Трапповый магматизм Сибирской платформы

После длительного перерыва в осадконакоплении, связанного с процессами разрушения, пенепленизации и формирования кор выветривания в позднем рифее, в начале вендского времени происходило общее погружение, которое привело к трансгрессии моря и формированию маломощной терригенной конгломерато-песчаниковой формации.Фанерозойский мегациклхарактеризуется покровным осадконакоплением (формированием осадочного чехла платформы). В нем выделяются пять тектоническихмезоциклов [4], которым отвечают пять структурных ярусов: вендско-ордовикский; силурийско-раннекаменноугольный; среднекаменноугольно-среднетриасовый; среднетриасово-меловой; палеогеновый. В пределах каждого из мезоциклов выделяют от одного до трехэтапов, соответствующих законченным (трансгрессивная–инундационная–регрессивная стадии) циклам осадконакопления.Начало вендско-кембрийскогомезоциклахарактеризуется трансгрессией эпиконтинентального мелкого моря, покрывшего всюСибирскую платформу. Этому событию предшествовало длительное выравнивание территории, поскольку верхневендскиеотложения залегают со структурным несогласием на пенепленизированныхразновозрастных докембрийских комплексах. Мезоцикл включает два этапа:поздневендско-среднекембрийский (амгинский) и среднекембрийско-средне-ордовикский (майский) – отвечающих двум трансгрессивно-регрессивнымциклам и отраженных в формировании соответствующих структурно-формационных комплексов.В начале раннекембрийской эпохи территория была полностью охвачена мелководным морским бассейном, обильно населенным археоциатами, хиолитами, водорослями.В позднем кембрии в условияхслабозасоленной лагуны вблизи барьерного рифа происходит формирование доломитовых толщ, часто водорослевых, оолитовых и битуминозных. Наличие прослоев ангидрита (хетская, ледянская свиты) свидетельствует о повышенной солености вод и неоднократной смене морских условий лагунными. Этап завершается образованием среднеордовикской терригенно-карбонатной формации. Фосфатоносность и преобладание пестро- и красноцветных осадков свидетельствуют о теплом или жарком климате ордовика, который способствовал развитию в мелководном бассейне многочисленных брахиопод, трилобитов, гастропод, криноидей и одиночных колоний кораллов.Силурийско-раннекаменноугольный мезоцикл.Начало силура знаменуется новой трансгрессией эпиконтинентального бассейна. Сформировавшиеся морские отложения представлены карбонатнымиосадками с богатой и разнообразной морской фауной. К концу силура море регрессировало, и на территории установился континентальный режим. В начале раннего девона вещественный состав отложений и их фациальная выдержанность указывают на существование обширнойридной равнины, изобилующей многочисленными засоленными мелководными морями-озерами. Неравномерные колебания земной коры, сопровождавшиеся кратковременными трансгрессиями и регрессиями, продолжались и в начале среднегодевона. Вторая половина среднего девона (середина эйфельского века) ознаменовалась новой морской трансгрессией. В позднем девоне в условиях мелководного залива отлагались красноцветныегипсоносные конгломерато-песчано-аргиллитовые, а затем аргиллито-алеврито-доломито-мергельные формации. Палеогеографическая обстановка на границе позднего девона и раннегокарбона отличалась чередованием периодов регрессий и трансгрессий моря. В турнейском веке закончился длительный период существования преимущественно морского режима на рассматриваемой территории. К концураннего карбона вследствие общего поднятия территории и преобладанияэрозионных процессов она представляла собой пологую практически лишенную водоемов равнину, произошел переход к континентальным условиямосадконакопления.Среднекаменноугольно-среднетриасовый мезоцикл.На рубеже раннего исреднего карбона произошла резкая смена тектонического режима. На сменухатакратонным эпиконтинентальным карбонатным шельфам и лагунам аридных равнин раннего и среднего палеозоя пришли присводовые прогибы и гумидные равнины позднего палеозоя. Формирование структур этого тектонического мезоцикла проходило в условиях высокого стояния платформы (выше уровня Мирового океана), что и обусловило накопление формаций преимущественно регрессивной (средний карбон–пермь) и эмерсивной (раннийтриас) стадий [9].После длительного размыва ранне- и среднепалеозойских образований в начале среднего карбона установились континентальные условия осадконакопления, которое происходило в прибрежно-морских и лагунно-континентальных условиях. Процесс осадконакопления имел ритмический характер: галечники, гравийники или пески сменялись алевритами и глинами с захороненными растительными остатками, превратившимися впоследствии в каменный уголь. Выделяются два крупных цикла осадко- и угленакопления (среднекаменноугольный–раннепермский и средне-позднепермский), во время которых существовали оптимальные условия для формирования торфяников и углей (теплый умеренно влажный климат, равнинный ландшафт, развитие внутриконтинентальных бассейнов). В конце перми тектонический режим претерпел резкую трансформацию. Начался этап растяжения земной коры, резко усилившегося в конце татарской эпохи и сопровождавшегося масштабным платобазальтовым вулканизмом, захватившим огромную территорию (более 3,5 млн км2).Формирование вулканогенной толщи происходило преимущественно в континентальных условиях на слегка приподнятой над уровнем моря (100–200 м) равнине. Резко преобладал ареальный тип магматизма. В процессе формирования самой вулканической толщи вположительные формы рельефа были полностью нивелированы мощными потоками базальтов, переслаивающимися с туффитами и линзами туфопесчаников с обильными остатками флоры и пресноводной фауны.Вулканические постройки в классическом понимании этого термина быливесьма редки и представлены небольшими шлаковыми конусами; магма изливалась одновременно на большой площади из множества мелких каналов типакоротких даек с образованием горизонтально залегающих покровов, прослеженных на десятки километров. Хорошая сохранность верхних миндалекаменных зон лавовых покровов говорит об их быстром захоронении последующими излияниями лав; следовательно, вулканический процесс происходил вусловиях быстрого компенсированного тектонического погружения.Масштабный базальтовый магматизм проявлялся на фоне региональногорастяжения и прогибания, которое практически полностью компенсировалосьмагматическим материалом – как в виде интрузий в верхних горизонтах чехла, так и обширными излияниями базальтов. Однако этапы прогибания, характеризовавшиеся трещинными излияниями лав, чередовались со стадиями(хотя и намного более кратковременными) воздымания отдельных блоковпри сжатии, когда происходили эксплозии из вулканических построек центрального типа.По фрагментарным изотопно-геохронологическим, а также палеомагнитным данным, вся вулканогенная толща и комагматичные интрузивные теласформировались в течение короткого временного интервала, составляющего0,5–1,5 млн лет и соответствующего пермско-триасовой (палеозойско-мезозойской) границе. Однако по палеонтологическимданным, указывающим на отнесение вулканогенных пород к четырем региональным биостратиграфическим горизонтам, магматизмпродолжался как минимум 5 млн лет, включая конец перми, весь ранний и,возможно, начало среднего триаса.Юрско-меловой мезоцикл.Данный мезоцикл характеризуется кореннойперестройкой Сибирской платформы.В раннеюрское время на территории исследований выделяются прибрежно- и мелководно-морской комплексы с различными группами фаций. Генезис зимней свиты соответствует группе фаций прибрежной аллювиальной равнины, временно заливаемой морскимиводами. В начале позднего плинсбаха при интенсивном прогибании приплатформенных участков на месте современных валов в моменткратковременных регрессий образовывались прибрежные аллювиальные иприливно-отливные равнины. Келловейский век характеризуется началом обширной морской трансгрессии, что повлекло за собой перестройку палеоландшафтов всей территорииСеверной Евразии. На рубеже келловейского и оксфордского веков трансгрессия сменилась регрессией, которая достигла максимума в середине оксфордаи продолжалась до позднекимериджского времени. К концу позднеюрской эпохи произошло обмеление. В начале раннемеловой эпохи регрессия моря достигла предела, что привело кразмывам и местами к денудации верхнеюрских отложений; появились размывы бортов прогиба и ряда структур внутри него. В конце волжского–начале берриасского веков началось активное поднятиеСибирской платформы и формирование аккумулятивного склона неокомскогопалеобассейна. В барремское время обширной регрессией заканчивается крупный юрско-неокомский трансгрессивно-регрессивный седиментационный цикл. В этовремя практически вся территория исследования представляла собой областьразвития низменных аккумулятивных равнин.В целом для верхнемеловых осадков характерны стратоны, сформировавшиеся в лагунно-континентальных условиях. Регрессия Полярного морского бассейна в маастрихтском веке привела кобразованию аллювиально-озерной равнины. С конца маастрихта в пределах исследуемой территории установился континентальный режим. Осадки сантон-маастрихтского времени долго находились в условиях континентального выветривания, подтверждающегося кристаллами гипса и корочками ярозита на поверхности глин и алевритов, которые образовались вследствие окисления пирита.Палеогеновый мезоцикл.В палеогеновый период территория продолжала развиваться в континентальных условиях.К этому же времени относится, вероятно, последняя активизация Енисей-Хатангского глубинного разлома, являющегося шовной зоной между Восточно-Сибирской и Западно-Сибирской платформами.Плиоцен-антропогеновый мезоцикл.В неогеновое и эоплейстоценовоевремя интенсивные разнонаправленные неотектонические движения продолжались.К концу эоплейстоцена территория характеризоваласьконтрастным рельефом: платообразное низкогорье на югеиплоская денудационно-аккумулятивная равнина на севере.Понижение базисаэрозии привело к расчленению плоскогорья узкими глубокими речными долинами, днища которых располагались на 200–300 м ниже современногоуровня моря.Начало неоплейстоцена ознаменовано заполнением палеодолин, выработанных в предшествующий период и первым оледенением (болгохтохскаяморена). В последующее время наблюдается чередование стадий оледененияи морских трансгрессий.В начале позднего плейстоцена после потепления вновь последовала морская трансгрессия – казанцевская, залившая всю Северо-Сибирскую низменность.Современный структурный план рассматриваемой территории следует рассматривать как результат наложения на зрелую континентальную кору тектонических движений, связанных с позднепалеозойско-раннемезозойским рифтогенезом и мезозойско-кайнозойскими коллизионными процессами. Мезозойско-кайнозойская активизация значительно усложнила структурный план района и привела к окончательному обособлению крупнейших геоблоков – Сибирской платформы и Енисей-Хатангского прогиба.ЗаключениеИзучив геологическое строение разреза, тектонические особенности и историю геологического развития Сибирской платформы, можно сделать вывод, что пермо-триасовая трапповая провинция возникала в результате воздействия крупного плюма на литосферу Сибирского кратона. Центр этого плюма определен Р. Эрнстом иК. Буханом в пределах Хатангского прогиба. Периферические проявления магматизмаудалены от этого центра на расстояние более1500 км, захватывая большую часть территории икратона. На всей гигантской площади провинциисформировались как вулканические толщи, так имногочисленные мощные силлы большой протяженности, а также дайки и кусты трубок взрыва.Траппы по составу соответствуют толеитовым исубщелочным базальтам с геохимическими характеристиками, отвечающими промежуточнымпараметрам между OIB и EMORB. В траппах отмечается относительный дефицит содержания Taи Nb, характерный для базитов зонсубдукции.Однако подобная геохимическая аномалия свойственна ряду провинций траппового магматизмаи объясняется повышенной водонасыщенностью верхней мантии, обусловленной ее предварительной длительной субдукционной переработкой впределах конвергентных границ континентов.С трапповым магматизмом связывают месторождения черных металлов, цветных металлов, драгоценных и поделочных камней[8].Черные металлы - небольшие магнетитовыепроявления, приуроченные к обогащенным железом интрузиям долеритов, атакже к зонам дробления в вулканогенных и осадочных породах и, предположительно, в трубках взрыва.Месторождения цветных металлов – медь, никель, свинец, цинк. Выделено два генетических типа оруденения: существенно медный гидротермальный и медно-никелевый магматический. Граница между ними иногдапроводится достаточно условно. Те проявления, которые расположены непосредственно в интрузивных телах в виде вкрапленности и шлировых обособлений, образуют рудоносные горизонты, имеют несомненную магматическую (вероятно, ликвационную) природу.Драгоценные камни и поделочное сырье – алмазы, хризолиты, хромдиопсиды, горный хрусталь, халцедоны и др.Вполне вероятно, что наряду с известными уникальными месторождениями углеводородного газа на севере Западно-Сибирской плиты существуют месторождения иного генетического типа, обусловленные трапповым магматизмом. Магматические очаги, связанные со сверхнормами, вероятно, сохраняли высокие температуры в течение миллионов лет, о чем, в частности, свидетельствуют относительно высокотемпературные преобразования в надбазальтовой триасовой осадочной толще терригенных пород. Ловушки пермотриаза распространены на Сибирской платформе, под мезо-кайнозойскими образованиями Западно-Сибирской плиты, на Оленекском поднятии Анабарскойантеклизы, под Чатангской впадиной, на Таймыре и в юго-восточной части Карского моря. (с возможным продолжением до Баренцева моря).Все эти районы перспективны для открытия крупных месторождений углеводородов.Формирование ловушки происходило при функционировании многочисленных источников питания базальной магмы, пространственное положение которых определяется корово-мантийными и коровыми разломами.Список использованной литературыБулдыгеров В.В. Геологическое строение Восточной Сибири: учеб. пособие / В. В. Булдыгеров. – Иркутск : Иркут. гос. ун-т, 2007. – 150 с.Васильковский Н.П. Геологическая история Северо-Востока Азии (Сибирская платформа и Верхояно-Чукотская складчатая страна). Наука, Москва, 1981 г., 308 стр.Виленский А.М. Петрология интрузивных траппов севера Сибирской платформы. М.: Наука, 1967. 270 с.Геология и полезные ископаемые России. Т. 3. Восточная Сибирь / Ред. Н. С. Малич. – СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2002. – 396 с.Гусев Б.В., Давыдов В.Ф., Ивлев К.А. и др. Палеомагнитная характеристика траппов Сибирской платформы //Состояние и направление исследований по металлогениитраппов. Красноярск, 1974. С. 125-127.Киселев А. И, Ярмолюк В.В. и др. Пермо-триасовые траппы востока сибирского кратона: К проблеме оценки источников Фанерозойскоговнутриплитногомагматизма. Доклады академии наук, 2014, том 455, № 2, с. 192–198Легенда Норильской серии листов Государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1 : 1 000 000 (третье поколение). Пояснительная записка/ Гл. ред. Н. С. Малич. – СПб., 2004Липенков Г. В., Мащак М. С., Кириченко В. Т., Наумов М. В. и др. Государ-ственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000(третье поколение). Серия Норильская. Лист R-47 – Хета. Объяснительная записка. – СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2018. 464 с.Малич Н.С. Тектоническое развитие чехла Сибирской платформы. – М.: Недра, 1975. – 215 с.Прусская С.Н. Петрология и структурное положение интрузивных траппов запада Сибирской платформы. СФУ, Красноярск, 2008 г., 248 стр.Решения 3-го Межведомственного регионального стратиграфического совещания по мезозою и кайнозою Средней Сибири, Новосибирск, 1978 г. – Новосибирск, 1981. – 91 с.Решения Всесоюзного стратиграфического совещания по докембрию, палеозою и четвертичной системе Средней Сибири, Новосибирск, 1979. Часть I (Верхний протерозой и нижний палеозой). – Новосибирск, 1983. – 215 с