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 - также пять, Канадского щита — шесть и т.д. Некоторые из этих 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-зеленокаменные области и гранулито-гнейсовые пояса.
Гранит-зеленокаменные области (ГЗО) нередко слагают целые блоки сотни километров в поперечнике. В их пределах преждевсего бросаются в глаза несколько извилистые, параллельные линейные полосы зеленокаменных поясов (ЗКП), сложенные относительно слабометаморфизованными, преимущественно основными, зеленокаменно измененными вулканитами (отсюда название поясов) и отчасти осадочными породами. Протяженность таких поясов составляет многие сотни, изредка больше тысячи (на Канадском щите) километров, ширина — многие десятки — первые сотни километров. Зеленокаменные пояса, впервые описанные в Канаде, ныне установлены на всех континентах, всех платформенных щитах. Классическими считаются ЗКП Канады, Южной Африки, Австралии, Индии. В нашей стране они изучены на Кольском полуострове, в Карелии, на Воронежском массиве, Украинском и Алданском шитах. В поперечном сечении ЗКП имеют синклинальную структуру, обычно сильно усложненную складчатостью и надвигами (рис. 13.1). Разделяются ЗКП более широкими гранитогнейсовыми полями, гранича с ними изредка по разломам (Олекминский блок Алданского щита), но чаще вдоль интрузивных контактов гранитов, а иногда по трансгрессивным контактам (Зимбабве). В отдельных регионах (Среднеприднепровский блок Украинского щита, массивы Зимбабве в Южной Африке, Пилбара в Западной Австралии) ЗКП заполняют промежутки между крупными гранитогнейсовыми куполами. Можно полагать, что такой структурный рисунок, как и разломлые ограничения, являются вторичными, а первичный план, как и в большинстве других случаев, был линейным.
Рис. 13.1. Синклинорная структура архейских зеленокаменных поясов: Читрадурга в Южной Индии (I, по С. Дрюри и др., 1983) и Сурского на Украинском щите (II, по А.А. Сиворонову и др., 1984):
1 — гранитогнейсы; 2 — гнейсы; 3—6 — метавулканиты (3 — нерасчлененные, 4 — толеиты и коматииты; 5 — толеиты и джеспилиты; 6 — толеиты, андезиты, дациты); 7 — граувакки; 8 — возможно, базальные образования; 9 — разрывы
Мощность осадочно-вулканического выполнения 3KП может достигать 10—15 км; обычно оно имеет трехчленное строение. Нижняя часть разреза слагается преимущественно основными, типа толеитовых базальтов, отчасти ультраосновными лавами. Среди последних особенно характерны коматииты (от местности Комати в Южной Африке), отличающиеся резко повышенным содержанием MgO (>20%). Среди более молодых, чем архей, образований они почти не встречаются и свидетельствуют об очень высокой степени плавления астеносферы, что, в свою очередь, рассматривается как следствие резко повышенного в архее теплового потока. В подчиненном количестве в нижней части разреза ЗКП присутствуют осадочные породы — железистые кварциты (джеспилиты), и силициты (кремни). В средней части разреза ЗКП вулканогенные породы также занимают основное место, но состав их меняется — это уже главным образом эффузивы и пирокластолиты среднего и кислого состава, вплоть до дацитов и риолитов; содержание осадочных пород, в том числе обломочных, заметно повышается. Петрохимически эти вулканиты близки, если не тождественны, более молодым островодужным вулканитам известково-щелочной ассоциации. В верхней части разреза ЗКП обломочные породы уже занимают господствующее положение, вследствие эта часть разреза напоминает молассовую формацию, типичную для более молодых подвижных поясов. Эта часть разреза от нижней обычно отделена несогласием, времени образования которого отвечает внедрение диапировых или межпластовых плутонов гранитоидов. Заканчивается развитие ЗКП складчато-надвиговыми деформациями, метаморфизмом и образованием новой генерации гранитоидов, в отличие от первой обычно характеризуемой преобладанием К2О над Na2O.
Основная масса ЗКП образовалась между 3,5 и 2,5 млрд лет; в это время сменилось несколько их поколений, потому что длительность образования этих структур составляла, как правило, не более 100 млн лет, обычно меньше. Небольшое число ЗКП возникло в первой половине раннего протерозоя на Гвианском (Южная Америка) и Леоно-Либерийском (Западная Африка) щитах, некогда составлявших единую ГЗО. В ряде ГЗО было замечено, что пояса омолаживаются в определенном направлении. Значение этого факта мы рассмотрим ниже.
Присутствие в ряде регионов в основании разреза ЗКП конгломератов с галькой гранитов и гнейсов позволяет предполагать,что грайней мере часть ЗКП закладывалась в условиях раздвига, рифтинга более древней континентальной коры. Эта кора, представленная «серыми гнейсами» — гранитогнейсами тоналитового типа, ныне выступает среди гранитогнейсовых полей, разделяющих ЗКП, хотя основная площадь этих полей сложена гранитоидами, более молодыми, чем смежные ЗКП. Поскольку вулканиты сеедины разреза близки к островодужным, а магматиты нижней части — к офиолитам, предполагается аналогия ЗКП с молодыми задуговыми бассейнами.
Гранулито-гнейсовые пояса (ГГП), второй главный тип раннедокембрийскйх структур, разделяют и окаймляют гранит-зеленокаменные области. Появляются они в конце архея и получают широкое развитие в протерозое, но в их строении обычно значительное участие принимает архейский материал. Пояса эти отличает высокий (амфиболитовая — гранулитовая фации) и многократно проявленный метаморфизм, сложная и также многократная складчатость, надвиги, причем характерно пологое надвигание на смежные ГЗО. Внутренняя структура нередко осложнена гранитогнейсовыми куполами и крупными плутонами габбро-анортозитов. Типичны и пегматитовые поля. Классические примеры — Гренвильский в Северной Америке, Мозамбикский в Восточной Африке, Лапландско-Беломорский и Становой у нас. Другой тип подвижных поясов, свойственный уже только ранму протерозою, — это протогеосинклинали (ПГС) Они протягиваются на многие сотни, нередко более тысячи километров при ширине в первые сотни километров и обычно четко линейны, например Курско-Криворожская система Восточно-Европейской платформы или Трансгудзонская и Пенокийская Северо-Американской платформы. В большинстве случаев в строении этих подвижных систем, как и их более молодых аналогов, четко выделяются внешние и внутренние зоны. Первые подстилаются непереработанным или слабо переработанным архейским фундаментом; их осадочный комплекс образован неметаморфизованными шельфовыми карбонатными и обломочными породами. Практически моноклинальное залегание сменяется в направлении внутренних зон чешуйчато-надвиговым строением, причем надвиги развиваются по более ранним листрическим сбросам. В этом же направлении возрастают глубоководность и мощность осадков. Появляются покровы и силлы основных магматитов. Легко заметить полную аналогию с внешними зонами позднепротерозойско-фанерозойских орогенов. 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.
Возникает вопрос: на какой коре развивались эти внутренние зоны? Глубоководный характер осадков и известково-щелочной состав вулканитов указывают на то, что это не была нормальная континентальная кора, как во внешних зонах, а кора либо переходного, либо даже океанского типа. О вероятности последнего свидетельствуют все учащающиеся находки в раннепротерозойских подвижных поясах офиолитов, наиболее полная ассоциация которых встречена в свекофенидах северо-восточной Финляндии Однако палеомагнитные данные показывают, что ширина многих из этих бассейнов с океанской корой была не больше 1000 км, ибо она лежит в пределах точности этих измерений. Но для некоторых бассейнов, например Трансгудзонского в Канаде, те же данные указывают на гораздо большую ширину, уже сравнимую с шириной современных океанов, — 3000 км. То же вероятно и для Свекофеннского бассейна Балтийского щита.
Следует отметить, что офиолиты начинают обнаруживаться и в гранулито-гнейсовых поясах, например в позднепротерозойском Мозамбикском. Основные гранулиты Лапландского пояса Балтийского щита и аналогичные породы основания разрезов некоторых других подвижных поясов могут рассматриваться как метаофиолиты. Стало быть, и эти докембрийские подвижные пояса начинали развиваться в условиях растяжения и разрыва континентальной коры, в то время как их современная структура должна была формироваться в обстановке интенсивного сжатия, коллизии смежных архейских блоков — Кольского и Карельского в случае Лапландско-Беломорского пояса, Зимбабве и Каапвальского в случае пояса Лимпопо в Южной Африке, о чем наглядно свидельствует надвигание этих поясов на образования обрамляющих блоков.
Эволюция протогеосинклиналей завершается опять-таки сходно с их более молодыми аналогами — складчато-надвиговыми, вплотъ до покровных, деформациями, метаморфизмом до амфиболитовой фации, внедрением гранитоидов, поднятиями с накоплением перед фронтом возникающих таким образом складчатых горных сооружений обломочных толщ молассового типа, хотя обычно умеренной мощности и не очень грубого состава. Следовательно, различия между протогеосинклиналями и более поздними «настоящими» геосинклиналями, вернее геосинклинальными поясами, заключались главным образом в их масштабе, в том, что первые были продуктами мини-океанов, а вторые — крупных океанских бассейнов. Но и эти различия не распространяются, как мы видим выше, на все раннепротерозойские подвижные пояса.
Пространства между раннепротерозойскими подвижными поясами, как указывалось выше, были заняты блоками континентальной коры, консолидированными к концу архея и представлявшими скорее всего обломки эпиархейского суперконтинента, подвергшегося деструкции в начале протерозоя. Об этом говорят несогласное простирание подвижных поясов по отношению к внутренней структуре архейских блоков и рои даек базитов, в массовом количестве появившихся в начале протерозоя. Архейские блоки в основном отвечают гранит-зеленокаменным областям и лишь в некоторых случаях включают наиболее древние из гранулито-гнейсовых поясов. Довольно значительные площади в их пределах бывают покрыты осадочным (осадочно-вулканогенным) чехлом. Тот факт, что образования этого чехла представлены слабодислоцированными, нередко субгоризонтальными и слабометаморфизованными осадками, хотя порой и весьма значительной мощности, и что прослаивающие их местами вулканиты относятся к трапповой ассоциации (см. ниже, 13.6), позволяет заключить, что эти блоки развивались в раннем протерозое в платформенном режиме и оправдывает их наименование протоплатформами (ППЛ), или протократонами. Отличие от более поздних «настоящих» платформ опять-таки заключается в их размерах (в поперечнике обычно не более 1000 км), а также в более высокой подвижности и большем прогреве, приводившем к образованию гранитогнейсовых куполов.
Осадочный чехол протоплатформ выполняет плоские синеклизы типа Удоканской в Восточной Сибири, перекрывающей западную часть Алданского щита. Обычно не наблюдается никакой преемственности между нижнепротерозойскими чехлами и чехлами фанерозойских платформ.
Структура протоплатформ в ряде регионов осложнена рифтовыми грабен-прогибами, являющимися аналогами авлакогенов молодых платформ и поэтому получившими название протоавлакогенов (ПА). Такие структуры установлены в пределах многих щитов — Канадского, Балтийского, Украинского и др. Некоторые из них выполнены в основном осадочными образованиями — таковы авлакогены Канадского щита, другие — преимщественно вулканогенными, в частности основными и ультраосновными, как в авлакогенах Балтийского щита — Печенгско-Имандра-Варзугском, или кислыми, как в Овручском авлакогене Украинского щита. В структурном отношении протоавлакогены представляют собой грабены или полуграбены, частично превращенные, например на Кольском полуострове, в рамповые структуры, с одной стороны ограниченные надвигами обрамления. Bыполнение этих впадин нередко подвергалось заметному метаморфизму зеленосланцевой и даже амфиболитовой фации.
Итак, набор раннепротерозойских структур уже близок к таковому более поздних этапов развития земной коры. Отсюда следует вывод, что он также определялся действием механизма тектоники плит, но в раннем протерозое это была тектоника малых плит, тектоника мини-континентов и мини-океанов.