Etapas básicas de formación de base de plataforma.
La opinión generalizada actual es que la corteza primitiva más antigua pertenece a la antigua plataforma formada hace 3.500 millones de años en la mayoría de los continentes modernos, y sus componentes son granodiorita y diorita de cuarzo (indolita) o diorita. . Para estas rocas, se usa comúnmente un nombre común: gneis gris, que ha sido aclarado por el basamento del cinturón de piedra verde arcaico en Taichung, América del Norte, Groenlandia, Sudáfrica, India y Australia. Los gneis paleoarqueanos y los gneis graníticos del sótano de la plataforma de Europa del Este son comparables. Además del macizo de Murmansk, el basamento del Mar Blanco y los cinturones de piedra verde de Carelia, el enorme cinturón a lo largo del río Dnieper en el escudo ucraniano y la anomalía magnética de Kursk, en la parte oriental de la plataforma rusa se encuentran antiguos gneis de plagioclasa ( Complejo Nurrak). El llamado gneis gris se refiere a un complejo volcánico-plutónico metamórfico, neutro o de base media (roca menos metasedimentaria) en fase anfibolita, a diferencia de las rocas magmáticas posteriores con composiciones similares, sus contenidos de aluminio, calcio y sodio son relativamente altos en potasio y. bajo en potasio. Las rocas conocidas como gneis grises se pueden clasificar según su composición (desde granodiorita hasta diorita), origen y edad (de Arcaico a Arcaico). Casi al mismo tiempo que el gneis gris sufría metamorfismo de media presión, en las profundidades se formaban condiciones metamórficas de rocas en fase granulita con alta presión y alta temperatura, y las rocas profundas del Arcaico o Proterozoico se elevaban a la superficie.
Las rocas del basamento arcaico (de 3.500 a 2.600 millones de años) se pueden dividir en varios tipos principales, lo que muestra la falta de homogeneidad de la estructura de la corteza superior, la composición del material y la etapa de desarrollo.
El primer tipo es el granito de plagioclasa y el granito de plagioclasa, que contienen gneis de plagioclasa, esquistos cristalinos raros y anfibolita de plagioclasa (macizo de Mormank). Es concebible que se formaran por granitización regional de la protocorteza (protocontinente) de gneis gris arcaico.
El segundo es el cinturón de piedras verdes, que se desarrolla en depresiones estrechas y profundas sobre antiguos gneis grises. Consiste en rocas volcánicas con componentes de rocas básicas y ultrabásicas epimetamórficas específicas de arcaicos (komatita), rocas volcánicas con componentes de andesita y dacita, y sedimentos terrígenos y ferruginosos. El proceso de desarrollo del cinturón de piedra verde comienza con el plegamiento y la deformación de los sedimentos, luego la base de gneis se granitiza fuertemente para formar granito sódico y finalmente termina con granito metamórfico a base de potasio, con algunos granitos rompiendo la depresión del cinturón de piedra verde y deformándose. El cinturón de piedra verde se formó en el Arcaico (pre-Dnieperiano) o Neoarcano, pero la granitización regional se produjo al final del Arcaico (hace 2.700 millones de años). El cinturón de piedra verde se combina con el basamento de gneis granítico adyacente para formar un área de cinturón de piedra verde de granito, que suele tener casi forma de artesa. La zona de granito y piedra verde (Karelia, Belmirkovsk, costa del Dnieper, cinturón de Kursk) tiene cientos de kilómetros de ancho.
El tercer tipo es una roca epicrustal de capas gruesas, principalmente gneis, seguida de anfíboles, cuarcitas, conglomerados metamórficos y ferrocuarcitas, que llenan una capa de varios cientos de metros de depresiones anchas y gruesas (cinturón de Kola central y meridional, Volyn meridional). -Potoska, Kirovgrad y zonas costeras occidentales del Mar de Azov). Estos complejos están compuestos por rocas volcánicas metamórficas ácidas y básicas, intercaladas con rocas sedimentarias, y son principalmente materiales terrígenos. Los sedimentos pueden haber provenido de áreas adyacentes, y se reconoce la retrogradación temprana de facies de granulita de presión media y tardía de facies de anfibolita. Basado en la estructura Arcaica y el desarrollo de la Plataforma Rusa, el gneis granítico de la Plataforma Rusa probablemente sea similar a este tipo, pero difiere de estructuras similares en la Zona del Escudo en términos de la intensidad de la modificación térmica posterior.
La cuarta categoría es el complejo de gneis y anfibolita de estrato grueso, que está compuesto por rocas volcánicas, principalmente lava básica (Grupo del Mar Blanco). La acumulación de este tipo de complejo (al igual que el tercer tipo) se produjo básicamente en la Era Arcaica, y desde entonces ha sufrido muchas transformaciones y deformaciones metamórficas.
El quinto tipo no ha sido estudiado hasta ahora y se caracteriza por muchos cinturones lineales alargados de 200 a 300 km de ancho, que se encuentran en la plataforma rusa, con estrechos materiales magnéticos débiles en el medio. Se especula que este tipo de antiguo complejo de gneis de plagioclasa de basamento (complejo de Nurlak) fue tensado y fracturado en la Era Arcaica, formando estas depresiones estrechas y grietas extensionales, que fueron rellenadas por rocas volcánicas líticas básicas-ultrabásicas y llenas de peridotita y gabro. , Se inyectaron plagioclasa y granito de plagioclasa, y el cinturón lineal al final del Arcaico se extruyó para formar cuñas, losas y rocas compuestas de rocas en fase granulita de presión media y alta. Este proceso pudo haberse repetido durante el Paleoproterozoico. Un ejemplo es el cinturón de granulita de Laponia-Kolvets, que se extiende hacia el norte, concretamente los cinturones lineales de Ahangelsk y Kandalar-Tangko en la base de la plataforma. Esta zona granulítica probablemente se formó por compresión durante el Paleoproterozoico.
La mayoría de los complejos arcaicos (excepto el cinturón de piedras verdes) se caracterizan por un metamorfismo de múltiples etapas, comenzando por un metamorfismo progresivo (que llega a la fase de granulita), formado durante su hundimiento, y luego. El metamorfismo retrógrado de la fase de anfibolita puede ir acompañado de múltiples deformaciones estratigráficas arcaicas. La granitización regional se produjo al final del Arcaico, con el resultado de que la mayoría de los cuerpos de granito de plagioclasa hipermetamórficos del complejo de migmatitas aparecieron en la plataforma, y luego (pero no en todas partes) aparecieron granitos de microclina de plagioclasa. Este proceso está relacionado con la primera actividad magmática que trajo grandes cantidades de potasio a la corteza superior. La granitización aumentó el volumen de la corteza arcaica, que tenía una alta plasticidad y una reología uniforme en condiciones de alta temperatura y alta presión hidrostática de la roca. Debido a la falta de homogeneidad lateral del calentamiento y al flujo ascendente de materiales, se forman estructuras de cúpula diapírica circulares y elípticas de diferentes tamaños en el plano (según лии salop, levantamiento elíptico o cúpula de gneis granítico), que están formadas por cúpulas estrechas sinclínicamente. separados, complicados por deformaciones menores.
Uno de los principales factores en el profundo metamorfismo de múltiples etapas de las rocas Arcaicas son las altas condiciones térmicas, y el flujo de calor en las rocas Arcaicas es mayor que en períodos posteriores. A principios de la Era Arcaica, la superficie de la Tierra estaba rodeada por una atmósfera densa. V.i. Shuldner y otros creen que la temperatura atmosférica puede alcanzar los 300 ~ 500 ℃. Durante el período Arcaico-Paleoproterozoico, la temperatura de la corteza terrestre en su conjunto disminuyó gradualmente. Esto está estrechamente relacionado con el hecho de que casi todas las rocas de la corteza superior han sufrido diversos grados de metamorfismo. Obviamente, las rocas regionales de fase granulita solo aparecieron ampliamente en el Arcaico, mientras que las rocas de fase anfibolita e incluso de fase esquisto verde aparecieron en el Neoarcano. Al mismo tiempo, las rocas metamórficas de anfibolita a menudo se superponen a rocas que experimentaron un metamorfismo temprano en la fase de granulita. Sin embargo, la disminución general de las condiciones térmicas en las profundidades de la Tierra a menudo se complica por aumentos ocasionales en el flujo de calor. Actualmente se caracteriza por características globales: el metamorfismo de la fase granulita ampliamente desarrollado al final del Eón Arcaico (hace 2.600 millones a 2.700 millones de años) condujo a una granitización a gran escala, acompañada de potasio que se transportaba desde el manto a la corteza superior o redistribuido dentro de la corteza, con la región El metamorfismo primario o superpuesto (metamorfismo retrógrado) ocurre dentro.
Otro factor en el metamorfismo regional arcaico fue la alta presión. Si la transformación metamórfica de la roca alcanza la fase anfibolita, es posible que haya ocurrido bajo una presión de 2×108 ~ 5×108 Pa, y la profundidad debería ser de 6~15 km hoy. La fase de granulita requiere una presión de 5×108 ~ 8×108 Pa o incluso 10×108Pa, y la profundidad actual es de 15~30 km. Dado que el metamorfismo regional de la fase de granulita está ampliamente distribuido en el sótano superior de la plataforma de Europa del Este (especialmente la plataforma rusa), se puede inferir que ha experimentado un profundo hundimiento y metamorfismo desde su formación, y luego experimentó un gran levantamiento. Al mismo tiempo, la denudación provocó que los estratos Arcaicos (y parte del Proterozoico) se redujeran entre 15 y 20 km. Esta suposición no es muy confiable. Por lo tanto, algunos científicos creen que la gravedad de la Tierra era mayor en el Arcaico que en los tiempos modernos, y que las presiones necesarias para metamorfosear las rocas a la fase de granulita pueden haber ocurrido a profundidades más pequeñas. Cuando la profundidad era menor que hoy, el Arcaico había alcanzado la temperatura requerida para el metamorfismo de la fase granulita (750 ~ 800°C), y el valor de la gravedad era mayor. Solo se puede suponer que el tamaño de la Tierra Arcaica era menor y que la densidad promedio aumentó manteniendo la misma masa (ф. п. Mitrovan, ка. Shulkinе. Por lo tanto, el diámetro de la Tierra puede haberse reducido en un 25% ~ 30 %, y la gravedad aumentará entre 1,5 y 2 veces. Por lo tanto, la profundidad requerida para el metamorfismo de la fase de granulita no es de 15 a 30 km, sino que puede ser equivalente a 10 a 20 km o incluso a 7,5 a 5 km. La suposición debe ser suficiente.
Aunque la forma de las estructuras arcaicas está relacionada en gran medida con su estado plástico, el estado plástico está determinado por el intenso calentamiento de las profundidades de la Tierra.
Durante su formación, los movimientos tectónicos mutuos entre diferentes rocas de la corteza terrestre jugaron un papel decisivo, tanto en sentido vertical (cuarcita, arenisca metamórfica y conglomerado metamórfico están presentes en una serie de perfiles) como en sentido horizontal. La morfología estructural lineal y el paralelismo de los cinturones de piedra verde arcaicos en algunos cinturones de piedra verde grandes pueden explicar el hundimiento durante la deposición y la intensidad de la actividad volcánica en los valles del cinturón de piedra verde. Están sujetos a estiramiento transversal y son dañados por una serie de fallas de estiramiento longitudinal a lo largo de las cuales se desarrollan depresiones lineales o fisuras. Por el contrario, al final del desarrollo de las vaguadas de piedra verde se produjo una compresión lateral, provocando el plegamiento de las rocas volcánicas sedimentarias que las llenaban. Algunos científicos (аф Greyev, всс Fedorov) creen que esto está determinado por la extensión delante de la artesa de piedra verde y la descarga y consolidación de materiales durante el proceso de granitización. Los autores creen que debido a la compresión, el ancho total de todo el cinturón de granoverdes en el área disminuyó.
Los contornos en forma de franjas o lenticulares de las principales zonas tectónicas Arcaicas en el escudo y el basamento de la plataforma rusa, así como las interfaces estructurales casi paralelas, indican la existencia de movimientos horizontales Arcaicos. Las rocas volcánicas y los cuerpos de rocas básicos-ultrabásicos se distribuyen en sistemas de cinturones lineales arcaicos dentro del rango de plataformas y están relacionados con la extensión horizontal del basamento. Entre ellos, la distribución en forma de franja de las facies de granulita metamórfica se debe a la extrusión y extrusión hacia arriba de placas de material profundas locales en la zona lineal.
Paleoproterozoico (3.600 millones a 165 millones de años). Al final del Arcaico, una intensa granitización se extendió a la mayoría de las áreas de la plataforma, provocando que la corteza continental original formara una corteza continental madura más gruesa. Los estados térmicos fueron generalmente más bajos en el Proterozoico en comparación con el Arcaico. Es obvio que la temperatura de la superficie (cerca de la actual) y el flujo de calor promedio han disminuido, pero la disminución del estado térmico es compleja y cambiará en ondas debido al aumento térmico a corto plazo, el más fuerte de los cuales es 65.438+0.9 mil millones. ~ La corteza superior se calentó hace 65.438+80 millones de años. La Era Arcaica (especialmente la Era Arcaica) mostró una alta fluidez (alta actividad - лии salop) en todas partes. Las rocas cercanas a la superficie de la corteza tenían una alta plasticidad y una alta reología y. pequeñas formas estructurales. Es extremadamente complejo, con un plano muy curvado, tendencias extremadamente inestables y fallas grandes relativamente poco desarrolladas. Sin embargo, la estructura de diferentes partes de la plataforma Paleoproterozoica se volvió muy diferente. En la zona activa, la deformación tiene características lineales obvias y, al mismo tiempo, los pliegues lineales se intensifican significativamente y, a menudo, están fuertemente comprimidos (hasta pliegues isométricos). De manera relacionada, bajo condiciones de compresión horizontal, aparecieron muchas fallas inversas y fallas de cabalgamiento. Además de las zonas activas complejas, en algunas áreas sobre el basamento Proterozoico y Arcaico comenzaron a formarse complejos de plataforma-cubierta in situ gruesos y débilmente deformados.
La historia paleoproterozoica de la plataforma de Europa del Este se puede dividir en tres etapas: 2.6 mil millones a 2.2 mil millones a 2.3 mil millones de años, 2.2 mil millones a 300 millones de años a 65.438+0.8 mil millones de años a 65.438+0.9 mil millones de años , Desde hace 65.438+80 millones de años hasta hace 654,38+60 millones de años, se produjeron condiciones tensionales en la primera y segunda etapa, y se desarrollaron diferentes tipos de depresiones y depresiones profundas. En muchos casos, el hundimiento va acompañado de una intensa actividad volcánica; al final de la segunda etapa, se produce una deformación por compresión (pliegue de Riffin) y se desarrolla ampliamente el plutonismo granítico y el metamorfismo regional. La tercera etapa (período gótico) se caracterizó por una mayor estabilidad estructural en la mayoría de las áreas de la plataforma, principalmente debido al ascenso general de la plataforma y la homogeneización de eventos térmicos en grandes áreas. Sólo en la parte occidental de la plataforma la corteza se ha visto afectada por eventos tectonotérmicos que muestran el desarrollo de complejos vulcano-plutónicos individuales y la regeneración de rocas basales de edad radioisotópica.
A partir de su composición, tectonomagmatismo y características paleoproterozoicas, es posible identificar las zonas con mayor actividad, mayor hundimiento y mayor deformación en un área extensa. Aparte del hundimiento y la deformación local, son muy similares a los geosinclinales neoproterozoicos y tienen características similares a las plataformas primitivas neoproterozoicas y fanerozoicas. Sin embargo, desde la perspectiva de la actividad, deformación, intensidad de la actividad magmática y metamorfismo, la plataforma original del Proterozoico supera con creces el área de la plataforma Neoproterozoica. El área geosinclinal original y las depresiones adyacentes se rellenaron con deformaciones complejas en el Paleoproterozoico, y el área de la plataforma original pertenece básicamente al área de levantamiento principal del basamento. Al noroeste y suroeste de la plataforma se encuentran los anticlinales del Escudo Báltico, el Escudo Ucraniano y la Plataforma Voronezh y sus pendientes. La mayor parte del basamento de hundimiento de la plataforma rusa (las partes central y oriental de la plataforma) es el área de la plataforma original, y no se han encontrado depresiones amplias y profundas del Proterozoico en esta área. Por lo tanto, existen varias especulaciones sobre las etapas evolutivas y las características estructurales de las áreas estructurales básicas de la Plataforma de Europa del Este, a saber, su escudo (y su anticlinal adyacente de la Plataforma Horonieri) y muchas estructuras Proterozoicas (anteriormente Proterozoicas) de la Plataforma Rusa y. plataforma in situ).
La base de la plataforma de la zona geosinclinal Paleoproterozoica se produce en la amplia (distancia transversal cercana a mil kilómetros) zona subequiaxial de Riffin, la estrecha (cientos de kilómetros) zona este de Voronezh y el cinturón de Osny. en plena costa del mar de Azov y al borde del escudo ucraniano. La posición estructural y la relación de la Zona Margen del Escudo Ucraniano con las regiones de Ryfen y Voronezh Oriental aún no están claras, pero no hay duda de que estos geosinclinales estaban rodeados, o incluso cerrados, por áreas de plataformas ortotópicas. El alcance y el área del geosinclinal in situ del Proterozoico es mucho menor que el del geosinclinal fanerozoico. Los materiales de relleno de la depresión de la vaguada in situ son rocas sedimentarias, principalmente materiales terrestres, incluido el flysch (zona de Voronezh oriental, zona de Shwefen oriental) y rocas volcánicas sedimentarias (zona interior de la zona de Shwefen, zona media a lo largo del Mar de Azov, Zona Osny) . Al mismo tiempo, aparecen rocas volcánicas en la parte superior de su perfil. Relativamente hablando, se pueden comparar con las zonas geosinclinal y eugeosinclinal del geosinclinal fanerozoico, correspondientes a la zona protogeosinclinal y la zona protogeosinclinal. En la sección de la zona geosinclinal superior original, las rocas volcánicas ácidas están ampliamente desarrolladas, pero falta el conjunto de ofiolitas, lo que se considera un signo de la existencia de la zona de la corteza oceánica. Por lo tanto, especulamos que él y el protogeosinclinal se desarrollaron a partir de la corteza continental, pero fueron más delgados y destruidos por rocas magmáticas.
Las características del área protogeosinclinal del Proterozoico y del área protogeosinclinal entre cratones estrechos son: la segunda fase del Proterozoico (2,2 mil millones ~ 190 millones a) tuvo el hundimiento más fuerte, con la etapa de rift plegamiento Deformación y relleno El metamorfismo regional de la fase anfibolita o epidota termina y las intrusiones plutónicas ácidas están ampliamente desarrolladas. Está relacionado con la reactivación del basamento de gneis granítico arcaico bajo intensas condiciones de calentamiento en la corteza superior, acompañado de la introducción de potasio.
En la depresión lineal y la zona exterior del geocanal original, las estructuras de pliegue en el área de Refen se extienden a lo largo del rumbo, mientras que la orientación del área de Refen cambia, lo que puede deberse a la deformación general del granito. Domo causado por diapiros profundos. En resumen, el geosinclinal in situ del Proterozoico es menos intenso que el geosinclinal fanerozoico, aparentemente porque está menos comprimido horizontalmente que el geosinclinal fanerozoico.
Actualmente, existen plataformas in situ en áreas donde las plataformas carecen de zonas de vaguadas in situ proterozoicas. Todo el Paleoproterozoico fue una etapa de cratonización larga y compleja en estas áreas, es decir, el basamento metamórfico se consolidó gradualmente y pasó a características de plataforma antigua. Esta etapa principal se puede dividir en tres etapas. La tercera etapa es equivalente a la etapa gótica y se puede dividir en dos tipos de plataformas primitivas: el primer tipo de plataforma primitiva se caracteriza por depresiones de falla estrechas y profundas y depresiones de graben (primera y segunda Etapa), depresiones de eje corto (etapas 2 y 3) y zonas de levantamiento adyacentes. Estas plataformas se distribuyen en la parte oriental del Escudo Báltico y la parte central del Escudo Ucraniano y el Macizo de Voronio, entre ellos el segundo tipo. La plataforma primitiva, que caracteriza gran parte del sótano de las plataformas rusas actuales, ha sido poco estudiada. Principalmente levantamiento, la zona de hundimiento paleoproterozoico falta o está poco desarrollada. Muchas zonas sufren activación térmica tectónica durante la segunda fase.
El primer tipo de área de plataforma primitiva del Proterozoico se diferencia de la depresión primitiva y sus plataformas antiguas neoproterozoicas y fanerozoicas adyacentes en sus características estructurales e historia de desarrollo:
( 1) La corteza erosionada está ampliamente desarrollada, lo que indica que ha estado desnuda durante mucho tiempo, el terreno se ha aplanado y la estructura es estable. La corteza erosionada apareció originalmente (?) en el fondo de los sedimentos paleoproterozoicos, pero es particularmente común en el fondo del Grupo Artuli y capas similares, es decir, entre 2.500 y 2.600 millones de años a.C.
(2) La Formación Farakhov y la formación rocosa metamórfica con alto contenido de alúmina, que están compuestas por clastos terrígenos con componentes estacionales, están bien desarrolladas y tienen un espesor pequeño a mediano. Se presume que son discontinuas o redepositadas. por costras de meteorización química. La corteza de meteorización química es una cubierta de plataforma típica. La Formación Moromov de Karpos pertenece a la corteza de meteorización química y está ubicada en la capa media del Paleoproterozoico (Yatuli, Grupo Inguletskkoskori, etc.). ).
(3) Algunas áreas han experimentado múltiples actividades magmáticas fuertes. Están compuestas principalmente de basalto, que es esencialmente roca oscura. Su formación incluye desbordamientos volcánicos y rocas estratificadas producidas en la superficie o en aguas poco profundas. Penetrando el cuerpo invasor. El magmatismo se puede dividir en tres etapas: la primera etapa son las rocas volcánicas Sumia-Sarioli, la segunda etapa son las rocas volcánicas del grupo Behenga-Imanda-Walzug, Yaturi y Susari, y la tercera etapa es el basalto Vipsi. La segunda etapa es la más espesa y de mayor distribución.
(4) En el Proterozoico Medio y Superior se formaron algunas depresiones de fondo plano, de pequeño espesor y con ejes cortos o superficies isométricas, similares al sinclinal fanerozoico, pero con un mayor grado de deformación (como Karelia La depresión del cinturón la ocupan el Grupo Tutuli y el Grupo Vipsey).
(5) Grabens y depresiones de fallas lineales adyacentes, profundas y estrechas, están ampliamente distribuidas, de manera similar a las zonas de rift continentales.
Se formaron en las paleoplataformas Neoproterozoica y Fanerozoica. Algunas se formaron en la primera etapa del Proterozoico (llenas del complejo Sumia-Saglioli), y otras se formaron en la segunda etapa (Behenga, I Depresión de Manda-Walzug) y la. La tercera categoría se encuentra entre estas dos etapas, con discontinuidades (Kuono-Vygozel, Cinturón de Krivoy Rog, Depresión de la Anomalía Magnética de Kursk). Estas fallas adyacentes y depresiones de graben a menudo se denominan zonas de proto-rift, o para enfatizar su similitud con los canales de rift, es decir, plataformas antiguas con estructuras de rift formadas durante períodos de rift jóvenes, como se llama un canal de rift antiguo o un primitivo. canal de ruptura. De manera similar a Rife Trough y zonas de rift más jóvenes en la plataforma, la zona de rift proterozoica original se desarrolló bajo la acción de la tensión de tracción de la corteza perpendicular a su rumbo, pero estuvo sujeta a una fuerte compresión lateral al final de su formación, lo que provocó que su eje se convirtiera en un sinclinal o sinclinal fuertemente retorcido, complicado por fallas de cabalgamiento longitudinal (por el contrario, en las depresiones oceánicas, la deformación por compresión en los extremos es débil o completamente ausente).
Según la naturaleza y deformación de los materiales de relleno, la zona de rift original se puede dividir en dos tipos básicos: ① Los materiales de relleno son principalmente estructuras sedimentarias, la sección superior es roca carbonatada terrígena y la inferior la sección es piedra de hierro jaspe ( Krivorog, Grupo Kursk). Su proceso de desarrollo termina con una deformación por pliegue isósceles; ② Las rocas volcánicas gruesas son principalmente rocas básicas (Bechenga, depresión de Emandra-Valzug, zona de Kuono-Vigezele, etc.) y son asimétricas.
M.B. Muratok cree que la depresión de Krivoy Rog-Kursk es la zona de rift original (o antigua depresión de Auula), lo cual es controvertido. Algunos investigadores lo clasifican como un tipo geosinclinal primitivo y creen que se trata de un amplio cinturón plegado del Paleoproterozoico, resultante de una profunda erosión. Por el contrario, los sedimentos paleoproterozoicos en la depresión de Krivoy Rog-Kursk son moderadamente gruesos y relativamente débiles en comparación con el metamorfismo de una zona de protodepresión paleoproterozoica típica, que carece de metamorfismo paleoproterozoico en la superposición arcaica, o más débil. Por lo tanto, puede considerarse como la parte expuesta del piso de corrosión in situ de la Era Proterozoica (como la Zona Costera del Dnieper).
La zona de rift original se produce cerca del área de protovalle adyacente y su tendencia es casi paralela a su borde. Su mecanismo dinámico es el mismo: estiramiento y relleno en la etapa temprana de desarrollo, y compresión después del asentamiento (hace aproximadamente 65.438+9 mil millones de años). La simultaneidad de esta deformación se explica fácilmente por pulsaciones de compresión horizontal y extensión de la plataforma primitiva del Proterozoico y el basamento de la depresión primitiva. La formación de depósitos de hierro jaspe es una característica de la zona de rift original del Paleoproterozoico, más que una característica sedimentaria de la Depresión de Liffey, otras fisuras en la plataforma y la capa de roca general de la plataforma. Además, la formación de jasperita juega un papel importante en el efecto de los cinturones de piedra verde arcaica (Grupo Roxy, Grupo Konsk-Vikhovnavit, Grupo Mikhailovsk y su formación en el sótano de otras plataformas). Aunque la formación de mineral de hierro de jaspe en el cinturón de piedra verde arcaica es principalmente roca volcánica, y la formación de mineral de hierro de jaspe en la zona del rift del Proterozoico es principalmente material terrígeno, la formación de mineral de hierro de jaspe puede indicar la relación genética. Algunas zonas de rift primitivas, como la depresión de Krivoy Rog y la depresión de anomalía magnética de Kursk, están relacionadas espacial y estructuralmente con los cinturones de piedra verde arcaicos.
Los materiales en el área de la plataforma primitiva del Proterozoico son similares a los de las plataformas antiguas del Neoproterozoico y Fanerozoico en términos de composición de edificios, vulcanismo máfico y estructura. También son muy diferentes. La plataforma Li Fei-Fanerozoico no tiene las características de la plataforma original, pero deberían estar presentes los siguientes tipos de depósitos: jasperita, semigrafito, rocas no solo básicas sino también ultrabásicas y rocas volcánicas ácidas, que han sido sometidas a influencias débiles o moderadas. metamorfismo de intensidad y deformación por compresión horizontal (de 2,2 a 2,3 mil millones de años hasta la deformación local débil-moderada, alrededor de 65,438+9 mil millones de años hasta la deformación fuerte) intrusiones magmáticas ampliamente distribuidas con diversas composiciones, desde macizos rocosos ultrabásicos hasta cuerpos rocosos básicos-ácidos y alcalinos
En el Proterozoico, hubo depresiones de plataforma originales y depresiones en el oeste de la nueva plataforma, separadas por zonas de levantamiento, que proporcionaron áreas de origen de materiales clásticos. Basado en la presencia de una gran cantidad de rocas metamórficas estacionales y con alto contenido de alúmina en su composición, se considera que el área ha tenido durante mucho tiempo un terreno llano. Salvo algunos períodos, sus levantamientos se caracterizan por una intensidad débil a moderada y, en ocasiones, están cubiertos por delgados estratos carbonatados. Las características de estos levantamientos proterozoicos son muy similares a las de las zonas de escudo en las paleoplataformas, pero difieren de las zonas de escudo en escala.
Muchos levantamientos han experimentado eventos tectónico-térmicos, comenzando hace 2,2 a 2,3 mil millones de años. El evento más intenso fue hace aproximadamente 65,438+0,9 mil millones de años, que hizo retroceder el complejo Arcaico que constituía el escudo y rejuveneció su edad isotópica (el Megacinturón del Mar Blanco). , el Macizo de Vorónezh y el basamento del Escudo Ucraniano occidental), mientras que grandes áreas del basamento Arcaico desarrollaron granito y migmatización (principalmente el Escudo Ucraniano).
El basamento de subsidencia relativa en la parte central y oriental de la plataforma rusa pertenece a otra área de protoplataforma del Proterozoico, que rara vez se ha estudiado en la actualidad. Según la opinión actual, se caracteriza por depresiones paleoproterozoicas no desarrolladas y áreas de levantamiento dominantes, y está compuesto por rocas metamórficas arcaicas, que contienen localmente esquisto de cianita. Algunos investigadores creen que es producto de la redeposición de la corteza erosionada de rocas básicas y ultrabásicas arcaicas. Según datos de investigaciones de sótanos en la región Volga-Ural (C.B. Bogdanov), la granitización ocurrió durante el Mesoproterozoico (2,2 mil millones a 65,438+8 mil millones de años) dentro del macizo Arcaico o gran masa rocosa, produciendo una cúpula ultrametamórfica potásica ampliamente distribuida dominada por granito y gneis graníticos, acompañados de sistemas de fallas anulares y radiales. Aparentemente, la granitización tiene poco efecto en los cinturones lineales compuestos de rocas metamórficas en fase anfibolita y granulita arcaicas que separan las rocas en masa. Pero esto no significa que esta zona lineal no haya quedado expuesta durante la activación térmica tectónica Paleoproterozoica. Por el contrario, es concebible que esté sometido periódicamente a deformaciones de compresión y tracción. Por ejemplo, el cinturón de granulita de Laponia-Kandala en el Escudo Báltico es claramente similar al cinturón lineal en el sótano de la plataforma rusa.
La fase gótica del Paleoproterozoico (de 65.438+0.9 mil millones de años a 65.438+0.8 mil millones de años a 65.438+0.7 mil millones de años a 65.438+0.6 mil millones de años). En todas las plataformas de Europa del Este dominan el levantamiento y la denudación extensos, mientras que faltan la depresión lineal y la deformación por corte. Sin embargo, en la parte occidental de la plataforma hay varias pequeñas depresiones sinclinales, suaves y simétricas, llenas de sedimentos terrígenos, compuestos principalmente de rocas volcánicas estacionales, pero también ácidas y básicas (Weapsey, Lower Yotny y White Sea Group). Está claro que al principio eran grandes y la erosión los dejó atrás.
Algunas áreas distribuidas en la Zona Riffen del Escudo Báltico y la parte noroeste del Escudo Ucraniano (Bielorrusia y costa del Mar Báltico) se vieron afectadas por la nueva modificación térmica de la Fase Gótica, resultando una más joven. La edad isotópica de su basamento es 65.438+700 millones ~ 65.438+500 millones de años. En esta región, así como dentro del Escudo Báltico, el Escudo Ucraniano y el Macizo de Vorónezh, hay muchos granitos (granito pórfido de piroxeno), gabro clinitas (Escudo Ucraniano) y los primeros complejos alcalinos (al este de ellos). El emplazamiento de la nueva plataforma es un Proceso largo, complejo y gradual. El basamento de la nueva plataforma se va consolidando. Este es el fin de la cratonización del mar original en la zona de Ruifen y otras zonas del noroeste y suroeste. la plataforma El desarrollo de la depresión terminó en la etapa Refine Fold hace 65.438+9 mil millones de años. Algunos investigadores creen que la etapa gótica es similar al final de la orogenia geosinclinal fanerozoica. Sin embargo, otros investigadores creen que su cratonización está por detrás de la. plataforma oriental. Durante esta fase, se formó un complejo de plutones volcánicos góticos que se extendía verticalmente en la región occidental de Ryfen, constituyendo la formación de pórfido del Bajo Jotny y sus cuerpos de granito magmáticos afines. En general, en el interior de la plataforma, se forma una capa gruesa. de corteza continental madura finalmente se formó a finales del Paleoproterozoico.