С юга к Южно-Американскому континенту прилегает, отделяя его от Антарктиды, своеобразная область дуги и моря Скотия, или Скоша в английском произношении, являющаяся гомологом Карибского моря и Антильской дуги, разделяющих Северную и Южную Америку. Однако море Скотия гораздо моложе Карибского бассейна- оно возникло лишь в начале олигоцена, и до этого между Южной Америкой и Антарктидой не существовало пространства с океанской корой .
Дуга Скотия вытянута на 3 тыс. км в широтном направлении и состоит из трех сегментов: Северного хребта Скотия, молодой Южно-Сандвичевой вулканической дуги и Южного хребта Скотия. Северный хребет в основном подводный; выше уровня моря лежит лишь о-в Южная Георгия. По своему геологическому строению он обнаруживает полное сходство со строением Огненной Земли и Магелланова прогиба. Здесь известен метаморфический комплекс, заканчивающийся триасом, юрские граувакки, офиолиты верхов юры - низов мела (аналог «rocas verdes» крайнего юга Анд), нижнемеловой флиш, верхнемеловая и более молодая моласса, гранитоиды раннекиммерийского и более позднего возраста. В пределах Южного хребта Скотия над водой возвышаются Южно-Оркнейские о-ва, которые, в свою очередь, отличаются существенным сходством с Антарктандами, в частности с Антарктическим п-овом и Южно-Шетландскими о-вами. Здесь также известен палеозойско-триасовый метаморфический комплекс, верхнемеловая и более молодая моласса, гранитоиды разного возраста вплоть до ла-рамийских. Все это не оставляет сомнений в том, что до раскрытия моря Скотия Южные Анды непосредственно продолжались в Антарктанды, образуя с ними вместе часть активной тихоокеанской окраины Гонд-ваны.Заключенная внутри одноименной дуги глубоководная (>5 км) впадинаморя Скотия шириной >600 км, подстилаемая типичной океанской корой, составляет восточное продолжение котловины Беллинсгаузена юго-восточной части Тихого океана, соединяясь с ней проливом Дрейка, но отделяясь в рельефе дна подводным порогом глубиной менее 2 км, протягивающимся в юго-восточном направлении от западной оконечности Огненной Земли к крайнему восточному острову Южно-Шетландского архипелага. С этим порогом совпадает трансформный разлом Шеклто на, собственно и образующий границу между микроплитой Скотия и Тихоокеанской литосферной плитой.
На ложе моря Скотия установлено несколько систем линейных магнитных аномалий, древние и современная оси спрединга. В западной половине моря аномалии простираются с юго-запада на северо-восток, пересекаясь трансформными разломами, параллельными разлому Шеклтона, который, в свою очередь, параллелен трансформам моря Беллинсгаузена и как бы соединяет ось спрединга Западно-Чилийского поднятия с осью спрединга западной части моря Скотия. Номера этих аномалий от 8 до 4, т.е. спре-дииг здесь происходил между 26 и 7 млн лет т.н. В центральной части моря рисунок магнитных аномалий менее четкий и их датировка менее уверенна. Они простираются широтно, а возраст их предположительно 20-7 млн лет , а по другим представлениям, спрединг здесь закончился уже к 23 млн лет.
В восточной части моря Скотия, непосредственно в тылу замыкающего звена всего ансамбля Южно-Сандвичевой дуги, в меридиональном направлении простирается активная ось спрединга, зародившаяся в позднем миоцене - несколько позднее, уже в плиоцене возникла и вулканическая цепь Южно-Сандвичевых о-вов, молодые вулканы которой извергают преимущественно толеитовые базальты. С востока, со стороны Атлантики, архипелаг окаймляется глубоководным, несколько глубже 8 км, желобом, который на севере продолжается на некоторое расстояние вдоль Северного хребта Скотия. Здесь наблюдаются некоторые признаки поддвига ложа моря Скотия под этот хребет (о-в Южная Георгия). А вдоль северного края хребта простирается зона левого сдвига, которая на западе уходит на материк. Она составляет южное ограничение микроплит Скотия и Южно-Сандвичевой. Их южное ограничение также образовано левым сдвигом, проходящим севернее Южно-Оркнейских о-вов, а восточнее подрезающим Южно-Сандвичеву дугу и затем превращающимся в трансформный разлом, ограничивающий Американо-Антарктический спрединговый хребет.
Рубрика ‘Южная Америка’ Category
Хотя на территории этого континента пока не выявлены породы древнее 3,5 млрд лет, присутствие пород «серогнейсового» (ТТГ) типа с близким к этой дате возрастом позволяет предполагать, что и в Южной Америке начало формирования континентальной (протоконтинентальной) коры относится к раннему архею.
В среднем-позднем архее на территории Южной Америки, как и других континентов, развивались гра-нит-зеленокаменные области, а завершилось их развитие в конце архея эпохой кратонизации, получившей местное название орогенеза Жекие. На какой площади эпиархейская кратонизация привела к установлению протоплатформенного режима, остается неясным, поскольку нижнепротерозойский протоплатформенный чехол сохранился лишь на крайнем юге эократона Сан-Франсиску (супергруппа Минас).
В раннем протерозое активное развитие возобновилось в восточной части будущего Амазонского кра-тона, где образовался гранит-зеленокаменный пояс Марони-Итакаюнас. Как указывалось выше, представляется вероятным, что в своей основной части на Южно-Американском континенте этот пояс был энси-алическим, но на севере переходил в энсиматический, подобно своему африканскому продолжению (см. гл.7). Помимо данного пояса высокую подвижность в раннем протерозое обнаружила еще северо-восточная периферия эократона Сан-Франсиску.
Завершая раннепротерозойское развитие Южной Америки, кратонизация, получившая название трансамазонского орогенеза, распространилась на значительно большую территорию, чем эпиархейская. На Амазонском кратоне она сопровождалась в самом конце раннего и начале среднего протерозоя полирифтингом и столь характерным для данной эпохи в глобальном масштабе мощным проявлением мантийно-корового кислого и среднего магматизма с широким распространением вулканических излияний и внедрением ано-рогенных гранитоидов, включая граниты рапакиви. Этот магматизм сменился, очевидно, уже в раннем ри-феетрапповым магматизмом преимущественно в интрузивной форме, наиболее ярко выраженным в формации Рораима в центре Гвианского щита. Между тем на западной периферии Южно-Американской платформы в раннем же рифее развивается мощный, очевидно краевой вулкано-плутонический пояс Риу-Негру-Жу-руэна. В среднем рифее процесс смещается еще западнее и формируется новый пояс - Рондония, сходного типа. Для обеих генераций этих поясов характерен не только мощный магматизм с нарастающим щелочным уклоном, но интенсивные деформации и глубокий, до гранулитового, метаморфизм более древних, раннедокембрийских образований, составляющих фундамент этих поясов. Их геодинамическая природа, как и аналогичных поясов юга Северной Америки, остается не вполне ясной. Весьма возможно, что их образование сопровождало коллизию блоков, спаянных затем в суперконтинент Пангею 1.
Тем временем во внутренних районах будущей платформы на фоне преобладания спокойного тектонического режима развиваются энсиалические подвижные системы Уруасу и Эспиньясу, соответственно, к западу и востоку от эократона Сан-Франсиску. Завершивший их развитие орогенез именуется уруасуанским. Наступившая после него новая эпоха кратониза-ции не привела, однако, к окончательной стабилизации Южно-Американской платформы. Последовала ее новая деструкция с образованием двух сложных подвижных поясов субмеридионального простирания, но существенно различной природы. Один из них отделил Центрально-Бразильский щит от эократона Сан-Франсиску.«Срединным массивом»-микроконтинентом Гояс, он разделялся на две системы - Парагвай-Арагуайа западная и Бразилиа - восточная. Обе накопили мощные толщин терригенных отложений, свидетельствующие о достаточно интенсивном поднятии прилегающих платформенных блоков. Система Парагвай-Арагуайа на юге поворачивает к западу и, вероятно, соединялась с другой аналогичной подвижной системой, окаймлявшей Амазонский краток с запада и позднее вошедшей в состав Центральных Анд, их Восточной Кордильеры, и массива Сьерра-Пампа. Недавно обнаруженное присутствие офиолитов позволяет считать все эти системы энсиматическими. Заложению пояса Бразилид предшествовало внедрение расслоенного мафит-ультрамафитового комплекса в массиве Гояс 1270 млн лет т.н., а уже 950 млн лет т.н. начали формироваться, очевидно над зоной субдукции, островодужные известково-щелочные вулканиты. На рубеже 800 млн лет наступил коллизионный этап развития пояса, сначала с надвиганием вулканической дуги на Амазонский кратон, а затем с поддвигом эократона Сан-Франсиску под возникшее сооружение, включая срединный массив Гояс (см. рис.6-4).
Коллизия закончилась 650 млн лет т.н., а постколлизионная стадия с образованием сдвигов, обратных надвигов и внедрением плутонов щелочных гранитов длилась до 500 млн лет т.н.
В Приатлантическом поясе наблюдается сложная чересполосица грабен-прогибов, заполненных терри-генными или карбонатно-терригенными отложениями верхнего протерозоя, и промежуточных поднятий-горстов, сложенных кристаллическими породами ранне-докембрийского фундамента. В заключительные фазы бразильского диастрофизма, в венде-кембрии не только прогибы, но и эти поднятия были затронуты деформациями, метаморфизмом до гранулитовой ступени и гранитизацией, что придало известное единство всему этому структурному ансамблю. В это же время здесь возникли межгорные прогибы, заполнявшиеся молас-сами. Передовой молассовый прогиб, наложенный на юго-восточный край Центрально-Бразильского щита, образовался и перед складчатой системой Парагвай-Арагуайа. В венде-кембрии началось осадконакопле-ние вдоль западной окраины Амазонского кратона.
Аналогичные процессы диастрофизма затронули в этот же период западную периферическую зону бразилид, включавшую будущую Восточную Кордильеру
Центральных Анд и массив Сьерра-Пампы. Предполагается, что здесь могла иметь место субдукция с запада, где начал открываться океанский бассейн (см. ниже).
Относительную устойчивость в позднем протерозое обнаружила центральная часть кратона Сан-Франсиску. Она испытала слабое погружение с образованием одноименной синеклизы и накоплением в ней карбонатно-обломочных, в том числе ледникового происхождения осадков.
К началу-середине ордовика тектонический режим на всей площади Южно-Американской платформы приобрел уже вполне спокойный характер, а в позднем ордовике в ее пределах начались опускания, приведшие к образованию трех длительно, хотя и не вполне непрерывно погружающихся бассейнов - синеклиз Амазонской, Параиаиба (Мараньон) и Парана, а также к почти непрерывному опусканию ее западной пассивной окраины, с которой бассейн Параны периодически вступал в связь. На этом этапе и до середины мезозоя Южно-Американская платформа входила в состав суперкоитинента Гондвана.
Сложная палеозойская история Анд еще недостаточно расшифрована, тем более что она протекала существенно по-разному в разных сегментах пояса. В кембрии восточные зоны Северных Анд представляли ди-стальную часть пассивной окраины Амазонского кратона с накоплением терригенных отложений за счет сноса с последнего, причем Восточная Кордильера отвечала, вероятно, шельфу, а Центральная Кордильера - континентальному склону. Имеются данные о присутствии здесь офиолитов, что может указывать на переход к океанскому бассейну. В ордовике здесь же возникла вулканическая дуга, т.е. окраина стала активной, в конце ордовика она оказалась охваченной складчатыми деформациями, а нижнепалеозойские отложения испытали региональный метаморфизм.
В Центральных Андах в кембрии-ордовике образовался бассейн, энергично заполнявшийся терриген-ными, вверху флишевыми осадками. Этот бассейн примыкал на востоке к Амазонскому кратону, причем на этом краю временами проявлялся островодужный вулканизм. На западе ограничением этого Перуанско-Боливийского бассейна служил древний массив Арекипа с его юго-восточным погребенным продолжением, который по современным данным, мог представлять выступ североамериканского кратона Лаврентия. На юге бассейн, видимо, замыкался, выклиниваясь между массивами Арекипа-Антофалья и Сьерра-Пампа, но на этом замыкании в венде - раннем кембрии развивался прогиб Пунковискана, вскоре испытавший складчатость и внедрение гранитов при столкновении ограничивавших его континентальных блоков. Рассматриваемый раннепалеозойский бассейн развивался либо на утоненной континентальной коре, либо частично на новообразованной океанской, о чем могут свидетельствовать выходы мафитов-ультрамафитов и развитие магматической дуги на восточном ограничении бассейна.
Несколько иначе протекало раннепалеозойское развитие в более южном секторе Центральных Анд . Здесь особый интерес исследователей вызвало существование реликта кембрийско-раннеордо-викской карбонатной платформы в зоне современной Предкордильеры, причем с фауной не гондванского, а североамериканского, лаврентийского типа. Это привело к представлению, что Предкордильера и более западные зоны Анд, в том числе массив Арекипа, первоначально принадлежали Лаврентии. Однако уже в позднем кембрии - раннем ордовике они должны были от нее отколоться с образованием океанского бассейна, судя по развитию офиолитов этого возраста вдоль западного края Предкордильеры. Существование этого бассейна не мешало, однако, по мнению исследователей, обмену фауной между Предкордильерой и Лав-рентией. Другой бассейн с океанской корой, вероятно более узкий и существовавший менее длительное время-с позднего кембрия до аренигавключительно располагался между Предкордильерой и Сьерра-Пампой. Кора этого бассейна испытала субдукцию под западный край массива Сьерра-Пампа, на котором в начале ордовика возникла вулканическая дуга Фаматина. В среднем ордовике произошло столкновение Предкордильеры с этой дугой с образованием чешуйчато-надвиговой структуры западной вергентности. С этого времени Предкордильера причленилась к Гондва-не, окраину которой составляла Сьерра-Пампа, и была охвачена характерным для Гондваны в позднем ордовике покровным оледенением. Между тем начиная с позднего ордовика - силура по западную сторону бассейна, сохранившегося к западу от Предкордильеры, возникла вулканическая дуга примерно на месте Береговой Кордильеры, а перед ней - мощная аккреционная призма. В позднем девоне дуга столкнулась с Предкордильерой, создав сложную складчато-надвиговую структуру восточной вергентности и горный рельеф.
В Боливийских Андах, в противоположность Северным и Чилийско-Аргентинским Андам, поздне-ордовикский диастрофизм (синхронный таконскому Северной Америки) практически не проявился, а в силуре-девоне произошло углубление бассейна с последующим его заполнением флишем. Но в конце девона и этот сегмент Анд, подобно более южному, был охвачен интенсивными деформациями. Эти деформации проявились и в Центральной Кордильере Северных Анд и таким образом распространились на весь Анд-ский пояс - нижний карбон повсеместно ложится с угловым несогласием на более древние образования и
там, где он присутствует, представлен молассами, на юге с ледниковыми элементами. Лишь на самом юге Береговой Кордильеры Южных Анд до перми включительно продолжался процесс наращивания аккреционного комплекса, очевидно за счет субдукции с запада, со стороны современного Тихого океана, судя по западной вергентности этого комплекса. С этой суб-дукцией связано, видимо, и образование тройного пояса позднедевонских-карбоновых батолитовых плутонов гранитоидов - западного, приуроченного к Береговой Кордильере Чили, центрального, совпадающего с Передовой Кордильерой Аргентины и Патагонской Кордильерой, и восточного, простирающегося отСьер-ра-Пампы к массиву Сомункура во внеандской Патагонии.
После позднедевонского диастрофизма, синхронного акадскому Северной Америки, значительная часть Андского пояса на севере, в центре и на юге подверглась трансгрессии с накоплением мелководных карбо-натно-терригенных отложений, как правило, умеренной мощности (сотни метров, реже 1-2 км). Погружения продолжались в ранней перми, но начиная с середины (Перуанско-Боливийский сектор) или конца этой эпохи стали быстро нарастать поднятия, в межгорных впадинах накапливаться красноцветные континентальные молассы, начали проявляться заключительные герцинские деформации, метаморфизм (в Северных Андах) и гранитообразование и наблюдалась мощная вспышка наземного кислого вулканизма, особенно в Южных Андах. Западный вулканический, а за ним и батолитовый пояс на юге отклоняются к юго-востоку и продолжаются - первый в северную, а второй -в центральную внеандскую Патагонию. Здесь они перекрываются и внедряются в более древние, включая позднедокембрийские, метаморфические породы, образуя вместе с ними фундамент молодой Патагонской платформы. Эти тектоно-магматические процессы продолжались в поздней перми и раннем триасе, раньше всего угаснув в Северных Андах.
В триасе произошло причленение Патагонской платформы к древней Южно-Американской платформе. Предложено два альтернативных объяснения этого события. По мнению В.Рамоса, Патагонская платформа представляла микроконтинент (в ее фундаменте действительно присутствует не только мета-морфизованный палеозой, включая граниты, но и кристаллический докембрий), который столкнулся с эо-кратоном Рио-де-Ла Плата после поглощения промежуточного бассейна с океанской корой, следы которого, впрочем, не сохранились. По мнению же К.Рапела и С.Кэй, столкновение молодой платформы с краем древней платформы было связано с субдукцией с юга под молодую платформу; этим одновременно объясняется охвативший ее в пермо-триасе и начале юры магматизм, в частности образование Центрально-Патагон-ского батолита. Последняя версия представляется наиболее правдоподобной.
Так или иначе, побочным результатом произошедшего столкновения явились деформации южного, погребенного под чехлом перикратонного прогиба Чако-Пампы края эократона Рио-де-Ла Плата. Эти деформации выразились в инверсии авлакогена Южных Сьерр Буэнос-Айреса, накопившего перед тем более 5 км средне- и верхнепалеозойских отложений, и в образовании складчато-блокового сооружения Сьерра-де-Ла Вентана, а позднее более северной Сьерра-Тандиль. Поднятие Южных Сьерр Буэнос-Айреса привело к расчленению прежнего перикратонного опускания Чако-Пампы на два прогиба, вытянутых в западо-северо-западном направлении: Рио-Саладо на севере и Рио-Колорадо на юге.
В ранней юре почти вся площадь Патагонской платформы стала ареной ареального вулканизма, продолжавшегося до поздней юры включительно. Его примечательной особенностью является почти абсолютное преобладание кислых лав, которое исследователи объясняют широким плавлением молодой, еще не деп-летированной континентальной коры под влиянием накопления в ее основании базальтовой магмы.
Патагонская юрская вулканическая провинция составляет лишь крайнюю западную часть обширной области внутриплитных излияний этого возраста, простирающейся на восток вплоть до Тасмании и Новой Зеландии и включающей крайний юг Африки и север Антарктиды.Этот вулканизм непосредственно предшествовал распаду Гондваны в данном регионе и таким образом завершил гондванский этап его развития. Подобное же значение имел раннемеловой плато-базальтовый вулканизм бассейна Параны, проявившийся в интрузивной форме и севернее, во впадинах Амазонки и Парнаибы, и находящий свое продолжение в Африке, в Намибии - провинция Этендека.
Западная Кордильера Перуанско-Боливийских Анд существенно отличается от Восточной широким развитием юрских и меловых образований и значительной ролью среди них магматических пород. Начиная с позднего триаса и до раннего сеиона включительно здесь протягивалась энсиалическая вулканическая дуга, сопровождавшаяся задуговым прогибом,заполняемым мелководно-морскими и континентальными осадками и ограниченным с северо-восточной стороны поднятием Восточной Кордильеры. Поднятие Западноой Кордильеры началось в позднем мелу; оно сопровождалось складчато-разрывными деформациями умеренной интенсивности, но мощно проявленным гранитоидным магматизмом, создавшим, в частности, огромный многофазный Береговой батолит Перу. Вулканизм здесь продолжался и в кайнозое, но уже наземный; продолжался и интрузивный магматизм. Существенное значение имели деформации в позднем эоцене, так называемая инкская фаза, и повторные в раннем и позднем миоцене и на границе миоцена и плиоцена - фазы Кечуа. К южной части Западной Кордильеры (14-28° ю.ш.) приурочена центральная группа андских молодых и современных вулканов.
В расширяющемся к югу пространстве между Западной и Восточной Кордильерами Центральных Анд расположен межгорный прогиб, выраженный в рельефе высоким (3,5-4,0км) плоскогорьем Лльтиплано (на юге Пуна). В современной структуре - это рамповый грабен-прогиб, ограниченный надвигами со стороны смежных Кордильер. Его выполняет мощная толща олигоцен-четвертичных континентальных моласс (мощность олигоцен-миоцена 10 км).
Южный субсегмент Центральных Анд, находящийся между 25° и 35° ю.ш., как в орографическом, так и в структурном и историко-геологическом отношении весьма существенно отличается от северного субсегмента. Здесь затухают восточные элементы структуры последнего - Восточная Кордильера и Пуна, и на их простирании появляются массив Сьерра-Пампы, Пред-кордильера и Передовая Кордильера. Место Западной Кордильеры занимает Главная Кордильера, а вдоль побережья простирается Береговая Кордильера.
Восточная Кордильера Центральных Анд сложена с поверхности преимущественно палеозойскими отложениями, испытавшими интенсивные деформации в поздней перми, но предварительно еще перед ранним карбоном. Мощная терригенная, в верхней части фли-шевая толща нижнего-среднего палеозоя накапливалась в глубоком энсиалическом прогибе между
платформой и Арекипским массивом. На юге Кордильеры из под несогласно залегающего почти немета-морфизованного палеозоя обнажается зеленосланце-вый комплекс верхнего протерозоя с небольшими интрузиями гранитоидов. Более крупные плутоны имеют позднепалеозойский возраст. На севере Перу палеозойские отложения перекрываются полого залегающими мелководно-морскими и континентальными отложениями юры-палеогена. В общем Восточная Кордильера Перуанско-Боливийских Анд-это в основном герцин-ское сооружение, лишь на юге альпийская тектоника становится более интенсивной.
Центральные Анды, как отмечалось выше, делятся на два субсегмента - северный, Перуанско-Боливийский, и южный, Чилийско-Аргентинский, отличающиеся не только разным простиранием, но разной структурой и историей развития. Но главная граница между ними в этом смысле проходит несколько южнее
полосы смены простирания, около 25° ю.ш. в северозападной Аргентине.
Перуанско-Боливийский субсегмент сопровождается с востока продолжением полосы субандских передовых прогибов. Эта полоса выклинивается на юге, в Аргентине, упираясь в краевой массив Сьерра-Пампы (см. ниже). А еще раньше в основании ее весьма мощного (до 7 км начиная с верхов миоцена) молассового выполнения выклиниваются мезозойские и палеогеновые отложения пассивной окраины Южно-Американской платформы. В конце плиоцена и в четвертичное время внутреннее крыло прогиба было охвачено интенсивной складчатостью, осложненной надвигами, и испытало значительное поднятие с образованием предгорных цепей высотой до 3,5 км. Тогда же образовался крупноамплитудный фронтальный надвиг орогена на прогиб.
Сам ороген на данном отрезке имеет, в отличие от западных зон Северных Анд, явно энсиалическое заложение, наиболее четко доказываемое присутствием на юге Перу прибрежного массива Арекипа с выходом на поверхность раннедокембрийских кристаллических пород, испытавших трансамазонский метаморфизм (1,8 млрд лет). В структуре этой части орогена прослеживается две основных зоны поднятий - Восточная и Западная Кордильеры. Выделяемая в орографическом плане Центральная Кордильера (Кордильера Бланка) в структурном отношении представляет одно целое с Восточной и обязана своей самостоятельностью крупному гранитному батолиту.
Андский пояс простирается вдоль западной окраины Южно-Американского континентта на 9 тыс. км и достигает наибольшей ширины, порядка 750 км, в своей средней части . На северо-востоке вдоль разлома Боконо он граничит с Карибскими Береговыми хребтами, принадлежащими южному флангу Антильской островной дуги. На северо-западе западная зона Анд через структуры Панамского перешейка протягивается на соединение с Кордильерами Северной Америки, а в промежутке структуры Анд уходят в Карибское море, срезаясь поперечным сдвигом Ока. На юге Анды через о-в Южная Георгия и дугу Скотия сочленяются со своим антарктическим продолжением -
Антарктаидами. По простиранию Анды подразделяются на три сегмента - Северный, Центральный и Южный. Граница между Северными и Центральными Андами является более четкой, чем между Центральными и Южными; она определяется резким изгибом складчатой системы - сменой меридионального простирания на юго-восточное и поперечным погружением, лежащим на продолжении Амазонской впадины и зоны экваториальных разломов Атлантики и Галапагосской оси спрединга.
Центральные Анды так же достаточно отчетливо распадаются на два субсегмента: Перуанско-Боливийский и Чилийско-Аргентинский. Первый имеет северо-западное простирание, второй - меридиональное. На их сочленении береговая линия континента делает резкий изгиб - это так называемый угол Арики, по названию находящегося здесь самого северного чилийского города. Против этого угла Анды достигают наибольшей ширины и образуют выступ к востоку. Граница Центральных и Южных Анд находится на западном продолжении границы между древней и молодой платформами в Патагонии. Южные Анды - самая узкая часть всего горного пояса.
Северные Анды представляют собой в новейшей структуре пучок мегаскладок, резко сжатый на юге, в Эквадоре, где его ширина составляет всего 100 км, и сильно расширяющийся - до более 450 км - на севере, в Колумбии и Венесуэле.
Северные Анды отделяются от Гвианского щита древней платформы полосой Субандских передовых молассовых прогибов, состоящей из трех звеньев, разделенных поперечными поднятиями. Восточное звено, являющееся фактически передовым прогибом Карибских Береговых хребтов, составляет Восточно-Венесуэльский, или Оринокский прогиб. Он отделяется погребенным поднятием Эль-Баул фундамента платформы, перекрытым нижнепалеозойским чехлом, от прогиба Апуре-Баринас в юго-западной Венесуэле и восточной Колумбии. Этот прогиб сводом Араука разделяется на впадину Баринас на севере и впадину Льянос на юге. Последняя отделена поднятием Сьерра-де-Мака-рена, сложенным ордовикскими песчаниками, непосредственно залегающими на кристаллическом фундаменте, от прогиба Иквитос, или Путумайо, продолжающегося из Колумбии в Эквадор и северо-восточный Перу.
Два первых прогиба наложены на пассивную окраину Гвианского щита, перекрытую маломощным чехлом мелководно-морских терригенных нижнепалеозойских и карбонатно-терригенных меловых отложений, между которыми залегают континентальные крас-ноцветы нижнего мезозоя. В направлении орогена осадки становятся более глубоководными, а мощность их возрастает. Прогиб Иквитос находится в створе Амазонской синеклизы и поперечного прогиба между Северными и Центральными Андами.
Заложение прогибов было неодновременным -Оринокского в позднем эоцене, Иквитос в среднем олигоцене, Баринас-Льянос в позднем миоцене. Внутреннее строение прогибов обычное для такого рода структур - пологие внешние крыльья со складками платформенного типа, сильно сжатые, осложненные надвигами складки с вергентностью к оси прогиба во внутренних крыльях. От орогена прогибы отделены крупными разломами-надвигами.
Собственно ороген Северных Анд состоит из нескольких крупных поднятий, выраженных в рельефе горными хребтами - Кордильерами, и разделяющих их более узких прогибов, вдоль которых следуют речные долины . Передовым поднятием орогена служит Восточная Кордильера Колумбии; межгорным прогибом р. Магдалены она отделяется от Центральной Кордильеры. Южным продолжением Восточной Кордильеры является поднятие Напо-Галерас с выходом на поверхность интенсивно дислоцированного нижнего палеозоя и антиклинорий Сьерра-де-Кутуку в восточном Эквадоре. В северном направлении Восточная Кордильера раздваивается; ее восточная ветвь -Сьерра-де-Мерида, протягивается к востоко-северо-во-стоку, а западная - Сьерра-де-Периха, сначала к северу, а затем к северо-востоку. В раструбе между ними располагается межгорная впадина Маракайбо с одноименной лагуной в центре.
В отдельных блоковых поднятиях Восточной Кордильеры на поверхность выведен докембрийский кристаллический фундамент, перекрытый слабо мета-морфизованным нижним-средним и практически не-метаморфизованным верхним палеозоем и континентальным нижним мезозоем. В верхней юре появляются эвапориты, с которыми связаны проявления диапириз-ма в вышележащих отложениях. Основную часть складчатого комплекса составляют мелководно-морские меловые отложения, достигающие огромной, до 12-14 км, мощности. Восточная Кордильера представляет собой инверсионную структуру, образованную в центральной части бассейна, возникшего в конце юры к востоку от островной дуги (задуговой бассейн) Центральной Кордильеры и общего с будущими прогибами средней Магдалены и Льянос (рис.6-8). Поднятие Кордильеры и обособлениие этих прогибов произошло лишь в среднем миоцене. При инверсии и формировании современной складчато-надвиговой структуры были использованы листрические сбросы, образованные на стадии растяжения и заложениия бассейна.
Эта платформа занимает южную равнинную часть материка; с древней платформой она граничит примерно вдоль долины Рио-Колорадо. Фундамент Патагонской платформы обнажен слабо и выступает в двух массивах - на севере в массиве Сомункура (Северо-Патагонском) и на юге в массиве Десеадо (Южно-Патагонском). Наиболее древними образованиями фундамента являются позднедокембрийские, выступающие на Мальвинских о-вах. На севере известен также слабо метаморфизованный нижний и средний палеозой, в частности силур, а на юге мощный морской верхний палеозой выполняет прогиб северо-северо-за-падного простирания. Но наиболее широким распространением в фундаменте пользуются верхнепалеозойские же и триасовые гранитоиды и кислые вулканиты, ассоциирующиеся с континентальной молассой. Именно это дает основание считать Патагонскую платформу эпигерцинским образованием. Накопление ее чехла началось в лейасе и до байоса включительно отлагались мелководно-морские терригенные осадки. Затем произошла мощная вспышка субаэрального среднего-кислого вулканизма и только на юге и на востоке - на Фольклендском шельфе, вулканиты замещаются морскими песчано-глинистыми отложениями.
К поздней юре относится образование рифтоген-ных прогибов Рио-Колорадо на границе с древней платформой, Чубут-Сап-Хорхе между Северо- и Южно-Патагонскими массивами и Магелланова к югу от последнего, позже преобразованного в передовой прогиб Патагонских Анд. В прогибе Колорадо мощность меловых-палеоценовых континентальных и морских осадков достигает 6 км. На западе, за поперечным поднятием, этот прогиб переходит в примыкающую к Андам впадину Неукен, где в неокоме отлагались карбонаты, в апте красноцветы и эвапориты, а в альбе континентальные осадки. В прогибе Сан-Хорхе мощность верхнеюрских и меловых отложений составляет около 6 км. В эоцене наступила регрессия, а Северо-Па-тагонский (Сомункура) массив стал ареной андези-тового вулканизма; в миоцене интенсивный плато-базальтовый вулканизм охватил уже практически всю платформу; он продолжался до четвертичного периода включительно, прекратившись лишь около 15 тыс. лет т.н.
Значительно большим распространением пользуется в Южной Америке среднепротерозоискии прото-платформенный чехол, распространенный в основном на Амазонском кратоне. Накоплению собственно чехольных образований здесь предшествовало формирование вулкано-плутонической ассоциации кислого-среднего состава, включающей граниты типа рапаки-ви, получившей распространение на огромных площадях, порядка двух миллионов квадратных километров на Центрально-Бразильском щите и миллиона - на Гвианском. Этот магматизм протекал на фонерифтин-га, приведшего к расчленению фундамента на грабены и горсты. Естественно, что вулканиты сохранились в грабенах, где они перемежаются с обломочными осадками. Эти образования перекрываются в обоих щитах мощной пестроцветной обломочной толщей, насыщенной силлами и дайками габбро, норитов, диабазов. Мощность силлов достигает сотен метров. Эта толща, в отличие от подстилающей, уже не затронута разрывными дислокациями. Датировки обоих комплексов дают широкий разброс - от 1,8 и до 1,5-1,4 млрд лет, т.е. все они принадлежат верхам нижнего протерозоя и нижнему рифею.
К среднепротерозойскому чехлу следует еще отнести платформенный аналог супергруппы Эспиньясу (см. выше), в который последняя переходит в восточном направлении. Эта серия - Чапада Диамантина -знаменита своей алмазоносностью, откуда и ее название.
Позднепротерозойский платформенный чехол выполняет наложенную в это время на эократон Сан-Франсиску одноименную синеклизу. Чехол этот имеет в основании тиллиты и слагается внизу обломочными, а вверху терригенно-карбонатными отложениями мелководно-морского происхождения. Верхняя толща также имеет в основании горизонт тиллитов.
Верхнепротерозойские чехольные отложения распространены еще в западной, приандской зоне перик-ратонных опусканий, где они согласно перекрываются нижним палеозоем.
В кембрии и раннем-среднем ордовике почти вся территория платформы испытывала преимущественно поднятие - последствие бразильского тектогенеза, а в остаточных межгориых прогибах бразилид в кембрии еще продолжалось накопление моласс. Погружения происходили в перикратонной, приандской полосе на западе, компенсируясь накоплением терригенных, а на юге, в Аргентине, карбонатно-терригенных отложений умеренной мощности, нарастающей в направлении современных Анд.
К позднему ордовику поднятия основной части платформы угасли и началось формирование трех крупных внутренних бассейнов - Амазонского, Парнаиба (Мараньон) и Парана (рис.6-5). Весьма вероятно, что началось оно рифтингом; для бассейна Параны такой рифтинг предполагается в кембрии, следы его обнаружены геофизикой.
В раннем силуре трансгрессия усилилась, во всех внутренних бассейнах и на юге перикратонного бассейна накапливались преимущественно мелководно-морские терригенные осадки, но в позднем силуре произошла регрессия и преобладание, кроме синеклизы Парнаиба, получили континентальные песчаные отложения. Новая трансгрессия наступила в девоне, охватив все бассейны платформы, кроме западной части Амазонского, который погрузился ниже уровня моря уже в среднем девоне. Но на остальной площади платформы с этого времени стали нарастать поднятия, достигшие максимума в раннем карбоне, когда морские условия сохранились лишь в бассейне Парнаиба. Как и ранее, в среднем палеозое накапливались почти исключительно терригенные, преимущественно песчаные осадки. Их мощность измеряется первыми сотнями метров для каждого отдела, реже больше.
В среднем-позднем карбоне возобновилось погружение Амазонской синеклизы, которая на востоке сливалась с Парнаибской. В них отлагались карбонатнотерригенные осадки с участием эвапоритов. Между тем южная часть платформы, включая синеклизу Парана, в конце карбона была охвачена покровным оледенением, общим для всей Гондваны. Интенсивностью пог-ружениия здесь выделяется прогиб, следующий из района Чако Приандской зоны на востоке в направлении Южных Сьерр Буэнос-Айреса. Он имеет, вероятно, рифтогенную природу, и в этом прогибе Чако-Пампа накопилось до 1,5 км марино-гляциальных и терригенных отложений. В ранней перми во всех бассейнах началась регрессия и они сократились в размерах. В си-неклизе Парана происходило угленакопление, частично в паралических условиях. Морская терриген-ная толща относительно большой (1,2 км) мощности отложилась лишь в грабен-прогибе Южных Сьерр Буэнос-Айреса и в северной перикратонной зоне, где накапливались карбонатно-терригенные осадки с участием эвапоритов. А в Центрально-Патагонской впадине морские условия чередовались с континентальными.
В поздней перми почти вся платформа, кроме Южных Сьерр Буэнос-Айреса и Фолклендских (Мальвинских) о-вов, была охвачена поднятиями. Они продолжались и в раннем триасе, когда рифт Южных Сьерр Буэнос-Айреса испытал инверсию и складчатые деформации. Абсолютное преобладание поднятий характеризовало развитие платформы в течение всего триаса и юры; лишь локально, в остаточных впадинах, особенно Чако-Параны отлагались маломощные континентальные осадки и местами, в частности на северо-востоке, в рифте Такуту в Гайане изливались щелочные базальты. В позднем триасе море ненадолго вторглось в перикратоиную зону в районе Боливии.
Новый этап в истории платформы начинается в поздней юре. Главным событием этой эпохи явилось зарождение мощной континентальной рифтовой системы, вдоль которой враннеммелу произошло раскрытие Южной Атлантики. На бразильском побережье и шельфе возникли полуграбены, заполнявшиеся аллю-виально-дельтовыми осадками, среди которых встречаются покровы базальтов. Грабен Реконкаво-апофиз этой системы вдается глубоко в тело континента. Накопление континентальных осадков и излияния базальтов продолжались и в неокоме, достигнув мощности более 5 км. Особенно мощные (до 1,5 км) покровы плато-базальтов залили синеклизу Параны; их восточное продолжение после раскрытия Атлантики оказалось в Африке, в основном в Намибии -базальты Этендека. В самой Южной Америке магматизм этой эпохи проявился весьма широко, на севере вплоть до рифта Такуту в Гайане, заняв площадь порядка двух миллионов квадратных километров.
Помимо рифтовых впадин Бразилии и Гвианы, приуроченных к полосе побережья, на юге континента, в Аргентине возникли субширотные рифтовые прогибы Рио-Саладо и Рио-Колорадо, продолжающиеся с тем же простиранием на шельфе и разделенные инверсионным подштяием Сьерр Буэнос-Айреса.
В апте морские воды проникли с юга в бразильские рифты и здесь началось интенсивное соленакоп-ление (первичная мощность солей до 2 км) в бассейне
типа Красного моря, другой борт которого прослеживается в Габоне, Конго и Анголе. С этими солями связано проявление галокинеза на подводной окраине Бразилии. В конце апта - альбе произошло уже полное раскрытие Южной Атлантики, отразившееся в перио-кеанских бассейнах Южной Америки сменой эвапори-тов нормально-морскими, карбонатными и глинистыми отложениями. На противоположной, приандской окраине платформы континентальные отложения сменяются морскими, на севере уже в начале мела.
В позднем мелу погружение атлантической окраины усилилось на всем ее протяжении, судя по смене мелководных отложений более глубоководными. Толеит-базальтовый вулканизм сменился более локальным щелочно-базальтовым и ультрамафитовым, который проявлялся и в глубине континента, с образованием многочисленных кольцевых плутонов щелочно-ультраосновного и щелочно-гранитного состава с Nb, Та, Zr, Th оруденением. Возникли новые рифтовые прогибы, ориентированные перпендикулярно побережью, очевидно вдоль трансформных разломов океана - Маражу в устье Амазонки и Северо-Фолкленд-ский на юге. На некоторых участках окраины погружения временами прерывались поднятиями. В приандской перикратонной зоне на севере преобладало накопление мелководно-морских терригенно-карбо-натных осадков с эвапоритами, на юге континентальных; и тут, и там местами изливались щелочные базальты. В раннем палеогене уже на всем протяжении этой зоны осадконакопление протекало в континентальных условиях. А на атлантической окраине в эоцене возобновились движения по разломам, и в прибрежной полосе юго-восточной Бразилии образовалась система грабенов, вытянутых вдоль побережья. На севере зоны периокеанских бассейнов в палеоцене получили распространение рифовые постройки, а в эоцене - карбонатные платформы; на внешнем шельфе и склоне континента преобладают глины. Местами продолжаются излияния базальтов.
В олигоцене начинается неотектонический этап развития платформы. К этому времени на западной ее окраине уже сформировался Андский ороген. На восточной окраине область седиментации сместилась в основном в пределы современных шельфа и склона, а характер ее принципиально не изменился. Остальная часть платформы постепенно втягивалась в поднятия, усилившиеся в середине миоцена и создавшие современные Гвианское и Бразильское нагорья. Относительное погружение испытывали лишь впадины Амазонки, Параны и прогибы Патагонии. В этом последнем районе происходили наиболее мощные излияния базальтов субщелочного состава. На подводной атлантической окраине формировались крупные авандель-ты, в частности Амазонки.
Архейский комплекс включает породы среднего и верхнего архея; к нижнему могут относиться лишь гнейсы с возрастом около 3,4 млрд лет на юге эократона Сан-Франсиску .
Среднеархейский возраст- более 3,2 млрд лет, имеет комплекс Иматака на крайнем севере Гвианского щита, на правобережье р. Ориноко. Комплекс в основном состоит из разнообразных парагнейсов с мощными пачками железистых кварцитов-предметом интенсивной разработки. Он вмещает также интрузии гра-нитоидов и мигматиты, сложно деформирован и метаморфизован в амфиболитовой или гранулитовой фации. Кроме архейских в комплекс Иматака внедрились раннепротерозойские гранитоиды, а изотопные датировки свидетельствуют о проявлении и более поздних, до 1,11 млрд лет т.н., тектонотермальных воздействий.
Блок Иматака отделен разломом от основной части Гвианского щита, сложенной преимущественно ранним протерозоем. Среди последнего имеются, однако, плохо оконтуренные и слабо датированные крупные и более мелкие позднеархейские ядра. Одно из них - Шингу, находит свое продолжение южнее, уже в пределах Центрально-Бразильского щита. Наряду с ортогнейсами, мигматитами и гранитами в нем встречаются реликты зеленокаменных поясов. Более определенно такие пояса выражены в районе Каражас на северо-востоке этого щита, где они содержат, подобно комплексу Иматака, крупные залежи железистых кварцитов промышленного значения и, как обычно, окружены полями гранито-гнейсов и мигматитов. По вулканитам получены значения возраста 2,76 млрд лет, а граниты дали раннепротерозойские датировки - 1,85-1,7 млрд лет, указывающие на последующую переработку. Складчатость сложная, метаморфизм амфибо-литовой, местами гранулитовой фации. Позднеархей-ские зеленокаменные пояса известны и в южной части Центрально-Бразильского щита.
Восточнее фрагмент гранит-зеленокаменной области обнаруживается в срединном массиве Гояс, разделяющем две параллельные субмеридиональные по-зднепротерозойские системы «бразилид» (см. ниже). Зеленокаменные пояса имеют здесь среднеарх ейский возраст, поскольку гранито-гнейсы основания дали возраст 3,2 млрд лет, а прорывающие гранитоиды -2,9 млрд лет. Пояса имеют в общем обычное трехчленное строение, но некоторую специфику составляет преимущественное развитие ультрамафитов в виде лав и силлов с прослоями кремней и графитистых филлитов в нижней части разреза; среднюю часть слагают базальтовые лавы с прослоями кремней, железистых кварцитов и также графитистых филлитов, а верхняя часть метаосадочная, с участием кислых вулканитов, железистых кварцитов и мраморов. С востока гранит-зеле-нокаменная область окаймляется прерывистым гра-нулит-гнейсовым поясом, а между ними располагается мафит-ультрамафитовый плутонический комплекс с медно-никелевым оруденением. Гранулитовый метаморфизм имеет позднеархейский - 2,7 млрд лет -возраст.
Другая гранит-зеленокаменная область отвечает эократону Сан-Франсиску, зажатому между поясами бразилид. Поскольку на центральную часть этого эо-кратона наложена одноименная позднепротерозойская синеклиза, архейские образования выступают лишь на периферии этой синеклизы, на северо-востоке в штате Баийя и на юге в штате Минас-Жерайс. Зеленокаменные пояса известны в обоих районах. Их вероятным фундаментом служат гранито-гнейсы с возрастом до 3,1-3,4 млрд лет, метаморфизованные в амфиболитовой или гранулитовой фации. Сами пояса сложены вулканитами, от ультраосновных до кислых, и осадочными образованиями, испытавшими метаморфизм низкой ступени амфиболитовой или зеленос-ланцевой фации. Более молодые плутоны гранитоидов датированы в 2,7 млрд, а метавулканиты в 2,78 млрд
лет, что указывает на позднеархейский возраст ЗКП. Их разрез в шт. Минас-Жерайс достаточно типичный: низы - ультрамафиты, включая коматииты, средняя часть - основные и средние метавулканиты, железистые кварциты, граувакки, Мп-карбонаты и силикаты (богатые руды марганца), верхи - филлиты, кварциты, субграувакки. Общая мощность порядка 7 км.
Основной областью распространения раннепроте-розойского складчатого комплекса в Южной Америке является центрально-восточная часть Гвианского щита, где он слагает пояс Марони-Итакаюнас, находящий свое продолжение по южную сторону Амазонской впадины в северо-восточной части Центрально-Бразильского щита. По своему общему строению этот пояс весьма напоминает гранит-зеленокаменные области архея. Отдельные выступы последнего имеются среди образований пояса (они отмечались выше), но основная масса пород принадлежит все же нижнему протерозою. На фоне преобладающего развития гранито-гнейсов и мигматитов здесь выделяются многочисленные и весьма протяженные зеленокаменные пояса синклинорного строения с преобладанием ма-фитов и ультрамафитов в нижней части, средних и кислых метавулканитов в средней и метаосадочных пород в верхней части. Метаморфизм убывает от ам-фиболитового по периферии до низшей ступени зеле-носланцевого в центральной части ЗКП. Радиометрические датировки показывают, что рассматриваемый пояс развивался в интервале 2,2-1,8 млрд лет т.н. Пояс в целом надвинут на севере на архейский блок Иматака, а его вероятное продолжение по другую сторону Атлантики составляет Бирримский пояс Западной Африки. Как будет сказано в следующей главе, для последнего пояса доказывается энсиматическое происхождение, в то время как многочисленные выходы архейского основания в поясе Марони-Итакаюнас свидетельствуют о его энсиалической природе. Однако увеличение концентрации ЗКП в северо-восточном направлении позволило А.Гудвину заключить, что этот пояс здесь становится энсиматическим. Следовательно можно допустить, что в юго-западном направлении происходит вырождение раннепротерозойского подвижного пояса, связанное с уменьшением степени деструкции архейской континентальной коры.
Нижнепротерозойские интенсивно складчатые, метаморфизованные и гранитизированные образования, в том числе типа ЗКП, выступают также на небольших участках северо-восточного обрамления эо-кратона Сан-Франсиску. А в его крайней южной части нижнепротерозойская супергруппа Минас, несогласно перекрывающая архейский зеленокаменный пояс, носит уже характер платформенного чехла, хотя и претерпевшего довольно интенсивные деформации, и потому будет описана ниже.
Это наиболее западная в современном структурном плане Земли платформа гондванской группы. Ее фундамент слагают не только раннедокембрийские, но и позднедокембрийские складчатые метаморфизованные и гранитизированные образования. Они выступают на поверхность в Гвианском и Центрально-Бразильском (Гуапоре) щитах и в Приатлантическом гранулит-гней-совом поясе . Первоначально, до образования в раннем палеозое наложенной Амазонской впадины, раннедокембрийские образования Гвианского и Центрально-Бразильского щитов составляли единый Амазонский краток.
Собственно платформенный (ортоплатформенный) осадочный чехол начинается здесь ордовикскими отложениями и выполияеттри крупных впадины - синеклизы, разделяющие перечисленные выше выступы фундамента: Амазонскую, Паранаиба (Мараньон) и Парана. Между двумя последними располагается еще впадина Сан-Франсиску, выполнение которой включает верхнепротерозойские и меловые чехольные образования. Чехол широко развит также в западной полосе перикратонных опусканий, отделяющей основное тело платформы от Андского пояса. И, наконец, вдоль атлантического побережья протягивается узкая полоса периокеанских рифтовых бассейнов, находящая свое продолжение на шельфе и континентальном склоне. В этой полосе присутствуют исключительно верхнемезозойские и кайнозойские отложения.