ВЗГЛЯДЫ ИЗ РЕАЛЬНОГО МИРА

мам, чем к древним, хотя, как указывалось выше, байкальски
складчатые системы входят и в состав фундамента некоторых
древних платформ.

Осадочный чехол 'молодых платформ имеет в основном юрско
или мел-четвертичный возраст; на эпигерцинских платформах чг
хол начинается с верхней перми, на эпикаледонских — с верхне-
го девона. Геологи-нефтяники нередко выделяют между складча
тым основанием и типичным чехлом молодых платформ промежх
точный комплекс, выполняющий обычно отдельные впадины. Это!
комплекс отличается от фундамента слабой дислоцированностью
и полным отсутствием метаморфизма и гранитов, а от чехла o'i
деляется несогласием и обнаруживает большую уплотненность сво
их пород. Формационный и структурный анализы показывают, что
к промежуточному комплексу относятся образования двух типог,
1) осадочное, молассовое или молассово-вулканическое выполне-
ние межгор(ных впадин последнего орогенного этапа развития под-
вижного пояса, предшествовавшего образованию платформы; 2|
обломочное («молассоидное») или обломочно-вулканогенное вы
полнение рифтовых грабенов, образованных на стадии перехода
от орогенного этапа к раинеплатформенному. На Западно-Сибир
ской и Скифско-Туранской платформах промежуточный комплекс
имеет соответственно позднепалеозойский и триасово-раннеюр
окии возраст.

Молодые платформы в значительно большей степени покрыты
осадочным чехлом, чем древние, и по этой причине их часто им*
нуют просто плитами (те же Западно-Сибирская и Скифско-Т
райская). Выступы фундамента, не затронутые новейшей тектонп
ческой активизацией и поэтому не превращенные во внутрикоп
тинентальные орогены (см. гл. 14), встречаются скорее в виде ис-
ключения, одно из них — Казахский щит между Западно-Сибир
ской и Туранской плитами. Соответственно молодые платформы]
обладают за пределами таких щитов или массивов равнинным,
часто низменным рельефом.

Участкам наибольшей (более 10 км) мощности осадочного чел
ла на молодых, реже древних платформах обычно отвечают учаа-|
ки с аномальным характером фундамента (консолидированной ко
ры). Кора эта имеет здесь пониженную мощность — менее 15-
20 «м — и уже у своей верхней границы обнаруживает скорости
продольных "волн, характерную для нижней («базальтовой») коп
тйнентальной коры или для второго слоя океанской коры, — бли а
кую к 6,5 км/с; отсюда наименование этих участков — «базальто-1
вые окна». Существуют основания предполагать, что такие участ
ки развития коры, близкой к океанской, действительно предстан
ляют собой реликты бассейнов с океанской корой в пределах под
вижных поясов. К ним относятся Прикаспийская впадина в юг<>-|
восточном углу Русской плиты, отдельные впадины Сибири, в ча
стности Нюрольская на юге, впадины в Баренцевом и Карском мо
рях и др. Не вполне заполненная осадками современная структу
ра такого типа — впадина Мексиканского залива.

Ньадочные чехлы молодых платформ отличаются от чехлов
mix платформ повышенной дислоцированностью и более вы-
п i гепенью унаследованности дислокаций от внутренней струк-
i Фундамента. На древних платформах наследуются в осиов-
1>а (ломы, а на молодых — часто также складки, воспроизво-
i и чехле в ослабленных зонах.

I 5.2. Внутреннее строение фундамента древних платформ

.us уже указывалось, главная роль в сложении фундамента
мпч платформ принадлежит архейским и нижнепротерозой-
"оразованиям. Изучение этого фундамента в пределах обна-
41 щитов и по данным бурения и геофизики (особенно эффек-
чагнитометрия) под чехлом плит показало, что он, как пра-
амеет крупноблоковое строение. Так, в структуре Балтийоко-

А различают пять главных блоков, в пределах Украинского i также пять, Канадского щита — шесть и т. д. Некоторые .4s их блоков, обычно сложенные протерозоем, сильно вытяну- I' одном направлении и поэтому называются поясами, напри- 1апландско-Беломорский пояс на Балтийском щите, Стано- на юге Алданского щита, Гренвильский — на востоке Ка- ок). Изучение их внутренней структуры и особенностей раз- п'их блоков показало отличия от описанного выше для под- поясов позднего протерозоя и фанерозоя. Здесь, особенно '•'ч-, распространены специфические структурные элементы, 4 u-рные для ранних этапов истории Земли. В архее мы обна- шмс'.м два главных типа таких элементов — гранит-зеленока- i4.il- области и гранулито-гнейсовые пояса. ' г-тит-зеленокаменные области (ГЗО) нередко слагают целые г< к сотни километров в поперечнике. В их пределах прежде • ьросаются в глаза несколько извилистые, параллельные ли- и' полосы зеленокаменных поясов (ЗКП), сложенные отно- 4-110 слабометаморфизованными, преимущественно основны- н-.'к-покаменно измененными вулканитами (отсюда название поясов) и отчасти осадочными породами. Протяженность та- иоисов составляет многие сотни, изредка больше тысячи (на >м щите) километров, ширина — многие десятки — пер- ечни и километров. Зеленокаменные пояса, впервые описанные Цим;|дс, ныне установлены на всех континентах, всех платфор- и. щитах. Классическими считаются ЗКП Канады, Южной jiimi, Австралии, Индии. В нашей стране они изучены на Коль- полуострове, в Карелии, на Воронежском массиве, Украин- п Алданском шитах. В поперечном сечении ЗКП имеют син- Knjiiiyio структуру, обычно сильно усложненную складчатостью щитами (рис. 13.1). Разделяются ЗКП более широкими гра- ц ирисовыми полями, гранича с ними изредка по разломам ЦИКМШ1СКИЙ блок Алданского щита), но чаще вдоль интрузив- ком тактов гранитов, а иногда по трансгрессивным контактам )мПиГжг). В отдельных регионах (Среднеприднепровский блок •'к Рис. io.i. Синклинорная структура архейских зеленокаменных поясов: Читрадурга в Южной Индии (/, по С. Дрюри и др., 1983) и Сурского на Украинском щите (//, по А. А. Сиворо- нову и др., 1984): / — гранитогнейсы; 2 — гнейсы; 3—6 — метавулканиты (3— нерасчлененные, 4 — толеиты и коматииты; 5 — толеиты и джеспилиты; 6 — толеиты, андезиты, дациты); 7 — граувак- ки; 8 — возможно, базальные образования; 9 — разрывы Украинского щита, массивы Зимбабве в Южной Африке, Пилба ра в Западной Австралии) ЗКП заполняют промежутки между крупными гранитогнейсовыми куполами. Можно полагать, что та- кой структурный рисунок, как и разломлые ограничения, являют ся вторичными, а первичный план, как и в большинстве других случаев, был линейным. Мощность осадочно-вулканического выполнения 3KJI может достигать 10—15 км; обычно оно имеет трехчленное строение. Нижняя часть разреза слагается преимущественно основными, ти- па толеитовых базальтов, отчасти ультраосновными лавами. Сре- ди последних особенно характерны коматииты (от местности Ко- мати в Южной Африке), отличающиеся резко повышенным содер- жанием MgO. (>20%). Среди более молодых, чем архей, образо ваний они почти не встречаются и свидетельствуют об очень, вы- сокой степени плавления астеносферы, что, в свою очередь, рас- сматривается как следствие резко повышенного в архее теплового потока. В подчиненном количестве в нижней части разреза ЗКП присутствуют осадочные породы — железистые кварциты (джес- пилиты), и силициты (кремни). В средней части разреза ЗКП-вул каногенные породы также занимают основное место, но состаа.их меняется —- это уже главным образом эффузивы и пирокластоли ты среднего.и кислого состава, вплоть до дацитов и риолитов^со ание осадочных пород, в том числе обломочных, заметно по-: шется. Петрохимически эти вулканиты близки, если не тож- нснны, более молодым островодужным вулканитам нзвестко- (целочной ассоциации. В верхней части разреза ЗКП обломоч- породы уже занимают господствующее положение, вследствие эта часть разреза напоминает молассовую формацию, типич- для более молодых подвижных поясов. Эта часть разреза от- пей обычно отделена несогласием, времени образования кото- |) отвечает внедрение диапировых или межпластовых плутонов иитоидов. Заканчивается развитие ЗКП складчато-надвиговы- чсформациями, метаморфизмом и образованием новой генера- i гранитоидов, в отличие от первой обычно характеризуемой •обладанием К2О над Na2O. Основная масса ЗКП образовалась между 3,5 и 2,5 млрд лет; >то время сменилось несколько их поколений, потому что дли- п.иость образования этих структур составляла, как правило, Гюлее 100 млн лет, обычно меньше. Небольшое число ЗКП шпкло в первой половине раннего протерозоя на Гвианском > кпая Америка) и Леоно-Либерийском (Западная Африка) и.|, некогда составлявших единую ГЗО. В ряде ГЗО было i >и'чено, что пояса омолаживаются в определенном направле- || шачение этого факта мы рассмотрим ниже. Присутствие в ряде регионов в основании разреза ЗКП конгло- i'.hob с галькой гранитов и гнейсов позволяет предполагать,что грайней мере часть ЗКП закладывалась в условиях раздвига, ч мига более древней континентальной коры. Эта кора, пред- нленная «серыми гнейсами» — грапитогнейсами тоналитового тана, ныне выступает среди гранитогнсйсовых полей, разделяю- х ЗКП, хотя основная площадь этих полей сложена гранитои- Мм, более молодыми, чем смежные ЗКП. Поскольку вулканиты •дины разреза близки к островодужным, а магматиты нижней части — к офиолитам, предполагается аналогия ЗКП с моло- ми задуговыми бассейнами. Г^ану^то-^н^йсовы^пояса^ (ГГП), второй главный тип ранне- .(•мб"рийскйх"структур, разделяют и окаймляют гранит-зелено- Менпые области. Появляются они в конце архея и получают ши- ,ое развитие в протерозое, но в их строении обычно значи- i.noe участие принимает архейский материал. Пояса эти отли- 'I высокий (амфиболитовая — гранулитовая фации) и много- II ню проявленный метаморфизм, сложная и также многократ- н складчатость, надвиги, причем характерно пологое надвига- с на смежные ГЗО. Внутренняя структура нередко осложнена щштогнейсовыми куполами и крупными плутонами габбро,- гтзитов. Типичны и пегматитовые поля. Классические приме- ГГ11 — Гренвильский в Северной Америке, Мозамбикский в Fin тчпой Африке, Лапландско-Беломорский и Становой у нас. Другой тип подвижных поясов, свойственный уже только ран- му протерозою, — это протогеосинклинали (ПГС) Они протя- |d| гиваются на многие сотни, нередко более тысячи километров при ширине в первые сотни километров и обычно четко линейны, на- пример Курско-Криворожская система Восточно-Европейской платформы или Трансгудзонская и Пенокийская Северо-Американ- ской платформы. В большинстве случаев в строении этих подвиж- ных систем, как и их более молодых аналогов, четко выделяются внешние и внутренние зоны. Первые подстилаются неперсработан ным или слабо переработанным архейским фундаментом; их оса- дочный комплекс образован неметаморфизованными шельфовымм карбонатными и обломочными породами. Практически монокли нальное залегание сменяется в направлении внутренних зон чс шуйчато-надвиговым строением, причем надвиги развиваются по более ранним листрическим сбросам. В этом же направлении воз- растают глубоководность и мощность осадков. Появляются покро- вы и силлы основных магматитов. Легко заметить полную анало- гию с внешними зонами позднепротерозойско-фанерозойских оро- генов. Во внутренних зонах появляются флиш и черносланцевыс толщи, обильнее становятся основные вулканиты, приближающие- ся по составу к океанским толеитам; это явно отложения конти- нентальных склонов, подножий и окраинных морей. Еще дальше в тылу рассматриваемых систем нередко встречаются образования вулканических дуг или вулканоплутонических поясов, включая гранитные батолиты. Возникает вопрос: на какой коре развивались эти внутренние зоны? Глубоководный характер осадков и известково-щелочной состав вулканитов указывают на то, что это не была нормальная континентальная кора, как во внешних зонах, а кора либо пере- ходного, либо даже океанского типа. О вероятности последнего свидетельствуют все учащающиеся находки в раннепротерозой- ских подвижных поясах офиолитов, наиболее полная ассоциация которых встречена в свекофе-ипидах северо-восточной Финляндии Однако палеомагнитпые данные показывают, что ширина многих из этих бассейнов с океанской .корой была не больше 1000 км, ибо она лежит в пределах точности этих измерений. Но для неко- торых бассейнов, например Трансгудзонского в Канаде, те же дан- ные указывают на гораздо большую ширину, уже сравнимую с шириной современных океанов, — 3000 км. То же вероятно и для Свекофеннского бассейна Балтийского щита. Следует отметить, что офиолиты начинают обнаруживаться и в гранулито-гнейсовых поясах, например в позднепротерозойском Мозамбикском. Основные гранулиты Лапландского пояса Балтий- ского щита и аналогичные породы основания разрезов некоторых других подвижных поясов могут рассматриваться как метаофио- литы. Стало быть, и эти докембрийские подвижные пояса начина- ли развиваться в условиях растяжения и разрыва континенталь- ной коры, в то время как их современная структура должна была формироваться в обстановке интенсивного сжатия, коллизии смежных архейских блоков — Кольского и Карельского в случае Лапландско-Беломорского пояса, Зимбабве и Каапвальского в. учас пояса Лимпопо в Южной Африке, о чем наглядно свиде- м.гтвует надвигание этих поясов на образования обрамляющих • 'КОН. • волюция протогеосинклиналей завершается опять-таки сход- '• их более молодыми аналогами — складчато-надвигоиыми, •кпъ до покровных, деформациями, метаморфизмом до амфибо- «жой фации, внедрением гранитоидов, поднятиями с накопле- • vi перед фронтом возникающих таким образом складчатых гор- сооружений обломочных толщ молассового типа, хотя обыч- vмеренной мощности и не очень грубого состава. Следователь- различия между протогеосинклиналями и более поздними «на- > пцими» геосинклиналями, вернее геосинклинальными поясами, 1 почались главным образом в их масштабе, в том, что первые mi продуктами мини-океанов, а вторые — крупных океанских • ' Minos. Но и эти различия не распространяются, как мы виде- мыте, на все раннепротерозойские подвижные пояса. Пространства между раннепротерозойскими подвижными лоя-

Как указывалось выше, были заняты блоками континенталь- ч ы>ры, консолидированными к концу архея и представлявши- ' < корее всего обломки эпиархейского суперконтинента, под- ;ч шсгося деструкции в начале протерозоя. Об этом говорят ис- i.iuioe простирание подвижных поясов по отношению к впут- |н-ii структуре архейских блоков и рои даек базитов, в массо- i количестве появившихся в начале протерозоя. Архейские бло- : основном отвечают гранит-зеленокаменным областям и лишь и'-которых случаях включают наиболее древние из гранулито- |ц иных поясов. Довольно значительные площади в их пределах и,мог покрыты осадочным (осадочно-вулканогенным) чехлом, i iji.-iKT, что образования этого чехла представлены слабодисло- ">i;;i иными, нередко субгоризонтальными и слабометаморфизо- • иными осадками, хотя порой и весьма значительной мощности, по прослаивающие их местами вулканиты относятся к траппо- н ассоциации (см. ниже, 13.6), позволяет заключить, что эти jjm развивались в раннем протерозое в платформенном режи- 0п оправдывает их наименование протоплатформами (77/7,77), иротократонами. Отличие от более поздних «настоящих» 1'форм опять-таки заключается в их размерах (в поперечнике (обычно не более 1000 км), а также в более высокой подвиж- |п и большем прогреве, приводившем к образованию гранито- |совых куполов. )садочный чехол протоплатформ выполняет плоские синекли- ina Удоканской в Восточной Сибири, перекрывающей запад- часть Алданского щита. Обычно не наблюдается никакой '•мственности между нижнепротерозойскими чехлами и чехла- '|>;шсрозойских платформ. 1 'труктура протоплатформ в ряде регионов осложнена рифто- ц| грабен-прогибами, являющимися аналогами авлакогенов "V молодых платформ и поэтому получившими название про- шчкогенов (ПА). Такие структуры установлены в пределах многих щитов — Канадского, Балтийского, Украинского и др. 11' которые из них выполнены в основном осадочными образование ми — таковы авлакогены Канадского щита, другие — преим щественно вулканогенными, в частности основными и ультрао' новными, как в авлакогенах Балтийского щита — Печенгско- Имандра-Варзугском, или кислыми, как в Овручском авлакогеп Украинского щита. В структурном отношении протоавлакоген представляют собой грабены или полуграбены, частично превр: щенные, например на Кольском полуострове, в рамповые стру туры, с одной стороны ограниченные надвигами обрамления. Bi полнение этих впадин нередко подвергалось заметному метамо] физму зеленосланцевой и даже амфиболитовой фации. Итак, набор раннепротерозойских структур уже близок к так вому более поздних этапов развития земной коры. Отсюда сле;1 •ет: вывод, что он также определялся действием механизма тею ники плит, но в раннем протерозое это была тектоника мал) плит, тектоника мини-континентов и мини-океанов. 13.3. Структурные элементы поверхности фундамента и осадочной*

Чехла платформ

Щиты занимают территорию с поперечником, нередко превос- ходящим тысячу километров. На протяжении своей истории они •обнаруживают устойчивую тенденцию к поднятию и денудации, хотя временами… 'Щиты легко выделяются в платформах северного ряда, где они со всех сторон окружены чехлом, но значительно труднее в…

QO км

Рис. 13.2. Геологические разрезы через западную часть Московской синекли:<1
по В. Г. Петрову, 1973 (наверху) и Прикаспийскую синеклизу, по В. Л. Сок

лову, 1970 (внизу), Восточно-Европейская платформа:

1 — отложения верхнего плиоцена; 2 — отложения палеогена, мезозоя и пер м-
триаса; 3 — соляные штоки и гряды; 4 — подсолевой осадочный комплеи
5—6 — консолидированная кора (5 — «гранитный», 6 — «базальтовый» слои

7 — верхняя мантия

синеклизы в рельефе обычно выражены плоскогорьями — пл.т;
Путорана в Сибири, Декан в Индостане, Карру в Южной Афр«
ке. Вероятно, это объясняется повышенной мощностью коры, >ь
растившейся снизу основной магмой.

Подобно тому как антеклизы могут распадаться на нескольь
сводов, синеклизы, могут состоять из нескольких впадин,раз;и
ленных сводами или седлами. Несколько таких впадин различ;
ют в пределах Тунгусской синеклизы; их нередко считают сам<
стоятельными синеклизами. В Западно-Техасской синеклизе Сеь>
ро-Американской платформы выделяют впадины Делавер и Ми,
ленд, разделенные «Центральной платформой».
*•-' Весьма примечательным типом крупных отрицательных crpyi
тур платформ являются авлакогены (греч. «авлакос» — борозд.
т. е. бороздой рожденные), впервые выделенные в I960
Н. С. Шатским и впоследствии оказавшиеся широко распростр.
ненными практически на всех платформах. Авлакогены — зч
четко линейные грабен-прогибы, протягивающиеся на многие сел
ни километров приширине в десятки, иногда более сотни киле
332

(сбросами) и выполненные мощ-

ivih толщамл-осадков^а. нередко и вулканитов^ сред некоторых"
пбенно характерны базальты повышенной щелочности и род-

• ценные им породы. Среди осадков типичны соленосные и пара-

""К'ские угленосные формации, которые встречаются и н глубо-

синеклизах. Глубина залегания фундамента нередко достига-

i 10—12 км, а консолидированная кора и литосфера в целом час-

•• утонены, что сопровождается подъемом разуплотненной мап-
'"И (астеносферы). Такое глубинное строение характерно для кон-

•^ментальных рифтов: их древней и погребенной разновид-

•.1 тью — палеорифтами — авлакогены и являются. Присутствие
и структуре платформ обнаруживается лишь бурением и (или)

• мгморазведкой; именно по данным бурения на Русской плите
им и были открыты Н. С. Шатским.

В более поверхностной структуре авлакогены могут быть вы-
i i/кены двояко: либо развитыми над ними синеклизами, либо зо-

•' ivih складчатости чехла. Примером соотношений первого рода
<"*ет служить Украинская синеклиза, сложенная осадками от

••• |>хов нижнего карбона до неогена и перекрывающая Днепров-

i i «-Донецкий авлакоген, выполненный отложениями or среднего

иона до нижнего карбона включительно. Перерождение авлако-

•• нов, сначала через равновеликие прогибы, в синеклизы пред-

|.шляет обычное явление, и можно утверждать, вслед за

11 С. Шатским, что в основании большей части, если не всех си-

" клиз (осадочных бассейнов), должны находиться палеориф-

'|.| -- авлакогены. Эта закономерность получила название права-

.J Шатского.

Однако далеко не все авлакогены эволюционировали по пути
м|м'1фащения в синеклизы. Другая их часть подверглась сжатию и
"["'тратилась в складчатые зоны разной степени сложности. В од-
ни ч случаях это сравнительно простые одиночные валы, например
|'.1тский вал над Кировско-Казанским авлакогеном, в других слу-

• их — сложные валы, состоящие из нескольких параллельных
"••мочек локальных поднятий, в третьих — настоящие интракра-
>«ш1ые складчатые зоны довольно сложного строения, с разрыва-
Mi падвигового типа. Таковы Кельтиберийская зона в Испании,

•мы Среднего, Высокого и Сахарского Атласа в Магрибе, Паль-
щрид в Сирии и др. Во всех этих примерах отрицательные струк-
. ры — авлакогены — переродились в положительные — валы,

•'ладчатые зоны («плакантиклинории», как их назвал польский
1' олог Е. Зноско), т. е. произошла, как говорят, тектоническая ин-
>• 1>сия.

Внутренняя структура неинверсировавших авлакогенов также

¹ ынает разной степени сложности. Помимо главных разрывов, ог-

i ншчивающих авлакоген, часто наблюдаются параллельные им,

'•ричем все эти разрывы обычно относятся к типу листрических

"росов (рис. 13.3). В осевой части широких авлакогенов нередко

|.чодятся горстовые поднятия, как, например, Сунтарский горст

Нилюйском авлакогене.

зз;!

Vft-w^Vj.-.-.r?

Х<>Й<^

•SO г

^>a

80

km

^^^m^^^mwmm^^. „
Ж.^-^Й> т^^$Ж$&^К

^^^^_^^==^=^^₀_„...

..,..-.~.^..^_t^__^'^^--'-'^_'^r~^j::--->_w_-^i^^^

""

 

5 F^6

]? £Щ8

Рис. 13.3. Сейсмогеологнческий разрез через Припятский авлакоген, Восточно

Европейская платформа. По Р. Г. Гарецкому, С. В. Клушину, 1989:
1 — чехол платформы (рифей—квартер); 2 — клиноформы в низах земной ко|)и
и их контуры; 3 — волноводы; 4 — зоны разуплотнения (тектоническая трг
щиноватость?); 5 — поверхность фундамента; 6 — отражающие площадки; 7-
листрические сбросы; S — границы зоны «коро-мантийной смеси»: а — ее кровли
(поверхность Мохоровичича, М), б — подошва

Для многих авлакогенов, например упоминавшихся Днепрон
ско-Донецкого и Кировско-Казанского, характерно двухфазное pa:i
витие. Первоначально они возникли в рифее, но затем, после до
вольно длительного денудационного интервала, возродились в со
редине девона.

Выше уже упоминались^££б^ представляющие платформенньн
структуры низшего порядка, обычно развитые либо над ^зсевымп
.частями авлакогенов, _либд_в их бортах, над граничными и друг и
ми разрывами. Валы представляют собой пологие"лйнёшшё "под
^нятия протяженностью тлесколъко__аесятков километров. Как пра
вило, они состоят из одного или нескольких р~ядов более мелких
антиклинальных структур, которые геологи-нефтяники именую i
локальными поднятиями. Н. С. Шатский предложил называть их
плакантиклиналями, т. е. плоскими антиклиналями, но этот тер
мин не привился. Действительно, в подавляющем большинстве
случаев это очень пологие формы, высотой не более первых со
теп, а часто только десятков метров. Но встречаются и более рез
ко выраженные структуры, с наклоном крыльев до первых десят-
ков градусов, притом асимметричные, например складки Саратов
ского Поволжья или Нижнего Приангарья.

Дислокации платформенного чехла могут иметь различное
происхождение. По-видимому, основная их часть, и притом наи
более интенсивно выраженная, связана с тангенциальным сжати
ем, исходящим от смежных орогенов. Такое сжатие может распро-
страняться на сотни километров от фронта орогена, вызывая ии
версию авлакогенов, образование надвигов (Северо-Донецкий, Жи
гулевский надвиги Русской плиты, надвиги запада Туранской пли
ты) и складок. Существование горизонтального сжатия в тел*
платформ, направленного от орогенов, установлено в Северной

грике и Западной Европе. Образование платформенных < кл;-
_Ёза счет этого сжатия облегчается в случае присутстиия и р;п
осадочного чехла соленосной толщи или глинистых iiii'in-
I 13.4). Очень показателен в этом смысле пример Лшаро
|кой зоны дислокаций на юге Сибирской платформы, где соль
кембрийский возраст, или Юрских гор в Западной Европе
.,леносным триасом в основании разреза. Соленосные девон,
|ь, триас во многом обусловили и сложное строение интра-
энных складчатых зон, возникших над авлакогепами.

v-e

 

Рис. 13.4. Геологический профиль одного из участков Анга-
ро-Ленской зоны дислокаций, Сибирская платформа. По А. Э.

Конторовичу, 1994:

1—4 — осадочные породы: соли (1), терригенные (2), тер-

ригенно-карбонатные (3), карбонатные (4); 5 — силлы доле-

ритов; 6 — кристаллический фундамент; 7 — разрывы

Но далеко не вся платформенная складчатость может быть
1сена к наведенной складчатости тангенциального сжатия. В
рторых частях платформ, удаленных от орогенов, распростра-
складки, не связанные непосредственно с авлакогенами и не
дающие простиранием, параллельным фронту ближайшего
сна, или вообще не отличающиеся сколько-нибудь однообраз-
ориентировкой. Подобные складки скорее всего связаны с
ишжками блоков фундамента по разломам: они могут быть над-
Шюмными, надблоковыми (рис. 13.5), поэтому и получили на-
e отраженных. Но в чем причина перемещения блоков фун-
rra? Этот вопрос нельзя считать решенным. Возможно, что
(кой причиной является общее охлаждение и неравномерное
1ч'кание фундамента, а возможно, что, напротив, разогрев в пе-
>ды активизации платформы (см. ниже).

>тпми двумя типами дислокаций — наведенным и отражен-
а—не исчерпывается разнообразие платформенных складок. В
шкогенах и глубоких синеклизах с мощными соленосными тол-
ии широко распространены соляные диапиры — купола и валы
шчфовско-Донецкий авлакоген. Прикаспийская, Среднесвро-
it-кая, Мексиканская синеклизы и др.)- В верхней части осадоч-
и чехла достаточно часто встречаются складки экзогенного

Рис. 13.5. Отраженные складки в низах платформенного
чехла Западной Сибири, Алясовская площадь. По В. II.

Марковичу и М. И. Козловой:

/ — фундамент; 2 — продуктивный березовский горизонт
верхней юры; 3 — аргиллиты верхней юры — валанжина;

4 — песчано-глинистые отложения валанжина—готерива;

5 — глинистые отложения готерива—баррема; 6 — раз-
рывные нарушения

происхождения — уплотнения (над рифами, песчаными линзами >
выпирания (в речных долинах), гляциодислокации и др.

.Помимо щитов и плит в структуре платформ, по предложенш
Е. В. Павловского, нередко различают третий элемент того л
первого порядка — зоны перикратонных опусканий. Такие зон
наиболее четко выделяются между щитами и орогенами или и
передовыми прогибами; в Северной Америке это зона Велики
Равнин между Канадским щитом и Скалистыми горами, в Южн<
Америке — зона между Гвианским и Западно-Бразильским щи:
ми, с одной стороны, и Андами — с другой. На Восточно-Европп
ской платформе с известной долей условности, связанной с неон
ределенностью границы с Русской плитой, подобной зоной можн
считать Волго-Уральскую область и, с большей уверенность!"
южный, причерноморский, склон Украинского щита и западни >•
склон того же щита и Белорусской антеклизы — Висляно
(Балтийско)-Днестровскую зону. На Сибирской платформ
Е. В. Павловский выделил в качестве тектонотипа «перикратони
го прогиба» Ангаро-Ленскую зону.

Зоны перикратонных опусканий характеризуются пологим М"
ноклинальным или ступенчато-моноклинальным погружением фу и
дамента в сторону смежных подвижных поясов. По существу они
представляют наиболее внутренний, проксимальный, элемент шг
сивных континентальных окраин и отвечают внутреннему шельф
отличаясь обычно повышенной мощностью (до 10—12 км) и бол>
открыто-морским составом осадков по сравнению со смежными
плитами, хотя встречаются и паралические и лагунные форм.ч
ции. Их внешняя граница практически проводится либо по поя и
лению моласс передового прогиба, наложенного, как правило, ни
продолжение той же зоны перикратонных опусканий, либо прак-

:ки вдоль фронта интенсивных деформаций сложного орогсна,
в последнем случае эта граница может не совпадать с лини-
шетных изменений фаций и мощностей отложений, ибо носит
1чный характер.

13.4. Стадии развития платформ

поверхность фундамента платформ отвечает срезанной дену-
Тей поверхности складчатого пояса — орогена. Таким образом,
[формы следуют за орогенами в эволюционном ряду крупных
рентов земной коры и литосферы. Однако настоящий платфор-
иый режим устанавливается на площади былого подвижно-
|ояса не сразу, иногда лишь по прошествии многих десятков,
|учае молодых платформ — даже нескольких сотен, в случае
1пих платформ — миллионов лет, с наступлением стадии на-
исния плитного чехла. А перед этим, в течение «доплитного»
|а, платформы проходят две подготовительные стадии, на ко-
jx они отличаются еще повышенной подвижностью, — стадию
[чшизации и авлакогенную стадию, выделенные А. А. Богдано-

/гадия кратонизации на большей части площади древних плат-
отвёчаё'т по времени первой половине среднего протерозоя,
раннему рифею. Как отмечалось выше, есть серьезные осно-
idi предполагать, что на этой стадии все современные древние
рформы еще составляли интегральные части единого супер-
гинента — Пангеи I, возникшей в конце раннего протерозоя,
фхность суперконтинента испытывала общее поднятие, и на-
1спие осадков, в основном континентальных, происходило на
винченных площадях. Зато широкое развитие получило обра-
1ние субаэральных покровов кислых эффузивов и туфов, в том
lie игнимбритов, нередко несколько повышенной щелочности
тиевости). Одновременно более древние породы подвергались
1евому метасоматизму и происходило внедрение крупных рас-
Ьпных плутонов, часто в форме лополитов, основных в нижней
пи, более кислых — в верхней; первый тип пород обычно пред-
iuich габбро-анортозитами, второй — гранитами типа рапаки-
Нсли первые представляют продукт плавления нижней коры
1д влиянием подъема астеносферы или непосредственно подъе-
}й продуктов плавления последней, что наиболее вероятно, то
образуются за счет плавления верхней коры. Во всяком
1'чпс, магматизм и метасоматизм данной стадии свидетельству-
И о повышенном тепловом и флюидном потоке и в свою очередь
рцииодят к изотропизации платформенного фундамента.

на большинстве древних

It чформ соответствует среднему и позднему рифею и можетзах-
|) ч.шать и ранний венд. Она знаменует начало распада суиер-
ишспта и обособления отдельных древних платформ, характе-
мк'ь господством растяжения и образованием многочисленных
iron и целых р.ифтовых систем, в большинстве своем затем пе-

1'1'М 337

Рис. 13.6. Рифейские рифты (авлакоге-
ны) Восточно-Европейской платформы,
по Е. Е. Милановскому (1979), упро-
щено:
— рифты и разломы; 2 — проявления

рекрытых чехлом и npe^ui' i
щенных в авлакогены, он
да и название стадии, i
добные рифтовые chcti
установлены практичен i,k
на всех древних платфор-
мах, особенно северного ря-
да (в южном ряду они пре-
вратились в позднем рифгс
в интеркратонные геосим
клинали), — в Северной
Америке, Восточной Еврош
(рис. 13.6), Сибири, Север
Ном Китае и Корее. Выпол
йены эти палеорифты-авлл
когены обломочными кои
тинентальными и мелковод
но-морскими осадками
кварцитами, аргиллитами,
строматолитовыми карбопи

Т,,ам nuApp КОС

i рицмш „ г«->-~<""', - -г-- тами; в позднем рифее ко магматизма; 3 — инверсионные подня- ' , . f „„„ где (Австралия) вперы