|
Трапповая формация Кивино
расположена на Канадском щите в районе оз, Верхнего. Краткие описания этой
формации имеются в работах Ф.Б. Кинга [73], Е.М. Уилсона [225] и других
исследователей. Возраст формации позднедокембрий- ский. Она залегает
несогласно на подстилающих толщах гурона и охватывает три толщи: нижнюю, состоящую
из конгломератов, кварцитов и аркозов; среднюю, представленную базальтовыми
покровами, которым подчинены риолиты и андезиты, переслаивающиеся с
конгломератами и песчаниками и прорванные пластовыми интрузиями, массивами и
дайками габбро и фельзитов; наконец, верхнюю, снова из конгломератов,
песчаников и глинистых сланцев. Большинство осадочных пород имеет красную
окраску.
Предполагается, что они образовались на суше, хотя
некоторые исследователи считают лавовые излияния подводными. Опорой для
выводов о подводном образовании лав служат их текстуры [375] .Однако Кинг
подчеркивает, что "как лавы, так и осадочные породы сформировались,
вероятно, в наземных условиях, т. е. отложились скорее на суше, чем под
водой" [73, с. 45]. По его представлениям, "в то время, когда
лавовые потоки изливались на поверхность, подстилающая их часть серии Кивино
пронизана различной мощности пластовыми телами основных интрузий. Крупнейшей
из них является габбровый лополит Дулута длиной 220 км и мощностью примерно 15 км, край которого выступает ныне на поверхность вдоль северо-западного
берега о. Верхнего. Восточнее, в Онтарио, меньший по размерам норитовый
лополит образует блюдцеобразный бассейн Садбери. Радиометрические определения
дулутских габбро показывают, что возраст их равен примерно 1100 млн.
лет" [Там же].
Парагенез пород типичен для трапповых формаций:
господствующий тип — базальты, в существенно меньших количествах присутствуют
риолиты и отчасти андезиты. Комплекс вулканогенных пород серии Кивино
сопровождается месторождениями меди, которая встречается в виде цемента в
фельзитовых конгломератах, переслаивающихся с потоками лавы, в
минерализованных пузырчатых брекчированных верхних частях лавовых потоков и в
виде жил самородной меди, арсенидов и сульфидов меди, заполняющих трещины в
породах серии Кивино. Это крупнейшие медные месторождения Канады, которые
разрабатываются непрерывно с 1844 г.
Типичные черты трапповой формации Кивино
определяются: 1) складчатой деформацией слагающих ее пород, происходившей, по
крайней мере частично, во время накопления осадков и лав; 2) расположением
внутри крупного прогиба, среди преимущественно красноцветных пород; 3)
ассоциацией с богатейшими месторождениями меди и, наконец, 4) тесной связью с
крупными дифференцированными пластовыми телами типа лополитов, также
меденосных, но содержащих, кроме того, никелевые руды и платину. Присутствие
подобных дифференцированных интрузий сближает трапповую формацию Кивино с ее
аналогом на Сибирской платформе.
Трапповая формация Индийской платформы относится к
типу сильно расчлененных формаций, сходных с Южноафриканской. Поразительная
по объему излившихся почти единовременно на обширной территории базальтовых
лав вулканическая активность в Индии издавна привлекала внимание многих
исследователей, тем более что возникшие в процессе извержений обширные
горизонтально залегающие покровы и пластовые залежи обладают удивительно
однообразным составом, отвечающим преимущественно толеитовым базальтам. В
Индии эти продукты извержений широко известны под названием траппов
Декана. Им посвящена обширная литература. Обстоятельные
петрографические описания траппов были даны более полувека назад Вашингтоном
[513]. Позднее М.С. Кришнан [85] дал краткий обобщающий очерк траппов Декана.
Различные аспекты проблемы траппов Индии рассматривались Фермо- ром [343],
Матуром [415] и другими исследователями. Общая площадь траппов, по Чаттерджи
[316], превышает 512000 км2 и охватывает территорию, занимающую, как отмечает
Вест [524], 9,5 по долготе и 15 по широте.
Помимо наблюдаемых на поверхности выходов, в настоящее
время установлено значительное распространение погребенных траппов, скрытых
под чехлом третичных отложений в Камбейском заливе и на прилегающей к нему
части суши на глубинах 4000—5000 м [447]. В пределах этого бассейна они занимают
площадь около 35 000 км2 между 21 и 24 с.ш. и 71,5 и 73,5 в.д. На севере
погребенные траппы в пределах Камбейского прогиба достигают р. Банас, но не
распространяются далее в этом направлении. К югу они прослеживаются в
Аравийское море до широты Бомбея и, вероятно, следуют на соединение с
Лакадиво-Керальским грабеном. Во всяком случае, имеются различные данные,
подтверждающие значительное распространение траппов вдоль западного побережья
Индостана на юг. Характерна, в частности, резко увеличивающаяся мощность
траппов близ Бомбейского побережья (1500 м вскрыто непосредственно, но, по оценкам, она достигает 3000 м), быстро уменьшающаяся к востоку. Рэй указывает
наибольшую мощность траппов — 2660 м [449]. По данным отраженной сейсми- ки,
продолжение траппов устанавливается до 18 с.ш., т. е. южнее Бомбея.
Истолкование бомбейских гравитационных аномалий
привело Веста [522] к выводу о том, что вдоль побережья здесь располагается
огромное дайкообразное тело, вероятный источник излияний, распространявшихся
к востоку и западу от него. Бурение в Камбейском прогибе в области побережья
показало, что кровля траппов погружена в устье Нармада на 5200 м, а отдельные скважины вскрыли их в этом прогибе на глубине до 1000 м. Учитывая данные магнитных аномалий и наблюдения над изменчивостью мощностей на поверхности,
были построены [285, 447] схемы изопахит для траппов Камбейского залива, из
которых следует, что наибольшие мощности (свыше 2000 м) характеризуют траппы, залегающие в осевой зоне в районе Ахмадабада и непосредственно к югу от
устья р. Нармада. Предполагается, что прогиб осложнен краевыми разломами, а
также поперечными сбросами, наиболее крупным из которых является следующий
вдоль долины р. Нармады в ЮЗ направлении.
На крайнем востоке главной области распространения траппов
мощность их сокращается у Амаракантака до 200 м, а близ Нагпура она немногим превышает 100 м. Трапповые плато сильно расчленены эрозией,
поэтому можно предполагать, что первоначальная площадь их распространения
превышала современную. Наиболее древняя часть системы трапповых излияний
расположена далеко к востоку от главных полей их распространения в Бихаре
(траппы Раджмахала) и Ассаме (траппы Силета). Предполагается, что траппы этих
двух районов имеют юрский возраст [490], так как подстилают верхнемеловые
отложения, отделены от них перерывом и содержат прослои осадочных пород с
юрской (нижний или средний отдел) флорой. Траппы образуют узкую
широтноориентированиую полосу длиной 60 и шириной 4 км, ограничивающую с юга нагорье Шиллонг. Их наибольшая мощность составляет 550—600 м. Они залегают
на эродированной поверхности докембрийского основания и отделены поверхностью
размыва от перекрывающих отложений верхнего мела — эоцена. На юге пологое
залегание отложений сменяется более крутым, обращенным в сторону обширной
приустьевой депрессии р. Ганга. Таким образом, на юге траппы ограничены
флексурой, переходящей в разлом. Вполне возможно, что траппы продолжаются под
чехлом третичных отложений также к югу от этой флексуры. Во всяком случае, их
залегание строго подчинено изгибу флексуры и в ее пределах наклоны трапповых
пластов резко увеличиваются. В области флексуры и в кристаллическом
фундаменте вдали от нее к северу наблюдаются многочисленные дайки мощностью
от 0,3 до 7 м с простиранием, преимущественно перпендикулярным общей
ориентировке трапповых пластов, которые они повсеместно пересекают. Мощность
покровов обычно равна 5—7 м, поверхность их указывает на принадлежность лав к
типу "аа".
По составу траппы Силета — преимущественно обычные
базальты с ограниченным содержанием щелочных базальтов (нефелиновых
тефритов), риолитов и кислых туфов. Среди фенокрист в базальтах обычны
Лабрадор и авгит, кроме которых может присутствовать оливин. В щелочных
базальтах, отмеченных только в двух покровах, содержатся вкрапленники
диопсида в тонкозернистой массе, состоящей из нефелина, эгирин-авгита,
анальцима (?) и магнетита. Плагиоклаз в них редок. Химический состав
базальтов отвечает толеитовому ряду, в щелочных породах основная масса по
нормативным данным отвечает содержанию 10—12% нефелина.
Раджмахальские траппы [429, 490] в отличие от силетских
распространены в меридиональной зоне, имеющей ширину около 300 км и протяжение свыше 130 км. Мощность траппов Раджмахала тоже около 600 м. Эти траппы залегают не только на до- кембрийском фундаменте, но и на перекрывающих его
отложениях перми и триаса. Края Раджмахальского вулканического поля
ограничены меридиональными разломами. На востоке они перекрыты аллювием.
Отмечается общий слабый наклон базальтовых пластов в сторону Бенгальского бассейна,
вследствие чего предполагается [490], что они представляют лишь небольшую
вскрытую на поверхности часть трап- пового поля, скрытого под мел-третичными
и четвертичными отложениями этого бассейна, сравнительно круто наклоненными,
судя по аэромагнитным и сейсмическим наблюдениям, в глубь последнего. Для
раджмахальских траппов тоже характерны многочисленные дайки базальтов.
Считается, что, как и дайки, сопровождающие силетс- кие траппы, они являются
послелавовыми. Отмечается синхронность излияний и лайковых внедрений с
вертикальными перемещениями, вызванными гидростатическим давлением магмы,
возникающей на глубине вследствие повышения температуры и плавления.
Главные трапповые поля сосредоточены в западной части
Индостана. Наиболее крупными являются обширные плато собственно Декана,
включающие Западные Гаты в Махараштре, а также плато Мальва, отделенное от
первого хребтом Сатпура и реками Нармада и Тапти. К менее значительным
относятся плато п-ова Саураштра и Катиавар на западе и Мадла на востоке. Повсеместно
типично распространение преимущественно толеитовых базальтов. Характерно
расчленение трапповых полей на более или менее резко выраженные отдельные
участки в пределах этих полей , некоторые из них опущены и отличаются
большими мощностями трапповых толщ, другие, наоборот, приподняты и отличаются
малыми мощностями трапповых разрезов. В соответствии с такими особенностями
строения лавовых плато в пределах области распространения траппов наблюдаются
гравитационные максимумы и минимумы.
Трапповые излияния, как и в восточных трапповых полях,
сопровождаются многочисленными дайками, нередко группирующимися в пучки.
Обычная ориентировка даек в западной части трапповых полей вдоль побережья
меридиональная, а в долинах рек Нармада и Тапти — восток-северо-восточная,
так как дайковые серии группируются соответственно вдоль разломов, следующих
аналогичным направлениям. Как предполагал Оден [284], на западе Индии
большинство постлавовых дайковых роев связано с Панвелской флексурой,
ограничивающей на западе трапповое поле Декана и обусловливающей резкое
погружение базальтов в западном направлении под окраинную часть Аравийского
моря.
Оден [284] и Гленни [358], а также Вест [522] считали, что
интенсивные положительные гравитационные аномалии, наблюдаемые вдоль западной
окраины Индостана и вдоль долин Нармада и Тапти, обусловлены поднятием
симатических магм в сиали- ческую кору; предполагается, что это поднятие не
сопровождалось соответствующим топографическим воздыманием на поверхности
коры. Во всяком случае, совпадение положительных гравитационных аномалий с
дайковыми пучками представляется, в общем, очевидным. Помимо дайковых пучков,
в области распространения трапповых полей наблюдаются сравнительно
многочисленные и разнообразные интрузивные тела иного типа: кольцевые дайки,
силлы, лакколиты, штоки, некки, небольшие неправильные массивы и т. д.
Пластовые тела обычно сложены толеитовыми базальтами, тогда как морфология
других интрузивных образований чаще всего свойственна кислым и щелочным
породам, достаточно широко распространенным в пределах трапповых полей.
Выделяется, по крайней мере, две области преимущественного
сосредоточения кислык и щелочных пород среди трапповых полей Индостана: одна
из них — западная прибрежная зона, другая — территория, тяготеющая к долине
р. Нармады и расположенная на п-ове Саураштра, как бы на продолжении к западу
широтной зоны, примыкающей к этой реке. По-видимому, только район Кади к
северу от Камбея стоит несколько особняком по своему пространственному
положению. Среди пород, отклоняющихся по составу от базальтов, сейчас
известны не только кислые и щелочные, но также и ультраосновные. Кислые
породы приурочены преимущественно к западной окраине траппового поля Декана,
что отмечено было ранее многими исследователями [23, 415, 518, 521 и др.]. Небольшое
количество кислых интрузий имеется в низовьях р. Нармады, а на п-ове
Саураштра известна крупная (около 10 км в поперечнике) кольцевая дайка кислых пород в районе Гайрнер Хиллс [486], где она сопровождается габбровыми
породами и обнаруживает черты сходства с аналогичными ассоциациями Шотландии
[487] . Кислые породы обычно встречаются в интрузивных формах залегания;
потоки их сравнительно редки. Тем не менее известны разнообразные фель- зиты,
риолиты, риодациты, обсидианы, пехштейны, деллениты и трахиты, слагающие
отдельные потоки. Отмечено распространение местами игнимбритов и риолитовых
туфов. Такие породы образуют, кроме того, дайки, лакколиты и иные интрузивные
тела. Преимущественно в аналогичных интрузиях встречаются аплиты,
микропегматиты, микрограниты, гранофиры и даже граниты.
Предполагается, что все эти кислые породы возникли в
трапповых полях различными способами [487] : в результате фракционной
кристаллизации и гравитационного оседания минералов ранних фаз образования,
вследствие чего создавался кислый остаточный расплав; путем плавления
сиалической коры под влиянием тепла внедряющейся базальтовой магмы;
вследствие плавления или частичной ассимиляции дотрапповых пород; под
влиянием мобилизации и гидротермального изменения осадочных пород. Соответствующие
примеры, как считает Субба Рао, могут быть указаны в различных участках
трапповых полей.
Щелочные породы в траппах Индии тоже разнообразны
по составу. Среди них известны [485] недонасыщенные базальты, в том числе
оливиновые, анальцимсодержащие и нефелиновые, муджиериты, трахиты, базаниты
анальцимовые и лейцитовые, камп- тониты, мончикиты, эссекситы, тешениты,
лимбургиты, тингуаиты псевдолейцитовые и нефелинсодержащие, лампрофиры,
сиениты, нефелиновые и нефелинсодалитовые сиениты, а также ийолиты. Все эти
породы встречаются в виде даек и изредка образуют покровы (оливиновые
базальты, лимбургиты, анальцимсодержащие базальты, трахиты) . Субба Рао
подчеркивает малую вероятность образования щелочных пород из
первично-щелочной оливин-базальтовой магмы и приводит ряд доводов,
подтверждающих возможность их образования вследствие диссоциации полевых
шпатов в присутствии летучих компонентов, в результате щелочного метасоматоза
и в особенности в связи с синтексисом известняков, ксенолиты которых,
подвергшиеся резорбции, наблюдаются в ряде случаев в щелочных породах и
базальтах. Высказанные ранее Субба Рао взгляды [484], поддержанные другими
исследователями [525 и др.], по которым предполагалось возникновение щелочных
пород из магматических очагов, обособившихся вдоль зон разлома, он считает в
более поздней работе [485] мало правдоподобными. По его мнению, такие
предположения не объясняют причин изменчивости состава щелочных пород вдоль
этих зон.
Среди щелочных пород трапповых полей особое место
занимают карбонатитово- щелочные комплексы Гуджарата [489]. В этом районе
развиты карбонатиты и сопутствующие им породы, а также долериты, базальты,
пироксениты, тингуаиты, кампто- ниты, керсантиты, ийолиты и
плагиоклаз-кальцитовые породы. В большинстве случаев породы образуют дайки
или некки. Карбонатиты представлены альвикитами и бефорси- тами. В бефорситах
содержатся флюорит, кварц, барит и пирохлор. Имеются дайки карбонатитов с
сидеритом, кальцитом, апатитом и кварцевыми агрегатами, а также гематитом. В
плагиоклаз-кальцитовых породах обычно обнаруживается реликтовая структура
базальтов. Возраст щелочно-карбонатитового комплекса датируется цифрами 37,5
± 2,5 млн. лет (конец эоцена) , тогда как базальтовая магма, как указывают
Сукесвала и Авазия [489], формировалась в интервале 70 ± 5 — 55 ± 4 млн. лет.
Образованию карбонатитов сопутствовали, как считают эти исследователи,
процессы фени- тизации базальтов щелочными растворами.
В трапповой серии на западе Декана известны пикритовые
базальты, изученные в системе покровов, расположенных в районе Игатпури в
штате Махараштра [424]. Такие породы с содержанием полевых шпатов менее 30%
представлены тремя разновидностями: океанитами с обильным оливином в
фенокристах и полным или почти полным отсутствием авгита, анкарамитами с преобладанием
в фенокристах авгита по отношению к оливину и мирмекитовыми пикритовыми
базальтами; в последних наблюдается умеренное количество небольших фенокрист
оливина; мощность отдельных покровов пикритовых базальтов варьирует от 8 до 25 м.
Траппы Индии в настоящее время хорошо изучены в
геохимическом отношении. Все они относятся к ряду толеитовых базальтов, хотя
имеются соображения, указывающие на отсутствие резких различий между
толеитовыми и оливиновыми базальтами, а также данные о распространении в трапповых
полях Индии не только толеитовых, но и оливиновых базальтов [317, 475].
В заключение следует привести сведения о возрасте траппов
Индии. Он считается меловым до эоцена или низов олигоцена для главных
трапповых полей запада, тогда как для восточных полей, как выше уже
отмечалось, установлен более древний, скорее всего юрский, возраст траппов.
Во всяком случае, известно, что на востоке (район Силета и Раджмахала)
верхнемеловые отложения залегают на траппах, а на западе (главные поля)
траппы лежат на меловых отложениях. Однако на западе же, в Камбейском
прогибе, траппы погребены под мощной толщей третичных отложений, возраст
которых по фауне, найденной в пробах, извлеченных буровыми скважинами,
определен в рамках верхний палеоцен — эоцен; под слоями с такой фауной
расположен отделенный перерывом маломощный слой "трапповых вакк",
который может относиться к нижнему палеоцену. Этот лишенный фауны слой
залегает на траппах, также отделяясь от них перерывом. Таким образом, внутри
Камбейского прогиба и на его окраинах залегающие в кровле траппов слои не
синхронны; хронологические различия лежат в пределах верхний палеоцен (внутри
прогиба) — средний эоцен (края прогиба) . Так как в основании траппов на
западе залегают меловые отложения, относящиеся к низам верхнего отдела, то
можно считать сравнительно строго установленным стратиграфическими
построениями возраст главных трапповых полей Индии поздневерхнемело- вой —
раннетретичный. Тем не менее необходимо учитывать более древний, скорее всего
юрский, во всяком случае, несомненно доверхнемеловой возраст траппов на
востоке, вследствие чего следует, по-видимому, ограничивать интервал времени,
отвечающий периоду трапповых излияний, более широкими рамками, лежащими в
пределах от юры до раннего палеогена.
По палеомагнитным данным [441], в области западных
трапповых полей могут быть выделены четыре группы трапповых излияний. Первая
группа отвечает позднему мелу (70—75 млн. лет) .вторая — концу позднего мела
или началу палеогена (65 млн. лет) , третья — раннему палеоцену и эоцену (60
млн. лет), четвертая — позднему эоцену (около 40 млн. лет) . Эти определения
нуждаются в контроле, который может быть проведен по результатам изотопных
датировок.
Кроме молодых траппов, в Индии известны и более древние,
возникшие, по-видимо- му, в рифее; эти древние траппы распространены
ограниченно и выявлены среди отложений куддапахской серии. Крупные
дифференцированные пластовые интрузии в Индии пока неизвестны.
|