Западно-Европейская и Скифская платформы
Доклад
Западно-Европейская и
Скифская платформы
Линеамент Тейсейра-Торнквиста
делит Европу на две части, резко отличающиеся по мощности коры и литосферы, по
тепловому потоку, что отражает кардинальные отличия в истории формирования их
современной континентальной коры. За исключением фрагментов раннедокембрийской
коры, в составе Гебридского, Северо-Армориканского и погребенного
Кантабрийско-Аквитанского массивов, кора Западно-Европейской платформы имеет в
основном неопроте-розойско-палеозойский возраст и сформирована в процессе
кадомского, каледонского и герцинского текто-генеза. Соответственно наиболее
раннее образование чехла, с начала палеозоя имело место в пределах английского
Мидленда и севера Армориканского массива, Верхнесилезского, Малопольского
массивов и Мёзийской плиты. Мощность кембрия и силура Мидленда (ордовик развит
лишь на периферии) достигает 2 км; выше залегает девонский Олд Ред и остальной
разрез чехла является уже общим с эпикаледонской платформой.
Эпикаледонский
чехол распространен на Британских о-вах к северу от герцинского фронта и на
Шпицбергене. В его основании залегает «верхний Олд Ред» позднедевонекого
возраста и континентального, озер-но-речного происхождения. Морские отложения
тур-нейского яруса развиты неповсеместно, зато визейские наиболее широко и
представлены так называемым каменноугольным известняком. Его перекрывает
«жерновой песчаник» намюра, а выше следует лимническая угленосная формация
вестфала. Средне-позднепалео-зойский чехол выполняет грабен Срединной долины
Шотландии, Нортумберлендский прогиб на месте су-туры Япетуса, широко развит в
Северной Англии и в Ирландии. Деформирован этот чехол весьма неравномерно,
причем интенсивность деформаций возрастает, естественно, к герцинскому фронту
на юге. Дислокации чехла то наследуют каледонские структуры фундамента, то
существенно отклоняются от их простирания. При этом фундамент оказывается
местами разбитым на блоки, поднятые или опущенные; на первых разрез чехла резко
сокращается за счет выпадения его низов. Угленосный средний карбон выполняет
впадины - каменноугольные бассейны. Весьма примечательной структурой являются
«Малвернская ось» - меридиональный разлом, пересекающий посредине массив
Мидленда и продолжающая его к северу Пеннинская гряда.
Пермо-мезозойский
и кайнозойский чехол является общим для всей внеальпийской Европы. Его
образование в пределах герцинид началось в середине ранней перми, после заключительной
для герцинского орогенеза заальской фазы складчатости. Наиболее крупной
структурой этого молодого чехольного комплекса является
Североморско-Среднеевропейская мега-синеклиза. Ее формирование началось в
ранней перми с образования двух самостоятельных впадин субширотного
простирания-Польско-Северогерманской на юге и Северо-Североморской на севере,
разделенных Центральным Североморским поднятием, продолжавшимся поднятием
Рингкёбинг-Фюн на востоке. Погружение Польско-Северогерманской впадины
сопровождалось обильным бимодальным вулканизмом.
В поздней
перми уже вся Североморская область и Польско-Германская низменность были
затоплены морем и превратились в огромный Цехштейновый бассейн, в Польше, Литве
и Латвии распространившийся и на окраину Восточно-Европейской платформы. Однако
широтное поднятие, пересекавшее в ранней Перми Северное море, сохранило роль
подводного раздела между двумя солеродными впадинами; на нем осаждались лишь
карбонаты и сульфаты. Цехштейно-вая соленосная толща вместе с солями верхов нижней
перми в дальнейшем послужила источником формирования многочисленных соляных
структур Северомор-ско-Среднеевропейской мегасинеклизы.
Уже в ранней
перми на северо-восточной периферии будущей мегасинеклизы возник
высокомагматич-ный рифт грабена Осло с продолжением на юг через Скаггерак
вплоть до поднятия Рингкёбинг-Фюн. А на рубеже перми и триаса началось
формирование осевой рифтовой системы Североморского бассейна- меридиональных
грабенов Викинг и Центрального, которые развивались затем до раннего мела
включительно, накопив толщу осадков значительной мощности. После чередования в
триасе и начале лейаса континентальных и лагунных условий, к середине ранней
юры морской режим распространился на весь мегабассейн, с установлением его
связи с арктическими морями на севере и Тетисом на юге. В байосе в центре
Северного моря на фоне образования крупного куполовидного поднятия на тройном
рифтовом сочленении (с рифтами Викинг и Центральный здесь сочленяется широтный
рифт Морей-Ферт, зарождающийся у побережья Шотландии) произошла мощная вспышка
щелочно-базальтового вулканизма. В поздней юре возобновилось общее погружение
Североморского бассейна, арифтииг достиг своей кульминации в конце этой эпохи и
к середине мела практически закончился, сменившись общим опусканием бассейна с
накоплением до 3,5 км обломочных осадков кайнозоя, подстилаемых карбонатным
верхним мелом. (До этого в мезозое преобладала глинистая седиментация на
севере, карбонатная на юге.)
Мощность
земной коры уменьшена в осевой части Североморской впадины до 20-25 км против 30-35 км под Британией и Скандинавией. Предполагается, что утонение произошло в основном
за счет нижней коры при внедрении в нее продуктов основного мантийного
магматизма (П.Циглер).
Южным и
юго-восточным продолжением Североморского бассейна является
Польско-Северогерманская впадина, заложенная еще в ранней перми, развивавшаяся
практически в течение всего мезозоя. На востоке она достигает линии Тейсейра-Торнквиста,
вдоль которой также еще в перми возник рифтогенный прогиб, продолжающийся к
северо-западу в Данию и поэтому именуемый Датско-Польским. Его северная часть
отделяется от Северогерманской впадины поднятием Рингкёбинг-Фюн. Польская часть
этого прогиба на рубеже мела и палеогена испытала инверсию с образованием
Куяво-Поморской зоны дислокаций («плакантиклинорий» по Е.Зноско). Западнее, уже
в Германии, сходное простирание имеет так называемый блок Помпецкого, за
которым расположена наиболее глубокая Нижне-Саксонская впадина, подобно
Датско-Польской испытавшая инверсию в сеноне. В западной части
Польско-Северогерманского бассейна господствующее значение имеют структуры
северо-севе-ро-восточного направления, лежащие на продолжении рифтовой зоны
грабен Осло-грабен Бамбле (в проливе Скаггерак)-грабен Хорн (в Северном море)
или ей параллельные. К числу таких структур относятся глубокий юрский грабен
Гифхорн и соляные валы Нижней Саксонии и Шлезвиг-Гольштейна. Кроме того, вдоль
юго-западного края Северогерманской впадины располагаются прогибы, подобно
Датско-Польскому и Нижнесаксонскому испытавшие инверсию в конце мела.
В течение
кайнозоя, особенно с конца эоцена, происходило постепенное обмеление и осушение
Польско-Северогерманской синеклизы. Но одновременно началось развитие Западноевропейской
рифтовой системы, которая как бы нарастила к югу Североморскую и
Норвежско-Датскую (Осло-Хорн), протянувшись от южного побережья Северного моря
к Средиземному морю. Система эта включает Нижнерейнский и Гессенский грабены,
образующие тройное сочленение на юге с Верхнерейнским грабеном (рис.4-24);
последний со смещением к западу вдоль трансформного разлома продолжается
грабеном Бресс и далее Ронс-ким, выходящим к Средиземному морю и открывающимся
в его Алжиро-Прованскую впадину. Рифтинг сопровождался вспышкой
щелочно-базальтового вулканизма, наиболее мощно проявленного в Верхнерейнском
грабене (вулкан Кайзерштуль и др.). Одновременно с погружением дна
Верхнерейнского грабена, достигшим 3,5 км, происходил подъем ограничивающих его горных сооружений Вогез и Шварцвальда (до 1,5 км). Мощность коры уменьшена под этим грабеном до 24 км против 30 км в его плечах. Вся Западно-Европейская рифтовая система характеризуется повышенным тепловым
потоком и сейсмичностью; недавно в Нидерландах, близ Маастрихта, произошло
крупное землетрясение.
В западном
крыле Ронского грабена находится поднятие Центрального Французского массива,
увенчанного молодой вулканической областью Овер-ни и осложненное рифтом Лимани,
параллельным Ронскому.
Грабены
Западно-Европейской системы заполнены морскими и лагунными отложениями
олигоцен-миоце-на и континентальными плиоцен-плейстоцена. Они содержат
месторождения каменной и калийных солей (на юге), бурого угля (на севере),
нефти и газа.
В западной
части Западно-Европейской молодой платформы расположено еще несколько впадин, в
том числе Парижский и Аквитанский бассейны. Парижский (Англо-Парижский) бассейн
имеет овально-округлую форму и представляет довольно плоскую впадину, глубиной
немного более 3 км. Он расположен между Армориканским массивом на западе,
Центральным на юге, Вогезами и Арденнами на востоке. Заложение бассейна
относится к раннему триасу, но в его основании обнаруживаются два
грабена-рифта, выполненных пермской континентальной молассой, один
юго-западного, другой северо-западного простирания. Над их сочленением и
возник, очевидно, этот бассейн; кроме того, в его герцинском фундаменте
проходят две крупных зоны разлома - более западная меридиональная, идущая из
Центрального массива, и более восточная, северо-западного простирания.
Выполнен
Англо-Парижский бассейн полной серией мезозойских и палеогеновых отложений; его
разрезы нижней юры, верхнего мела и палеогена стали классическими. В своем
палеогеографическом развитии бассейн испытал попеременное влияние арктических,
атлантических и тетических морей, с которыми был связан проливами.
Осадочное
выполнение бассейна в общем деформировано слабо. Исключение составляет его
северовосточное крыло, осложненное инверсионным складчатым поднятием - сложный
вал Уилд-Пэи-де-Брей. Кроме того, в чехле бассейна частично продолжаются
разрывы, осложняющие его фундамент.
Парижский
бассейн через порог Пуату между Армориканским и Центральным массивами связан с
Аквитанским бассейном юго-западной Франции. Бассейн этот ограничен на севере
Армориканским, на востоке Центральным массивами, на юге на него наложен
Предпиренейский прогиб, а на западе он открывается в Бискайский залив,
представляющий его океанское продолжение. Подобно Парижскому, Аквитанский
бассейн был заложен в триасе и, опять же, как и первый, вероятно, на основе
расположенного на юге, перед Пиренеями, погребенного стефано-пермского
молассового прогиба. В триасе погружение испытала южная часть бассейна, причем
в верхах триаса получили развитие эвапориты, с которыми в дальнейшем были
связаны проявления диапиризма. В юре трансгрессия распространилась на север,
«перешагнув» через флексуру западо-северо-западного простирания, проходящую
через Тулузу, и достигла «пролива» Пуату с установлением связи с Парижским
бассейном. Се-веро-Аквитанская флексура продолжается на запад вдоль
северо-восточного континентального склона Бискайского залива.
Юрская
морская карбонатная формация переходит к востоку в лагунную, с участием
эвапоритов. В конце юры бассейн распался на два широтных прогиба, разделенных
поднятием. Более глубокий южный прогиб в раннем мелу опоясывается барьерным
рифом. В эту же эпоху начинает проявляться галокинез. В позднем мелу южный
прогиб углубляется и отчетливо продолжается в раскрывшийся к тому времени
Бискайский залив. Бассейн постепенно заполняется осадками, в основном
карбонатными, по периферии обломочными. Появляются олистостромы, а в позднем
эоцене южный прогиб в связи с орогенезом Пиренеев превращается в их передовой
молассовый прогиб, а северная часть бассейна испытывает осушение. Суммарное
погружение фундамента достигает на юге 10, на севере 7 км. Южным ограничением бассейна становится Северо-Пиренейский фронтальный шарь-яж, продолжающийся
вдоль южного континентального склона Бискайского залива. Внутренняя структура
бассейна характеризуется развитием нескольких рядов брахиантиклиналей с диапировьши
ядрами.
Помимо трех
кратко описанных выше основных впадин - бассейнов Западно-Европейской
платформы, в ее пределах существует еще две значительно менее глубокие и
плоские впадины - Южногерманская между Шварцвальдом и Богемским массивом и
Иберийская в центральной части полуострова, к югу от Пиренеев. Первая из этих
впадин на юге переходит в Пре-дальпийский молассовый прогиб, вторая - на севере
-вЮжно-Предпиренейский прогиб. Строение Иберийской впадины осложнено в средней
части инверсионным складчатым поднятием Кельтиберийских гор, возникшим на месте
рифтогенного прогиба, испытавшего в мезозое погружение на 3,5 км.
Еще одной
структурой Западно-Европейской платформы, заслуживающей упоминания, является
Лузи-танский периокеанский прогиб, протягивающийся вдоль атлантического
побережья Португалии и заполненный юрскими, меловыми и кайнозойскими
отложениями мощностью до 4,5 км. Он включает и прилегающую полосу шельфа и
континентального склона и обязан своим происхождением раскрытию
соответствующего сегмента Атлантики. Прогиб отделен разломом от Иберийской
Месеты и пересечен поперечными разломами, связанными с трансформными разломами
океана и сдвигами Месеты. В нем известны проявления соляной тектоники (соль
раннеюрского возраста) и щелочного магматизма
Фундамент
Скифской платформы почти полностью скрыт под покровом мезозойско-кайнозойского
осадочного чехла и изучен лишь по данным бурения и геофизики. Главную роль в
его сложении играет верхнедевонско-нижнекарбоновый темнослан-цевый комплекс,
испытавший начальный метаморфизм, интенсивные деформации и прорванный
интрузиями позднепалеозойских, в основном верхнепермских гранитоидов.
Подчиненное участие в его сложении принимают песчаники и вулканиты спилито-ке-ратофирового
типа. На севере, по данным сейсмики, под этот комплекс погружается
раннедокембрийский фундамент, лежащий на продолжении Ростовского выступа
Украинского щита. А на юге, к югу от Кисловодска в Предкавказье и на небольшой
глубине в районе Симферополя в Крыму из под него выступает зеле-носланцевый
комплекс позднерифейского возраста. Под Кисловодском он несогласно
перекрывается шель-фовым вендом-силуром и на нем аллохтон но залегают офиолиты,
очевидно надвинутые со стороны Передового хребта Большого Кавказа (см. раздел
11.2). Следы офиолитов обнаружены и в районе Симферополя в Крыму. Деформации,
создавшие складчатую структуру и приведшие к метаморфизму среднепалеозойского
комплекса, начались в середине визейского века раннего карбона. Они превратили
будущую Скифскую платформу в ороген. В перми он начал испытывать коллапс и в
его пределах местами, особенно в северной полосе, пограничной с
Восточно-Европейской платформой, возникли грабен-прогибы, заполнявшиеся
красноцвет-ной грубой континентальной молассой. В северо-восточной части
Амплитуда ее
надвигания на Прикаспийскую синеклизу достигла нескольких дестков километров.
После некоторой эрозии Кряж Карпинского был перекрыт юрским и более молодым
чехлом, общим с чехлом смежных древней и молодой платформ. В триасе на площади
Скифской платформы проявилась трансгрессия с накоплением комплекса
мелководно-морских и лагунных карбонатно-терригенных осадков, сходных с
западноевропейским трехчленным комплексом. Одновременно наряде участков она
подверглась рифтингу с заложением параллельных субширотных грабен-прогибов,
отложения которых являются более глубоководными, глинистыми и содержат пачки
бимодальных вулканитов. Завершилось это развитие в конце триаса - начале юры
эпохой деформаций, проявившейся в две фазы и сопровождавшейся инверсией
рифтовых прогибов с образованием над ними в более молодом чехле линейных
поднятий-валов (Каркинитский в Крыму, Центрально-Азовский, Ейско-Березанский в
Предкавказье). В самом конце триаса в пределах Скифской платформы возник
вулканический пояс андского типа, связанный с субдукцией коры Неотетиса. С юры
на Скифской платформе началось накопление собственно плитного чехла. В его
основании залегает паралическая, а выше мелководно-морская террп-генная
формация нижней-средней юры, имеющая неповсеместное распространение. Наибольшей
мощности она достигает в Преддобруджинском и Предгорнок-рымском прогибах, где
приобретает характер молас-сы. В поздней юре северная часть платформы испытала
осушение, а на юге в Предкавказье во второй половине мальма возникло два
солеродных бассейна -Кубанский и Терский, расположенные в тылу барьерного рифа,
ограничивавшего с севера глубоководный бассейн Большого Кавказа. На рубеже юры
и мела проявилась регрессия, вскоре сменившаяся нарастающей трансгрессией.
Отложения нижнего мела в низах карбонатные, в остальной части терригенные,
песчано-глинистые, включая сеноман. В позднем мелу транг-рессия достигает
максимума; карбонатные отложения верхнего мела - нижнего палеогена, по
существу, образуют покров, общий с Русской плитой. В олигоцене на юге платформы
началось формирование передовых прогибов - Индоло-Кубанского,
Восточно-Кубанского, Терско-Каспийского, в дальнейшем заполнявшихся мощными
молассами. Олигоцен-неогеновые отложения меньшей мощности и более мелководные и
прибрежные распространены и в пределах остальной, более северной части
платформы