Тектонические движения

Верхняя часть твёрдой Земли делится на хрупкую литосферу и пластичную астеносферу. Конвекция в астеносфере — главная причина движения плит. Современная литосфера делится на 8 крупных плит, десятки средних плит и множество мелких. Мелкие плиты расположены в поясах между крупными плитами. Сейсмическая, тектоническая и магматическая активность сосредоточена на границах плит.

Существует два принципиально разных вида земной коры — кора континентальная (более древняя) и кора океаническая (не старше 200 миллионов лет). Некоторые литосферные плиты сложены исключительно океанической корой (пример — крупнейшая тихоокеанская плита), другие состоят из блока континентальной коры, впаянного в кору океаническую.

Дивергентные границы или границы раздвижения плит

Это границы между плитами, двигающимися в противоположные стороны. В рельефе Земли эти границы выражены рифтами, в них преобладают деформации растяжения, мощность коры пониженная, тепловой поток максимален, и происходит активный вулканизм. Если такая граница образуется на континенте, то формируется континентальный рифт, который в дальнейшем может превратиться в океанический бассейн с океаническим рифтом в центре. В океанических рифтах в результате спрединга формируется новая океаническая кора.

Океанические рифты

На океанической коре рифты приурочены к центральным частям срединно-океанических хребтов. В них происходит образование новой океанической коры. Общая их протяжённость более 60 тысяч километров. К ним приурочено множество гидротермальных источников, которые выносят в океан значительную часть глубинного тепла, и растворённых элементов. Высокотемпературные источники называются чёрными курильщиками, с ними связаны значительные запасы цветных металлов.

Конвергентные границы

Конвергентными называются границы, на которых происходит столкновение плит. Возможно три варианта:

1. Континентальная плита с океанической. Океаническая кора плотнее, чем континентальная, и погружается под континент в зоне субдукции.

2. Океаническая плита с океанической. В таком случае одна из плит заползает под другую и также формируется зона субдукции, над которой образуется островная дуга.

3. Континентальная плита с континентальной. Происходит коллизия, возникает мощная складчатая область. Классический пример — Гималаи.

Трансформные границы

Там, где плиты двигаются параллельным курсом, но с разной скоростью, возникают трансформные разломы — грандиозные сдвиговые нарушения, широко распространённые в океанах и редкие на континентах. В океанах трансформные разломы идут перпендикулярно срединно-океаническим хребтам (СОХ) и разбивают их на сегменты шириной в среднем 400 км. Между сегментами хребта находится активная часть трансформного разлома. На этом участке постоянно происходят землетрясения и горообразование, вокруг разлома формируются многочисленные оперяющие структуры — надвиги, складки и грабены. В результате в зоне разлома нередко обнажаются мантийные породы.

По обе стороны от сегментов СОХ находятся неактивные части трансформных разломов. Активных движений в них не происходит, но они чётко выражены в рельефе дна океанов линейными поднятиями с центральной депрессией.

Траппы и океанические плато

Первые формулировки тектоники плит утверждали, что вулканизм и сейсмические явления сосредоточены по границам плит, но вскоре стало ясно, что и внутри плит идут специфические тектонические и магматические процессы, которые также были интерпретированы в рамках этой теории. Среди внутриплитных процессов особое место заняли явления долговременного базальтового магматизма в некоторых районах, так называемые горячие точки.

Кроме горячих точек, внутри плит иногда происходят грандиозные излияния расплавов, которые на континентах формируют траппы, а в океанах океанические плато. Особенность этого типа магматизма в том, что он происходит за короткое в геологическом смысле время — порядка нескольких миллионов лет, но захватывает огромные площади (десятки тысяч км²); при этом изливается колоссальный объём базальтов, сравнимый с их количеством, кристаллизующимся в срединно-океанических хребтах.

Известны сибирские траппы на Восточно-Сибирской платформе, траппы плоскогорья Декан на Индостанском континенте и многие другие. Причиной образования траппов также считаются горячие мантийные потоки, но, в отличие от горячих точек, они действуют кратковременно, и разница между ними не совсем ясна.

Древние платформы (кратоны) как относительно стабильные области континентов, возникшие на месте тектонически и магматически активных областей раннего докембрия после их отмирания. Глубинное строение коры и двухъярусная тектоническая структура кратонов (фундамент и чехол). Отличия вертикальных движений от таковых подвижных областей – меньшие скорости, меньшие мощности отложений, меньшая дифференцированность на площади, отсутствие или слабая выраженность линейности и параллелизма в контурах и взаиморасположении частных тектонических элементов, значительная степень компенсации погружений аккумуляцией осадков и поднятий – денудацией. Характерные типы фаций и формаций связанных с ними полезных ископаемых. Магматизм на платформах. Щелочно-ультрабазитовая, кимберлитовая,базальтовая (трапповая) формация; роль траппового вулканизма в мезокайнозойской истории платформ. Этапы тектонического развития кратонов. Сложность структуры и глубокий метаморфизм их фундамента. Ранний (рифейский) авлакогенный мегаэтап их развития и дальнейшая эволюция в позднем (фанерозойском) плитном мегаэтапе. Главные типы структур – щиты и плиты, антеклизы, синеклизы (в том числе сверхглубокие синеклизы с редуцированным «гранитным слоем» и перикратонные прогибы. Второстепенные структуры чехла – плакантиклинали, флексуры и пр. и их соотношения с более крупными структурами чехла и фундамента кратонов.

Континентальные платформы (кратоны) представляют собой ядра материков, имеют изометричную или полигональную форму и занимают большую часть их площади – порядка миллионов кв. км. Они слагаются типичной континентальной корой мощностью от 35 до 65 км. Мощность литосферы в их пределах достигает 150-200 км, а по некоторым данным до 400 км.

Значительные площади платформ перекрыты неметаморфизованным осадочным чехлом толщиной до3-5 км, а в прогибах или экзогональных впадинах – до 20-25 км (например, Прикаспийская, Печорская впадина). В состав чехла могут входить покровы платобазальтов и изредка более кислых вулканитов.

Платформы характеризуются равнинным рельефом – то низменным, то плоскогорным. Некоторые их части могут быть покрыты мелким эпиконтинентальным морем типа современных Балтийского, Белого, Азовского. Для платформ характерны низкая скорость вертикальных движений, слабая сейсмичность, отсутствие или редкие проявления вулканической деятельности, пониженный тепловой поток. Это наиболее устойчивые и спокойные части континентов.

Платформы подразделяются по возрасту кратонизации на две группы:

1) Древние, с раннедокембрийским метаморфическим фундаментом, занимающим не менее 40% площади материков. К их числу относятся Северо-Американская, Восточно-Европейская (или Русская), Сибирская, Китайская (Китайско-Корейская и Южно-Китайская), Южно-Американская, Африканская (или Африкано-Аравийская), Индостанская, Австралийская, Антарктическая.

Древние платформы представляет собой наиболее устойчивые (жесткие, консолидированные) участки континентальной коры и характеризуются двухъярусным строением: дорифейский кристаллический фундамент и позднедокембрийско-фанерозойский чехол (плитный комплекс).

Нижний этаж, или фундамент, сложен складчатыми, глубокометаморфизованными толщами пород, прорванными гранитными интрузи­вами, с широким развитием гнейсовых и гранито-гнейсовых купо­лов или овалов — специфической формой метаморфогенной склад­чатости. Верхний этаж платформ представлен чехлом, или покровом, по­лого залегающих толщ осадочных и вулканогенно-осадочных пород. Они располагаются с резким угловым и стратиграфическим несог­ласием на сильно дислоцированном фундаменте.

2) молодые (около 5% площади материков), располагающиеся либо по периферии материков (Средне- и Западно-Европейские, Восточно-Австралийская, Пантагонская), либо между древними платформами (Западно-Сибирская). Молодые платформы иногда подразделяются на два типа: ограждённые (Западно-Сибирская, Северо-Германская, Парижский «бассейн») и неограждённые (Туранская, Скифская).

Древние платформы возникли в докембрийскую эпоху, а молодые плиты были сформированы за счет консолидации (объединения, сращения) складчатых поясов в мезозое и кайнозое.

В зависимости от возраста завершающей складчатости 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. Молодые платформы покрыты более мощным осадочным чехлом, чем древние. И по этой причине их часто именуют просто плитами (Западно-Сибирская, Скифско-Туранская). Выступы фундамента в молодых платформах являются исключением (Казахский щит между Западно-Сибирской и Туранской плитами).

Внутреннее строение фундамента древних платформ. Фундамент древних платформ выполнен в основном архейскими и нижне-, раннепротерозойскими образованиями, имеет очень сложное (блоковое, поясовое, террейновое и др.) строение и историю геологического развития. Главными структурными элементами архейских образований являются гранит-зеленокаменные области (ГЗО) и гранулито-гнейсовые пояса (ГГП), слагающие блоки в сотни км в поперечнике.

Гранит-зеленокаменные области (например, Карельская ГЗО Балтийского щита) сложены серыми гнейсами, мигматитами с реликтами амфиболитов и разнообразными гранитоидами, среди которых выделяются линейные, извилистые или сложные по морфологии структуры – зеленокаменные пояса (ЗКП) архейского и протерозойского возраста, шириной до десятков и первых сотен км и протяжённостью до многих сотен и даже тысяч км (рис. 8.14). Они сложены, в основном, слабометаморфизованными вулканогенными и, частично, осадочными породами. Мощность толщ ЗКП может достигать 10-15 км. Морфология структуры ЗКП вторичная, а внутреннее строение – от достаточно простого до сложного (например, сложноскладчатого или чешуйчато-надвигового). Их происхождение и строение до сих пор являются предметом бурных научных дискуссий.

Гранулито-гнейсовые пояса обычно разделяют или окаймляют гранит-зеленокаменные области. Сложены они разнообразными гранулитами и гнейсами, претерпевшими многократные структурно-метаморфические преобразования – складчатость, надвиги и т.д. Внутренняя структура часто осложнена гранитогнейсовыми куполами и крупными плутонами габбро-анортозитов.

Кроме вышеуказанных крупных структур выделяются меньшие по размеру структуры, сложенные протоплатформенными, палеорифтогенными, протоавлакогенными образованиями. Возраст слагающих эти структуры пород, в основном палеопротерозойский.

Континентальная корараспространена не только в пределах континентов, но и в пределах шельфовых зон континентальных окраин и микроконтинентов, расположенных внутри океанских бассейнов. Общая площадь её составляет около 41% земной поверхности. Средняя мощность 35-40 км. На щитах и платформах континентов она варьирует от 25 до 65 км, а под горными сооружениями достигает 70-75 км.

Континентальная кора имеет трёхслойное строение:

Первый слой – осадочный, обычно называется осадочным чехлом. Мощность его колеблется от нуля на щитах, поднятиях фундамента и в осевых зонах складчатых сооружений до 10-20 км в экзогональных впадинах плит платформ, передовых и межгорных прогибах. Он сложен, в основном, осадочными породами континентального или мелководного морского, реже батиального (в глубоководных впадинах) происхождения. В этом осадочном слое возможны покровы и силы магматических пород, образующих трапповые поля (трапповые формации). Возрастной диапазон пород осадочного чехла от кайнозоя до 1,7 млрд. лет. Скорость продольных волн составляет 2,0-5,0 км/с.

Второй слой континентальной коры или верхний слой консолидированной коры выходит на дневную поверхность на щитах, массивах или выступах платформ и в осевых частях складчатых сооружений. Он вскрыт на Балтийском (Фенноскандинавском) щите на глубину более 12 км Кольской сверхглубокой скважиной и на меньшую глубину в Швеции, на Русской плите в Саатлинской уральской скважине, на плите в США, в шахтах Индии и Южной Африки. Он сложен кристаллическими сланцами, гнейсами, амфиболитами, гранитами и гранитогнейсами, и называется гранитогнейсовым или гранитно-метаморфическим слоем. Мощность данного слоя коры достигает 15-20 км на платформах и 25-30 км в горных сооружениях. Скорость продольных волн составляет 5,5-6,5 км/с.

Третий слой или нижний слой консолидированной коры был выделен как гранулито-базитовый слой. Ранее предполагалось, что между вторым и третьим слоем существует чёткая сейсмическая граница, названная по имени её первооткрывателя границей Конрада (К). Позднее при сейсмических исследованиях стали выделять даже до 2-3 границ К. Кроме того, данные бурения Кольской СГ-3 не подтвердили различие в составе пород при переходе границы Конрада. Поэтому в настоящее время большинство геологов и геофизиков различают верхнюю и нижнюю кору по их отличным реологическим свойствам: верхняя кора более жёсткая, и хрупкая, а нижняя – более пластичная. Тем не менее, на основании состава ксенолитов из трубок взрыва можно полагать, что «гранулито-базитовый» слой содержит гранулиты кислого и основного состава и базиты. На многих сейсмических профилях нижняя кора характеризуется наличием многочисленных отражающих площадок, что также может, вероятно, рассматриваться как наличие пластовых внедрений магматических пород (что-то похожее на трапповые поля). Скорость продольных волн в нижней коре 6,4-7,7 км/с.

Магматические формации платформ:

1)трапповая формация. Ее основным элементом является наземная плато-базальтовая вулканогенная формация, состоящая из пород толеит-базальтовой магмы — долеритов, диабазов, диабазовых порфиритов, базальтов и их туфов. Значительно реже встречаются андезиты, риолиты, лимбургиты, нефелиновые базальты. Наряду с по­кровами весьма многочисленны пластовые интрузии (силлы) габбро-диабазового или долеритового состава. Таковы трапповые формации Сибирской платформы (девон, верхняя пермь — триас), Южной Афри­ки, Южной Америки и Восточного Индостана (верхи триаса — низы мела), Восточной Африки и Западного Индостана (верхи мела — низы палеогена). Трапповые формации известны и в позднем докембрии ряда древних платформ. Часть излияний носила трещинный характер, причем выделявшие лавы трещины, ныне заполненные дайками, иногда дости­гали большой протяженности. С первыми магматическими событиями траппового магматизма связаны щелочные и карбонатитовые интрузии. Они часто содержат высокие концентрации редких (REE, Sc, Ta, Nb, Ti и др.) и радиоактивных (U, Th) элементов. Многочисленные месторождения этого типа расположены в Маймеча-Котуйской щелочной провинции. Также с трапповым магматизмом связано образование месторождений железных руд. В расслоенных трапповых интрузиях формируются медно-никель-платиноидные месторождения.

2)кимберлитовая формация. Породы этой формации выполняют алмазоносные трубки взрыва (Сибирь, Южная Африка).

3)щелочно-ультрабазитовая формация (фонолит-нефелинитовая с карбонатитами). С карбонатитами связаны месторождения ниобия, циркония,тория, редкоземельных элементов, апатита, флогопита и др. Кроме того, возможно извлечение из некоторых месторождений барита и стронцианита.

Осадочные формации платформ. Тектонические движения в пределах платформ характеризуются значительно меньшей дифференциацией, меньшими амплитудами, скоростями и градиентами, и поэтому мощ­ности платформенных формаций значительно меньше, чем других фор­маций.
Платформенные формации характеризуются: 1) небольшой мощ­ностью отложений (от нескольких метров до нескольких сотен и, очень редко, 2—3 км); 2) горизонтальным или слабо нарушенным залегани­ем; 3) преобладанием мелководных морских (обычно карбонатных по­род), а также континентальных и лагунных отложений; 4) неполнотой разреза, частым выпадением из разреза отдельных стратиграфических подразделений; 5) отсутствием или слабым развитием пород вулкано­генного происхождения.
Типичными платформенными формациями являются: угленосно-бокситово-железистые, глауконито-фосфоритовые, песчано-глинистые и карбонатные. Из всех этих формаций интересны угленосно-бокситово-железистые и глауконито-фосфоритовые.
Угленосно-бокситово-железистые формации сложены песчано-глинистыми отложениями, к которым приурочены скопления бурых углей, железных руд бокситов и огнеупорных глин. Все эти отложения возни­кают в условиях континентального климата и залегают всегда с пере­рывом на размытой поверхности более древних пород. Этот древний рельеф обычно характеризуется наличием значительных впадин, к ко­торым приурочены залежи полезных ископаемых. В тех случаях, когда рельеф расчленен очень слабо и равнина очень мало приподнята над уровнем моря, продукты выветривания остаются на месте их образо­вания и дают начало коре выветривания. Образованию последней бла­гоприятствуют также влажный жаркий климат, наличие обширных за­болоченных площадей, прогибание земной коры. С различными типами коры выветривания связаны месторождения каолинита, железных руд, бокситов, никеля и некоторых других полезных ископаемых.
Глауконито-фосфоритовые формации, к которым в основном приу­рочены крупные месторождения фосфоритов, образуются во время трансгрессий в крупных тектонических понижениях (синеклизах, про­гибах), открытых в сторону океана. Такая обстановка благоприятству­ет возникновению глубинных океанических течений в сторону плат­форм.

Метаморфические формации. Протогеосинклинальные формации кристаллических щитов и фундаментов континентальных платформ. В этой классификации выделены следующие группы метаморфических формаций и их виды.

Ультрамафические формации: серпентинитовые, тальк-серпентинитовые, тальк-актинолитовые, биотит-амфиболитовые и др.

2. Мафические формации: актинолит-эпидот-сиенитовые, эпидот-биотит-хлорит-сланцевые, глаукофан-сланцевые, альбит-гранат-амфиболовые, амфиболитов и амфиболовых гнейсов, гиперстен-диопсид-плагиоклазовые, эклогитовые, амфиболито-гранулитовые и др.

3. Сиалические формации: лептитовые, биотитовых гнейсов, биотитовых и биотит-амфиболовых гнейсов, биотит-гранатовых и гранатовых гнейсов, биотит-гиперстеновых гнейсов, кварцито-сланцевые, амфиболо-гнейсовые и др.

4. Высокоглиноземистые формации: слюдяных сланцев, гранат-дистен-сланцевые, графитистых высокоглиноземистых гнейсов и др.

5. Кремнеземистые формации: кварцитовые, пироксен-кварцито-гнейсовые.

6. Ферро-кремнеземистые формации: сланцево-лептитовая железисто-кремнистая, амфибол-магнетитовых кварцитов и гнейсов, графитовых гнейсов, мраморов и железистых кварцитов, джеспилитовые, таконитовые, железисто-сланцево-гнейсовые и др.

7. Кабонатные: серицит-хлорит-мраморные, эпидот-актинолит-карбонатно-сланцевые, мраморно-эпидозитовые, диопсид-плагиоклаз-кальцифировые, мраморно-гнейсовые и др.

Метаморфические комплексы содержат разнообразные месторождения полезных ископаемых. Наиболее важными являются железорудные месторождения, связанные с джеспилитами, пироксеновыми магнетитовыми кварцитами и скарнами, амфиболитовыми магнетитовыми кварцитами и амфиболитами. В них также широко распространены месторождения высокоглиноземистого сырья (кианитовые, корунд-кианитовые сланцы, кордиерит-силлиманитовые сланцы с графитом, фосфатами). Метаморфические формации являются источником графитового, керамического сырья, слюд, редкометальных пегматитов.

Фация - условия образования ГП. В самом общем виде всё разнообразие фаций можно разделить на три большие группы: группа континентальных фаций, группа фаций, переходных от морских к континентальным, и группа фаций морей и океанов.

Фации магматических пород - магм. тела и г. п., обладающие особенностями, определяемыми условиями их образования — глубиной становления, формой залегания и взаимоотношениями с боковыми ГП.

Фации вулканические — Стратиграфическое понятие: отложения, целиком или частично состоящие из вулканического материала (такого, как туфы, лахаровые брекчии или лавовые потоки).

Фация метаморфическая — совокупность метаморфических горных пород различного состава, отвечающих определённым условиям образования по отношению к основным факторам метаморфизма (температуре, литостатическому давлению и парциальным давлениям летучих компонентов во флюидах), участвующих в метаморфических реакциях между минералами.

1) Зеленосланцевая фация – невысокие давление и температура, низкая степень метаморфизма. Характеризуется ассоциацией минералов в основном зеленого цвета. Типичные ГП хлоритовые, тальковые, актинолитовые сланцы и филлиты, реже кварциты, мрамор, серпентинит.

2) Эпидот-амфиболитовая – более высокая температура, хлорит-запрещенный минерал. Нижняя температура =400С – это температура образования биотита. ГП: мусковитовы, двуслюдяные, слюдяно-гранатовые, ставролитовые сланцы и гнейсы.

3) Амфиболитовая – средняя степень метаморфизма. Критические минералы – роговая обманка и плагиоклаз. Обычные минералы – биотит, различные амфиболы, альмандин, КПШ, кварц, мусковит. ГП – основная часть магматических пород: кристаллосланцы, гнейсы, амфиболиты.

4) Гранулитовая – высокая степень метаморфизма, высокие температура и давление. Температура 600-700С, давление 9000 кг/см2. Происходит полная перекристаллизация ГП и исчезновение первичной структуры и текстуры, а также изменение минерального состава. Гранулитовая фация является сухой, т.к. исчезают минералы содержащие гидроксильную группу (РО, мусковит, биотит). ГП – пироксеновые гнейсы, гранулиты, чарнокиты (микроклиновые граниты, содержат пироксены, магнетит), дистеновые сланцы и гнейсы, эклогиты.

Магматизм на платформах— отличается от магматизма складчатых областей меньшей интенсивностью проявления и относительно большим разнообразием своих продуктов, представляющих собой почти исключительно производные основных и щелочно-основных магм. М. п. типичен для подвижных платформ и всегда связан с нарушением платформенного тект. режима, которое вызывается оживлением движений по разломам. Периоды оживления примерно совпадают с эпохами складчатости в смежных геосинклиналях. Для М. п. типична неравномерность распределения магм. образований в пространстве. Ареалы М. п. нередко расположены к краю геосинклинальных областей, испытывающих складчатость, и разделяются амагм. областями. Несмотря на некоторые общие черты, М. п. на древних (докембрийских) и молодых платформах заметно различается. Для начальной стадии развития древних платформ характерны; 1) проявления наземного вулканизма кислого состава среди отл., сходных с молассами; 2) протерозойские крупные дифференцированные пластовые интрузии и лополиты габбро-норитов, ассоциирующие с гранитами и гранофирами, и пластообразные интрузии гранитов рапакиви с сопутствующими габбро-лабрадоритами и иногда интрузии щелочных сиенитов. Для последующих стадии развития некоторых древних платформ типичны грандиозные излияния толеит-базальтовых магм, сопровождаемые накоплениями пирокластов и крупными пластовыми телами и дайками долеритов и габбро-диабазов — трапповые форм. Сибирской платформы, В. и Ю. Африки и др. Особенностью магматизма древних платформ является также ультраосновная с повышенной щелочностью форм. кимберлитов, слагающих трубки взрыва.

Трапповый магматизм — особый тип континентального магматизма, для которого характерен огромный объём излияния базальта за геологически короткое время (первые миллионы лет) на больших территориях. На океанической коре аналогом траппов являются океанические плато.

В районах траппового магматизма возникает характерный рельеф: базальтовый слой эродируется плохо, а осадочные породы разрушаются легко. В результате местность траппового магматизма приобретает вид обширных плоских равнин, расположенных на кровле базальтового покрова или интрузии, разделённых уступами. Такая местность напоминает парадную лестницу. В трапповых провинциях часты водопады.

Главный компонент траппового магматизма — толеитовые базальты. В меньших количествах встречаются кимберлиты, щелочные породы, и некоторые другие виды пород.

Для траппового магматизма характерны силловые интрузии и крупные базальтовые покровы. Лавовые потоки, изливаясь на поверхности, быстро заполняют естественные углубления, долины рек и т. п. После этого базальты изливаются на плоской равнине. В силу низкой вязкости базальтовых расплавов магма может течь на несколько десятков километров. При трапповых извержениях часто нет чётко выраженного кратера и постоянного центра извержений. Лава изливается из многочисленных трещин и заливает пространства, сравнимые с площадью, например, Европы.

Трапповый магматизм в разное время происходил на всех платформах. Нередко они происходили одновременно в весьма удалённых районах планеты. Извержения траппов часто приурочены к другим крупным геологическим событиям: расколу континентов, массовым вымираниям видов, изменениям магнитного поля Земли. Среди наиболее крупных трапповых провинций - Сибирские траппы, Деканские траппы, Трапповая провинция Парана-Этендека.

Причины траппового магматизма вызывают множество споров. Наиболее распространённой точкой зрения является теория об образовании траппов в результате поднятия из глубин Земли (возможно, от границы мантии с ядром) так называемого плюма — крупного потока горячего мантийного вещества. При этом, когда плюм достигает низов литосферы, начинается её плавление и образуются насыщенные летучими компонентами расплавы, которые прорываются на поверхность в виде кимберлитов. Затем голова плюма продолжает движение вверх и вовлекает в плавление всё большие объёмы литосферной мантии, в результате чего формируется основной объём базальтовых расплавов. Ударившись о континентальную кору, плюм растекается под ней и вызывает магматизм на периферии области, захваченной трапповым магматизмом.

С первыми магматическими событиями траппового магматизма связаны полезные ископаемые: щелочные и карбонатитовые интрузии. Они часто содержат высокие концентрации редких (редкоземельные элементы, Sc, Ta, Nb, Ti и др.) и радиоактивных (U, Th) элементов. Также с трапповым магматизмом связано образование месторождений железных руд. В расслоенных трапповых интрузиях формируются медно-никель-платиноидные месторождения. В результате метаморфизма и метасоматоза, вызванного траппами, образуются месторождения графита и исландского шпата (оптического кальцита).

Структурные элементы поверхности фундамента (щиты, плиты, авлакогены, палеорифты и т.д.) платформ. Платформы подразделяются, прежде всего, на крупные площади выходов на поверхность фундамента – щиты и на не менее крупные площади, покрытые чехлом, - плиты. Границы между ними проводятся обычно по границе распространения осадочного чехла.

Щит – наиболее крупная положительная структура платформ, сложенная кристаллическими породами фундамента платформ со спорадически встречающимися отложениями плитного комплекса и чехла, и с тенденцией к воздыманию. Щиты, в основном, присущи древним платформам (Балтийский, Украинский щиты на Восточно-Европейской платформе), в молодых – они в виде редкого исключения (Казахский щит Западно-Сибирской плиты).

Плита – крупная отрицательная тектоническая структура платформ с тенденцией к опусканию, характеризующаяся наличием чехла, сложенного осадочными породами платформенной стадии развития мощностью до 10-15 и даже 25 км. Они всегда осложнены многочисленными и разнообразными структурами меньших размеров. По характеру тектонических движений выделяются подвижные (с большим размахом тектонических движений) и устойчивые (со слабым прогибанием, например, с-з часть Русской плиты) плиты.

Плиты древних платформ сложены образованиям трёх структурно-вещественных комплксов – породами кристаллического фундамента, промежуточным (доплитным комплексом) и породами чехла.

В пределах щитов и фундамента плит присутствуют образования всех выше рассмотренных структур – ГЗО, ГГП, ЗКП, палеорифтов, палеоавлакогенов и т.д.

В пределах плит различают структурные элементы второго порядка (антеклизы, синеклизы, авлакогены) и более мелкие (валы, синклинали, антиклинали, флексуры, сундучные складки, глиняные и соляные диапиры – купола и валы, структурные носы и т.д.).

Синеклизы (например, Московская Русской плиты) – плоские впадины фундамента до многих сотен км в поперечнике, а мощность осадков в них 3-5 км и иногда до10-15 и даже 20-25 км. Особый тип синеклиз - это трапповые синеклизы (Тунгусская, на Сибирской платформе, Деканская Индостана и др.). В их разрезе залегает мощная платобазальтовая формация площадью до 1 млн. кв. км, с ассоциирующим дайково-силловым комплексом основных магматитов.

Антеклизы (например, Воронежская Русской плиты)– крупные и пологие погребённые поднятия фундамента в сотни км в поперечнике. Мощность осадков в их сводовых частях не превышает 1-2 км, а в разрезе чехла обычно присутствуют многочисленные несогласия (переывы), мелководные и даже континентальные отложения.

Авлакогены (например, Днепровско-Донецкий Русской плиты) – чётко-линейные грабен-прогибы, протягивающиеся намногие сотни км при ширине в десятки, иногда более сотни км, ограниченные разломами и выполненные мощными толщами осадков, иногда с вулканитами, среди которых присутствуют базальтоиды повышенной щелочности. Глубина залегания фундамента нередко достигает 10-12 км. Некоторые авлакогены со временем перерождались в синеклизы, а другие в условиях сжатия были превращены либо в простые одиночные валы (Вятский вал), либо – в сложные валы или интракратонные складчатые зоны сложного строения с надвиговыми структурами (Кельтиберийская зона в Испании).

Зоны перикратонных опусканий— узкие плиты или прогибы шириной до 100–300 км, расположенные на краю платформ, с моноклинально залегающими более мощными (по сравнению с внутренними плитами) комплексами осадочных горных пород. В современном виде это пассивные окраины континентов — подводные окраины с глубинами 0–50–100 м, зоны мощного накопления паралических, прибрежно- и мелководноморских осадков; их мощность (толщина) может достигать и даже превышать 10–12 км.

В результате дифференцированных глыбовых перемещений фун­дамента, в платформенном чехле также возникает целый ряд структур более мелкого масштаба и их называют структурами более высоких порядков. К ним относятся плакантиклинали, брахискладки, купо­ла, флексуры и различные формы соляной тектоники. Лишь некото­рые нарушения чехла, например валы, являются структурами второго порядка.
Плакантиклинали— пологие антиклинальные асимметричные складки. Одно их крыло обычно имеет падение 30—75°, другое — очень пологое, с углами падения не более нескольких долей градуса. Для плакантиклиналей, кроме того, очень характерно уменьшение угла падения пластов от ядра к крыльям, т. е. от более древних пород к бо­лее молодым, а также уменьшение мощности пластов и выпадение от­дельных горизонтов в сводовых частях складок.
Валы— это цепочки, чаще всего плакантиклинальных поднятий, протягивающиеся полосой на сотни километров при ширине в несколь­ко десятков километров. Они осложняют синеклизы, прогибы, склоны антеклиз.

Флексура - одна из разновидностей складчатых форм. Флексура представляет собой пологий коленообразный изгиб, наблюдаемый как в разрезе, так и в плане. Элементами флексуры являются два параллельных крыла и смыкающего крыло, а так же угол наклона смыкающего крыла и амплитуда флексуры. Часто образуются на платформах над разломами.

Стадии развития платформ. Поверхность фундамента платформ отвечает большей частью срезанной денудацией поверхности складчатого пояса (орогена). Платформенный режим устанавливается по прошествии многих десятков и даже сотен млн. лет, после того как территория пройдёт ещё две подготовительные стадии в своём развитии – стадию кратонизации и авлакогенную стадию.

Стадия кратонизации – на большей части древних платформ отвечает по времени первой половине позднего протерозоя, т.е. раннему рифею. Предполагается, что на этой стадии все современные древние платформы ещё находились в составе единого суперконтинента Пангеи I, возникшей в конце палеопротерозоя. Поверхность суперконтинента испытывала общее поднятие, накопление в некоторых участках в основном континентальных осадков, широкое развитие субаэральных покровов кислых вулканитов, нередко повышенной щелочности, калиевого метасоматоза, формирование крупных расслоенных плутонов, габбро-анортозитов и гранитов-рапакиви. Все эти процессы в конечном счёте привели к изотропизации платформенного фундамента.

Авлакогенная стадия – период начала распада суперконтинента и обособления отдельных платформ, характеризующаяся господством условий растяжения и образованием многочисленных рифтов и целых рифтовых систем, например (рис. 8.15), в большинстве своём затем перекрытых чехлом и превращённых в авлакогены. Этот период на большинстве древних платформ соответствует среднему и позднему рифею и может захватывать даже ранний венд.

На молодых платформах, где доплитный этап сильно сокращён по времени, стадия кратонизации не выражена, а авлакогенная проявлена образованием рифтов, непосредственно наложенных на отмирающие орогены. Эти рифты называются тафрогенными, а стадия развития – тафрогенной.

Переход к плитной стадии (собственно платформенному этапу) совершился на древних платформах северных материков в конце кембрия, а южных – в ордовике. Он выразился в замещении авлакогенов прогибами, с расширением их до синеклиз с последующим затоплении морем промежуточных поднятий и образованием сплошного платформенного чехла. На молодых платформах плитная стадия началась в средней юре и плитный чехол на них отвечает одному (на эпигерцинских платформах) или двум (на эпикаледонских платформах) циклам чехла древних платформ.