Західно-Європейська та Скіфська платформи

[ виправити ] текст може містити помилки, будь ласка перевіряйте перш ніж використовувати.

скачати

Доповідь

Західно-Європейська та Скіфська платформи

Лінеаментів Тейсейра-Торнквиста ділить Європу на дві частини, що різко відрізняються по потужності кори та літосфери, по тепловому потоку, що відображає кардинальні відмінності в історії формування їх сучасної континентальної кори. За винятком фрагментів раннього докембрійського кори, у складі Гебридських, Північно-Арморіканского і був похований Кантабрійськом-Аквітанського масивів, кора Західно-Європейської платформи має в основному неопроте-фанерозойських-палеозойський вік і сформована в процесі Кадомського, каледонского і герцинського текто-генезу. Відповідно найбільш раннє освіту чохла, з початку палеозою мало місце в межах англійської Мідленда і півночі Арморіканского масиву, Верхньосілезького, Малопольського масивів і Мезійської плити. Потужність кембрію і силуру Мідленда (ордовик розвинений лише на периферії) досягає 2 км; вище залягає девонський Олд Ред і решті розріз чохла є вже спільним з епікаледонской платформою.

Епікаледонскій чохол поширений на Британських о-вах на північ від герцинського фронту і на Шпіцбергені. В його основі залягає «верхній Олд Ред" позднедевонекого віку і континентального, озер-но-річкового походження. Морські відклади тур-нейского ярусу розвинені неповсеместно, зате Візейська найбільш широко і представлені так званим кам'яновугільним вапняком. Його перекриває «жорна піщаник» Намюр, а вище випливає лімніческая вугленосна формація вестфала. Середньо-позднепалео-зойскій чохол виконує грабен Серединної долини Шотландії, Нортумберлендського прогин на місці су-тури Япетуса, широко розвинений в Північній Англії і в Ірландії. Деформований цей чохол вельми нерівномірно, причому інтенсивність деформацій зростає, природно, до герцинської фронту на півдні. Дислокації чохла то успадковують каледонский структури фундаменту, то істотно відхиляються від їх простягання. При цьому фундамент виявляється місцями розбитим на блоки, підняті або опущені; на перших розріз чохла різко скорочується за рахунок випадання його низів. Вугленосний середній карбон виконує западини - кам'яновугільні басейни. Дуже примітною структурою є «Малвернская вісь» - меридіональний розлом, що перетинає посередині масив Мідленда і продовжує його на північ Пеннінських гряда.

Пермо-мезозойський і кайнозойської чохол є загальним для всієї внеальпійской Європи. Його утворення в межах герцинід почалося в середині ранньої пермі, після заключної для герцинського орогенезу заальской фази складчастості. Найбільш великою структурою цього молодого чехольного комплексу є Сєвєроморськ-Середньоєвропейська мега-синекліза. Її формування почалося в ранній пермі з утворення двох самостійних западин субширотного простягання-Польсько-Північно-на півдні та Північно-Североморской на півночі, розділених Центральним Североморском підняттям, що тривав підняттям Рінгкебінг-Фюн на сході. Занурення Польсько-Північно-западини супроводжувалося рясною бімодальному вулканізмом.

У пізній пермі вже вся північноморська область і Польсько-Німецька низовина були затоплені морем і перетворилися на величезний Цехштейновий басейн, в Польщі, Литві та Латвії поширився і на окраїну Східно-Європейської платформи. Однак широтне підняття, що перетиналися в ранній Пермі Північне море, зберегло роль підводного розділу між двома солероднимі западинами; на ньому осідали лише карбонати і сульфати. Цехштейна-вая соленосних товща разом із солями верхів нижньої пермі надалі послужила джерелом формування численних соляних структур Северомор-сько-Середньоєвропейської мегасінеклізи.

Вже в ранній пермі на північно-східній периферії майбутньої мегасінеклізи виник високомагматіч-ний рифт грабена Осло з продовженням на південь через Скаггерак ​​аж до підняття Рінгкебінг-Фюн. А на рубежі пермі і тріасу почалося формування осьової рифтової системи північноморського басейну-меридіональних грабенів Вікінг і Центрального, які розвивалися потім до ранньої крейди включно, накопичивши товщу опадів значної потужності. Після чергування в тріасі і початку лейаса континентальних і лагунних умов, до середини ранньої юри морський режим поширився на весь мегабассейн, з встановленням його зв'язку з арктичними морями на півночі і Тетіс на півдні. У байосе в центрі Північного моря на тлі утворення великого куполоподібної підняття на потрійному рифтових зчленуванні (з рифтам Вікінг і Центральний тут зчленовується широтної рифт Морів-Ферт, що зароджується біля узбережжя Шотландії) сталася потужна спалах лужно-базальтового вулканізму. У пізній юре відновилося загальне занурення північноморського басейну, аріфтііг досяг своєї кульмінації в кінці цієї епохи і до середини крейди практично закінчився, змінившись загальним опусканням басейну з накопиченням до 3,5 км уламкових опадів кайнозою, підстилаються карбонатним верхнім крейдою. (До цього в мезозої переважала глиниста седиментація на півночі, карбонатна на півдні.)

Потужність земної кори зменшена в осьовій частині Североморской западини до 20-25 км проти 30-35 км під Британією і Скандинавією. Передбачається, що утонение відбулося в основному за рахунок нижньої кори при впровадженні в неї продуктів основного мантійних магматизму (П. Циглер).

Південним і південно-східним продовженням північноморського басейну є Польсько-Північнонімецьку западина, закладена ще в ранній пермі, що розвивалася практично протягом усього мезозою. На сході вона досягає лінії Тейсейра-Торнквиста, уздовж якої також ще в пермі виник рифтогенного прогин, що триває на північний захід до Данії і тому іменується Датсько-Польським. Його північна частина відділяється від Північно-западини підняттям Рінгкебінг-Фюн. Польська частина цього прогину на рубежі крейди і палеогену зазнала інверсію з утворенням Куяви-Поморської зони дислокацій («плакантіклінорій» за Є. Зноско). На захід, вже в Німеччині, схоже простягання має так званий блок Помпецкого, за яким розташована найбільш глибока Нижньо-Саксонська западина, подібно Датсько-Польської випробувала інверсію в сенони. У західній частині Польсько-Північнонімецького басейну панівне значення мають структури північно-сівбі-ро-східного напрямку, що лежать на продовженні рифтової зони грабен Осло-грабен Бамбла (в протоці Скаггерак)-грабен Хорн (у Північному морі) або їй паралельні. До числа таких структур належать глибокий юрський грабен Гіфхорн і соляні вали Нижньої Саксонії і Шлезвіг-Гольштейн. Крім того, вздовж південно-західного краю Північно-западини розташовуються прогини, подібно Датсько-Польському і нижньосаксонському випробували інверсію в кінці крейди.

Протягом кайнозою, особливо з кінця еоцену, відбувалося поступове обміління та осушення Польсько-Північно-синеклізи. Але одночасно почався розвиток Західноєвропейської рифтової системи, яка як би наростила на південь північноморську і Норвезько-Датську (Осло-Хорн), простягнувшись від південного узбережжя Північного моря до Середземного моря. Система ця включає Нижньорейнський і Гессенський грабени, що утворюють потрійне зчленування на півдні з Верхньорейнського грабеном (рис.4-24); останній зі зміщенням на захід вздовж Трансформаційний розлому триває грабеном Бресс і далі Ронсе-ким, що виходить до Середземного моря і відкриваються у його Алжир -прованське западину. Рифтингу супроводжувався спалахом лужно-базальтового вулканізму, найбільш потужно проявленого в Верхньорейнського Грабене (вулкан Кайзерштуль та ін.) Одночасно із зануренням дна Верхньорейнського грабена, досягли 3,5 км, відбувався підйом обмежують його гірських споруд Вогез і Шварцвальда (до 1,5 км). Потужність кори зменшена під цим грабеном до 24 км проти 30 км у його плечах. Вся Західно-Європейська рифтова система характеризується підвищеним тепловим потоком і сейсмічністю; нещодавно в Нідерландах, поблизу Маастрихта, стався великий землетрус.

У західному крилі Ронського грабена знаходиться підняття Центрального Французького масиву, увінчаного молодий вулканічної областю Овер-ні і ускладнений рифтом Лімані, паралельним Ронской.

Грабени Західно-Європейської системи заповнені морськими і лагунними відкладеннями олігоцен-міоцен-ну та континентальними пліоцен-плейстоцену. Вони містять родовища кам'яної і калійних солей (на півдні), бурого вугілля (на півночі), нафти і газу.

У західній частині Східно-Європейської платформи молодий розташовано ще кілька западин, в тому числі Паризький і Аквітанський басейни. Паризький (Англо-Паризький) басейн має овально-округлої форми і представляє досить плоску западину, глибиною трохи більше 3 км. Він розташований між Арморіканскім масивом на заході, Центральним на півдні, Вогези і Арденнами на сході. Закладення басейну відноситься до раннього тріасу, але в його основі виявляються два грабена-рифта, виконаних пермської континентальної молассой, один південно-західного, інший північно-західного простягання. Над їх зчленуванням і виник, очевидно, цей басейн; крім того, в його герцинського фундаменту проходять дві великі зони розлому - більш західна меридіональна, що йде з Центрального масиву, і більше східну, північно-західного простягання.

Виконано Англо-Паризький басейн повної серією мезозойських і палеогенових відкладень; його розрізи нижньої юри, верхньої крейди і палеогену стали класичними. У своєму палеографічній розвитку басейн випробував поперемінне вплив арктичних, атлантичних і ві синтетичних морів, з якими був пов'язаний протоками.

Осадове виконання басейну в загальному деформовано слабо. Виняток становить його північно-східній крило, ускладнене інверсійним складчастим підняттям - складний вал Уілда-Пеі-де-Брей. Крім того, в чохлі басейну частково тривають розриви, які ускладнюють його фундамент.

Паризький басейн через поріг Пуату між Арморіканскім та Центральним масивами пов'язаний з Аквітанської басейном південно-західній Франції. Басейн цей обмежений на півночі Арморіканскім, на сході Центральним масивами, на півдні на нього накладено Предпіренейскій прогин, а на заході він відкривається в Біскайський затоку, що представляє його океанське продовження. Подібно Паризькому, Аквітанський басейн був закладений в тріасі і, знову ж таки, як і перший, ймовірно, на основі розташованого на півдні, перед Піренеями, похованого Стефан-пермського молассовие прогину. У тріасі занурення зазнала південна частина басейну, причому у верхах тріасу отримали розвиток евапоритів, з якими в подальшому були пов'язані вияви діапірізма. У юре трансгресія поширилася на північ, «переступивши» через флексури захід-північно-західного простягання, що проходить через Тулузу, і досягла «протоки» Пуату з встановленням зв'язку з Паризьким басейном. Се-веро-Аквітанська флексури продовжується на захід уздовж північно-східного континентального схилу Біскайської затоки.

Юрська морська карбонатна формація переходить на схід в лагуну, за участю евапоритів. У кінці юри басейн розпався на два широтних прогину, розділених підняттям. Більш глибокий південний прогин в ранньому крейди підпережеться бар'єрним рифом. У цю ж епоху починає проявлятися галокінез. У пізньому крейди південний прогин поглиблюється і чітко триває в розкрився до того часу Біскайський затоку. Басейн поступово заповнюється опадами, в основному карбонатними, по периферії уламковими. З'являються олістостроми, а в пізньому еоцені південний прогин у зв'язку з орогенезом Піренеїв перетворюється на їх передовий молассовие прогин, а північна частина басейну відчуває осушення. Сумарне занурення фундаменту досягає на півдні 10, на півночі 7 км. Південним обмеженням басейну стає Північно-Піренейський фронтальний шарь-яж, що триває уздовж південного континентального схилу Біскайської затоки. Внутрішня структура басейну характеризується розвитком декількох рядів Брахіантикліналь з діапіровьші ядрами.

Крім трьох коротко описаних вище основних западин - басейнів Західно-Європейської платформи, в її межах існує ще дві значно менш глибокі і плоскі западини - Южногерманская між Шварцвальдом й Богемського масивом і Іберійська в центральній частині півострова, на південь від Піренеїв. Перша з цих западин на півдні переходить в Пре-дальпійскій молассовие прогин, друга - на півночі-вЮжно-Предпіренейскій прогин. Будова Іберійської западини ускладнено в середній частині інверсійним складчастим підняттям Кельтіберійскіх гір, що виникли на місці рифтогенного прогину, що зазнав у мезозої занурення на 3,5 км.

Ще однією структурою Західно-Європейської платформи, яка заслуговує згадки, є Лузі-танский періокеанскій прогин, що простягається уздовж атлантичного узбережжя Португалії і заповнений юрськими, крейдовими і кайнозойськими відкладеннями потужністю до 4,5 км. Він включає і прилеглу смугу шельфу та континентального схилу і зобов'язаний своїм походженням розкриття відповідного сегмента Атлантики. Прогин відділений розломом від Іберійської Месети і пересічений поперечними розломами, пов'язаними з Трансформаційний розлому океану і зрушеннями Месети. У ньому відомі прояви соляної тектоніки (сіль раннеюрского віку) та лужного магматизму

Фундамент Скіфської платформи майже повністю схований під покровом мезозойської-кайнозойського осадового чохла і вивчений лише за даними буріння і геофізики. Головну роль у його складення грає верхнедевонско-ніжнекарбоновий темнослан-цевий комплекс, що випробував початковий метаморфізм, інтенсивні деформації і прорваний інтрузіями Пізньопалеозойський, в основному верхнепермскіх гранітоїдів. Підлегле участь у його складання приймають пісковики і вулканіти спіліто-ке-ратофірового типу. На півночі, за даними сейсміки, під цей комплекс занурюється раннього докембрійського фундаменту, що лежить на продовженні Ростовського виступу Українського щита. А на півдні, на південь від Кисловодська в Передкавказзя і на невеликій глибині в районі Сімферополя в Криму з під нього виступає зеле-носланцевий комплекс позднеріфейского віку. Під Кисловодськом він заперечливо перекривається шель-фовим Вендом-силуру і на ньому алохтонні але залягають офіоліти, очевидно насунені з боку Передового хребта Великого Кавказу (див. розділ 11.2). Сліди офіолітів виявлені і в районі Сімферополя в Криму. Деформації, які створили складчасту структуру і призвели до метаморфізму среднепалеозойского комплексу, почалися в середині Візейська століття раннього карбону. Вони перетворили майбутню Скіфську платформу в орогі. У пермі він почав відчувати колапс і в його межах місцями, особливо в північній смузі, прикордонної з Східно-Європейською платформою, виникли грабен-прогини, заповнювали красноцветов-ної грубої континентальної молассой. У північно-східній частині

Скіфської платформи, прикордонної з Прикаспійської синеклізи стародавньої платформи, виділяється відокремлена похована складчаста зона, відома під назвою Кряжа Карпінського, або Донецько-Каспійської. Ця зона лежить на безпосередньому східно-південно-східному продовженні Донбасу і генетично з ним пов'язана, представляючи більш східне ланка тієї ж великої рифтової системи, закладеної на початку пізнього девону. Подальша історія Кряжа Карпінського відрізняється як від історії Донбасу, так і від історії основної частини Скіфської платформи. Після франского етапу початкового рифтингу ця зона в фаменско-турнейского час зазнала спокійне занурення, недокомпенсірован-ное накопиченням щодо глибоководних глинистих опадів, а потім, у Візейська-ассельского час,-більш прискорене, із заповненням прогину більше гру-бокластіческімі, у верхах флішоіднимі опадами. У ранній пермі, після сакмарського, але до кунгурского-го століття проявилася перша фаза деформацій, за якою послідувала інверсія прогину і насування його виконання на край Прикаспійської синеклізи. У тріасі Донецько-Каспійська зона знову відчуває слабке занурення, а на кордоні з Юрою - раннекімме-рійська фазу деформацій, що завершила створення се-веро-вергентной складчасто-надвіговой структури цієї зони.

Амплітуда її насування на Прикаспійську синеклізу досягла декількох десткое кілометрів. Після деякої ерозії Кряж Карпінського був перекритий юрським і більш молодим чохлом, спільним з чохлом суміжних давньої і молодий платформ. У тріасі на площі Скіфської платформи проявилася трансгресія з накопиченням комплексу мілководне-морських і лагунних карбонатно-теригенних опадів, схожих з західноєвропейським трьохчленним комплексом. Одночасно вбранні ділянок вона піддалася рифтингу із закладенням паралельних субширотних грабен-прогинів, відкладення яких є понад глибоководними, глинистими і містять пачки бімодальних вулканітів. Завершилося це розвиток наприкінці тріасу - початку юри епохою деформацій, яка проявилася у дві фази і супроводжувалася інверсією рифтових прогинів з освітою над ними в більш молодому чохлі лінійних піднять-валів (Каркінітська в Криму, Центрально-Азовський, Єйськ-Березанський в Передкавказзя). У самому кінці тріасу в межах Скіфської платформи виник вулканічний пояс андского типу, пов'язаний з субдукцією кори Неотетіса. З юри на Скіфської платформі почалося накопичення власне плитне чохла. В його основі залягає параліческая, а вище мілководне-морська террп-генна формація нижній-середньої юри, що має неповсеместное поширення. Найбільшою потужності вона досягає в Преддобруджінском і Предгорнок-Римського прогинах, де набуває характер молас-си. У пізній юре північна частина платформи зазнала осушення, а на півдні в Передкавказзі у другій половині мальма виникло два солеродних басейну-Кубанський і Терський, розташовані в тилу бар'єрного рифу, що обмежував з півночі глибоководний басейн Великого Кавказу. На рубежі юри і крейди проявилася регресія, незабаром змінилася наростаючою трансгресії. Відкладення нижнього крейди в низах карбонатні, в іншій частині теригенні, піщано-глинисті, включаючи сеноман. У пізньому крейди Транг-рессіі досягає максимуму; карбонатні відклади верхньої крейди - нижнього палеогену, по суті, утворюють покрив, спільний з Російської плитою. У олігоцені на півдні платформи почалося формування передових прогинів - Індоло-Кубанського, Східно-Кубанського, Терсько-Каспійського, в подальшому заповнюються потужними молассамі. Олігоцен-неогенові відкладення меншої потужності і більше мілководні і прибережні поширені і в межах іншої, більш північної частини платформи

Додати в блог або на сайт

Цей текст може містити помилки.

Геологія, гідрологія та геодезія | Доповідь
41.2кб. | скачати


Схожі роботи:
Західно-Європейська реклама
Західно-європейська соціологічна думка
Скіфська культура
Битва при фаті і скіфська тактика
Основні платформи ЕОМ
Серверні платформи RISCUNIX
Асемблер для платформи Java
Західно-Сибірська тайга
Західно Сибірський макрорегіон
© Усі права захищені
написати до нас