Трапповые (толеит-базальтовые) формации принадлежат группе наиболее распространенных формаций изверженных пород и, вероятно, охватывают наибольшие площади среди территорий, занятых вулканогенными формациями на континентах.
В качестве примера можно привести размеры некоторых подобных площадей. Так, для Деканского плоскогорья (Индия) общая площадь развития траппов составляет 600 000 км2, но в прошлом она, возможно, была в 2 раза больше; для Арктической провинции, охватывающей северо-запад Британских островов, Исландию и Гренландию, она определяется цифрой около 1 000 000 км2; в бассейне Карру (Южная Африка) трапповая формация размещается примерно на площади 2 000 000 км2; на Колумбийском плато в Северной Америке — 600000 км2 и т. д. Имея в виду, что мощность трапповых формаций в среднем составляет 500 м и более, а в погружениях иногда достигает 5 или даже 10 км, нетрудно представить, что общие их объемы во многих случаях превышают 1 млн. км3.
Извержения, вызвавшие появление таких огромных масс лавового материала, представляются, конечно, грандиозными, тем не менее для интервалов времени, исчисляемых многими миллионами или даже десятками миллионов лет, они мало отличаются по частоте и интенсивности от тех явлений, которые характеризуют вулканическую деятельность исландских трещинных вулканов в историческое время.
Таким образом, события, сопровождающие обширные лавовые излияния в областях распространения траппов часто, если не всегда, были не более значительными, чем происходящие ныне в Исландии на глазах человека. Если сравнить эти огромные цифры с общим объемом земной коры под континентами, то по отношению к ориентировочно принимаемой 30-километровой средней мощности коры объем трапповых формаций отдельных областей составит всего лишь десятые доли процента. Подсчет же всех площадей, занятых породами трапповых формаций, может привести к выводу о том, что объемы лавовых масс, извергнутых из недр на поверхность в трапповых областях на континентах, составляют в лучшем случае первые проценты объема континентальной коры.
Иначе говоря, судя по масштабам явлений, связанных с возникновением трапповых формаций, создавшие их процессы вулканической деятельности были не столь грандиозными, как это может показаться при первом знакомстве с приведенными выше цифрами. Тем не менее в связи с появлением трапповых формаций в недрах Земли происходили достаточно интенсивные перемещения магматических масс. Вследствие этого в земную кору внедрялись крупные объемы магматических расплавов, из которых образовались тела, по мощности вполне соизмеримые с мощностью континентальной коры. Известны, в частности, крупные пластообразные тела, сопровождающие трапповые формации, достигающие по протяжению многих десятков (Садбери) или даже сотен километров. Мощности таких тел составляют 3—15 км и более. В то же время необходимо учитывать, что вулканические извержения, которые обусловливали появление трапповых формаций, весьма заметно сказывались и на рельефе земной поверхности, так как способствовали ее выравниванию.
Несмотря на то, что породы трапповых формаций обычно распространены на огромных пространствах, состав их сравнительно однообразен. Характерен постоянный парагенез вулканогенных пород, образующих многочисленные покровы, потоки, пласты и пластовые интрузивные тела с континентальными, преимущественно сероцветными, реже красноцветными породами: песчаниками, алевролитами, реже конгломератами.
Обязательным и господствующим типом пород в трапповых формациях являются базальты, названные Вашингтоном платобазальтами, а Кеннеди — толеитовыми базальтами. Наряду с такими обычными базальтами и более зернистыми породами аналогичного состава (долеритами, диабазами, габбродиабазами) среди вулканогенных пород трапповых формаций встречаются гранофиры (пироксеновые с калиевым полевым шпатом), диабазовые пегматиты, а иногда и щелочные оливиновые базальты, тешениты, лимбургиты, океаниты, андезиты, трахиты, сиениты, нефелиновые сиениты и риолиты.
Все эти породы не являются обязательными членами парагенеза трапповых формаций и обычно количественно подчинены толеитовым базальтам. Впрочем, известно, что риолиты и оливиновые базальты, а также лимбургиты, сиениты, например, в некоторых районах распространения траппов в Индии или в Южной Африке приобретают существенное значение. Поэтому, если рассматривать разнообразные трапповые формации, то можно, анализируя петрохимические данные, найти соответствующие звенья, связывающие трапповые формации с трахибазальтовыми.
Существенными элементами строения некоторых трапповых формаций являются различные туфы и вулканические брекчии базальтового состава, образующие пластовые тела или заполняющие горловины и трубки. Туфовый материал в пластовых телах так же, как и в трубках, почти совершенно не сортирован, и в нем не обнаруживается слоистости. Такие туфы особенно обильны на Сибирской платформе, где, по подсчетам МЛ. Лурье и С. В. Обручева, общее количество туфов в разрезах вулканогенных толщ составляет не менее 40% их мощности и местами достигает, возможно, 75%. В других трапповых областях пирокластические выбросы образуют незначительную часть разреза формации. Так, в Южной Африке (система Карру) количество туфов равно 2—5%, тогда как на других территориях мира оно, по-видимому, меньше.
В областях распространения пород, принадлежащих трапповым формациям, а также за их пределами, но обычно в ближайшем окружении (в последнем случае в толщах, подстилающих лавовые покровы и туфы) наблюдаются многочисленные пластовые залежи и дайки пород, аналогичных тем, которые образуют эти формации, т. е. преимущественно толеитовых базальтов, долеритов и диабазов. Эти тела, как и многие туфовые трубки, относятся к корневым зонам вулканических построек, имеющих вид вулканических плато и возникших в процессе накопления базальтовых лав и пирокластических выбросов. В пластовых телах, обладающих особенно значительными размерами, а иногда и в дайках обнаруживается зональное строение. В пластовых телах основные породы (обычно нориты с никелевыми рудами или габбро) сосредоточены в нижней, а более кислые (граниты) — в верхней части этих тел.
Наиболее крупные пластообразные тела, принадлежащие ряду лополитов, достигают размера 25 х 50 км при мощности около 3—4 км (например, в лополите Садбери, сопровождающем базальтовые лавы Кивино на Канадском щите). К крупным пластовым интрузивным телам относится и габбровый лополит Дулута, расположенный на северо-западном берегу оз. Верхнего и тоже связанный с лавами Кивино; длина этого лополита 220 км при мощности до 15 км. Значительные размеры имеет дифференцированная пластовая залежь, обнаруженная на Таймыре. Она прослежена на протяжении 20 км, мощность ее от 500 до 1100 м.
С дифференцированными лополитами, сопровождающими трапповые формации, сходен гигантский лополит Бушвельда, для которого близкая по возрасту серия вулканогенных пород неизвестна. В кровле этого тела сохранились лишь отдельные блоки пород, среди которых имеются фельзитовые лавы, подстилаемые основными лавами и туфовым материалом. Характерным типом корневых зон трапповых формаций следует считать и огромные дифференцированные дайки, аналогичные Большой дайке из Южной Родезии (Зимбабве), прослеженной на протяжении 540 км при мощности от 3 до 11 км. Эта дайка сложена основными и ультраосновными породами, расположенными в виде последовательно сменяющихся по глубине полос, более основных (гарцбургитовых) с хромитовыми рудами внизу и несколько более кислых (нориты) вверху. Аналогичное крупное дайкообразное тело известно сейчас также и на Канадском щите.
Особенности строения дифференцированных интрузий объясняются либо расщеплением магмы в глубинных камерах, из которых расплавы поступали последовательно порциями в межслойные зоны сперва в виде основных, а затем — кислых интрузий, либо гравитационной дифференциацией на месте. Последний вариант Дэли считал наиболее вероятным. Это подтверждается не только постепенными переходами от основных пород к кислым и единством строения подобных дифференцированных тел в различных областях земного шара, на что обращал внимание Дэли, но еще и сравнительно ранним совместным появлением фельзитов и базальтов в вулканическом комплексе, предшествовавшем образованию интрузии и сейчас сохранившемся только в обрывках. Выдвинутая Бильоном «революционизирующая», как писал Дю-Тойт, концепция, предполагающая образование лополита Бушвельда, а следовательно, и его аналогов в результате плавления и замещения осадочных пород на месте, не выдержала испытания временем; сейчас она не разделяется исследователями, изучающими этот лополит.
К корневым зонам трапповой формации в некоторых районах, например в Шотландии, принадлежат, кроме того, кольцевые интрузии с коническими слоями и кольцевыми дайками. Такие корневые зоны, вероятно, имеются и в Южной Африке, где к ним, возможно, относятся некоторые интрузии типа Эронго, Мессума и других, расположенные в области распространения южноафриканских траппов системы Карру. Считается, впрочем, что эти интрузии образовались в послестромбергское время, тогда как главная масса вулканогенных пород системы Карру принадлежит стромбергской эпохе. Рассматривая трапповые формации, следует еще иметь в виду их тесную ассоциацию с трубками кимберлитов, известную на древних платформах, подобных Сибирской и Африканской.
Трапповые формации залегают обычно спокойно, почти горизонтально. Местами их залегание осложнено пологими наклонами, вызывающими появление очень крупных мульд или синеклиз, в центральной части которых и располагаются породы трапповой формации. Таковы условия залегания траппов на Сибирской платформе, где они сосредоточены главным образом в пределах синеклиз Тунгусского бассейна, а также на юге Африки, где наиболее обширные поля, занятые траппами, тоже представляют крупные тектонические депрессии. Аналогичная картина типична для Индии, в пределах которой траппы Декана заполняют Деканскую и Виндийскую синеклизы, а также и для Канады, где траппы Кивино образуют крупную пологую синклиналь, и т. д.
Такие условия залегания пород трапповой формации способствовали широкому распространению характеризующего их названия «траппы», что означает «лестница». Действительно, при пологом залегании толщ, часто слагающих возвышенные горные массивы, например плато Путорана на севере Сибирской платформы, хребты Стромберг и Дракенсберг на юге Африки или Западные Гаты в Индии, траппы, как более прочные породы, образуют среди окружающих осадочных толщ крутые обрывы и бронируют рельеф, вследствие чего возникают столовые горы, придающие своеобразный облик местности, в которой склоны гор опускаются к подножиям системой более или менее резко выраженных ступеней или уступов. Высота этих уступов иногда отвечает мощности отдельных покровов или пластовых интрузий, но далеко не всегда. Мощность пластовых тел варьирует в пределах от нескольких метров до 30—40 м и сравнительно редко достигает 100 м или более. Поэтому уступы часто бывают сложены несколькими пластовыми телами или покровами.
Наряду с типичными пологими формами залегания пластов, слагающих трапповые формации, наблюдаются и более сложные структурные взаимоотношения. Так, спокойное залегание местами осложняется сравнительно резко выраженными флексурообразными изгибами огромного протяжения. Примером может служить, в частности, гигантская флексура, наблюдаемая в Южной Африке в области Лебомбо, обращенная к Мозамбикскому побережью Индийского океана и имеющая протяжение около 700 км при падении слоев трапповой формации, местами достигающем десятков градусов. На другой стороне Индийского океана имеется такая же огромная флексура, вдоль которой трапповая формация западного побережья Индии, следуя меридиональной зоне протяжением во многие сотни километров, погружается на запад к низменному побережью в районе Бомбея, представляющему часть огромной впадины, затопленной водами Аравийского моря. Подтверждением этого является эоценовый возраст базальтов океанического дна из сбросовых эскарпов у архипелага Чагос и другие данные.
Наблюдаются и иные осложнения пологого залегания трапповых формаций. Известны области, в пределах которых пласты, слагающие эти формации, вовлечены в системы более или менее резко выраженных складок. С такого рода осложнениями приходится сталкиваться, например, на Таймырском полуострове, где прослеживаются с очень небольшими изменениями породы трапповой формации Сибирской платформы. Здесь траппы подчинены разрезам пермских терригенных континентальных отложений, но, может быть, частично относятся к триасу, так как лавы и туфы этой формации сосредоточены в верхней части разреза пермских отложений. Аналогичные осложнения залегания наблюдаются и на Канадском щите в серии Кивино.
Размыв трапповых формаций приводит к разобщению областей распространения принадлежащих им пород и вскрытию свойственных им корневых зон. Чем более резко разобщены корневые зоны и трапповый чехол, тем более самостоятельный характер приобретают эти корневые зоны. В случаях, когда от чехла остаются лишь фрагменты, приходится говорить о корневых зонах как о самостоятельном типе нестратифицированных или разобщенных формаций; такие формации могут быть связаны постепенными переходами со стратифицированными трапповыми формациями, что можно видеть на примере Шотландии.
Возраст трапповых формаций различен. Они известны в позднем докембрии на Сибирской, Русской, Северо-Американской и, по-видимому, Африканской (на юге) платформах, в кембрии на севере Австралии, в среднем палеозое на Русской платформе, в позднем палеозое — раннем мезозое на Сибирской и Африканской платформах, в палеогене и неогене в Тулейской, или Британо-Арктической, провинции, а также в Индии и Антарктике. В 1969 г. в Индии был созван Международный симпозиум по траппам Декана и других территорий мира, материалы которого опубликованы в 1972 г. в журнале «Bulletin volcanotogique» (vol. 37, N° 3,4).
В качестве примера могут быть рассмотрены трапповые формации Сибирской платформы, Южной Африки (система Карру), Русской платформы, Кивино на Канадском щите, а также траппы Декана в Индии и Британо-Арктической провинции. Эти примерил не исчерпывают всего многообразия рассматриваемой группы, но могут дать общее представление об их характерных чертах.
Трапповая формация Сибирской платформы наблюдается в той части разреза осадочного чехла, который отвечает верхам палеозоя — низам мезозоя. Известны и значительно более ранние трапповые комплексы, в частности верхнепалеозойские, имеющие возраст около 100 млн. лет. Таким образом, возможно, что между поздним протерозоем и верхним палеозоем трапповый вулканизм полностью не прекращался.
Верхнепалеозойская — нижнемезозойская трапповая формация распространена на площади более 1,5 млн. км2. Ее особенности наиболее полно изучил в 1936 г. В. С. Соболев, опираясь на тщательное исследование состава пород; петрологическое изучение траппов Сибирской платформы проводилось позднее многими исследователями, а геологическое — С. В. Обручевым, М. Л. Лурье и С. В. Обручевым, П. Е. Оффманом и др. Общую проблему механизма внедрения траппов рассмотрел, кроме того, Ф. Ю. Левинсон-Лессинг.
Сейчас известно, что траппы, залегающие в виде покровов и пластовых интрузивных тел, встречаются в сопровождении туфов на разных стратиграфических уровнях разреза континентальных угленосных (продуктивных) отложений, ранее выделявшихся под названием тунгусской свиты; а теперь ее именуют тунгусской серией или комплексом и расчленяют на три толщи (снизу вверх): продуктивную (мощность на юге около 350 м), туфогенную (700—800 м) и лавовую (до 1500—2000 м). Область распространения отложений тунгусской серый включает обширный «бассейн», распадающийся, по Оффману, на ряд более или менее самостоятельных прогибов, названных им Мурской, Ванаварюкой, Мархинекой, Путоранской и Норильской наложенными синеклизами. В северной части бассейна он выделяет, кроме того, Курейскую унаследованную синеклизу, на которую наложена Путоранская.
Интрузивные траппы сосредоточены главным образом на окраинах Тунгусского бассейна в осадочных толщах кембрия, ордовика, силура и более поздних, но, по Оффману, тяготеют еще к периферическим зонам синеклиз и к сочленениям блоков, из которых состоят синеклизы. Лавовые потоки расположены почти исключительно на севере бассейна в Путоранской синеклизе, где они выступают на плато Путорана на высотах до 2000 м. Остальная часть территории занята преимущественно туфами, которым подчинены немногочисленные лавовые покровы, а также интрузивные залежи, дайки и трубки. Туфовые и отчасти лавовые трубки сопровождают зоны сгущения трапповых тел, дайковых и пластовых, представленных преимущественно базальтами и долеритами. Большинство извержений, вызвавших образование туфовой и лавовой толщ, принадлежит концу палеозоя — началу мезозоя. Считается, что в более раннее, допермское время вулканическая деятельность была ограниченной и распространялась главным образом на северо-западе Сибирской платформы. Необходимо иметь в виду возможные фациальные замещения вулканогенных и терригенных комплексов, в связи с чем могут быть внесены серьезные коррективы в существующие стратиграфические построения.
Сосредоточение лавовых накоплений на севере Тунгусского бассейна можно объяснить лишь тем, что в общем развитии вулканической деятельности, обусловившей появление трапповой формации, важную роль сыграли не только тектонические нарушения, возникшие на периферии бассейна и вдоль швов, разделяющих отдельные синеклизы и слагающие их блоки, но и системы скрытых на глубине разломов, расположенных в наиболее погруженной северной части Тунгусского бассейна. Только существованием таких разломов можно объяснить мощные накопления лав в осевой зоне Путоранской синеклизы.
Размещение глубинных разломов на севере Тунгусского бассейна и входящей в его состав Путоранской синеклизы косвенно подтверждается вариациями состава пород, слагающих лавовую толщу трапповой формации, и появлением на краю Хатангской впадины, вдоль границы ее с Анабарской антеклизой, своеобразного комплекса ультраосновных интрузивных пород и лав. Весь этот комплекс пород, возрастное положение которого в общем идентично обычным траппам лавового поля Путоранской синеклизы, следует в северо-восточном направлении флексурообразному изгибу. Этот изгиб имеет протяжение более 450 км и обусловливает сравнительно быстрое общее погружение позднепалеозойских и раннемезозойских толщ под чехлом меловых и кайнозойских отложений Ленско-Енисейского прогиба.
В основании лавовой толщи данного региона установлены меланократовые нефелиновые базальты, авгититы, лимбургиты, анкаратритоподобные породы, пикритовые порфириты, трахибазальты, трахиандезиты, андезито-базальты, трахиты и дациты, а в самом верху разреза — оригинальный тип пикритовых порфиритов, названный В. К. Котульским меймечитами (по одноименной реке). Эти породы отличаются пластовыми формами залегания и составом из оливина и стекла. Очевидна их непосредственная связь с крупным Тулинским массивом дунитов и авгитовых перидотитов, занимающих площадь свыше 500 км2. Этот массив многие исследователи считают субвулканом, рассматривая его, таким образом, как корневую зону вулканогенных образований, фациально замещающих обычный тип трапповой формации Сибирской платформы. Такой характер замещений несколько нарушает общую симметрию формации.
Типичный для трапповой формации Сибирской платформы парагенез пород определяется резким преобладанием базальтов, долеритов и соответствующих им по составу туфов. Местами наблюдается зеленокаменное изменение пород. Редко встречаются спилиты и пикритовые порфириты, а также анальцимовые диабазы и тешениты. В пластовых залежах наблюдается дифференциация: в нижней части появляются залежи троктолитовых долеритов, а в верхней — долерито-пегматитов или гранофировых долеритов. Наиболее значительные дифференцированные пластовые залежи известны в районе Норильска, а также в среднем течении р. Вилюй (Аламджахская интрузия). В Норильском районе М. Н. Годлевский внутри пластовых залежей выделил: 1) горизонт верхних контаминированных пород; 2) зону нейкократовых (кислых) и мезократовых гибридных пород и диабаз-пегматитов; 3) горизонт кварцсодержащих габбро, габбро-диоритов, габбро — и норит-диабазов (оливина содержится 10—25%); 4) горизонт пикритовых габбро и норит-диабазов (оливина больше 25%); 5) базальную зону такситовых габбро — и норит-диабазов.
В Аламджахской интрузии, имеющей блюдцеобразную форму и площадь около 220 км2, строение более сложное. Эта интрузия, по наблюдениям В. Л. Масайтиса, состоит из серии прослеживающихся на большое расстояние горизонтов различного состава и строения, в ряде случаев имеющих ясные первичнополосчатые структуры. Типична следующая последовательная смена состава пород (сверху вниз): 1) порфировые микродолериты, миндалекаменные и субщелочные долериты со шлирами тешенит-долеритов и габбро-тешенитов (мощность 5—30 м); 2) долериты с биотитом и кварцем (25—60 м); 3) кварцевые щелочные и щелочные габбро со шлирами гранофиров (20 м); 4) феррогаббро-кварцевые гортонолитовые с титанистым авгитом (55 м); 5) габбро-долериты (40—60 м); 6) троктолитовые анортозитовые долериты (более 25 м).
М. Л. Лурье с соавторами предприняли попытку расчленить интрузивные комплексы трапповой формации, расположенные на западе Сибирской платформы, и выделили 13 таких комплексов, группирующихся в пять фаз и именуемых по характерным районам их распространения: Агатский, Туринский, Тычанский, Кузьмовский, Норильский и др. Интрузивные траппы Сибири отличаются от типовых пород трапповой формации Южной Африки несколько более щелочным составом.
Для Сибирской трапповой формации очевидны теснейшие связи лавовых излияний с интрузиями и туфовых выбросов с вулканическими трубками. Роль извержений, подобных тем, которые сопровождали образование взрывных кратеров типа Вити в Исландии, в процессе накопления туфового материала, так называемой туфогенной толщи на территории Сибирской платформы, особенно ясно подчеркивали M. Л. Лурье и С. В. Обручев. Они писали, в частности, что основное количество туфов и туфобрекчий образовалось несомненно в результате деятельности огромного количества небольших по размеру туфовых вулканов, из которых многие действовали короткое время — дни или даже часы; другим распространенным типом вулканических аппаратов были трубки взрыва с небольшими валами вокруг них». Все эти вулканические аппараты не могли сохраниться в рельефе, так как были эродированы почти нацело еще в мезозое. Поэтому многие «воронки», «вулканы» и т. п., которые теперь открывают на Сибирской платформе, представляют собой результат четвертичной эрозии.
Трапповая формация Южной Африки описана в обобщающих работах Дю-Тойта и Хоутона, а также в специальных исследованиях Уокера и Полдереарта, Вейла с соавторами, Вули и Гарсона, Вахендорфа, Кокса. Эта формация отличается тем, что венчает серию осадочных толщ системы Карру, залегающих почти горизонтально и расчлененных эрозией на ряд разобщенных полей, в которых эти толщи налегают на разновозрастные породы преимущественно кристаллического фундамента Африканской платформы. Существование здесь в прошлом единого седиментационного бассейна подтверждается сходством разрезов на всей территории распространения этих толщ, суммарные мощности которых на юге достигают 10 км, тогда как на севере обычно не превышают 1 км. Интрузивные траппы на юге Африки наблюдаются в той части системы Карру, которая не входит в состав Капского складчатого пояса. Как подчеркивает Дю-Тойт, «система Карру между двадцать шестой и тридцать третью параллелью пронизана долеритами, однако, что еще более любопытно, … территории, занимающие промежуточное место и сложенные более древними отложениями, с которых слои Карру были снесены (или такие, в которых более древние отложения образуют «окна»), редко содержат интрузии, а если таковые имеются, то только небольших размеров».
Среди характерных черт интрузивных траппов Уокер и Полдереарт отмечают наряду с обильными пластовыми залежами также кольцеобразные интрузии, возникшие вследствие пластовых внедрений в мульды. Они указывают, кроме того, увеличение размеров интрузий по направлению на восток, где в районе Транскей размещается очаг интрузивной деятельности, сопровождаемый интрузиями в виде «колокольного языка» (belljar). Размеры подобного типа интрузий достигают 10 км в поперечнике; они имеют кольцевое строение, сходное с шотландскими «кальдерообразными провалами». Отмечены также дайки протяжением до 40—60 км, а в отдельных случаях — более 100 км при мощности 10—100 и 290 м и длине 140 км. Преобладающий тип пород в интрузивной серии — долериты оливиновые, толеитовые или пикритовые, иногда переходящие в краевых зонах в гранофиры.
Залегающая в верху разреза вулканогенная толща имеет мощность 300—1500 м. Подстилающие ее осадочные толщи начинаются базальными конгломератами Двайка («ледниковые конгломераты», или тиллиты) и продолжаются угленосными отложениями Экка, глинистыми сланцами Бофорт и другими континентальными терригенмыми осадками. Вся эта серия отложений вместе с покрывающими ее вулканогенными породами, которые обычно называют «вулканическими слоями», или «слоями Дракенсберг», образовалась в интервале времени верхний карбон — юра.
В горных районах Лесото, где вулканогенная толща слагает горы, местами достигающие высоты 3000 м, она согласно налегает на толщу так называемых пещерных песчаников мощностью 60—300 м, имеющих эоловое происхождение. Однако во многих местах лавовые потоки перекрывают неровную поверхность пещерных песчаников и переходят за его пределы на более древние породы. Примером может служить бассейн р. Замбези, где в 50 км к северу от реки вулканогенные породы ложатся прямо на гнейсы кристаллического фундамента. Такие же соотношения наблюдаются на западном побережье Африки в южной части плоскогорья Каоко и на восточном Мозамбикском побережье южнее Эспунгабера.
Таким образом, устанавливается срезание вулканогенными толщами подстилающих отложений с переходом на кристаллический фундамент, что существенно отличает траппы системы Карру от сибирских траппов.
Парагенез пород, слагающих вулканогенную толщу, типичен для трапповых формаций и характеризуется резким преобладанием толеитовых базальтов, наряду с ними есть и оливиновые базальты; те и другие сходны по минералогическому и химическому составу с интрузивными долеритами. Непостоянными компонентами парагенеза являются океаниты, андезиты, трахиты и риолиты. Многочисленные пластовые тела риолитов слагают мощную толщу между базальтовыми потоками в поясе Лебомбо, подчиненном меридиональной флексуре на востоке Южной Африки. Аналогичные риолиты обнаружены также в районе Дамараленд на западе, на плоскогорье, где они венчают разрез, начинающийся базальтами и продолжаемый андезитами. «Потоки риолитов» в этих районах являются, в сущности, игнимбритами. В поясе Лебомбо известны, кроме того, интрузии гранофиров и микрогранитов. В общем парагенезе пород должны быть отмечены еще различные щелочные лавы. Так, Кокс указывал, что в районе р. Лимпопо в нижней пачке базальтового комплекса присутствуют лимбургиты и нефелиниты, а в Нюанешти и Саби — небольшие количества нефелинитов с сопровождающими породами образовались на ранних етадиях формирования вулканогенного комплекса, после чего излились лимбургитовые и пикритовые, а затем нормальные толеитовые лавы. Вейл с соавторами отмечал в бассейне р. Лимпопо (в синклинали Тули) также абсарокиты и шошониты. В южной части флексуры Лебомбо среди верхних базальтов выявлены, кроме того, ультращелочные и известково-щелочные риолитовые потоки. Здесь же обнаружены порфировые породы, принадлежащие ряду нефелиновых сиенитов, которые сопоставляются с аналогичными породами, секущими щелочные лавы. Щелочная серия Лупаты, в свою очередь, представлена фонолитами, кенитами, анальцимовыми кенитами и бленморитами, редкими породами, содержащими фенокристы анальцима и нефелина до 1 см в поперечнике.
В районе Чилвы, по Вулли и Горсону, имеются еще и фойяитовые щелочные породы, образующие дайки, кольцевые и другие интрузии и представленные бефорситами, альнёитами и меланефелинитами, сёльвсбергитами и рибекитовыми микрогранитами. Вполне вероятно, что этот комплекс, так же как и многие другие указываемые в районах Лупаты и Чилвы щелочные породы, а кроме них, и известные здесь выходы кимберлитов, по времени образования относятся уже к периоду формирования сводового поднятия в восточной части Африки, расчлененного рифтовыми впадинами, на южном продолжении которого расположена флексура Лебомбо.
В дополнение к приведенным данным о щелочных породах Лебомбо—Нюанешти—Саби следует указать, что Вулли и Гарсон эти породы здесь разделяют на три группы: 1) лавы, описанные под названием тефритов, фонолитов, нефелиновых базальтов и нефелинитов; 2) куполы и дайки нефелиновых долеритов, фонолитов, оливиновых нефелинитов и ийолитов; 3) штоки нефелиновых сиенитов. Все эти породы, так же как и другие щелочные комплексы юга Африки, совместно с базальтами и риолитами Вулли и Гарсон считают производными магм, поднимавшихся с разных глубин, хотя, вопреки этим представлениям, Вахендорф установил идентичность изотопных отношений стронция в базальтах и риолитах флексуры Лебомбо.
Несмотря на значительное разнообразие вулканогенных пород, наблюдаемых на территории распространения траппов системы Карру, главными их типами, характеризующими специфику региона, являются базальты и долериты. Именно эти породы и привлекают постоянное внимание исследователей, вследствие чего область их распространения считается типичной трапповой провинцией.
Корневые зоны трапповой формации отмечены выше. Они представлены дайками, пластовыми залежами, интрузиями типа «колокольного языка» (в общем, кольцевые интрузии). Вполне возможно, что сложные кольцевые интрузии типа Мессума, Эронго и других, им подобных, в западном Дамараленде, где имеются толеитового ряда породы, тоже относятся к корневым зонам трапповой формации. Наряду с этими корневыми зонами Дю-Тойт отмечает многочисленные жерловины, или диатрюмы, заполненные лавой, агломератом или туфом; главная масса их сосредоточена в Лесото, где центрального типа вулканизм наблюдается наиболее отчетливо. Крупнейшая из этих трубок Маматиеле достигает 1,5 км в поперечнике.
В целом, трапповая формация Южной Африки отличается от формации Сибирской платформы, несмотря на одинаковый возраст, рядом особенностей: 1) резко приподнятым залеганием над древним плато, а не опущенным так глубоко, как на Сибирской платформе; 2) резко выряженным срезанием подстилающих толщ; 3) составом, включающим риолитовые лавы и щелочные породы, преимущественно в области флексуры Лебомбо на востоке, а на западе также в области выклинивания вулканогенных толщ; 4) ограниченной ролью пирокластического материала и соответственно туфовых трубок; 5) вскрытием корневых зон на большую глубину. Состав же траппов отличается лишь несколько более четко выраженным толеитовым характером.
Трапповые формации Русской платформы относятся к двум возрастным группам: позднему докембрию и девону. Впрочем, на Западной Украине, как отмечено в Объяснительной записке к тектонической карте Евразии, скважины вскрыли, кроме того, долериты и базальты возраста 1110—1190 млн. лет, т. е. вулканогенные породы, принадлежащие среднему рифею. Что касается позднедокембрийской трапповой формации, верхи которой имеют абсолютный возраст 525 млн. лет, а также аналогичной девонской формации, то обе эти формации тоже скрыты под чехлом более молодых отложений.
Раньше считалось, что только на юго-восточной окраине Донбасса, где с давних пор известны выходы на поверхность девонской толщи палеобазальтов, структура Русской платформы осложнена разломами, по которым проникла магма. Однако после проведения буровых работ выяснилось, что вулканогенные породы распространены достаточно широко, и не только в Донбассе, но и в других районах платформы. Обнаруженные при бурении вулканогенные породы были изучены на Днепровско-Донецкой впадине И. С. Усенко и Л. Г. Вернадской, а в других районах — А. М. Дымкиным с соавторами, А. Г. Завидоновой и М. М. Веселовской, А. С. Махначем с соавторами, И. Е. Постниковой, С. В. Тихомировым, В. П. Флоренским и Т. А. Лапинской и др.
Рифейские вулканогенные породы на Русской платформе представлены, по А. С. Новиковой, различными туфами, туффитами и лавами, а также лайковыми породами. Лавы имеют базальтовый состав и отвечают долеритам, базальтам, диабазам, спилитам, андезито-базальтам и трахидолеритам. Аналогичный состав имеют и туфы. Что касается дайковых и других интрузивного облика пород, то они обладают составом и структурой габбро-диабазов, но в Белоруссии отмечаются также биотит-пироксеновые габбро — и габбро-нориты. Туфы, сопровождающие лавы и имеющие базальтовый состав, распространены шире, чем лавы, но в общем их тоже сравнительно немного. Базальтовые лавы сосредоточены главным образом в бортовых частях грабенообразных прогибов, подобных Пачелмскому, по границе которого с Воронежской антеклизой они установлены в районе городов Калуга и Балашов. Такие же лавы распространены в юго-западной Белоруссии и Западной Башкирии. Туфы обычно тяготеют к тем же районам, где встречаются лавы, но прослеживаются на более обширных территориях, например, в северо-западной части Пачелмского и в Котласском прогибах они наблюдаются и в их внутренних частях.
Весь комплекс вулканогенных пород залегает среди терригенных, преимущественно буровато-красных, красно-бурых и зеленоцветных песчаников, алевролитов и глин, принадлежащих позднему докембрию. Накопление вулканического материала происходило в этом время либо в континентальной, либо в лагунно-континентальной обстановке. Вулканогенные породы, возникшие в результате сравнительно слабо проявившейся вулканической деятельности, распространены тем не менее на обширной территории и могут представлять определенный тип трапповых формаций, отличающийся двумя главными чертами: во-первых, сравнительно высоким насыщением разрезов продуктами эксплозий — различными туфами, что сближает эту формацию с сибирской; во-вторых, расположением в прогибах, испытавших в более позднее время погружение. Таким образом, в данном случае речь может идти об относительно слаборазвитой погребенной трапповой формации.
Девонская трапповая формация Русской платформы известна сейчас не только в пределах Днепровско-Донецкой впадины, где она изучена более полно, чем в других местах, но также на Тимане, в Радаевской впадине на Волго-Уральском своде (с. Казаклар), в центральной части Московской синеклизы (г. Солигалич) и в других районах. Помимо юго-восточной окраины Донбасса, девонские вулканогенные породы имеются в Черниговской области, а также в куполах на территории, прилегающей к с. Исачки и г. Ромны, т. е. распространяются далеко на северо-запад от Донбасса. Петрохимическое исследование диабазов купольных структур позволило И. С. Усенко и Л. Г. Вернадской установить принадлежность этих пород к толеитам или платобазальтам.
В Черниговской области при бурении была вскрыта вулканогенно-осадочная толща, состоящая из базальтовых покровов, чередующихся с пластами пирокластических и осадочных пород (туфы, туффиты, песчаники, алевролиты, аргиллиты). Общая мощность толщи составляет 1160 м, из которых на долю излившихся пород падает 415 м, туфов и туффитов — 415 м, а остальное — на осадочные породы. В нижней части разреза толщи среди терригенных осадочных пород присутствуют прослои известняков. Вулканогенная толща явно дислоцирована, так как в кернах пород, извлеченных из скважин, виден наклон слоев под углом 20—50°.
Парагенез пород характеризуется преобладанием базальтов, которым подчинены диабазы, а изредка также трахидолериты и альбитизированные диабазовые порфириты. Установлены, кроме того, полевошпатовые пикриты. Предполагается, что возраст толщи верхнедевонский, поэтому ее сопоставляют с аналогичной толщей, вскрытой на юго-восточной окраине Донбасса в районе р. Волноваха. В этом районе в вулканогенной толще преобладают толеитовые, отчасти оливиновые базальты, которым подчинены андезито-базальты, андезито-трахиты, а также пикритовые базальты и лимбургиты. Наряду с лавами известны туфы. Корневые зоны, как предполагал В. И. Лучицкий, представлены здесь мощными (до 60 м) протяженными дайками диабазов и диабазовых порфиритов, выступающих в среднем течении р. Кальмиус, вытянутых в северо-западном (донбасском) направлении.
Девонская трапповая формация Русской платформы в целом сходна с позднедо-кембрийской формацией. Она тоже погребена и сравнительно богата продуктами эксплозивной вулканической деятельности. В связи с последующим прогибанием, а частично, может быть, и в процессе накопления пласты, слагающие данную формацию, были дислоцированы.
Трапповая формация Кивино расположена на Канадском щите в районе оз. Верхнего. Краткие описания этой формации имеются в работах Ф. Б. Кинга, Е. М. Уилсона и других исследователей. Возраст формации позднедокембрийский. 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. Однако Кинг подчеркивает, что «как лавы, так и осадочные породы сформировались, вероятно, в наземных условиях, т. е. отложились скорее на суше, чем под водой». 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».
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. Позднее М. С. Кришнан дал краткий обобщающий очерк траппов Декана. Различные аспекты проблемы траппов Индии рассматривались Фермером, Матуром и другими исследователями. Общая площадь траппов, по Чаттерджи, превышает 512000 км2 и охватывает территорию, занимающую, как отмечает Вест, 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. 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. По данным отраженной сейсмики, продолжение траппов устанавливается до 18 с. ш., т. е. южнее Бомбея.
Истолкование бомбейских гравитационных аномалий привело Веста 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 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, так как подстилают верхнемеловые отложения, отделены от них перерывом и содержат прослои осадочных пород с юрской (нижний или средний отдел) флорой. Траппы образуют узкую широтноориентированную 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 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 докембрийском 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, что они представляют лишь небольшую вскрытую на поверхности часть траппового 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 силетские 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, 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 и Гленни, а также Вест считали, что интенсивные положительные гравитационные аномалии, наблюдаемые вдоль западной окраины Индостана и вдоль долин Нармада и Тапти, обусловлены поднятием симатических магм в сиалическую кору; предполагается, что это поднятие не сопровождалось соответствующим топографическим воздыманием на поверхности коры. Во всяком случае, совпадение положительных гравитационных аномалий с лайковыми 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 кислых 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. 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, где она сопровождается габбровыми породами и обнаруживает черты сходства с аналогичными ассоциациями Шотландии. Кислые породы обычно встречаются в интрузивных формах залегания; потоки их сравнительно редки. Тем не менее известны разнообразные фельзиты, 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: 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 недонасыщенные базальты, в том числе оливиновые, анальцимсодержащие и нефелиновые, муджиериты, трахиты, базаниты анальцимовые и лейцитовые, камптониты, 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, поддержанные другими исследователями, по которым предполагалось возникновение щелочных пород из магматических очагов, обособившихся вдоль зон разлома, он считает в более поздней работе 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. В этом районе развиты карбонатиты и сопутствующие им породы, а также долериты, базальты, пироксениты. тингуаиты, камптониты, керсантиты, ийолиты и плагиоклаз-кальцитовые породы. В большинстве случаев породы образуют дайки или некки. Карбонатиты представлены альвикитами и бефорситами. 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, формировалась в интервале 70 ± 5 — 55 ± 4 млн. лет. Образованию карбонатитов сопутствовали, как считают эти исследователи, процессы фенитизации базальтов щелочными растворами.
В трапповой серии на западе Декана известны пикритовые базальты, изученные в системе покровов, расположенных в районе Игатпури в штате Махараштра. 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.
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 поздневерхнемеловой — 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, 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-видимому, в рифее; эти древние траппы распространены ограниченно и выявлены среди отложений куддапахской серии. Крупные дифференцированные пластовые интрузии в Индии пока неизвестны.
Британо-Арктическая трапповая формация распространена на огромной территории одноименной провинции, охватывающей северо-западную часть Британских островов, Фарерские острова, Исландию, Гренландию и Ян-Майен. Начало образования формации относится к эоцену, что установлено как для покровов, так и для корневых зон не только палеонтологическими методами, но и на основании данных абсолютной геохронологии, определяющих возрастные рамки ранних извержений в пределах 35—55 млн. лет. В Исландии образование этой формации продолжается и сейчас.
Лучше всего изучена юго-восточная область распространения пород трапповой формации на территории Шотландии. Здесь преобладают базальтовые лавы, сопровождаемые в ограниченной степени пирокластическим материалом (например, палагонитовыми туфами и агломератами на о-ве Скай и пеплами на о-вах Малл, Морверн и Арднамерчен). В нижней части разреза вулканогенных комплексов обычно господствуют оливиновые базальты, выше них залегают полевошпатовые базальты, муджиериты и толеитовые базальты; на севере о-ва Скай наблюдается, кроме того, ассоциация трахитов с муджиаритами, а на Квилин-Хиллсе — с риолитами. Однако на о-ве Малл голейтовые и богатые глиноземом базальты перекрывают маломощные покровы оливиновых базальтов. На Арране известны андезитовые, дацитовые и риолитовые лавы и их пирокластические эквиваленты; такие ассоциации сопровождают в ряде случаев центральные интрузивные комплексы, принадлежащие корневым зонам лавовых излияний и отличающиеся большим разнообразием. Среди них, кроме господствующих габбро, имеются граниты и гипербазиты. Важно иметь в виду, что состав трапповой формации в Шотландии достаточно сложен: наряду с толеитовыми и оливиновыми базальтами в ней сосредоточены трахиты, андезиты и риолиты. Трапповая формация, достигающая мощности 2000 м, сильно расчленена эрозией и сохранилась в виде останцов обширного чехла, в поле распространения которых в подстилающем каледонском складчатом фундаменте расположены центральные интрузии корневых зон,
В Исландии, по данным Уолкера и Тораринсона, преобладают толеитовые и отчасти оливиновые базальты, хотя имеются риолиты и андезиты, количественно уступающие базальтам и составляющие до 15% всей массы пород. Наибольшая мощность траппового чехла здесь достигает 10 км. Центральная часть острова рассечена меридиональной тектонической депрессией, к которой приурочены современные вулканические извержения. По краям вулканического плато наблюдается наклон базальтовых покровов в сторону океана под углом до 8°, тогда как по направлению к горным вершинам острова углы наклона не превышают 4°. На Фарерских островах базальтовые лавы достигают мощности 3000 м. Верхняя часть траппового чехла представлена щелочными оливиновыми базальтами и отчасти океанитами, средняя — толеитами, а нижняя — чередованием тех и других.
В Гренландии трапповая формация, продолжающая третичные базальтовые поля Шотландии и Исландии по направлению на запад, известна главным образом на восточном побережье между 69 и 76 с. ш. Между зал. Кангердлугссуак и зал. Скорсби базальты распространены на площади около 1000000 км2, севернее, между фьордом Франца-Иосифа и о-вом Шенон, — на площади примерно 16 000 км2, а на Земле Хоббса и Альфреда Эшера — всего лишь на 2000 км2. Все это остатки размытого базальтового плато, хотя можно сомневаться в том, что в прошлом это был непрерывный базальтовый чехол. Наоборот, ясно, что базальтовые лавы не прослеживались далеко на запад и не соединялись с базальтами Западной Гренландии, известными в области Диско Это подтверждается уменьшением мощности базальтовых накоплений от побережья Блосвилл, где они достигают 7,5 км, по направлению на запад, в глубь страны, а также отсутствием базальтовых галек в морене из западной части побережья зал. Скорсби.
На юге базальтовое плато налегает на осадочную серию, имеющую возраст сенонский до нижнего эоцена, а там, где эта серия выклинивается, прямо на докембрийские метаморфические породы Базальтовые лавы изливались в субаэральных условиях, лишь местами в подводной обстановке, и представляли собой типичные флудбазальты в понимании Гирреля. Мощности потоков варьировали от 10 до 30 м, изредка достигали 80 м. В подстилающих комплексах пород имеются многочисленные пластовые интрузивные тела и дайки. Общая последовательность залегания различных разновидностей базальтов не изучена, но известно, что здесь имеются порфировые и непорфировые базальты сходного состава, который мало отличается от траппов Декана. Оливиновые базальты не наблюдались. В северных районах базальты обычно более основные и щелочные. Из Земли Хоббса известны нефелинсодержащие базальты, а на юге подобные базальты были встречены среди галек.
Базальтовые лавы сопровождаются весьма разнообразными по составу интрузиями, среди которых установлены оливиновые габбро и эвкриты, габбро, феррогаббро и гранофиры, кварцевые сиениты, нефелиновые сиениты, щелочные граниты и сиениты, сиенито-долериты, сиенито-габбро и пироксениты, монцониты, а также босюниты, тингуаить и лампрофиры.
Сложный комплекс перечисленных интрузии изучен пока недостаточно, наиболее полные сведения относятся к п-ову Скергаард, где, по Вагеру и др. имеется интрузия в виде крутой воронки, суживающейся книзу, обнаженной на площади 60 км2 Интрузия расслоена: по вертикали сменяются снизу вверх оливиновые габбро обыкновенными габбро, затем ферро-габбро и кварцевыми габбро; эта смена отвечает представлениям об образовании интрузии в результате гравитационной дифференциации. В верхней части интрузии наблюдаются более поздние геденбергитовые гранофиры и кислые натриевые гранофиры. Скергаадская интрузия вскрыта над уровнем океана до высоты 2500 м, но основание ее скрыто под водой.
Возраст наиболее ранних базальтов Гренландии относится предположительно ксенону или к постсенонскому времени, а наиболее поздних — к позднему эоцену или олигоцену.
По отношению к другим районам Британо-Арктической провинции о-в Ян-Майен заметно выделяется тем, что в его пределах распространены преимущественно оливиново-базальтовые и другие щелочные лавы. Здесь, по Вольфу, Карстенсу и другим исследователям, распространены оливиновые трахиандезиты и трахибазальты, анкарамиты, а также кварцевые трахиты с содержанием кремнезема 65—85%. Это единственный район в пределах рассматриваемой провинции, где трапповая формация фациально замещается породами существенно щелочнобазальтового состава.
Заканчивая описание Британо-Арктической провинции и свойственных ей траппов, следует подчеркнуть, что в целом эта провинция неоднородна и сильно расчленена. В отдельных участках, в частности на юго-востоке, в области Британских островов, где вскрыты корневые зоны третичных вулканов, траппы принадлежат ряду нестратифицированных формаций. В дальнейшем несомненно представится возможным дать более строгое описание рассматриваемой провинции и выделить среди них разнотипные парагенетические ассоциации вулканогенных пород.
Общие черты трапповых формаций различных регионов земного шара вырисовываются достаточно наглядно — все они состоят в основном из базальтовых, преимущественно толеитовых лав. Фациальные изменения внутри этих формаций сравнительно невелики и определяются главным образом переходами к сериям, включающим риолитовые или щелочные лавы. Такие фациальные изменения связаны с крупными флексурообразными изгибами, в которых, помимо базальтовых лав, появляются риолитовые и щелочные породы. Примеры подобного рода представляют флексуры района Лебомбо в Южной Африке, Бомбейского побережья в Индии; по-видимому, такое же положение занимают щелочные лавы на севере Сибирской платформы. Типичные переходы к осадочным сериям для трапповых формаций не описаны
Рассмотренные формации в общем симметричны в том смысле, что изменчивость их по разным направлениям слабо выражена, хотя, конечно, чередование лав с осадочными породами не вполне устойчиво и может существенно варьировать. Характерно сопровождение трапповых формаций корневыми зонами в виде пластовых залежей, дифференцированных или однородных даек и так называемых центральных интрузивных комплексов, а также туфовых трубок.
Вследствие того, что трапповые формации после возникновения в одних случаях были приподняты, в других — опущены, они могут быть разделены на две группы: расчлененные (или обычные) и погребенные. Для расчлененных формаций характерны своеобразные черты ступенчатого лестничного рельефа, свойственного траппам В наиболее приподнятых участках подобных трапповых формаций обычно вскрываются корневые зоны вулканических построек. В том случае, когда такие зоны имеют вид центральных интрузий (например, в Шотландии), наблюдаются переходы от стратифицированных трапповых формаций к нестратифицированным, разобщенным кольцевым комплексам В этих комплексах вулканогенные породы либо сохраняются в кальдерных проседаниях, либо вообще не обнаруживаются, хотя кольцевое строение интрузий сохраняется Примерами расчлененных формаций являются траппы Сибири, Индии, Южной Африки, Тасмании и ряда других территорий.
Погребенные трапповые формации расположены в крупных прогибах, возникших либо в процессе накопления траппов, либо после завершения этого процесса. Для погребенных трапповых формаций корневые зоны устанавливаются с большим трудом, так как изучение таких формации обычно связано с буровыми работами. Тем не менее для серии Кивино в Канаде, где позднейшие погружения не были значительными, а слои были смяты, по-видимому, в процессе накопления осадков и лав, корневые зоны в виде дифференцированных интрузий прекрасно выражены.
Имеются различия между докембрийскими и более поздними формациями, которые выражаются в следующем. Во-первых, весьма крупные дифференцированные корневые зоны, имеющие вид лополитов или пластовых тел, резко приближенные к былой поверхности Земли, типичны главным образом для докембрийских трапповых формаций. В более поздние эпохи подобные интрузии оказываются не столь крупными, менее резко дифференцированными, а в большинстве случае отсутствуют, например в кайнозойских трапповых формациях. Во-вторых, для докембрия типичны погребенные трапповые формации, которые не характерны для палеозойских и более поздних гомологов этих формаций на древних платформах. Погребенные палеозойские трапповые формации, подобные донбасским, встречаются в палеозое реже, чем среди докембрия, и они обычны для молодых платформ. Так же, по-видимому, редки погребенные третичные формации, примером которых может служить только тот участок Британо-Арктической трапповой формации, который тяготеет к Исландии. Однако даже этот участок отличается некоторой особенностью: в его пределах трапповая формация на краях острова погружается под океан, что свидетельствует об относительно более высоком положении траппов Исландии по сравнению с теми, которые выстилают дно Атлантического океана. Так или иначе, известная эволюция трапповых формаций за время с позднего докембрия до кайнозоя намечается, и, вероятно, в дальнейшем она будет выявлена более полно, чем это можно сделать сейчас.