Доклад
Западно-Европейская иСкифская платформы
Линеамент Тейсейра-Торнквистаделит Европу на две части, резко отличающиеся по мощности коры и литосферы, потепловому потоку, что отражает кардинальные отличия в истории формирования ихсовременной континентальной коры. За исключением фрагментов раннедокембрийскойкоры, в составе Гебридского, Северо-Армориканского и погребенногоКантабрийско-Аквитанского массивов, кора Западно-Европейской платформы имеет восновном неопроте-розойско-палеозойский возраст и сформирована в процессекадомского, каледонского и герцинского текто-генеза. Соответственно наиболеераннее образование чехла, с начала палеозоя имело место в пределах английскогоМидленда и севера Армориканского массива, Верхнесилезского, Малопольскогомассивов и Мёзийской плиты. Мощность кембрия и силура Мидленда (ордовик развитлишь на периферии) достигает 2 км; выше залегает девонский Олд Ред и остальнойразрез чехла является уже общим с эпикаледонской платформой.
Эпикаледонскийчехол распространен на Британских о-вах к северу от герцинского фронта и наШпицбергене. В его основании залегает «верхний Олд Ред» позднедевонекоговозраста и континентального, озер-но-речного происхождения. Морские отложениятур-нейского яруса развиты неповсеместно, зато визейские наиболее широко ипредставлены так называемым каменноугольным известняком. Его перекрывает«жерновой песчаник» намюра, а выше следует лимническая угленосная формациявестфала. Средне-позднепалео-зойский чехол выполняет грабен Срединной долиныШотландии, Нортумберлендский прогиб на месте су-туры Япетуса, широко развит вСеверной Англии и в Ирландии. Деформирован этот чехол весьма неравномерно,причем интенсивность деформаций возрастает, естественно, к герцинскому фронтуна юге. Дислокации чехла то наследуют каледонские структуры фундамента, тосущественно отклоняются от их простирания. При этом фундамент оказываетсяместами разбитым на блоки, поднятые или опущенные; на первых разрез чехла резкосокращается за счет выпадения его низов. Угленосный средний карбон выполняетвпадины — каменноугольные бассейны. Весьма примечательной структурой являются«Малвернская ось» — меридиональный разлом, пересекающий посредине массивМидленда и продолжающая его к северу Пеннинская гряда.
Пермо-мезозойскийи кайнозойский чехол является общим для всей внеальпийской Европы. Егообразование в пределах герцинид началось в середине ранней перми, после заключительнойдля герцинского орогенеза заальской фазы складчатости. Наиболее крупнойструктурой этого молодого чехольного комплекса являетсяСевероморско-Среднеевропейская мега-синеклиза. Ее формирование началось вранней перми с образования двух самостоятельных впадин субширотногопростирания-Польско-Северогерманской на юге и Северо-Североморской на севере,разделенных Центральным Североморским поднятием, продолжавшимся поднятиемРингкёбинг-Фюн на востоке. Погружение Польско-Северогерманской впадинысопровождалось обильным бимодальным вулканизмом.
В позднейперми уже вся Североморская область и Польско-Германская низменность былизатоплены морем и превратились в огромный Цехштейновый бассейн, в Польше, Литвеи Латвии распространившийся и на окраину Восточно-Европейской платформы. Однакоширотное поднятие, пересекавшее в ранней Перми Северное море, сохранило рольподводного раздела между двумя солеродными впадинами; на нем осаждались лишькарбонаты и сульфаты. Цехштейно-вая соленосная толща вместе с солями верхов нижнейперми в дальнейшем послужила источником формирования многочисленных соляныхструктур Северомор-ско-Среднеевропейской мегасинеклизы.
Уже в раннейперми на северо-восточной периферии будущей мегасинеклизы возниквысокомагматич-ный рифт грабена Осло с продолжением на юг через Скаггераквплоть до поднятия Рингкёбинг-Фюн. А на рубеже перми и триаса началосьформирование осевой рифтовой системы Североморского бассейна- меридиональныхграбенов Викинг и Центрального, которые развивались затем до раннего мелавключительно, накопив толщу осадков значительной мощности. После чередования втриасе и начале лейаса континентальных и лагунных условий, к середине раннейюры морской режим распространился на весь мегабассейн, с установлением егосвязи с арктическими морями на севере и Тетисом на юге. В байосе в центреСеверного моря на фоне образования крупного куполовидного поднятия на тройномрифтовом сочленении (с рифтами Викинг и Центральный здесь сочленяется широтныйрифт Морей-Ферт, зарождающийся у побережья Шотландии) произошла мощная вспышкащелочно-базальтового вулканизма. В поздней юре возобновилось общее погружениеСевероморского бассейна, арифтииг достиг своей кульминации в конце этой эпохи ик середине мела практически закончился, сменившись общим опусканием бассейна снакоплением до 3,5 км обломочных осадков кайнозоя, подстилаемых карбонатнымверхним мелом. (До этого в мезозое преобладала глинистая седиментация насевере, карбонатная на юге.)
Мощностьземной коры уменьшена в осевой части Североморской впадины до 20-25 км против 30-35 км под Британией и Скандинавией. Предполагается, что утонение произошло в основномза счет нижней коры при внедрении в нее продуктов основного мантийногомагматизма (П.Циглер).
Южным июго-восточным продолжением Североморского бассейна являетсяПольско-Северогерманская впадина, заложенная еще в ранней перми, развивавшаясяпрактически в течение всего мезозоя. На востоке она достигает линии Тейсейра-Торнквиста,вдоль которой также еще в перми возник рифтогенный прогиб, продолжающийся ксеверо-западу в Данию и поэтому именуемый Датско-Польским. Его северная частьотделяется от Северогерманской впадины поднятием Рингкёбинг-Фюн. Польская частьэтого прогиба на рубеже мела и палеогена испытала инверсию с образованиемКуяво-Поморской зоны дислокаций («плакантиклинорий» по Е.Зноско). Западнее, ужев Германии, сходное простирание имеет так называемый блок Помпецкого, закоторым расположена наиболее глубокая Нижне-Саксонская впадина, подобноДатско-Польской испытавшая инверсию в сеноне. В западной частиПольско-Северогерманского бассейна господствующее значение имеют структурысеверо-севе-ро-восточного направления, лежащие на продолжении рифтовой зоныграбен Осло-грабен Бамбле (в проливе Скаггерак)-грабен Хорн (в Северном море)или ей параллельные. К числу таких структур относятся глубокий юрский грабенГифхорн и соляные валы Нижней Саксонии и Шлезвиг-Гольштейна. Кроме того, вдольюго-западного края Северогерманской впадины располагаются прогибы, подобноДатско-Польскому и Нижнесаксонскому испытавшие инверсию в конце мела.
В течениекайнозоя, особенно с конца эоцена, происходило постепенное обмеление и осушениеПольско-Северогерманской синеклизы. Но одновременно началось развитие Западноевропейскойрифтовой системы, которая как бы нарастила к югу Североморскую иНорвежско-Датскую (Осло-Хорн), протянувшись от южного побережья Северного моряк 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 продолжаетсяграбеном Бресс и далее Ронс-ким, выходящим к Средиземному морю и открывающимсяв его Алжиро-Прованскую впадину. Рифтинг сопровождался вспышкойщелочно-базальтового вулканизма, наиболее мощно проявленного в Верхнерейнскомграбене (вулкан Кайзерштуль и др.). Одновременно с погружением днаВерхнерейнского 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 тепловымпотоком и сейсмичностью; недавно в Нидерландах, близ Маастрихта, произошлокрупное землетрясение.
В западномкрыле Ронского грабена находится поднятие Центрального Французского массива,увенчанного молодой вулканической областью Овер-ни и осложненное рифтом Лимани,параллельным Ронскому.
ГрабеныЗападно-Европейской системы заполнены морскими и лагунными отложениямиолигоцен-миоце-на и континентальными плиоцен-плейстоцена. Они содержатместорождения каменной и калийных солей (на юге), бурого угля (на севере),нефти и газа.
В западнойчасти Западно-Европейской молодой платформы расположено еще несколько впадин, втом числе Парижский и Аквитанский бассейны. Парижский (Англо-Парижский) бассейнимеет овально-округлую форму и представляет довольно плоскую впадину, глубинойнемного более 3 км. Он расположен между Армориканским массивом на западе,Центральным на юге, Вогезами и Арденнами на востоке. Заложение бассейнаотносится к раннему триасу, но в его основании обнаруживаются дваграбена-рифта, выполненных пермской континентальной молассой, одинюго-западного, другой северо-западного простирания. Над их сочленением ивозник, очевидно, этот бассейн; кроме того, в его герцинском фундаментепроходят две крупных зоны разлома — более западная меридиональная, идущая изЦентрального массива, и более восточная, северо-западного простирания.
ВыполненАнгло-Парижский бассейн полной серией мезозойских и палеогеновых отложений; егоразрезы нижней юры, верхнего мела и палеогена стали классическими. В своемпалеогеографическом развитии бассейн испытал попеременное влияние арктических,атлантических и тетических морей, с которыми был связан проливами.
Осадочноевыполнение бассейна в общем деформировано слабо. Исключение составляет егосеверовосточное крыло, осложненное инверсионным складчатым поднятием — сложныйвал Уилд-Пэи-де-Брей. Кроме того, в чехле бассейна частично продолжаютсяразрывы, осложняющие его фундамент.
Парижскийбассейн через порог Пуату между Армориканским и Центральным массивами связан сАквитанским бассейном юго-западной Франции. Бассейн этот ограничен на севереАрмориканским, на востоке Центральным массивами, на юге на него наложенПредпиренейский прогиб, а на западе он открывается в Бискайский залив,представляющий его океанское продолжение. Подобно Парижскому, Аквитанскийбассейн был заложен в триасе и, опять же, как и первый, вероятно, на основерасположенного на юге, перед Пиренеями, погребенного стефано-пермскогомолассового прогиба. В триасе погружение испытала южная часть бассейна, причемв верхах триаса получили развитие эвапориты, с которыми в дальнейшем былисвязаны проявления диапиризма. В юре трансгрессия распространилась на север,«перешагнув» через флексуру западо-северо-западного простирания, проходящуючерез Тулузу, и достигла «пролива» Пуату с установлением связи с Парижскимбассейном. Се-веро-Аквитанская флексура продолжается на запад вдольсеверо-восточного континентального склона Бискайского залива.
Юрскаяморская карбонатная формация переходит к востоку в лагунную, с участиемэвапоритов. В конце юры бассейн распался на два широтных прогиба, разделенныхподнятием. Более глубокий южный прогиб в раннем мелу опоясывается барьернымрифом. В эту же эпоху начинает проявляться галокинез. В позднем мелу южныйпрогиб углубляется и отчетливо продолжается в раскрывшийся к тому времениБискайский залив. Бассейн постепенно заполняется осадками, в основномкарбонатными, по периферии обломочными. Появляются олистостромы, а в позднемэоцене южный прогиб в связи с орогенезом Пиренеев превращается в их передовоймолассовый прогиб, а северная часть бассейна испытывает осушение. Суммарноепогружение фундамента достигает на юге 10, на севере 7 км. Южным ограничением бассейна становится Северо-Пиренейский фронтальный шарь-яж, продолжающийсявдоль южного континентального склона Бискайского залива. Внутренняя структурабассейна характеризуется развитием нескольких рядов брахиантиклиналей с диапировьшиядрами.
Помимо трехкратко описанных выше основных впадин — бассейнов Западно-Европейскойплатформы, в ее пределах существует еще две значительно менее глубокие иплоские впадины — Южногерманская между Шварцвальдом и Богемским массивом иИберийская в центральной части полуострова, к югу от Пиренеев. Первая из этихвпадин на юге переходит в Пре-дальпийский молассовый прогиб, вторая — на севере-вЮжно-Предпиренейский прогиб. Строение Иберийской впадины осложнено в среднейчасти инверсионным складчатым поднятием Кельтиберийских гор, возникшим на местерифтогенного прогиба, испытавшего в мезозое погружение на 3,5 км.
Еще однойструктурой Западно-Европейской платформы, заслуживающей упоминания, являетсяЛузи-танский периокеанский прогиб, протягивающийся вдоль атлантическогопобережья Португалии и заполненный юрскими, меловыми и кайнозойскимиотложениями мощностью до 4,5 км. Он включает и прилегающую полосу шельфа иконтинентального склона и обязан своим происхождением раскрытиюсоответствующего сегмента Атлантики. Прогиб отделен разломом от ИберийскойМесеты и пересечен поперечными разломами, связанными с трансформными разломамиокеана и сдвигами Месеты. В нем известны проявления соляной тектоники (сольраннеюрского возраста) и щелочного магматизма
ФундаментСкифской платформы почти полностью скрыт под покровом мезозойско-кайнозойскогоосадочного чехла и изучен лишь по данным бурения и геофизики. Главную роль вего сложении играет верхнедевонско-нижнекарбоновый темнослан-цевый комплекс,испытавший начальный метаморфизм, интенсивные деформации и прорванныйинтрузиями позднепалеозойских, в основном верхнепермских гранитоидов.Подчиненное участие в его сложении принимают песчаники и вулканиты спилито-ке-ратофировоготипа. На севере, по данным сейсмики, под этот комплекс погружаетсяраннедокембрийский фундамент, лежащий на продолжении Ростовского выступаУкраинского щита. А на юге, к югу от Кисловодска в Предкавказье и на небольшойглубине в районе Симферополя в Крыму из под него выступает зеле-носланцевыйкомплекс позднерифейского возраста. Под Кисловодском он несогласноперекрывается шель-фовым вендом-силуром и на нем аллохтон но залегают офиолиты,очевидно надвинутые со стороны Передового хребта Большого Кавказа (см. раздел11.2). Следы офиолитов обнаружены и в районе Симферополя в Крыму. Деформации,создавшие складчатую структуру и приведшие к метаморфизму среднепалеозойскогокомплекса, начались в середине визейского века раннего карбона. Они превратилибудущую Скифскую платформу в ороген. В перми он начал испытывать коллапс и вего пределах местами, особенно в северной полосе, пограничной сВосточно-Европейской платформой, возникли грабен-прогибы, заполнявшиесякрасноцвет-ной грубой континентальной молассой. В северо-восточной части
Скифскойплатформы, пограничной с Прикаспийской синеклизой древней платформы, выделяетсяобособленная погребенная складчатая зона, известная под названием КряжаКарпинского, или Донецко-Каспийской. Эта зона лежит на непосредственномвосточно-юго-восточном продолжении Донбасса и генетически с ним связана,представляя более восточное звено той же крупной рифтовой системы, заложенной вначале позднего девона. Дальнейшая история Кряжа Карпинского отличается как отистории Донбасса, так и от истории основной части Скифской платформы. Послефранского этапа начального рифтинга, эта зона в фаменско-турнейское времяиспытала спокойное погружение, недокомпенсирован-ное накоплением относительноглубоководных глинистых осадков, а затем, в визейско-ассельское время, -болееускоренное, с заполнением прогиба более гру-бокластическими, в верхахфлишоидными осадками. В ранней перми, после сакмарского, но до кунгурско-говека проявилась первая фаза деформаций, за которой последовала инверсия прогибаи надвигание его выполнения на край Прикаспийской синеклизы. В триасеДонецко-Каспийская зона вновь испытывает слабое погружение, а на границе с юрой- раннекимме-рийскую фазу деформаций, завершившую создание се-веро-вергентнойскладчато-надвиговой структуры этой зоны.
Амплитуда еенадвигания на Прикаспийскую синеклизу достигла нескольких дестков километров.После некоторой эрозии Кряж Карпинского был перекрыт юрским и более молодымчехлом, общим с чехлом смежных древней и молодой платформ. В триасе на площадиСкифской платформы проявилась трансгрессия с накоплением комплексамелководно-морских и лагунных карбонатно-терригенных осадков, сходных сзападноевропейским трехчленным комплексом. Одновременно наряде участков онаподверглась рифтингу с заложением параллельных субширотных грабен-прогибов,отложения которых являются более глубоководными, глинистыми и содержат пачкибимодальных вулканитов. Завершилось это развитие в конце триаса — начале юрыэпохой деформаций, проявившейся в две фазы и сопровождавшейся инверсиейрифтовых прогибов с образованием над ними в более молодом чехле линейныхподнятий-валов (Каркинитский в Крыму, Центрально-Азовский, Ейско-Березанский вПредкавказье). В самом конце триаса в пределах Скифской платформы возниквулканический пояс андского типа, связанный с субдукцией коры Неотетиса. С юрына Скифской платформе началось накопление собственно плитного чехла. В егоосновании залегает паралическая, а выше мелководно-морская террп-геннаяформация нижней-средней юры, имеющая неповсеместное распространение. Наибольшеймощности она достигает в Преддобруджинском и Предгорнок-рымском прогибах, гдеприобретает характер молас-сы. В поздней юре северная часть платформы испыталаосушение, а на юге в Предкавказье во второй половине мальма возникло двасолеродных бассейна -Кубанский и Терский, расположенные в тылу барьерного рифа,ограничивавшего с севера глубоководный бассейн Большого Кавказа. На рубеже юрыи 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 достигаетмаксимума; карбонатные отложения верхнего мела — нижнего палеогена, посуществу, образуют покров, общий с Русской плитой. В олигоцене на юге платформыначалось формирование передовых прогибов — Индоло-Кубанского,Восточно-Кубанского, Терско-Каспийского, в дальнейшем заполнявшихся мощнымимолассами. Олигоцен-неогеновые отложения меньшей мощности и более мелководные иприбрежные распространены и в пределах остальной, более северной частиплатформы