|
Трахибазальтовые
формации могут быть рассмотрены на примере верхнепалеозойских вулканогенных
пород плато Клайда в Шотландии, аналогичных девонских пород Минусинского
прогиба на юге Сибири, а также четвертичных лав Аравийского полуострова и
Эфиопии.
Во всех этих районах вулканогенные формации
стратифицированы и чередуются с осадочными породами. Их отличительной чертой
является постоянное сочетание базальтов и отчасти андезитов с
трахибазальтами, трахиандези- тами и щелочными породами, такими, как
фонолиты, тералиты, тешениты и т.п. Первоначально предполагалось, что
вулканогенные породы плато Клайда могут быть отнесены к типу платобазальтов,
но затем выяснилось, что они обладают более или менее резко выраженным
щелочным составом.
Трахибазальтовая формация плато Клайда в Шотландии описана
Гики [351], позднее — Макгрегором [412], уточнившим как геологические данные,
так и сведения о составе вулканогенных пород. Эта формация расположена в
области Мидленда и сосредоточена в верхней части разреза девонских
красноцветных отложений, среди которых залегают пластовые интрузии,
принадлежащие корневым зонам более поздних каменноугольных и пермских лавовых
и туфовых накоплений, образующих обширное плато, в котором лавы и туфы
чередуются с прослоями песчаников и алевролитов. Толще верхнепалеозойских
осадочных пород подчинены угольные прослои.
Главная масса вулканогенных пород представлена оливиновыми
базальтами, отчасти также трахибазальтами (муджиеритами), трахиандезитами,
трахитами и риолитами. Сопровождающие их~пластовые залежи, лакколиты, куполы
и дайки корневых зон имеют состав, либо сходный с тем, который характерен для
покровов и туфов, либо несколько более щелочной (тешениты, базаниты,
мончикиты, фонолиты и фонолитовые трахиты, рибекитовые фельзиты и т.п.) . Эти
более щелочные породы в большинстве случаев относятся к поздним проявлениям
вулканической деятельности. Заключительные излияния (по Макгрегору, пермского
возраста) наряду с оливиновыми базальтами содержат лавы анальцимовых и
нефелиновых базанитов, а также нефелиновых мончикитов ("нефелиновых
базальтов") . В некках имеются обломки карбонатизированных перидотитов,
щелочных полевых шпатов, авгита, роговых обманок и других минералов. Общая
мощность вулканогенного разреза достигает в этом районе 1000 м.
Некоторые из слагающих вулканогенную толщу лав изливались
на краю лагун и поэтому приобретали подушечное строение. Тем не менее в
большинстве случаев потоки изливались на низменном побережье в
континентальных условиях, вследствие чего местами обнаруживается даже
латеритное выветривание пород и образование бокситовых глин. Излияния лав
чередовались с эксплозиями, особенно во время извержения трахитовых лав.
Среди пластовых интрузий трахибазальтовой формации плато
Клайда имеются дифференцированные тела. По Тиррелю [495, 496], наиболее
классическим их примером может служить тешенито-пироксеновый силл Лугара в
Эршире. Вертикальный разрез этого силла, вскрытый скважиной на протяжении 50 м, представлен (сверху вниз) : тешенитами, затем оливиновыми тералитами, содержащими обособления
тералитов, богатых нефелином (лугариты) ; далее следуют меланократовые
оливиновые тералиты с анальцимом, нормальные оливиновые тералиты, переходящие
в пикрит-тералиты, роговообманковые пикриты, роговообманково-авги- товые
перидотиты, пикротешениты и тешениты. Общее увеличение количества оливина в
основании залежи и увеличение удельного веса пород в том же направлении
свидетельствуют, по Тиррелю, о значительной роли гравитационной
дифференциации в процессе образования этого сложного пластового тела.
Трахибазальтовая формация Минусинского прогиба
на юге Сибири изучена наиболее полно автором [115]. По его данным, эта
формация, имеющая возраст нижний девон — Эйфель и тесно связанная с
терригенными красноцветными отложениями, охватывает не только систему
преимущественно базальтовых лабра- дор-порфиритовых и отчасти
плагиопорфировых покровов, но также пластовые залежи, дайки и штоки более
разнообразного, в частности щелочного, состава и, следовательно, корнями
своими уходит в глубокие зоны земной оболочки. В строении этой формации
принимают участие долериты и метадолериты (диабазы), базальты и метабазальты
(диабазовые порфириты), андезиты и метаандезиты (андезитовые порфириты),
плагиопорфиры, тешениты, берешиты, горячиты и другие щелочные породы, а также
пирокластические и шлаковые образования и гидротермалиты.
К краям прогиба количество осадочных пачек в разрезе
формации уменьшается, они становятся более грубыми и содержат обломочный
материал, представленный породами, залегающими в фундаменте Минусинского
прогиба. Присутствие этих пород в виде галек и обломков в базальных
конгломератах формации указывает на то, что корневые зоны вулканов, давших
многообразные продукты извержений, располагались на окраинах прогиба, где
были приурочены к крупным глубинным разломам, ограничивающим прогиб на
западе, востоке и на юге.
Трахибазальтовая формация Эфиопского (Абиссинского)
нагорья и смежных территорий принадлежит к тому же ряду
стратифицированных формаций, что и две рассмотренные выше, но резко отличается
от них молодым возрастом. Наиболее древние ее слои предположительно относят к
верхнему мелу — палеогену и называют "группой Ашанги", более
молодые — к неогену и именуют "группой Маг- дала".
Посленижнемеловой возраст определяется налеганием формации на различные
горизонты нижнемеловых осадочных толщ, которые они срезают, переходя на
подстилающие слои юрских отложений и прямо на кристаллический фундамент.
Вулканогенные породы Ашанги представлены преимущественно базальтами, которым
подчинены немногочисленные и маломощные пачки осадочных пород. Сравнительно
молодая толща Магдала более насыщена пачками бурых песчаников и черных и
белых глинистых пород. В ее составе, помимо базальтов, имеются трахиты,
трахиандезиты, риолиты, отмечены бостониты, фонолиты и авгититы. Толщи Ашанги
и Магдала обычно объединяют под названием трапповой свиты и считают, что они
образовались соответственно в верхнемеловое и третичное время.
Кроме трапповой, выделяют еще аденскую свиту, состоящую из
пантеллеритов, натровых риолитов, комендитов, трахитов (обычных и натровых),
дацитов и залегающих в верхней части разреза оливиновых базальтов. В этой
свите известны также фонолиты. Время образования пород свиты, заполняющих
рифтовые долины, четвертичное, причем извержения лав продолжались вплоть до
настоящего времени.
Сложно построенная трахибазальтовая формация Эфиопского
нагорья охватывает огромные территории в Эфиопии и распространяется также на
Сомали, на противоположный берег Красного моря. Общая площадь, на которой
встречаются породы этой формации, превышает 0,5 млн. км2, а мощности
изменчивы и местами достигают 3500 м. По направлению на юг, к рифтовым
долинам, расположенным в области Великих Африканских разломов, в системе
впадин, окаймляющих плато оз. Виктория с запада и востока, площади, занятые
вулканогенными толщами, продолжающими трахибазальтовую формацию, сокращаются.
От нее сохраняются, по-видимому, только наиболее молодые лавовые серии, более
или менее разобщенные. Таким образом, намечается переход от рассмотренного
типа стратифицированных формаций к нестратифицированным. Одновременно
меняется и состав лав. Существенное значение приобретают калиевые лейцитовые
лавы, а не обычные щелочные натриевые, а также и карбонатиты.
Общие особенности трахибазальтовых формаций определяются
их принадлежностью к ряду стратифицированных базальтовых формаций. Как и
обычные трапповые, эти формации образуются в континентальной обстановке, но в
местности, которая по временам, как, например, на плато Клайда или в
Минусинском прогибе, могла затопляться морскими водами и представлять собой
систему лагун.
Внешние черты сходства трахибазальтовых формаций с
трапповыми обращали на себя внимание, поэтому плато Клайда
первоначально считали одним из примеров трапповых полей, так же как среди
базальтовых полей Эфиопского нагорья выделяли трапповую свиту, а в
Минусинском бассейне пытались выделить самостоятельный базальтовый комплекс
траппового типа интрузий. Между тем отличительные черты трахибазальтовых
формаций выявляются при внимательном геологическом и петрографическом
изучении пород, позволяющем установить тесную связь обычных базальтов этих
формаций с натриевыми щелочными породами, а также щелочной эссексито- вый
характер самих базальтов. Трахибазальтовые формации не вполне симметричны.
Асимметрия, связанная со сменой пород трахибазальтового ряда более кислыми по
направлению с запада на восток при общем меридиональном удлинении поля
распространения пород формации, достаточно определенно выражена в Минусинском
прогибе. На Эфиопском нагорье асимметрия аналогичной формации прослеживается
по фациаль- ной смене ее в южном направлении калиевыми щелочными породами
трахибазальтового ряда, принадлежащими нестратифицированной калиевой щелочной
формации.
Типично общее положение рассматриваемых формаций в
геологической структуре. На плато Клайда и в Минусинском прогибе они
размещаются на каледонском основании (от которого отделены резким угловым
несогласием) внутри наложенных межгорных прогибов. Впрочем, возраст формации
в Минусинском прогибе девонский, тогда как на плато Клайда —
верхнепалеозойский.
Предполагается, что данная формация в Минусинском прогибе
образовалась вследствие обрушения осевой зоны обширного свода, возникшего в
ордовике и силуре на юге Сибири. В таком плане обнаруживается известная
аналогия этого прогиба с Ара- вийско-Нубийским сводом, в центральной части
которого возникла впадина Красного моря, а на юго-западе — обширное поле
распространения пород трахибазальтовой формации. Важно отметить, что в данном
случае, когда речь идет об Аравийско-Нубий- ском своде, не вызывает сомнений
платформенное происхождение трахибазальтовой формации. В Минусинском прогибе
аналогичная формация возникла, вероятно, в начальные стадии развития
осадочного платформенного чехла на древнекаледонском основании.
По-видимому, сходными были условия накопления
трахибазальтовой формации и на плато Клайда в прогибе, заложившемся на
позднекаледонских складчатых структурах. На Африканской же платформе
трахибазальтовая формация возникла после того, как прошел почти 600-миллионный
интервал времени, отделяющий ее от момента заложения осадочного чехла.
Таким образом, время образования трахибазальтовых формаций
определяется не возрастом складчатого фундамента, на котором они возникают, а
некоторыми общими деформациями земной коры, вызывающими коробление обширных
ее участков и возникновение впадин и прогибов. Эти общие деформации могут,
по-видимому, происходить в разное время и локализоваться на различных
территориях в зависимости от возникающих конкретных структурных условий.
|