные прогибы , ограниченные разломами, – авлакогены . Более мелкие линейные дислокации чехла называют валами; они состоят из ещё более мелких и пологих поднятий.
Тектонические движения, сейсмичность, магматизм
Платформы характеризуются: небольшими скоростями вертикальных тектонических движений , что определяет их равнинный рельеф; преобладанием слабых поднятий над опусканиями, с чем связано преимущественное распространение в осадочном чехле континентальных и мелководно-морских отложений небольшой мощности; слабой сейсмичностью и относительно слабым и специфическим магматизмом (отмечается проявление траппового магматизма, излияние щелочных базальтов , формирование щёлочно — ультраосновных кольцевых интрузий и кимберлитовых трубок).
Сибирская платформа. Траппы плато Путорана (Красноярский край, Россия). Сибирская платформа. Траппы плато Путорана (Красноярский край, Россия).
Мощность земной коры. Глубина залегания астеносферы
Континентальная кора в пределах платформ имеет мощность 30–40 км; из них до 5 км (реже 10–15 км и более – например, в пределах Прикаспийской синеклизы Восточно-Европейской платформы) приходится на осадочный слой. Астеносфера залегает под платформами на глубинах от 100–150 до 200–250 км и отличается повышенной по сравнению с подвижными поясами вязкостью .
Полезные ископаемые
Осадочный чехол платформ вмещает залежи нефти и природного горючего газа (Западная Сибирь и др.), углей , каменной и калийных солей (бóльшей частью в авлакогенах), фосфоритов , осадочных железных руд , бокситов , россыпи различных тяжёлых минералов. Прикаспийская синеклиза Восточно-Европейской платформы. Добыча каменной соли на озере Баскунчак (Астраханская область, Россия).
Прикаспийская синеклиза Восточно-Европейской платформы. Добыча каменной соли на озере Баскунчак (Астраханская область, Россия). Фундамент заключает месторождения железных ( железистые кварциты ), марганцевых и никелевых руд, алмазов (в кимберлитовых трубках), золота и др. Хаин Виктор Ефимович
