Континентальные платформы. Общая характеристика. Внутреннее строение фундамента платформы.

13.1. Общая характеристика

Континентальные платформы (кратоны) представляют собой как бы ядра материков и занимают большие части их площа­ди — порядка миллионов квадратных километров. Они слагаются типичной континентальной корой мощностью 35—45 км. Лито­сфера в их пределах достигает мощности 150—200 км, а по неко­торым данным — до 400 км. Они обладают изометричной, поли­гональной формой.

Значительные площади в пределах платформ покрыты немета-морфизованным осадочным чехлом толщиной до 3—5 км и в наи­более глубоких прогибах и впадинах до 10—12 и даже, в исключи­тельных случаях (Прикаспийская впадина), до 20—25 км. В со­став чехла могут входить покровы платобазальтов и изредка бо­лее кислых вулканитов. На участках, не покрытых чехлом, на по­верхность выступает фундамент платформы, сложенный в различ­ной степени метаморфизованными, а также интрузивио-магмати-ческими породами, среди которых ведущая роль принадлежит гра­нитам. Платформы обычно характеризуются равнинным рельефом, то низменным, то плоскогорным.

Наиболее типичными являются древние платформы, т. е. платформы с докембрийским, в основном раннедокембрийским, фундаментом, составляющие древнейшие и центральные части материков и занимающие около 40% их площади; термин «кра­тон» обычно применяют только к ним. К числу древних платформ относятся Северо-Американская, Восточно-Европейская, Сибир­ская, Китайско-Корейская, составляющие их северный ряд, и Юж­но-Американская, Африканская, Индостанская, Австралийская, Антарктическая, входящие в южный ряд; промежуточное положе­ние занимает Южно-Китайская платформа (китайские геологи называют ее платформой Янцзы). В фундаменте древних платформ преобладают архейские образования, за ними идут раннепротеро-зойоше, подчиненно — среднепротерозойские, а верхнепротерозой­ские участвуют в строении фундамента лишь двух древних плат­форм — Южно-Американской и Африканской. Эти образования, как правило, глубокометаморфизованы (амфиболитовая и грану-литовая фации метаморфизма); главную роль среди них играют гнейсы и кристаллические сланцы, широко распространены граниты. Поэтому такой фундамент называют гранитогнейсовым или просто кристаллическим. Скорость продольных сейсмических волн в его верхней части составляет 6,0—6,5 км/с.

Молодые платформы занимают значительно меньшую площадь в структуре материков (около 5%) и располагаются либо по их периферии, как Средне- и Западно-Европейские, Восточно-Австра­лийская и Патагонская, либо между древними платформами, на­пример Западно-Сибирская платформа между древними Восточ­но-Европейской и Сибирской. Фундамент молодых платформ сла­гается в основном фанерозойскими осадочно-вулканическими по­родами. Скорость продольных сейсмических волн у его поверхности составляет 5,5—6,0 км/с; иногда под бо­лее молодым складчатым комплексом сейсмически прощупывает­ся более древний, раннедокембрийский, со скоростями 6,0— 6,5 км/с.

В зависимости от возраста завершающей складчатости этого фундамента молодые платформы или их части подразделяются на эпикаледонские, эпигерцинские, эпикиммерийские. Так, Западно-Сибирская и Восточно-Австралийская платформы являются час­тично эпикаледонскими, частично эпигерцинскими, а платформен­ная арктическая окраина Восточной Сибири — эпикиммерийской. Эпибайкальские платформы с верхнепротерозойским фундамен­том, смятым в самом конце докембрия (Тимано-ПечорсКая, в част­ности), по своим особенностям стоят ближе к молодым, платфор­мам, чем к древним, хотя, как указывалось выше, байкальские складчатые системы входят и в состав фундамента некоторых древних платформ.

Молодые платформы в значительно большей степени покрыты осадочным чехлом, чем древние, и по этой причине их часто име­нуют просто плитами (те же Западно-Сибирская и Скифско-Ту-ра)нская). Выступы фундамента, не затронутые новейшей тектони­ческой активизацией и поэтому не превращенные во внутрикон-тинентальные орогены (см. гл. 14), встречаются скорее в виде ис­ключения, одно из них — Казахский щит между Западно-Сибир­ской и Туранской плитами. Соответственно молодые платформы обладают за пределами таких щитов или массивов равнинным, часто низменным рельефом.

Участкам наибольшей (более 10 км) мощности осадочного чех­ла на молодых, реже древних платформах обычно отвечают участ­ки с аномальным характером фундамента (консолидированной ко­ры). Кора эта имеет здесь пониженную мощность — менее 15— 20 км — и уже у своей верхней границы обнаруживает скорость продольных волн, характерную для нижней («базальтовой») кон­тинентальной коры или для второго слоя океанской коры, — бли1-кую к 6,5 км/с; отсюда наименование этих участков — «базальто­вые окна».

Осадочные чехлы молодых платформ отличаются от чехлов древних платформ повышенной дислоцированностью и более вы­сокой степенью унаследованности дислокаций от внутренней струк­туры фундамента. На древних платформах наследуются в основ­ном разломы, а на молодых — часто также складки, воспроизво­димые в чехле в ослабленных зонах.

Платформы имеют двучленное строение

 

13.2. Внутреннее строение фундамента древних платформ

Как уже указывалось, главная роль в сложении фундамента древних платформ принадлежит архейским и нижнепротерозой­ским образованиям. Изучение этого фундамента в пределах обна­жений щитов и по данным бурения и геофизики (особенно эффек­тивна магнитометрия) под чехлом плит показало, что он, как пра­вило, имеет крупноблоковое строение. Так, в структуре Балтийско­го щита различают пять главных блоков, в пределах Украинского щита — также пять, Канадского щита — шесть и т. д. Некоторые из таких блоков, обычно сложенные протерозоем, сильно вытяну­ты в одном направлении и поэтому называются поясами, напри­мер Лапландско-Беломорский пояс на Балтийском щите, Стано­вой — на юге Алданского щита, Гренвильский — на востоке Ка­надского. Изучение их внутренней структуры и особенностей раз­вития этих блоков показало отличия от описанного выше для под­вижных поясов позднего протерозоя и фанерозоя. Здесь, особенно в архее, распространены специфические структурные элементы, характерные для ранних этапов истории Земли. В архее мы обна­руживаем два главных типа таких элементов — гранит-зеленока-менные области и гранулито-гнейсовые пояса.

Гранит-зеленокаменные области (ГЗО) нередко слагают целые блоки, в сотни километров в поперечнике. В их пределах прежде всего бросаются в глаза несколько извилистые, параллельные ли­нейные полосы зеле но каменных поясов (ЗКП),

Мощность осадочно-вулканического выполнения ЗКП может достигать 10—15 км; обычно оно имеет трехчленное строение. Нижняя часть разреза слагается преимущественно основными, ти­па толеитовых базальтов, отчасти ультраосновными лавами

Основная масса ЗКП образовалась между 3,5 и 2,5 млрд лет; за это время сменилось несколько их поколений, потому что дли­тельность образования этих структур составляла, как правило, не более 100 млн лет, обычно меньше. Гранулито-гнейсовые пояса (ГГП), второй главный тип ранне-докембрийских структур, разделяют и окаймляют гранит-зелено-каменные области. Появляются они в конце архея и получают ши­рокое развитие в протерозое, но в их строении обычно значи­тельное участие принимает архейский материал.

Другой тип подвижных поясов, свойственный уже только ран­нему протерозою, — это протогеосинклинали (ПГС). Они протя­гиваются на многие сотни, нередко более тысячи километров при ширине в первые сотни километров и обычно четко линейны, В большинстве случаев в строении этих подвиж­ных систем, как и их более молодых аналогов, четко выделяются внешние и внутренние зоны. Первые архейским фундаментом; их оса­дочный комплекс образован неметаморфизованными шельфовыми карбонатными и обломочными породами. Практически монокли­нальное залегание сменяется в направлении внутренних зон че-шуйчато-надвиговым строением, причем надвиги развиваются па более ранним листрическим сбросам. В этом же направлении воз­растают глубоководность и мощность осадков. Во внутренних зонах появляются флиш и черносланцевые толщи, обильнее становятся основные вулканиты, приближающие­ся по составу к океанским толеитам; это явно отложения конти­нентальных склонов, подножий и окраинных морей. Еще дальше в тылу рассматриваемых систем нередко встречаются образования вулканических дуг или вулканоплутонических поясов, включая гранитные батолиты.

 

Билет 28. Структурные элементы поверхности фундамента и осадочного

чехла платформ

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

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

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

Синеклизы² — крупные, пологие, почти плоские впадины фун­дамента с глубиной залегания фундамента до 3—5 км и относи­тельно более полным и глубоководным («мористым») разрезом осадочного чехла (рис. 13.2). Следует иметь в виду, что антекли­зы и синеклизы — очень пологие структурные формы: угол на­клона слоев обычно составляет менее 1° и не может быть замерен горным компасом в обнажениях, поэтому эти структуры устанав­ливаются по смене выходов более древних и более молодых отло­жений на геологических картах и по данным бурения и сейсмораз­ведки. Синеклизы наблюдаются не только в пределах плит, но иногда и в пределах щитов (например, синеклиза Гудзонова зали­ва на Канадском щите); на гондванских платформах они пред­ставляют изолированные впадины_г окруженные выходами фунда­мента (синеклизы Конго, Таудени в Африке, Амазонская в Юж­ной Америке и др.). На платформах северного ряда синеклизы обычно граничат либо с антеклизами, либо с щитами. Типичными являются Московская синеклиза Русской плиты, Амударьинская (Мургабская) синеклиза молодой Туранской плиты.

Среди осадков типичны соленосные и пара-лические угленосные формации, которые встречаются и в глубо­ких синеклизах. Глубина залегания фундамента нередко достига­ет 10—12 км, а консолидированная кора и литосфера в целом час­то утонены, что сопровождается подъемом разуплотненной мантии (астеносферы). Такое глубинное строение характерно для кон­тинентальных рифтов: их древней и погребенной разновид­ностью — палеорифтами — авлакогены и являются. Присутствие их в структуре платформ обнаруживается лишь бурением и (или) сейсморазведкой; именно по данным бурения на Русской плите они и были открыты Н. С. Шатским.

В более поверхностной структуре авлакогены могут быть вы­ражены двояко: либо развитыми над ними синеклизами, либо зо­нами складчатости чехла. Примером соотношений первого рода может служить Украинская синеклиза, сложенная осадками от верхов нижнего карбона до неогена и перекрывающая Днепров-ско-Донецкий авлакоген, выполненный отложениями от среднего девона до нижнего карбона включительно.

 

13.5. Осадочные формации плитного чехла и эволюция структурного плана платформ

Осадочные формации платформ в целом отличаются от форма­ций подвижных поясов отсутствием или во всяком случае слабым развитием, с одной стороны, глубоководных и, с другой стороны, грубообломочных континентальных осадков.

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

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

 

Билет 29 Платформенный магматизм. . Стадии развития платформ

 Тектонические элементы Беларуси

13.6. Платформенный магматизм

платформенные вулканиты по объему со­ставляют менее 10% общего объема фанерозойских вулканитов, известных в пределах современных континентов

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

Интрузивная трапповая формация состоит из-силлов и даек долеритов, габбро-долеритов и габбро-диабазов, из которых первые достигают мощности 200—300 м.. Мощность прослоенных вулканитами с силлами осадочных толщ может дости­гать очень больших значений — более 3 км на северо-западе Тун­гусской синеклизы.

Распространение трапповой ассоциации во времени (рис. 13.10) совпадает с периодами начала распада суперконтинентов — во-первых, с рифеем и вендом и, во-вторых, с поздним палеозоем и мезозоем. Во втором периоде трапповая ассоциация обнаруживает наибольшую связь с распадом Гондваны; она проявлена в позд­ней перми восточных Гималаев и юго-запада Южно-Китайской

платформы, в позднем триасе — ран/неи юре Южной Африки, Антарктиды и Тас­мании, в поздней юре — раннем мелу Юж­ной Америки, Южной Африки и Индоста­на, в верхах мела — низах палеогена за­падного Индостана, Йемена и Эфиопии.

Трапповой ассоциации уступает по распространенности щелочно-базальтовая. Пространственно и во времени они нередко связаны одна с дру­гой, например в Сибири и Восточной Африке. Источник магмы этой ассоциации лежал на большей глубине в мантии, чем трап­повой. Она состоит из эффузивной и интрузивной формаций

Знаменитая своей алмазоносностью кимберлитовая интрузив­ная формация родственна щелочно-базальтовой и встречается в виде трубок и даек вдоль разломов и особенно в узлах их пере­сечения, но, по данным Б. Р. Шпунта, в межрифтовых простран­ствах. Основные районы развития кимберлитовой формации — Сибирская платформа, Южная и Западная Африка. Кимберли­товая формация — это самая глубинная магматическая формация континентов, ибо алмазы образуются на глубинах не менее 150—200 км, но и эта цифра не превышает мощности континентальной литосферы.

13.4. Стадии развития платформ

Стадия кратонизации на большей части площади древних платформ отвечает по времени первой половине среднего протерозоя, т. е. раннему рифею. Как отмечалось выше, есть серьезные осно­вания предполагать, что на этой стадии все современные древние платформы еще составляли интегральные части единого супер­континента — Пангеи I, возникшей в конце раннего протерозоя. Поверхность суперконтинента испытывала общее поднятие, и на­копление осадков, в основном континентальных, происходило на ограниченных площадях. Зато широкое развитие получило обра­зование субаэральных покровов кислых эффузивов и туфов, в том числе игнимбритов, нередко несколько повышенной щелочности (калиевости).. Во всяком случае, магматизм и метасоматизм данной стадии свидетельству­ют о повышенном тепловом и флюидном потоке и в свою очередь приводят к изотропизации платформенного фундамента.

Следующая, авлакогенная, стадия на большинстве древних платформ соответствует среднему и позднему рифею и может зах­ватывать и ранний венд. Она знаменует начало распада супер­континента и обособления отдельных древних платформ, характе­ризуясь господством растяжения и образованием многочисленных рифтов и целых рифтовых систем, в большинстве своем затем перекрытых чехлом и превра­щенных в авлакогены, отку­да и название стадии. По­добные рифтовые системы установлены практически на всех древних платфор­мах, особенно северного ря­да (в южном ряду они пре­вратились в позднем рифее в⁵ интеркратонные геосин­клинали), — в Северной Америке, Восточной Европе (рис. 13.6), Сибири, Север­ном Китае и Корее. Выпол­нены эти палеорифты-авла-когены обломочными кон­тинентальными и мелковод­но-морскими осадками — кварцитами, аргиллитами, строматолитовыми карбона­тами; в позднем рифее кое-где (Австралия) впервые появляются эвапориты. Раз­резы обычно построены циклически. Встречаются покровы пла­тобазальтов и силлы габбро-диоритов и габбро-диабазов, т. е. по­роды трапповой ассоциации, преимущественно на границе циклов среднего и позднего рифея, позднего рифея и венда.

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

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

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

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

Тектонические элементы Беларуси

По вещественному составу в фундаменте Беларуси выделены три гранулитовые, две гранитогнейсовые и одна вулканоплутоническая геоструктурные области [13]. Это Белорусско-Прибалтийский гранулитовый пояс, Брагинский и Витебский гранулитовые массивы, Центрально-Белорусская (Смолевичско-Дрогичинская) и Восточно-Литовская (Инчукалнская) гранитогнейсовые зоны, Осницко-Микашевичский вулканоплутонический пояс (рис.1).

По глубине залегания кристаллического фундамента (мощности чехла) на территории Беларуси выделяются обширная положительная структура (Белорусская антеклиза), три крупные отрицательные структуры (Припятский прогиб, Подлясско-Брестская и Оршанская впадины) и четыре структуры с глубиной залегания фундамента, промежуточной между отрицательными и положительными структурами (Латвийская, Полесская, Жлобинская и Брагинско-Лоевская седловины) (рис.2). Кроме того, на территорию Беларуси небольшими участками заходят Украинский кристаллический щит, Балтийская синеклиза, Воронежская антеклиза, Волынская моноклиналь Волыно-Подольской впадины и Луковско-Ратновский горст [13].
Белорусская антеклиза охватывает центральные, западные и северо-западные районы Беларуси, смежные территории Польши, Литвы и Латвии и занимает площадь 300 х 220 км. Абсолютные отметки залегания фундамента на большей части антеклизы не превышают—500 м, а в наиболее приподнятой части достигают+103 м. Платформенный чехол антеклизы маломощный, сложен породами разного возраста. Здесь залегают позднепротерозойские, раннепалеозойские, девонские, пермские, мезозойские и кайнозойские отложения. Наиболее приподнятой частью Белорусской антеклизы является Бобовнянс-кий выступ, вытянутый в субширотном направлении от Новогрудка до Копыля.
Припятский прогиб расположен на юго-востоке страны. Его площадь 180 х 130 км. Кровля фундамента залегает на глубинах от 1,5 до 6 км. Наибольшая часть чехла прогиба приходится на девонские и каменноугольные отложения. Девонские породы лежат в западной части территории на верхнепротерозойских, в восточной — на кристаллическом фундаменте. Выше отложений каменноугольного возраста залегают образования перми и всех геологических систем мезозоя и кайнозоя. Глубинными разломами прогиб расчленен на многочисленные ступени, горсты, грабены, погребенные выступы. По поверхности фундамента в составе прогиба выделяются Припятский грабен и Северо-Припятское плечо, примыкающее с севера к восточной части грабена (см.рис.2).
Подлясско-Брестская впадина находится в юго-западной части Беларуси и в соседних районах Польши и занимает площадь 140 х 130 км. В пределах белорусской части впадины глубина залегания кристаллического фундамента изменяется от 0,5 до 2 км. Основная часть разреза чехла впадины сложена породами венда, кембрия, ордовика, силура. На крайнем юго-западе Беларуси Подлясско-Брестская впадина граничит с Луковско-Ратновским горстом, отделяющим ее от Волынской моноклинали Волыно-Подольской впадины.
Оршанская впадина расположена на северо-востоке Беларуси на площади 250 х 150 км. Глубина залегания фундамента здесь достигает 1,8 км. На территории впадины повсеместно распространены рифейские, вендские и девонские образования. Между девонской толщей и повсеместно залегающими четвертичными отложениями местами присутствуют маломощные отложения юры и мела.

Латвийская седловина, соединяющая Белорусскую антеклизу с Балтийским щитом, имеет площадь 120 х 95 км и на территорию Беларуси заходит на небольшом участке своей южной частью. Фундамент залегает здесь на глубине 0,4—0,6 км. Платформенный чехол седловины в основном представлен девонскими и антропогеновыми образованиями.
Полесская седловина располагается между Припятским прогибом и Подлясско-Брестской впадиной. Ее площадь 120 х 95 км, кровля фундамента здесь находится на глубинах от 0,3 до 1 км. Чехол Полесской седловины сложен образованиями верхнего протерозоя, мезозоя и кайнозоя.
Здесь важно упомянуть структуру более низкого порядка, чем описываемые, но имеющую большое практическое значение. Это Микашевичско-Житковичский выступ кристаллического фундамента, к которому приурочены месторождения редких металлов, строительного камня и каолина. Выступ, имеющий площадь 60 х 10 км, в виде структурного носа Полесской седловины заходит далеко в Припятский прогиб. Фундамент на выступе перекрыт очень маломощной (10—50 м) толщей осадочных пород мезозоя и кайнозоя (в центральной части), верхнего протерозоя и девона (в краевых частях).
Жлобинская седловина разделяет Припятский прогиб и Оршанскую впадину. Фундамент в пределах седловины залегает на глубинах 0,4-0,7 км. Площадь структуры ПО х 50 км. Основная часть разреза чехла приходится на верхнепротерозойские и девонские породы; выше залегают юрские и более молодые отложения.
Брагинско-Лоевская седловина находится между Припятским и расположенным на территории Украины Днепровско-Донецким прогибами. Она вытянута с юго-запада на северо-восток на 100 км при ширине 35 км. Глубина залегания фундамента здесь 0,5-2 км. На седловине присутствуют девонские, каменноугольные и более молодые отложения.
Балтийская синеклиза, расположенная в основном за пределами Беларуси, заходит лишь в крайнюю северо-западную часть территории нашей страны. В чехле белорусской части синеклизы, мощность которого достигает 0,5 км, доминируют отложения кембрия, ордовика и силура.
Воронежская антеклиза незначительно заходит на юго-восток Беларуси своей западной частью. Здесь присутствуют отложения верхнего протерозоя, девона, мезозоя и кайнозоя общей мощностью от 0,5 до 1 км.

Билет 30области внутриконтинентального орогенеза

Помимо орогенов — складчато-покровных горных сооружений, возникших в пределах основных подвижных поясов Земли, в зо­нах конвергенции главных литосферных плит, — существует зна­чительное число горных сооружений, образованных в большем или меньшем удалении от этих зон, в пределах внутренних кон­тинентальных частей литосферных плит, т. е. во внутриплитной обстановке. Эти горные сооружения образуются без предвари­тельной «геосинклинальной подготовки» в областях, которые пе­ред тем более или менее длительное время развиваются в спокой­ном платформенном тектоническом режиме на зрелой континен­тальной коре и соответственно не характеризуются мощным мор­ским осадконакоплением и подводным и островодужным вулканиз­мом. Их нередко в связи с этим именуют вторичными, или эпи-платформенными, орогенами в отличие от первичных, эпигеосин-клинальных (термины предложены С. С. Шульцем в 1962 г), а сам процесс начала их образования после относительного текто­нического покоя называют 1ектонической активизацией (В. В Бе­лоусов).

Наиболее крупным в мире и типичным поясом внутриконтинен-тального орогенеза является Центральноазиатский пояс. Он вклю­чает горные сооружения Гиндукуша, Тянь-Шаня, Памира, Кунь­луня, Наньшаня, Циньлина, Алтая, Саян, Прибайкалья, Забай­калья, Станового хребта. Многие из них не только не уступают по своим размерам и высоте молодым, первичным орогенам Альп, Кавказа и других, но их превосходят — отдельные вершины Тянь-Шаня, Памира, Куньлуня достигают высоты более 7 км. Цент­ральноазиатский пояс непосредственно примыкает с севера к Альпийско-Гималайскому поясу первичных орогенов и начал фор­мироваться одновременно, а частично непосредственно вслед за ним, что указывает на общую причину их образования, равно как и то обстоятельство, что внутренняя структура Централь-ноазиатского пояса свидетельствует о происхождении в условиях горизонтального сжатия, орентированного в меридиональном направлении (см. ниже).

Рассматривая пояс новейшего орогенеза центральной Евразии и северо-западной Африки в целом, т. е. включая и эпигеосинк-линальные и эпиплатформенные сооружения, можно заметить, что Памирская дуга не единственная на его протяжении; другими ду­гами, выпуклыми к северу, являются Альпийско-Карпатская и Малокавказская. Все эти дуги связаны с воздействием на южное фанерозойское складчатое обрамление Евразии выступов и (или) отторженцев Гондваны, соответственно Пенджабского, Аравийско­го и Адриатического (Апулийского). В промежутке складчатые системы испытывают отклонение в обратном, южном, направле­нии и ветвление — виргацию. Такими виргациями являются Эгейская, Южно-Каспийская, Таджикская. В центральных част-тях этих виргаций складки приобретают простирание, близкое к поперечному по отношению к генеральному простиранию пояса, т. е. близкое к меридиональному вместо близширотного. Как по­ка ал М. Л. Копп, это может быть объяснено течением масс в направлении от вершин «инденторов», где они испытывают наи­большее сжатие и выжимание, к депрессиям между ними. Вооб­ще при столкновении выступов и обломков Гондваны с южным краем Евразии фронт этого столкновения неизбежно оказался не­ровным, как бы зубчатым, что и должно было привести к течению нижней коры и увлечению верхней коры этим течением от мест наг большего давления против выступов к местам наименьшего дав­ления в промежутке между ними.

Северо-Американские, так и Южно-Американские Кордильеры. Здесь особенно показательна область Восточных Скалистых гор и плато Колора­до в Северной Америке.

Совершенно очевидно, что все эти структурные и геоморфо­логические поднятия представляют продукт коллизии литосферных плит, несколько более удаленный от шва столкновения, чем пер­вичные, эпигеосинжлинальные орогены

Существуют, однако, зоны внутриплитных дислокаций и под­нятий, которые не могут быть связаны ни с какими зонами колли­зии, синхронной времени их образования. Таков Уральский кряж, простирающийся* перпендикулярно Альпийско-Гималайскому и Центральноазиатскому поясам и отделенный от них значительным недислоцированным пространством

С совершенно особыми типами внутриплитных поднятий мы сталкиваемся на периферии континентальных рифтов и океанских впадин. В первом случае эти поднятия являются побочным про­дуктом рифтогенеза — мантийный диапир, подстилающий рифто-вую систему, оказывается шире самой рифтовой впадины и вызы­вает" воздымание ее плечей. Во втором случае вначале, когда рас­крытие океана только начинается, имеет место аналогичный про­цесс.

 

⇐ Предыдущая12345678910Следующая ⇒

Поделиться: