В пределах Африканского континента пока не известно выходов пород древнее 3,4-3,5 млрд лет, а этот возраст твердо доказан лишь для «древних гнейсов» Каапваальского эократона и гранито-гнейсов эокра-тона Зимбабве. Близкие датировки получены и для некоторых сходных пород в Центральной Африке, но их достоверность более сомнительна. Во всяком случае очевидно, что «серогнейсовая» протоконтинентальная кора начала формироваться в раннем архее и на площади данного континента.
Средний и поздний архей, как и на других континентах, был временем образования зеленокаменных поясов, но их среднеархеиская генерация известна лишь в эократонах Каапвааль и Зимбабве. Первый из них испытал кратонизацию уже к началу позднего архея, образовав древнейшее ядро Африканского континента. В конце архея кратонизация уже охватила большую его часть, включая Мадагаскар. Наступившая в начале протерозоя деструкция пощадила значительные участки эпиархейского континента, которые и выделяются в качестве эократонов. Кроме уже названных Каапваальского и Зимбабве, это Танзанийский, Замбийский (Бангвеулу), Касаи, Габонский, Сьерра-Леонский, За-падно-Регибатский. На Каапваальском эократоне еще в позднем архее началось накопление осадочного чехла в синеклизе Трансвааль, продолжавшееся в раннем протерозое. А между эократонами и в их обрамлении протянулись раннепротерозойские подвижные пояса-Кейс и Магонди в обрамлении Каапваальского эократона, Лимпопо между ним и эократоном Зимбабве, Рузизи-Убенди-Усагара в южном обрамлении Танзанийского эократона, Бирримский к востоку от эократона Сьерра-Леоне. Некоторые из них имели целиком или преимущественно энсиалический характер, в других с большим (Бирримский) или меньшим (Рузизи-Убенди) основанием можно подозревать новообразование океанской коры. Пояс Лимпопо выделяется своим особенно высоким метаморфизмом и представляет наиболее ранний пример гранулито-гнеисового пояса на рассматриваемом континенте.
Раннепротерозойское развитие завершилось на уровне 2,0-1,8 млрд лет новой эпохой кратонизации, получившей в Западной Африке название эбурнейской. На этот раз площади, испытавшие окончательную стабилизацию, оказались более обширными, включив не только эпиархейские кратоны, но и значительные участки раннепротерозойских подвижных поясов.
Так образовались протоплатформы: Западно-Африканская, Конго, Калахари и расширившаяся Танзанийская. Этакратонизация в ряде районов сопровождалась мощными наземными извержениями кислых лав и игнимбритов и становлением интрузий гранитов рапакиви (восток Регибатского массива, массив Банг-веулу).
Новая деструкция, наступившая в начале среднего протерозоя, затронула, соответственно, значительно меньшую площадь, чем раннепротерозойская. Наиболее интенсивно она проявилась в южном обрамлении протоплатформы Калахари, где возникла подвижная система Намаква-Наталь. Присутствие в ее восточном звене офиолитов свидетельствует об ее энсиматической природе. Две другие системы - Кибарская и Ирумиды, протянулись в северо-восточном направлении, разделяя протоплатформы Конго, Танзанийскую и Калахари и отделяясь друг от друга небольшим блоком Банг-веулу (Замбийский эократон). Эти системы носят явно энсиалический характер; их развитие закончилось довольно значительным гранитообразованием, но деформации и метаморфизм проявились в достаточно умеренной степени.
На всем остальном пространстве Африки и Аравии в среднем протерозое господствовал платформенный режим. Местами в условиях слабого погружения происходило накопление осадочного чехла, теперь уже практически неметаморфизованного. Чехол этот слагается на протоплатформе Калахари красноцветны-ми обломочными толщами континентального происхождения.
После кибарского тектогенеза на рубеже среднего и позднего протерозоя, соответствующего планетарному гренвильскому, на какое-то время (200-100 млн лет) весь Африкано-Аравийский континент, вошедший в состав суперконтинента Родиния, находился в условиях спокойного тектонического режима. Однако вскоре, между 900 и 800 млн лет т.н., последовала интенсивная деструкция, значительно превзошедшая по своему масштабу имевшую место в начале среднего протерозоя.
В результате континент оказался расчлененным на несколько сохранивших устойчивость блоков - крато-нов, между которыми возникли глубоководные в своей большей части линейные бассейны с корой океанского или субокеанского типа. Ширина этих бассейнов пока в точности не определена в связи с ограниченностью палеомагнитных данных. Она явно менялась по простиранию, сопровождаясь выклиниванием осевых зон с океанской корой. Это происходит в Северной Африке с тремя главными поясами, протянувшимися в субмеридиональном направлении: Мавританским, Транссахарским и Нубийско-Аравийским. Первые два разделялись Западно-Африканским кратоном, второй и третий - Восточно-Сахарским кратоном. На Западно-Африканском кратоне в конце среднего протерозоя заложилась крупнейшая синеклизаТаудени, в основании которой предполагается существование более раннего рифта, а в ее юго-восточный угол вклинивается авлакоген Гурма- ответвление Транссахарского подвижного пояса.
Экваториальную Африку в широтном направлении от северного Камеруна до южного Судана пересекает другой подвижный пояс - Центрально-Африканский, пока еще слабо изученный. В Южной Африке, в прибрежной Намибии находится тройное сочленение подвижных систем, из которых одна (Каокофельд-За-падные Конголиды) простирается к северу вдоль атлантического побережья, с перерывами достигая Габона, другая также с перерывами и вдоль побережья, но к югу (система Гариеп), достигая Капской провинции ЮАР, где она поворачивает к востоку (система Малм-сбери), а третья - Дам ара-вклинивается в тело континента в северо-восточном направлении, здесь вырождаясь в энсиалическую - Катангиды, и слепо заканчиваясь Луфилийской дугой. Первая ветвь окаймляла с востока кратон Конго, третья - кратон Калахари, а вторая разделяла эти кратоны. Еще одна побочная широтная интракратоиная ветвь Дамарид протянулась вдоль долины Замбези в северном обрамлении крато-на Калахари (см. рис.7-10). Предполагается, что продолжением системы Дамара на Южно-Американском континенте служила система Рибейра в южной Бразилии, примыкавшая с востока к кратону Ла Плата. Обращает на себя внимание приуроченность всех этих подвижных систем к району, где в будущем раскрылась Южная Атлантика, а Мавританиды вряд ли случайно простираются вдоль побережья Центральной Атлантики; Трансеахарский и Нубийско-Аравийский пояса, со своей стороны, на севере открывались в Про-тотетис- первую генерацию Средиземноморского подвижного пояса. Южным продолжением Нубийско-Аравийского пояса являлся Мозамбикский гранулит-гнейсовый пояс, несогласно наложенный своей внешней зоной на прилегающие более древние структуры вплоть до Ирумид, а на юго-востоке надвинутый на пояс Лурио.
Основные события, завершившие развитие всех этих позднепротерозойских подвижных систем -склад-чато-надвиговые деформации, доходившие до образования тектонических покровов, надвинутых на смежные кратоны, метаморфизм, местами достигший гра-нулитовой фации, широкое гранитообразование, проявились в позднем венде, но достаточно высокая тектоническая и особенно магматическая активность продолжились в кембрии и даже начале ордовика. Причем они сказались и за пределами самих подвижных систем, вызвав радиометрическое омоложение. В связи с последним, совокупность этих событий была выделена в свое время британским геологом У.Кеннеди под названием панафриканского орогенеза. Достаточно очевидно, что он соответствует байкальскому в России, кадомскому в Западной Европе, бразильскому в Южной Америке, а отдельные его фазы заслуживают специального наименования.
Рубрика ‘Африка и Аравия’ Category
Раннепротерозойский протоплатформенный чехол имеет гораздо более широкое распространение, но в южной половине Африки, а классический его разрез находится опять же в пределах Каапваальского эокра-тона, в раннем протерозое вошедшего в состав прото-платформы Калахари. Здесь раннему протерозою принадлежит мощная, до 15 км, супергруппа Трансвааль, выполняющая одноименную синеклизу (протосинекли-зу), значительно большую по размеру, чем бассейны, в которых накапливались Витватерсранд и Вентерсдорп, и смещенную по отношению к последним в северном направлении вплотную к поясу Лимпопо.
Супергруппа Трансвааль имеет трехчленное строение . Нижнюю часть слагают основные вулканиты и обломочные осадки, среднюю - карбонаты (строматолитовые доломиты) и вверху мощные железистые кварциты, верхнюю - снова обломочные породы. Накопление всех этих образований происходило в сугубо мелководных или даже субаэральных условиях. Закончилось оно излиянием мощных (3 км в сумме) кислых лав. Затем последовало внедрение крупнейшего в мире сложного расслоенного Бушвельдского ло-полита. Оно протекало в две фазы: сначала мафит-уль-трамафитовый комплекс, мощностью 7-8 км, а затем кислый, представленный гранофирами и гранитами мощностью до 3 км, возможно комагматичный фель-зитам верхов супергруппы Трансвааль. С ультрама-фитами связаны платиновая и хромовая инерализация,с мафитами - ванадиеносные магнетитовые руды, с гранитоидами-руды олова. Возраст лополита- 2060-2050 млн лет.
Верхи нижнего протерозоя представлены на эок-ратонах Каапваальском и Зимбабве красноцветными крупнообломочными отложениями, выполняющими несколько впадин, одна из которых наследует Транс-ваальскую синеклизу, другая (Соутпансберг) имеет явно рифтогенный характер и содержит кроме осадков лавы андезитов и трахитов, а остальные представляют грабен-прогибы. Возраст всех этих отложений порядка 1,8 млрд лет.
В Экваториальной Африке, в Габоне, раннепротерозойский чехол наложен на северо-западный край протоплатформы Конго и представлен франсвильской толщей. Эта толща имеет преобладающе конгломера-тово-аркозовый состав, с подчиненным содержанием углистых пелитов, кремней и бимодальных вулканитов. Она примечательна необычно высокой концентрацией урана, благодаря чему отдельные ее участки представляют природные реакторы. Кроме того, эта супергруппа содержит промышленные залежи марганцевых руд и является наиболее древней осадочной толщей -возраст 2,1-1,9 млрд лет, полностью избежавшей, в отличие от всех перечисленных выше протоплатфор-менных образований, регионального метаморфизма. Мощность ее составляет несколько километров.
Весьма любопытно, что среднепротерозойские образования типа платформенного (протоплатформенно-го) чехла в Африке практически отсутствуют; образования этого возраста участвуют лишь в сложении подвижных поясов (Кибариды, Ирумиды, Намаква-На-таль). К перечню этих структур следует еще добавить рифтогенные среднерифейские (1,3-1,0 млрд лет) прогибы, возникшие вдоль западной и северной окраин протоплатформы Калахари на юге Африки: Корас, Синклер, Ганзи. Они заполнены незрелыми грубооб-ломочными осадками и бимодальными вулканитами, общая мощность которых достигает 8-9 км. Эти образования во впадине Корас несогласно наложены на раннепротерозойскую систему Кейс.
В отличие от среднего протерозоя, в позднем протерозое образование платформенного чехла происходило на широких площадях, но теперь не на юге, на протоплатформе Калахари, а в Экваториальной Африке, на протоплатформе Конго, где заложилась одноименная синеклиза, и в Северо-Западной Африке, на Западно-Африканской протоплатформе, где образовалась синеклиза Таудени. Обе эти синеклизы являются крупнейшими на Африканском континенте, превышая в поперечнике тысячу км.
Отложения позднепротерозойского чехла с перерывами обнажаются по западной, северной и восточной периферии синеклизы Конго, а в ее центральной части предполагаются по данным бурения и сейсмики. Вдоль юго-восточной периферии впадины выступают складчатые образования Дамарид и Катангид, разрезы которых хорошо сопоставляются с разрезами отложений чехла, в особенности по присутствию маркирующих горизонтов тиллоидов, главный из которых залегает на гренвильском уровне 950±50 млн лет т.н., отсекая внизу небольшую часть разреза, относящуюся к верхам среднего рифея. Накопление этих отложений продолжалось до 700-660 млн лет т.н., иначе говоря, оно не выходит за пределы позднего рифея, а венд здесь отсутствует, в отличие от подвижного пояса Катангид. Состав образований преимущественно песчано-глини-стый, с отдельными пачками строматолитовых карбонатов; окраска пестрая; местами присутствуют базальтовые лавы. На севере отложения деформированы лишь на переходе к панафриканской складчатой Камерун-Суданской системе, но на востоке дислоцированность возрастает и появляются интрузии габбро, сиенитов и щелочных гранитов. Косая слоистость и знаки ряби свидетельствуют о прибрежно-мелководных условиях накопления осадков.
Аналоги описанных верхнерифейских отложений известны и на восточном склоне Танзанийского эократона, где к востоку, как уже было сказано раньше, они переходят в складчатые и метаморфизован-ные образования Мозамбикского гранулит-гнейсово-го пояса.
Разрез синеклизы Таудени, в отличие от синеклизы Конго, более полный и включает не только верхнерифейские, но и вендские отложения, согласно переходящие в кембрий. Нижняя часть этого разреза кварци-то-доломитово-песчаниково-алевролито-аргиллито-вая, отделена несогласием на уровне 650 млн лет т.н. от верхней части, вендской, начинающейся тиллитами и сложенной в основном песчаниками, а также карбонатами, алевролитами и аргиллитами пестрой окраски. Мощность, включая кембро-ордовик, достигает 2800 м.
К югу от синеклизы Таудени, ближе к Гвинейскому заливу располагается значительно меньшего размера впадина Вольта. Она примыкает с запада к складчатой системе Атакора - южному звену Транссахар-ского панафриканского подвижного пояса. Ее разрез вполне сходен, с одной стороны, с разрезом впадины Таудени, а с другой, хорошо сопоставляется с разрезом системы Атакора. Разрез впадины Вольта завершается молассой, имеющей уже раннепалеозойский возраст.
Следующий комплекс чехла - нижне- и среднепале-озойскш, раннегондванский, включает морские отложения от кембрийских до среднекарбоновых включительно. Распространены они в северной половине Африки, в то время как южная половина, за исключением крайнего юга - Капской провинции ЮАР, практически в течение всего этого времени представляла область размыва. В северо-восточной Африке морские отложения замещаются, начиная с юга, континентальными, но в Аравии, ближе к Персидскому заливу и в Синае и странах Леванта, снова преобладают морские фации.
В раннем кембрии погружения ограничивались лишь крайней северной и северо-восточной периферией платформы - пассивной окраиной Палеотетиса. Среднекембрийская трансгрессия привела к расширению этой зоны и к смене чисто песчаных отложений карбонатно-обломочными. Поздний кембрий ознаменовался регрессией и почти полным осушением платформы. В раннем-среднем ордовике эта регрессия сменилась трансгрессией, зона осадконакопления охватила всю Сахару и распространилась до Гвинейского залива, где осадки этого возраста известны во впадине Вольта и небольшой впадине Бове в Гвинее. По-прежнему преобладают песчаные фации, наряду с морскими и континентальные. Погружения затронули и южную, Капскую оконечность континента. Однако в позднем ордовике последовала новая регрессия, и почти вся Африка, включая крайний юг, а также Аравия были охвачены покровным оледенением, оказавшись в высоких широтах южного полушания.
Новая обширная трансгрессия в силуре покрыла всю Сахару и достигла будущего Гвинейского залива, затронув также Аравию. Широкое распространение получили глинистые литофации. Погружения продолжались в Капской провинции, но здесь отлагались песчаные осадки. В раннем девоне, а в Аравии уже с позднего силура трансгрессия сменилась регрессией, в Аравии с накоплением карбонатов и эвапоритов. В Сахаре на общем фоне слабых погружений большими мощностями все больше выделяются рифтогенные прогибы Тиндуф и Саура-Угарта, причем эта картина сохранилась и в среднем-позднем девоне и раннем карбоне. Здесь мощности измеряются уже километрами и среди осадков получают распространение глины и карбонаты, а в раннем карбоне и эвапориты. Средне-позднедевонская трансгрессия превысила по масштабу силурийскую, достигнув максимума во франском веке. Лишь на юге (Нигер, Чад, Судан) морские осадки замещаются аллювиально-дельтовыми. В фамене начинается новая регрессия, продолжившаяся в раннем карбоне, мало затронувшая, однако, впадины Тиидуф и Саура-Угарта и северную периферию платформы. Капский бассейн начал мелеть уже в среднем девоне, закончив свое развитие в раннем карбоне. В конце раннего карбона на северо-западе, в Приатласской зоне и вблизи Мавританид возрастает тектоническая активность, предвещающая начало нового этапа развития платформы.
Эти тенденции вскоре переросли в почти всеобщее поднятие, в среднем карбоне еще пощадившее Приат-ласскую зону.
Авлакоген Саура-Угарта испытал инверсию и превратился в пологоскладчатую зону. Под влиянием тектонических напряжений, исходивших из Атласид и Мавританид, составлявших единый герцинский оро-ген с Южными Аппалачами, в позднем палеозое закончилась дифференциация на поднятия и впадины-синек-лизы Сахарской плиты (рис.7-12) и всей Северной Африки. Здесь обособились Регибатский, Туарегский (Ахаггар), Тибестийский и Нубийско-Аравийский, а в более южной полосе Леоно-Либерийский (Манский) и Бенин-Нигерийский щиты. Между поднятием Анти-Атласа и Регибатским щитом протянулась синеклиза Тиндуф, авлакоген Саура-Угарта испытал инверсию и превратился в соединительное звено между Анти-Ат-ласом и Туарегским щитом.
Второй фанерозойский комплекс осадочного чехла Африкано-Аравийской платформы отвечает верхнему палеозою и нижнему мезозою (верхний карбон -средняя юра). В отличие от предыдущего, это поздне-гондванский комплекс - его образование непосредственно предшествовало распаду Гондваны.
В Северной Африке и Аравии морские условия в позднем карбоне постепенно сменились континентальными, дольше всего сохраняясь на северо-восточной периферии, где в ранней перми проявилась трансгрессия, усилившаяся в поздней перми, приведя к накоплению преимущественно карбонатов. Наиболее мощное пермское осадконакопление происходило в Тунисе.
В триасе север и северо-восток платформы продолжали оставаться зонами мелководно-морского осадкона-копления. В позднем триасе - ранней и отчасти средней юре северо-западная, северная и северо-восточная окраины платформы становятся областями эвапори-тообразования; особенно мощная соленосная толща накапливается в Алжиро-Тунисском периферическом прогибе. Местами и временами проявляется вулканизм, в основном базальтовый.
Между тем в более внутренних впадинах севера платформы с некоторыми перерывами накапливаются чисто континентальные обломочные осадки, в позднем карбоне угленосные, выше красноцветные.
Существенно иной комплекс отложений, получивший название комплекса Карру (рис.7-13), образовался на позднегондванском этапе в Экваториальной и Южной Африке. В его основании залегают ледниковые отложения верхов карбона, их распространение достигает на востоке юга Аравийского п-ова. Выше залегает угленосная толща нижней перми, которую сменяют красноцветные обломочные отложения верхней перми и триаса. Накопление всех этих отложений происходило на юге в крупной синеклизе Карру, где они и достигают максимальной мощности в несколько километров. Севернее в конце карбона возникла разветвленная рифтовая система, состоящая из рифтов меридионального и северо-восточного простирания и достигающая на севере Сомали, а на востоке включающая побережья Сомали, Кении, Танзании, Мозамбика и Мадагаскара. Эти последние районы в перми, триасе и юре время от времени испытывали вторжение моря с севера, со стороны Тетиса, предвосхищавшие раскрытие западной части Индийского океана в поздней юре. С ними было связано и накоплени эвапоритов. Формирование комплекса Карру завершилось в средней юре мощными (до 5 км) излияниями плато-базальтов, достигшими наибольшей интенсивности в крайней юго-восточной части континента.
В конце средней юры начался распад Гондваны и стали определяться контуры Африканского (первоначально включавшего и Аравию) континента. Северозападный контур обозначился в связи с раскрытием центральной Атлантики. Отложение красноцветов и эвапоритов в средней юре сменилось накоплением карбонатов. Мелководные карбонатно-терригенные толщи отлагались на северной окраине платформы, замещаясь на северо-востоке, в Аравии, карбонатами с возрастающим участием эвапоритов. Аналогичного состава отложения накапливались далее к югу вдоль побережья Восточной Африки, которая в поздней юре уже отделилась от Сейшелл-Мадагаскара-Индии с образованием Сомалийской и Мозамбикской котловин Индийского океана. Мощность осадков местами достигает 3 км.
Накопление отложений типа платформенного чехла началось на крайнем юге Африки, в пределах Ка-апваальского эократона еще в позднем архее, около 3 млрд лет т.н.
Позднеархейский комплекс представлен здесь тремя супергруппами: Понгола, Витватерсранд и Вентерс-дорп. Первая из них с возрастом 3,0-2,9 млрд лет развита в небольшом изолированном бассейне на юго-востоке эократона. Большая нижняя часть ее разреза образована толщей последовательно дифференцированных лав толеитового ряда, от базальтов до риоли-тов, с подчиненными обломочными осадками; мощность этой толщи достигает 7 км. Верхняя часть осадочная, обломочная и глинистая с участием железистых кварцитов.Она накапливалась в речных, дельтовых и шельфовых условиях. Супергруппа прорванадайково-силловым мафит-ультрамафитовым комплексом Усуш-вана с возрастом 2,8 млрд лет и более молодыми - 2,7-2,5 млрд лет, гранитами.
Следующая по возрасту (3,0-2,7 млрд лет) супергруппа Витватерсранд накопилась в более крупном бассейне, смещенном по отношению к бассейну Понгола в северо-западном направлении. Она знаменита своей золото- и ураноносностыо; мощность достигает внушительного значения в 11 км. Сложена супергруппа обломочными, включая грубообломочные, осадками, отложенными во флювиальных и озерных условиях; золотоносными и ураноносными являются конусы выноса рек - фэны, особенно в базальных горизонтах осадочных циклов, залегающих над несогласиями. Осадки прослаиваются вулканитами бимодального состава. Главным образом в нижней части бассейн имеет структуру полуграбена, с разломным северо-западным ограничением. Эта структура осложнена куполовидными поднятиями и дополнительными разломами, связанными уже с формированием более молодой (2,7 млрд лет) супергруппы Вентерсдорп, которое началось в условиях рифтинга с образованием сложного грабена, но закончилось в обстановке общего погружения бассейна. Основную роль в сложении супергруппы мощностью до 5 км играют бимодальные, частично щелочные вулканиты, подчиненную - обломочные осадочные породы.
Мавритано-Сенегалъская система, или Мавритани-ды, простирается в общем параллельно атлантическому побережью Северо-Западной Африки от Мавритании на севере до Либерии на юге. На всем этом протяжении слагающие ее образования надвинуты на Западно-Африканскую протоплатформу - Регибатский массив, синеклизу Таудени и Леоно-Либерийский массив. Надвигание это протекало в три фазы - первую перед вендом (650 млн лет т.н.), вторую - перед кембрием (550 млн лет т.н.) - в южной половине системы, и третью - в позднем палеозое, опять-таки в северной половине системы. Система имеет общее восточно-вергентное покровно-надвиговое строение. Трансформными разломами она подразделяется на три сегмента -собственно Мавританиды (Мавритания-Сенегал), Бас-сариды (Мали-Гвинея) и Рокелиды (Гвииея-Сьерра-Леоне-Либерия) с различным возрастом деформаций (см.выше). На западе, со стороны океана, образования системы перекрыты молодым, мезозойско-кайнозой-ским чехлом Сенегальского периокеанского бассейна, а южнее, в Гвинее, наложенной палеозойской Гвинейской (Бове) синеклизы. По гравиметрическим данным предполагается, что под этим чехлом находится блок докембрийской континентальной коры, аналогичной коре Западно-Африканского кратона и, возможно, представлявший выступ Амазонского кратона. Исходя из этого допускается, что заложение подвижной системы Мавританид произошло в позднем рифее, около 700 млн лет т.н. в результате рифтинга раннедокем-брийского кристаллического фундамента, перекрытого чехлом континентальных осадков средне- и ранне-по-зднерифейского возраста. Рифтинг этот мог достигнуть стадии ограниченного спрединга, судя по присутствию породной ассоциации, тождественной или близкой офиолитовой. Вскоре в западном плече рифта, очевидно вследствие субдукции, возникла энсиалическая вулканическая дуга, а выполнение рифта начало подвергаться сжатию со скучиванием и надвиганием на Западно-Африканский кратон. Этот процесс в Маврита-нидах и Бассаридах достиг кульминации на рубеже рифея и венда, 650 млн лет т.н. Вызван был этот орогенез столкновением ограничивавших первичный рифт древних блоков. В венде по обе стороны ороген-ного поднятия в передовом и тыльном прогибах происходило накопление флиша (с тиллитами в основании). В конце венда (575-555 млн лет т.н.) южные Мавританиды и Бассариды испытали вторую фазу деформаций и метаморфизм. В Рокелидах проявилась лишь эта фаза. Здесь вообще система испытывает резкое сужение и вырождается в сутуру, вдоль которой простирается узкая полоса вендского флиша и офио-литов (?). Последняя фаза деформаций и надвигания -пермская-затронула в основном Мавританиды и лишь отчасти Бассариды. Она была связана с коллизией Гон-дваны и Лаврентии и явилась отголоском аллеганской эпохи деформаций в Аппалачах.
Следующим к востоку крупным неопротерозойским складчатым поясом Северной Африки является Транссахарский пояс. Он прослеживается от восточного Анти-Атласа на севере через палеозойский инверсионный авлакоген Саура-Угарта, где породы этого возраста выступают в ядрах антиклиналей, в направлении горного массива Ахаггар (Хоггар) в центре Сахары, а затем, с перерывом, связанным с наложенной Мали-Нигерской синеклизой, в горный хребет Атако-ра в Того, достигая в конце концов Гвинейского залива. Первоначально этот пояс мог находить свое про-должениие в северо-восточной Бразилии.
Северное звено пояса, обнаженное в эрозионном окне в восточном Анти-Атласе примечательно тем, что здесь обнажена относительно полная офиолитовая ассоциация, прорванная кварцевыми диоритами и перекрытая известково-щелочными островодужными вулканитами. Возраст офиолитов определен в 787 млн лет. Становлению бассейна с океанской корой предшествовал континентальный рифтинг, отчетливо проявленный на прилегающем с юго-запада краю Западно-Африканской протоплатформы образованием роя даек и излиянию мощных покровов толеитовых базальтов. Этот рифтинг датирован в 790 млн лет; за ним последовало накопление на опущенном краю континента турбидитов, черных сланцев и толеитовых базальтов, уже приближающихся к океанским. В ходе панафриканского орогенеза офиолиты и островодужные вулканиты были надвинуты на образования континентальной окраины и прорваны гранодиоритами с возрастом 680 млн лет. Полное закрытие бассейна и коллизия гипотетического северного континента с Западно-Африканским произошли в венде - 600 млн лет т.н.
Весьма сходная картина соотношения окраины Западно-Африканской платформы и подвижного Транс-сахарского пояса наблюдается на западе Ахаггарско-го массива. Здесь на раннедокембрийском фундаменте залегает чехол, представленный в основном стромато-литовыми известняками низов верхнего рифея. В него со стороны подвижного пояса внедрен мощный и сложный мафит-ультрамафитовый комплекс, а на него наложен еще более мощный известково-щелочной остро-водужного типа вулканический пояс. Южнее вулканиты приобретают бимодальный характер и появляются интрузии габбро-норитов и диоритов. Метаморфизм возрастает до амфиболитовой фации. Все эти образования интенсивно дислоцированы. Дислокации имеют западную вергентность. Следует отметить, что нигде в Ахаггаре не выявлены настоящие офиолиты, хотя исследователи допускают, что магматическая дуга могла возникнуть на океанской коре.
Рифтинг на краю Западно-Африканского континента, отделившего от него более восточный континентальный блок, датируется в 800 млн лет, а образование магматической дуги - временем до 730 млн лет. За этим последовал высокотемпературный синкинемати-ческий метаморфизм на уровне 710 млн лет и накопление вулканокластического материала восточного происхождения с противоположной активной континентальной окраины. Далее следует фаза становления плутонов известково-щелочных гранитоидов - 635 млн лет т.н., и эпоха коллизии континентальных блоков -620-600 млн лет т.н. Коллизия была косой, что привело к образованию крупных сдвигов, очень характерных для Ахаггара и ориентированных строго по меридиану. Закончилось активное развитие этой части пояса поднятием, внедрением посткинематических гранитов и накоплением красноцветной континентальной молассы в остаточных прогибах и наложенных грабенах; этот процесс длился до 500 млн лет т.н., т.е. охватил поздний венд и кембрий. Сказанное относилось к западному Ахаггару. Центральный и восточный Ахаг-гар обнаруживают сложную структуру и историю по-зднепротерозойского-раннепалеозойского развития. Блоки раннедокембрийского фундамента чередуются с трогами, заполненными вулканогенно обломочными образованиями верхнепротерозойского (700-650 млн лет) возраста. В эпоху панафриканского орогенеза древние блоки подверглись переработке и весь ансамбль был пронизан многочисленными плутонами гранитоидов.
Южный сегмент Транссахарского пояса находится на территории Того, Бенина и восточной Нигерии. В его внешней, западной полосе, совпадающей с хребтом Атакора и надвинутой на впадину Вольта (см. ниже), развиты слабо метаморфизованные кварцит-пелитовые толщи с подчиненными карбонатами и бимодальными вулканитами. Присутствие в разрезе тиллитов свидетельствует о принадлежности верхней части разреза венду. В восточном направлении, за крупным разломом, сопровождаемым протрузиями серпентинитов, интенсивность метаморфизма резко возрастает и большую роль начинают играть выступы раннедокембрийского (>2,0 млрдлет) фундамента. Между ними выделяются троги, выполненные слабее метамор-физованными сланцево-кварцитовыми образованиями, очевидно эквивалентными толщам, слагающим хребет Атакора.
Оба комплекса прорваны гранитоидами, три фазы внедрения которых датированы, соответственно, в 685, 598 и 523 млн лет; первые и вторые являются синтекто-ническими, последние- посттектоническими. Вся эта картина вполне напоминает наблюдаемую в центральном и восточном Ахаггаре.
Слабообнаженная Восточно-Сахарская протоплат-форма, простирающаяся на восток до долины Нила, отделяетТранссахарский неопротерозойский подвижный пояс от Ну'бийско-Аравийского пояса, простирающегося по обе стороны молодого рифта Красного моря . Этот последний пояс, хотя и сходен с Транс-сахарским по возрасту слагающих его отложений и их деформаций, существенно от него отличается почти полным отсутствием выходов древнего фундамента и исключением блока Афиф на крайнем востоке аравийской части пояса. Другим не менее существенным отличием служит широкое развитие типичных офиолитов, правда, главным образом в виде меланжа, выступающего вдоль сутур или в составе тектонических покровов. Еще более широко распространены извест-ково-щелочные островодужные вулканиты, от базальтов до риолитов, и обломочные породы, продукты их разрушения. Среди островодужных образований детальные исследования в северо-восточном Египте позволили различить две генерации - раннюю с возрастом 880 млн лет, представленную габбро, диоритами, тоналитами - внутриокеанскую, и более позднюю, анд-ского типа, сложенную непрерывно дифференцированными вулканитами, закончившую свое формирование к 620 млн лет т.н. За этим последовало становление плутонов гранитоидов того же андского типа и мантийного происхождения на рубеже порядка 550 млн лет. К этому времени, т.е. к началу кембрия, закончилась аккреция вулканических дуг, шедшая последовательно с востока на запад, к Восточно-Сахарскому континенту, и произошла коллизия этого континента с более восточным континентом, принадлежавшим Восточной Гондване. Одновременно шло накопление мелководно-морской, а затем континентальной молассы с прослоями кислых лав; на севере она перекрыта сред-некембрийскими карбонатами. Между тем основная часть пояса испытывала постколлизиоиное растяжение с образованием роев даек, а также плутонов, в том числе кольцевых, щелочных гранитов и излияниями бимодальных вулканитов. Эти процессы закончились лишь в начале ордовика.
На юго-востоке Аравийского п-ова и по другую сторону Персидского и Оманского заливов в венде на фоне затухающей субаэральной вулканической деятельности возник солеродный бассейн Ормуз с накоплением мощной эвапоритовой толщи.
Нубийско-Аравийский пояс в только что описанном виде прослеживается вплоть до Эфиопии, где он сменяется одновозрастным, но резко отличным по своему составу и строению Мозамбикским поясом. Последний является, наряду с Гренвильским, крупнейшим представителем гранулито-гнейсовых поясов мира, столь характерных для протерозоя и начала палеозоя. Его общность с Нубийско-Аравийским поясом подчеркивается помимо взаимоперехода по простиранию и одновозрастности заключительных деформаций тем, что некоторые из офиолитовых зон Нубийско-Аравий-ского пояса прослеживаются к югу далеко вглубь Мо-замбикского пояса. Главное же отличие последнего состоит в том, что за исключением этих офиолитов, Мозамбикский пояс сложен в основном более древними, чем верхнепротерозойские, породами, глубоко переработанными в процессе панафриканского термотек-тогенеза. В переходной между Нубийско-Аравийским
и Мозамбикским поясами зоне, приходящейся на Эфиопию, наблюдается выклинивание к югу полос, сложенных верхнепротерозойскими образованиями и расширение промежуточных блоков переработанных более древних пород.
С запада Мозамбикский пояс ограничен одноименным надвиговым фронтом, подобным Гренвильскому фронту Северной Америки. Мозамбикский фронт простирается в меридиональном направлении до низовьев р. Замбези (рис.7-10). На своем протяжении фронт срезает, в ряде мест почти под прямым углом, более древние элементы структуры Африканской платформы, от архея Танзанийского и Зимбабвийского эокра-тонов и пояса Лимпопо, раннепротерозойской складчатой системы Усагара и вплоть до среднепротерозой-ской системы Ирумид на юге, закончившей свое развитие на гренвильском рубеже, что тем самым намечает нижний предел возраста самого Мозамбикско-го пояса. В ряде мест уже внутри пояса прослеживается продолжение структур, срезанных Мозамбикским фронтом. Это касается зеленокаменных поясов эпиар-хейских эократонов, ранне- и среднепротерозойских складчатых и метаморфических образований, а также отложений осадочных чехлов эократонов, в частности группы Умкондо эократона Зимбабве (нижний протерозой) и аналогов группы Букоба Танзанийского эократона (верхний протерозой). В случае Умкондо прослежено постепенное возрастание степени дислоци-рованности и метаморфизма со вступлением в Мозам-бикский пояс.
Внутренняя структура Мозамбикского пояса отличается большой сложностью. Развиты опрокинутые и изоклинальные складки, надвиги, переходящие в тектонические покровы; господствует общая западная вер-гентность. Радиометрические датировки дают большой разброс. На юге, в Мозамбике они в большинстве отвечают гренвильскому возрасту субстрата пояса, очевидно здесь слабо переработанного, но севернее преобладают панафриканские значения. Они позволяют различить в Кенийском сегменте три эпохи деформаций, метаморфизма и гранитизации: 1 - на уровне ~820 млн лет т.н. - опрокинутая складчатость, пластичные надвиги с тектоническим переслаиванием фундамента и чехла, чешуями офиолитов, образование анатектических гранитов, амфиболитовый-гранули-товый метаморфизм -все это связывается с косой коллизией предполагаемого на юге Кибарского (Гренвиль-ского) континента с Танзанийским эократоном; 2 - между 620-570 млн лет т.н. - постколлизионные складчатые деформации и образование пластичных сдвигов, играющих большую роль в структуре пояса, метаморфизм, внедрение синтектонических гранитои-дов; 3 - между 500 и 480 млн лет т.н.- заключительная открытая складчатость, хрупкие сдвиги и охлаждение.
Коллизионное происхождение пояса не вызывает сомнений, но главное значениие должна была иметь коллизия Восточной Гондваны с Западной, произошедшая скорее всего в раннем венде. Впрочем, коллизия эта могла происходить неодновременно в разных сегментах Мозамбикского и Нубийско-Аравийского поясов.
Остров Мадагаскар и Сейшельские о-ва, судя по возрасту заключительных событий их активного развития - 650-485 млн лет, также принадлежат к Мозам-бикскому поясу. Однако в структуре Мадагаскара в еще большей степени, чем в структуре материковой части пояса, присутствуют более древние элементы, вплоть до архейских и включая нижне- и среднепротерозой-ские. Что касается Сейшелл, то здесь выступают граниты двух возрастов: 1320±220 и 710±9 млн лет.
Еще один, пока слабо изученный подвижный пояс панафриканского возраста протягивается в широтном направлении от Камеруна через Центрально-Африканскую республику до южного Судана, отделяя Восточно-Сахарскую протоплатформу от протоплатформы Конго. В нем возможно присутствие переработанных древних элементов наряду с относительно слабо мета-морфизованными верхнепротерозойскими, включая тиллитсодержащие вендские отложения, и ювенильны-ми гранитами с возрастом 600-550 млн лет.
Итак, формирование фундамента Африкано-Ара-вийской платформы закончилось в начале палеозоя, заняв три миллиарда лет.
Западные Конголиды простираются параллельно атлантическому побережью от Габона через Конго до Анголы на расстояние в 1300 км. На юге, на широте Луанды, их продолжение срезает широтный правый сдвиг, благодаря которому вероятное южное продолжение данной системы, идущее на соединение с северной ветвью Дамарской системы, оказывается смещенным в море и скрытым под молодым чехлом. С океанской стороны Западные Конголиды сопровождаются полосой выходов нижнепротерозойского кимезия с возрастом до 2,1 млрд лет. Нижняя часть разреза складчатой системы может относиться еще к среднему ри-фею; она метаморфизована до амфиболитовой фации и помимо кварцитов и пелитов включает толщу базальтов с андезитами и риолитами вверху. Средняя часть разреза сложена уже преимущественно вулканитами -метабаз альта ми внизу и метариолитами вверху, а верхняя, залегающая несогласно, является полным аналогом позднепротерозойского разреза Катангид, о которых речь пойдет ниже, и состоит из ритмического чередования кварцитов и аргиллитов. Она включает два характерных горизонта микститов, интерпретируемых рядом исследователей как ледниковые образования -тиллиты. В ее верхах все большую роль играют стро-матолитовые карбонаты. Вся эта последовательность отложений смята в умеренно сжатые складки, наклоненные к востоку. Здесь перед складчатой системой простирается передовой прогиб, заполненный красно-цветной молассой. Главная фаза деформаций по син-тектоиической интрузии гранитов датирована в 734± 10 млн лет, а заключительная, затронувшая и молас-су - 625-600 млн лет. Известны и посттектонические интрузии, внедрившиеся в конце кембрия - начале ордовика.
Образование системы Западных Конголид связывается с рифтингом между кратонами Амазонским и Конго и их последующим столкновением. Спорным остается масштаб начального раздвига и природа коры возникшего в результате этого раздвига бассейна; некоторые исследователи считают ее океанской, трактуя основные породы разреза как офиолиты, другие это оспаривают, но допускают существенное утонение континентальной коры и последующую конвергенцию бортов рифта. Предполагается, что коллизионная су-тура скрыта под чехлом к западу от системы Западных Конголид.
Расположенная южнее, в северной Намибии, система Дамара представляет наиболее полно развитую из складчатых систем этого возраста. Она простирается в северо-восточном направлении от побережья, но дает ответвления к северу и к югу вдоль него. На реконструкциях Западной Гондваны допускается сочленение системы Дамара с южноамериканской системой Рибейра. На севере система Дамара связана постепенным переходом с чехлом протоплатформы Конго, на юге - надвинута на прото платформ у Калахари по целой серии надвигов, даже тектонических покровов.
Система Дамара с ее ответвлениями заложилась в начале неопротерозоя в виде тройного сочленения континентальных рифтов с накоплением обломочных пород с подчиненными кислыми и щелочными вулканитами, а вверху - карбонатов и эвапоритов. В середине позднего рифея рифтовые грабены и разделяющие их горсты были перекрыты крупной впадиной с широким шельфом на севере и накоплениеми карбонатов, а выше - терригенных осадков. В центральной части впадины в условиях больших глубин отлагались сланцевые и флишоидны толщи, включающие метабазальты, габбро и пирокластолиты с сульфидными рудами, рассматриваемые как свидетельство того, что растяжение достигло стадии новообразования океанской коры. Возраст этих возможных офиолитов определяетя в 830-760 млн лет. В более северной зоне шельфовые осадки перекрываются молассой, отложенной в интервале 660-570 млн лет т.н., т.е. уже в венде.
В этой же центральной зоне орогена имеются крупные плутоны син- и посттектонических анатектических гранитоидов, образованных между 750 и 450 млн лет, но в основном 570-540 млн лет т.н., на это время приходится и пик метаморфизма, достигшего амфиболи-товой фации. Но наиболее молодой гранитный батолит имеет возраст 460 млн лет, он сопровождается ура-ноносным аляскитом и пегматитами.
Северо-восточное продолжение системы Дамара в Конго и Замбии известно как Катангиды. Эта складчатая система имеет явно энсиалический характер, отличается относительно слабыми дислоцированностью и метаморфизмом, редкостью гранитов, но мощность слагающих ее отложений достигает местами 10 км; накапливались они в интервале 1100-600 млн лет т.н. и имеют трехчленное строение: преимущественно песчаники и конгломераты внизу, рассматриваемые как мо-ласса Кибарид, карбонаты с прослоями аргиллитов в средней части, песчаники и аргиллиты вверху. Два верхних подразделения начинаются горизонтами тиллои-дов (или настоящих тиллитов). Возраст нижнего подразделения 1100-950 млн лет, т.е. еще среднерифей-ский, среднего, лежащего с некоторым несогласием на нижнем - 950-850 млн лет (низы верхнего рифея), верхнего - 850-600 млн лет, т.е. верхи верхнего рифея -низы венда.
Складчатая система Катангид заканчивается на севере Луфилийской дугой, выпуклой к северо-северо-востоку, к ней приурочены знаменитые стратиформ-ные месторождения медных руд в низах разреза. В тылу этой дуги находится группа куполов с выведенным на поверхность в ядре докатангским фундаментом. Впереди Луфилийской дуги, на погружении блока Бан-гвеулу, аналоги катангских отложений залегают уже практически горизонтально. Сама дуга как бы вписана в Кибариды на северо-западе и Ирумиды на юго-востоке.
Помимо Катангид, Дамарская система дает еще одно ответвление вглубь Африканской платформы; это субширотная система Замбези, окаймляющая с севера эократон Зимбабве и на него полого надвинутая. На востоке эта система сливается сМозамбикским поясом (см. ниже). Сложная внутренняя структура системы включает элементы раннедокембрийского основания вместе с псаммито-пелито-карбонатными отложениями позднего протерозоя. Интенсивной дислоцированности всего комплекса, доходящей до образования тектонических покровов южной вергентности отвечает и высокая степень метаморфизма, до гранулитовой фации, снижающаяся в покровах.
Южная ветвь системы Дамара огибает юго-западную и южную оконечности Африканского материка и состоит из двух звеньев: Гариеп и Малмсбери (Салда-ния), разобщенных выступом допозднепротерозой-ского фундамента. В поперечном профиле системы Гариеп наблюдается переход от более грубых и мелководных осадков, залегающих трансгрессивно на фундаменте, на востоке, к более глубоководным, включающим базальт-андезитовые лавы и пирокластолиты, а возможно также офиолиты, на западе. Соответственно усложняется и структура, вплоть до образования тектонических покровов; отмечается и присутствие глаукофановых сланцев. Основная фаза деформаций и метаморфизма проявилась на рубеже около 700 млн лет т.н., а посттектонические граниты внедрились значительно позже, около 520 млн лет т.н., т.е. уже в кембрии. Что касается малообнаженной системы Малмсбери, сложенной метатерригенными отложениями, то ее наиболее примечательной особенностью является развитие гранитных батолитов с возрастом 600— 520 млн лет.
Таким образом, для неопротерозойских подвижных систем юга Африки характерно раннее начало активного развития, еще в конце среднего рифея, и позднее его окончание, уже в кембрии, если не в ордовике. В противоположность этому, в северной половине Африки заложение таких систем произошло позже, в начале или даже середине позднего рифея. Здесь намечается три субмеридиональных пояса таких структур: Мавритано-Сенегальский близ атлантического побережья, Транссахарский и Нубийско-Аравийский на востоке. Первые два разделялись Западно-Африканской протоплатформой, образованной в конце раннего протерозоя, а между Транссахарским и Аравий-ско-Нубийским поясами также имеются редкие выходы раннего докембрия, указывающие на существова-ниие протоплатформы, иногда называемой Восточно-Сахарской.
Среднепротерозойский комплекс фундамента развит, однако, значительно более ограниченно, чем ниж-непротерозойский и в основном в южной половине Африканского континента. Наиболее высокоподвижный пояс этого возраста простирается в виде выпуклой к югу дуги через всю южную оконечность Африки от атлантического до индоокеанского побережья, окаймляя с юга протоплатформу Калахари с ее раннепро-терозойским складчатым обрамлением (система Кейс). Западная часть этого пояса носит название Намаква, восточная - Наталь.
Система Намаква имеет весьма сложное и гетерогенное строение. Она надвинута на систему Кейс и тем самым на протоплатформу Калахари, но вместе с тем включает нижнепротерозойские образования, одновоз-растные этой системе и в смежной с ней части ее непосредственно продолжающие. Наряду с этим в центральной зоне системы присутствуетзеленокаменный комплекс и граниты с возрастом 1,3-1,2 млрд лет, которые могут рассматриваться как океанско-островодужные образования. Юго-западнее снова появляются нижнепротерозойские гнейсы, метаосадки и вулканиты, которые могли слагать микроконтинент, столкнувшийся с погребенным краем протоплатформы Калахари в конце среднего протерозоя. Соответствующая сутура отмечена выходами упоминавшейся океанско-острово-дужной ассоциации. Коллизия сопровождалась метаморфизмом, достигшим гранулитовой фации.
В системе Наталь, восточном продолжении системы Намаква, степень дислоцированное™ отложений возрастает еще больше. В тылу фронтального надвига этой системы на Каапваальский эократон выделяется целый пакет тектонических покровов с общим перемещением более 100 км. Самый верхний покров сложен основными метавулканитами и полнокристаллическими мафитами-ультрамафитами, в совокупности рассматриваемыми как офиолитовая ассоциация. Южнее выступают гнейсы и граниты, а также супракрусталь-ные образования, метаморфизованные до гранулитовой фации. Геохимические данные свидетельствуют в пользу их островодужной природы, так что речь может идти о столкновании с континентом Калахари вулканической дуги с поглощением (обдукцией к северу,субдукцией к югу) океанского типа коры промежуточного окраинного бассейна. Развитие этого структурного ансамбля могло начаться около 1,5 млрд лет т.н. и завершилось между 1,1 и 0,9 млрд лет т.н., т.е. в конце среднего протерозоя.
Важно подчеркнуть, что в поясе Намаква-Наталь мы имеем один из очень немногих доказанных примеров развития среднепротерозойских офиолитов в мире и, следовательно, существования в этом зоне подвижных систем, включающих бассейны с океанского типа корой.
Существенно иного характера подвижный пояс развивался в среднем протерозое в Центральной Африке, в Конго, Бурунди, Руанде и Уганде. Этот Кибар-ский пояс северо-восточного простирания имеет явно целиком энсиалическую природу; он протягивается между эократоном Конго на северо-западе, Танзанийским эократоном на востоке и блоком Бангвеулу на юго-востоке (см. рис.7-7). На юго-западе Кибариды уходят под позднепротерозойскую Луфилийскую дугу. Сложены Кибариды мощной, 10-12-километровой толщей слабо метаморфизованных пелитов и псаммитов, в основном кварцитов, грубеющих кверху, с подчиненным участием карбонатов и бимодальных, преимущественно основных вулканитов. Заложение системы произошло около 1,4 млрд лет т.н. и вскоре (1,35 млрд лет т.н.) сопровождалось бимодальным магматизмом. Первая фаза складчатых деформаций с образованием граиито-гнейсовых куполов датируется в 1280-1260 млн лет, а главная фаза деформаций и становления гранитных батолитов закончилась к 1180--1100 млн лет т.н. с последующим образованием сдвигов и внедрением вдоль них небольших тел щелочных гранитов с возрастом 980-970 млн лет, несущих про-мышленно важную олово-вольфрамовую и тантал-ни-обиевую минерализацию.
Параллельно Кибаридам, но на 500 км юго-восточнее, отделяясь ран непротерозойским блоком Бангвеулу, протягивается вполне сходная по составу слагающих отложений и по возрасту их деформаций система Ирумид. На юго-западе, подобно Кибаридам, она упирается в Луфилийскую дугу, а на востоке постепенно сливается, с повышением степени метаморфизма до гранулитового, с южной частью Мозамбикского пояса (см. ниже). Общая структура Ирумид дивергентная, со срывом метаосадочного выполнения с раннедокем-брийского кристаллического фундамента.
Конец среднего протерозоя ознаменовался новой стабилизацией Африканской платформы. Это стабильное состояние в северной половине Африки удерживалось до 900-850 млн лет, но в ее южной половине вскоре последовала деструкция с образованием новых подвижных систем, которые группируются в два пояса. Один из них с перерывами прослеживается на расстояние в 3000 км вдоль атлантического побережья и включает Западные Конголиды и северную ветвь системы Дамара, примыкающие к протоплатформе Конго , а южнее -системы Гариеп и Малмсбери (Сал-дания), составляющие, соответственно, западное и южное обрамление протоплатформы Калахари с ее среднепротерозойским приращением (Намаква-Наталь). На севере Намибии от Приатлантического пояса под почти прямым углом (тройное сочленение!) вглубь платформы отходит мощная система Дамара, далее к северо-востоку дающая две ветви - Катанг-скую и Замбези.
Раннепротерозойский комплекс развит в Африке уже в двух разных формах - в качестве платформенного
чехла в пределах сохранивших свою устойчивость эок-ратоиов и в составе интенсивно складчатых и метамор-физованных подвижных систем - протогеосинклина-лей. Чехольные образования будут рассмотрены несколько ниже, а сейчас мы остановимся на комплексах подвижных систем.
Структурный план будущей Африканской платформы в раннем протерозое, как и на других до-кембрийских платформах, в частности Северо-Американской, определялся мозаикой устойчивых глыб эпиархейской континентальной коры - эократонов, разделенных и позже спаянных линейными раннепро-терозойскими складчатыми системами. Из них особое место принадлежит гранулит-гнейсовому поясу Лимпопо, разделяющему эократоны Каапвааль и Зимбабве и протягивающемуся на 700 км в близширотном направлении между ними. До недавнего времени пояс Лимпопо рассматривался как позднеархейская структура, но теперь доказано, что главные деформации и метаморфизм он испытал 2,0 млрд лет т.н., что лучше согласуется с фактом его надвигания на эократон Зимбабве, кратонизированный не ранее 2,5 млрд лет т.н. В поперечном профиле пояса различают две краевые и центральную зоны. Краевые зоны представляют переработанные и метаморфизованные до гранулитовой фации окраины гранит-зеленокаменных областей, соответственно, кратонов Каапваальского и Зимбабве. Обе они надвинуты на незатронутые этой переработкой основные части этих кратонов, причем наибольшее надвигание испытала северная краевая зона. Центральная зона отделена от краевых крупными сдвигами, по которым она смещена к западу относительно последних.
В строении центральной зоны различают «фундамент», представленный гнейсами (парагнейсами) с возрастом 3,3 или более миллиардов лет, и метаосадоч-ный «чехол», состоящий из парагнейсов, кварцитов, карбонатов, железистых кварцитов и амфиболитов. Весь этот комплекс вмещает весьма крупные тела расслоенных основных-ультраосновных включая габбро-анортозиты интрузий, датированных в 3,2-3,1 млрд лет. Таким образом в центральной зоне выведены на поверхность допозднеархейские образования. Но здесь присутствуют и более молодые, превращенные в гнейсы гранитные плутоны позднеархейского - 2,7-2,5 млрд лет, возраста.
Исследователи довольно единодушно рассматривают образование пояса Лимпопо как результат коллизии эократонов Каапвааль и Зимбабве. Однако остается неясным масштаб растяжения и степень деструкции континентальной коры, которые должны были происходить на стадии заложения пояса. Отсутствие офиолитов говорит против образования на месте будущего пояса бассейна с корой океанского типа, но, с другой стороны, значительные различия в структуре и истории развития в архее эократонов Каапвааль и Зимбабве заставляют допустить, что они первоначально должны были находиться на значительном расстоянии один от другого и могли испытать встречное переме-щенеие как вкрест простирания, так и вдоль простирания современного пояса Лимпопо. О существенной деструкции континентальной коры свидельствует вторжение в нее большого объема мантийных выплавок, давших начало расслоенным мафит-ультрамафитовым интрузиям.
Так или иначе, к 2,0 млрд лет т.н. эократоны Каапвааль и Зимбабве уже оказались спаянными в одно целое, известное под названием кратона (протоплатфор-мы) Калахари, а по его периферии развивались подвижные системы (рис.7-6). В западном обрамлении кратона это системы Магонди против эократона Зимбабве и Кейс против эократона Каапвааль. Обе эти системы сложены мощными толщами мелководных обломочных и карбонатных осадков с участием основных вулканитов, отвечающих, очевидно, проксимальной части пассивных окраин эократонов. В системе Магонди намечается переход к западу в более глубоководные отложения, а в системе Кейс к востоку в отложения платформенного чехла (см. ниже). Толщи, слагающие обе системы, сложно дислоцированы, в системе Кейс вплоть до образования тектонических покровов, сорванных с фундамента, очевидно архейского, и в целом надвинутых на смежные эократоны. Метаморфизм от зеленосланцевой до амфиболитовой и даже гранулитовой фации. Обе системы развивались в интервале 2,0-1,7 млрд лет, т.е. во второй половине раннего протерозоя.
Другая, более протяженная, чем Магонди и Кейс, раннепротерозойская складчатая система огибает с юго-запада и юго-востока Танзанийский эократон . Западный ее отрезок носит название Рузизи, или Убенди, а восточный - Усагара; ее общая протяженность превышает полторы тысячи километров. Система сложена мощной толщей метапсаммитов, в основном кварцитов, и метапелитов с участием мета-карбонатов и амфиболитов. Метаморфизм достигает амфиболитовой, а местами и гранулитвой фации, породы в сегменте Убенди в значительной степени превращены в гнейсы. Дислоцированность отложений довольно высокая, отмечается существенная роль молодых сдвигов. Деформации протекали в две фазы, между 2,0 и 1,8 млрд лет т.н. В сегменте Усагара основной складчатый комплекс несогласно перекрывается мощной толщей андезитов и риолитов, прорванной плутонами гранитоидов. Сегмент Убенди дополнительно испытал воздействие событий в соседней с юга сред-непротерозойской системе Ирумид (см.ниже).
Севернее Танзанийского эократона, вдоль северозападного побережья озера Виктория простирается еще одна раннепротерозойская система - Рувензори. По составу слагающих отложений, интенсивности метаморфизма и дислокаций и возрасту последних она вполне сходна с системой Рузизи-Убенди-Усагара. Отметим лишь, что среди системы Рувензори имеются выходы архейского фундамента, что, впрочем, вероятно и для системы Убенди-Усагара, и сильнее проявилась мигматизация. Последнее относится и к еще одной складчатой системе того же возраста в Экваториальной Африке - Кимезийской, простирающейся вдоль атлантического побережья от Габона до Анголы в тылу позднепротерозойской системы Западных Конголид (см. ниже). Существенно иными особенностямии отличается пояс раннепротерозойской складчатости, простирающийся в меридиональном направлении через Северо-Западную Африку и включающий восточную часть Регибатского массива, смежный с востока Туарегский массив (Ахаггар), а на юге большую, центральную и восточную, часть Леоно-Либерийского (Майского) массива . Именно в этой последней области пояс наиболее типично развит; здесь слагающие его отложения были выделены под названием бирримия, а заключительная для них складчатость получила наименование эбурнейской; она проявилась в две фазы: 2,1 и 1,9 млрд лет т.н. По типу своего строе-ниия область развития бирримия весьма сходна с гра-нит-зеленокаменными областями архея. Ее аналогом и, вероятно, первоначальным продолжением по другую сторону Атлантики является область Гвианского щита, охваченная трансамазонской складчатостью, одновозрастной эбурнейской. Соответственно, в ее структуре выделяются удлиненные в северо-северо-восточном направлении троги, выполненные в различных пропорциях вулканитами и терригенными осадками, метаморфизованными преимущественно в зеле-носланцевой фации. Вулканиты представлены метабазальтами и в меньшем количестве риолитами, дацита-ми и их пирокластолитами. Эти троги разделены полосами развития более древних гнейсов и более молодых, эбурней-ских, гранитоидов. По своему химизму эти гранитоиды принадлежат к I типу и являются, следовательно, ювенильными, свидетельствуя о заложении Бирримской области на коре океанского типа. Нижние части разреза трогов выполняют более узкие структуры, верхние - более широкие и пологие. Отложения смяты в прямые узкие, до изоклинальных складки.
Несогласно на бирримский комплекс наложены впадины, очевидно рифтогенные, выполненные грубо-обломочной континентальной тарквийской молассой, известной своей золотоносностью (отсюда колониальное название Ганы - Золотой Берег).
Как отмечалось выше, область развития бирри-мия находит свое северное продолжение по другую сторону синеклизы Таудени в восточной части Регибат-ского массива, где развиты граувакки и вулканиты, несогласно перекрытые кислыми вулканитами включая игнимбриты и прорванные комагматичными им гранитоидами с возрастом 2,0-1,8 млрд лет. Среди этих гранитоидов присутствуют кольцевые интрузии щелочных разностей и граниты типа рапакиви. Еще выше, уже почти горизонтально залегает слабо или вовсе не метаморфизованная моласса. Выходы нижнего протерозоя, в основном эбурнейских гранитов, известны еще севернее в Анти-Атласе, отделенном от Регибатского массива синеклизойТиндуф, на самом краю Африканской платформы.
Складчатый нижний протерозой развит в Северной Африке и в более восточной полосе, проходящей через Ахаггар (Туарегский массив) и далее с перерывом на юг в Бенин-Нигерийский массив (см. рис.7-5). Здесь состав этих образований существенно иной, чем в описанной выше западной полосе: он представлен кварцитами, сланцами, мраморами, гнейсами, амфиболитами, вероятно первично представлявшими шель-фовые образования, возможно даже платформенный чехол. Но они интенсивно дислоцированы, вплоть до образования покровов, и метаморфизованы от амфи-болитовой до гранулитовой фации, включая образование чарнокитов, а также прорваны многочисленными плутонами гранитоидов. Возраст метаморфизма и гранитизации 2,1-1,8 млрд лет.
Выходы нижнего протерозоя имеются и в Северо-Восточной Африке, в частности в небольшом массиве Увейнат на границе Ливии, Египта и Судана. Здесь на поверхность выведены породы архея, а также мигматиты и граниты с возрастом ~1,8 млрд лет. Наконец, еще значительно восточнее, на востоке Аравийско-Нубийского щита выявлен блок раннедокембрийской континентальной коры, включающий гранодиориты с возрастом 1628±200 млн лет. Проявления раннепротерозойского (2,1 млрд лет) метаморфизма отмечены на Мадагаскаре. Итак, нижнепротерозойские складчатые, метаморфизованные и гранитизированные образования весьма широко распространены в Африке и Аравии. Это делает очевидным, что к концу раннего протерозоя эта территория была повторно кратомизиро-вана и, вероятно, вошла в состав образованной в это время новой Пангеи. Но на этом не закончилось становление фундамента Африкано-Аравийской платформы; оно продолжилось в среднем и даже позднем протерозое.
Фундамент Африканско-Аравийской платформы, подобно другой западногондванской платформе -Южно-Американской, включает не только раннедокем-брийские, но и позднедокембрийские складчатые, ме-таморфизованные и гранитизированные образования. Он испытал окончательную консолидацию лишь в начале палеозоя, хотя отдельные участки - эо- и прото-кратоны, стабилизировались значительно раньше, начиная с позднего архея.
ApxeiicKutt комплекс широко обнажается в пределах Африки - от крайнего северо-запада - Регибатский массив - до крайнего юго-востока - Каапваальский эократон, а также выступает на о-ве Мадагаскар . Два южноафриканских эокр&тот-Каапваалъ-ский и Зимбабве , являются классическими гра-нит-зеленокаменными областями. А в Каапваальском эократоне знаменит зеленокаменный пояс Барбертон, один из наилучше изученных наряду с поясом Абити-би в Канаде зеленокаменных поясов мира.
Пояс Барбертон обладает в плане довольно сложной формой , линейной на северо-востоке, расщепляющейся на три ветви на юго-западе. Со всех сторон он окружен гранитами, имеющими с выполнением пояса тектонические или интрузивные контакты, но на юго-востоке среди этих гранитов выделяется поле «древнего гнейсового комплекса» с возрастом 3,6-3,2, по другим данным, 3,45-3,35 млрд лет. Вулканогенно-осадочное выполнение пояса Барбертон формировалось в интервале 3,5-3,1 млрд лет т.н. и таким образом относится к среднему архею. Оно выделяется в супергруппу Свазиленд (пояс расположен по обе стороны границы между провинцией Трансвааль ЮАР и Свазилендом) и подразделяется на три группы. Нижняя группа Онфервахт мощностью 8-12 км сложена ульт-рамафитовыми-мафитовыми вулканитами- коматиитами (это название происходит от местности Комати в поясе Барбертон) и базальтами с подчиненными более кислыми вулканитами и кремнями. Возраст группы 3550-3290 млн лет. Средняя группа Фиг-Три, согласно перекрывающая предыдущую, имеет мощность 1-3 км и образована песчаниками, туфогенными алевролитами, кремнями и джеспилитами; ее возраст 3260-3225 млн лет; Верхняя группа Моодис залегает с угловым несогласием и базальным конгломератом на подстилающих образованиях и состоит из кварцевых песчаников (первых в истории Земли), в меньшей степени алевролитов, еще более редких полимиктовых конгломератов, аргиллитов и вулканитов, отложенных в условиях аллювиальной равнины или мелкого моря. Мощность порядка 3500 м, а возраст до 3,1 млрдлет. Группа несет следы конседиментационных деформаций, но основные деформации произошли после отложения всей супергруппы Свазиленд. Они привели в образованию довольно сложной структуры, предположительно со срывом с фундамента (рис.7-4), свидетельствующей о двустороннем горизонтальном сжатии. Размер этого сжатия оценивается как минимум в одну треть первоначальной ширины пояса. Метаморфизм пород пояса весьма слабый - низшие ступени зелено-сланцевой фации.
Граниты, окружающие пояс Барбертон, двух типов. Более древние из них имеют тоналитовый состав и возраст 3225±3 млн лет; они могут быть комагматичны дацитам в кровле группы Фиг-Три, но ряд признаков свидетельствует об их более позднем, чем группа Моодис, возрасте. Более молодой (3,1 млрд лет) батолит, образующиий юго-восточную раму пояса, сложен уже калиевыми гранитами.
Условия заложения Барбертонского ЗКП остаются дискуссионными. Существует представление о его заложении на океанской коре. Однако присутствие метакварцитов в основании группы Онфервахт и чешуи тоналитов среди отложений этой группы, а также обломков гранитов и гнейсов, содержащих цирконы с возрастом более 3,5 млрд лет в группе Моодис склоняет других исследователей к мнению о заложении пояса на более древнем сиалическом основании или вблизи его выходов. Консолидация Каапваальского эократо-на завершилась коло 3,0 млрд лет т.н., судя по возрасту лав, залегающих в основании отложений супергруппы Понгола - древнейшего платформенного чехла не только на Африканском континенте.
Другой классической гранит-зеленокаменной областью Южной Африки является, как упоминалось выше, эократон Зимбабве. Он отделен от Каапваальского эократона гранулит-гнейсовым ран-непротерозойским поясом Лимпопо (см. ниже) и по своей структуре и истории заметно отличается от своего Каапваальского соседа. В его составе присутствуют как средне-, так и позднеархейские зеленокаменные пояса, а кратонизация наступила лишь в самом конце архея.
Древнейшими породами эократона Зимбабве являются тоналитовые гнейсы с возрастом около 3,5 млрд лет. На них с размывом залегают породы первой генерации ЗКП, известной под названием себаквийской. Ее слагают ультраосновные и основные лавы, прослоенные хромитоносными серпентинитами и перекрываемые толщей обломочных пород. Себаквийский комплекс прорывается плутонами граиито-гнейсов с возрастом 2,9-2,8 млрдлет. Следующая, уже позднеархейская генерация зеленокаменных поясов Зимбабве именуется булавайской и имеет более широкое распространение и более пестрый состав, включающий наряду с основными и ультраосновными лавами, в том числе ко-матиитовыми, кислые лавы, а также обломочные породы, джеспилиты и строматолитовые известняки. В верхах булавайской группы бимодальные вулканиты сменяются известково-щелочными, андезитами и дацитами. Булавайская группа состоит из двух частей, разделенных несогласием, и местами залегает непосредственно на древних гнейсах. На смятых в складки бу-лавайских отложениях, в свою очередь, резко несогласно залегают грубообломочные образования шамвай-ской группы, включающие кислые вулканиты.
Развитие эократона завершилось внедрением многочисленных плутонов гранитоидов. Первая их генерация, в основном, видимо, дошамвайская, с возрастом 2,6 млрдлет представлена тоналитами и граноди-оритами, а вторая - нормальными гранитами, но близкого радиометрического возраста. Зеленокаменные пояса заполняют промежутки между выходами гранитов, создавая петельчатый структурный рисунок, столь характерный для эократона Зимбабве.
Свидетелем окончательной кратонизации гранит-зеленокаменной области Зимбабве служит образование знаменитой Великой Дайки, пересекающей в меридиональном направлении весь эократон от р. Замбези до р. Лимпопо на протяжении 530 км при ширине до 11 км. Сложена она перидотитами с прослоями хромитов, пироксенитами и норитами, образующими полосы, наклоненные к оси дайки. Ее возраст определен в 2460116 млн лет.
Распространение архейских образований в Африке отнюдь не ограничивается эократонами Каапвааль и Зимбабве. В Экваториальной Африке расположены эпиархейские кратоны Конго, включающие выступы архея к югу (Касаи-Ангола), к западу (Шайлу-Габон) и к северу от образовавшейся позднее синеклизы Конго, и Танзанийский; в Северо-Западной Африке архей выступает в западных частях Л еоно-Л иберийского (Майского) и Регибатского массивов, вторично разделенных наложенной синеклизой Таудени, а восточнее, в центре Сахары, архей обнажен в массиве Ахаггар (Туарегском). В ряде этих архейских эократо-нов - Конго, Танзанийском, Леоно-Либерийском, известны зеленокаменные пояса, и они,таким образом, представляют фрагменты гранит-зеленокаменных областей.
Столь широкое распространение архейских образований на поверхности Африканской платформы позволяет предполагать, что к концу архея континентальная кора сформировалась на всей ее площади и что Африка вошла в это время в состав первой Пангеи, подвергшейся затем деструкции в начале раннего протерозоя.
Подобно другим платформам южного, гондванс-кого ряда, Африканская платформа характеризуется, особенно в южной части, преобладанием выходов на поверхность фундамента над площадями развития осадочного чехла. Лишь в северной части фундамент выступает в виде отдельных массивов на фоне более широкого развития чехла, и эта часть платформы может быть условно выделена в качестве Сахарской плиты. В противоположность этому, южную половину платформы можно назвать Южно-Африканским щитом; здесь на фоне широкого распространения докембрия выделяются отдельные впадины-синеклизы, заполненные в основном фанерозоем.
Африканский континент занимает центральное место в континентальном полушарии Земли. Он надвое пересекается экватором и отличается общим «высоким стоянием» своего рельефа, особенно в южной половине, что, как мы увидим ниже, отнюдь не случайно. Шельфовые зоны, обрамляющие континент, узкие и на некоторых участках подрезаны разломами, что придает контурам континента полигональные очертания. Почти вся Африка, за исключением крайнего северо-запада - Атласид, и крайнего юга - Капид, представляет собой докембрийскую платформу (рис.7-1). Ее ествествеыным продолжением является Аравийский п-ов, который в геолого-тектоническом отношении тяготеет к Африке, а не к Азии, а также о-в Мадагаскар, отделившийся от Африки в конце юры. Атласиды будут описаны нами отдельно в составе Средиземноморского подвижного пояса; в данной же главе будет рассмотрена лишь Африканская (Африкано-Аравийская) докембрийская платформа.