Тектоника континентов и океанов

Чехол индостанской платформы

admin — Tue, 31 Aug 2010 09:50:03 +0000

Рифейский чехол пользуется широким распространением в северной и центральной части платформы, где он выполняет несколько плоских синеклиз, которые, судя по сходству их размеров, первоначально могли образовывать сплошной осадочный покров (М.Е.Раа-бен). Разрез сложен преимущественно красноцветны-ми кварцитами, аргиллитами (глинистыми сланцами), известняками, среди которых залегают силлы и лавы основных магматитов, особенно обильные в Куддапах-ской впадине на юго-востоке. Здесь мощность рифей-ских отложений достигает 6 км. На востоке они дислоцированы близ надвига Восточно-Гатского пояса. В Куддапахской и более северной Виндийской синек-лизе представлены все три подразделения рифея, разделенные перерывами и несогласиями и построенные циклически, начинаясь конгломератами и песчаниками и заканчиваясь (не всегда) строматолитовыми карбонатами. Особенно значительное несогласие наблюдается в подошве верхнего рифея. В грабен-рифте Годавари присутствуют лишь нижний и средний рифей, достигающие семикилометровой мощности. Рифейские терригенно-карбонатные образования мелководноморского происхождения и значительной мощности распространены и в Низких Гималаях, где участвуют в их покровно-надвиговой тектонике, а первоначально принадлежали, очевидно, пассивной окраине Восточной Гондваны. В отличие от Низких Гималаев, рифеиские отложения Виндийской синеклизы имеют в основном континентальное и прибрежно-морское происхождение.
Северное обрамление Сингбумского свода в среднем и позднем протерозое продолжало обнаруживать повышенную подвижность. Здесь накапливались, частично в рифтогенных условиях, терригенные, а затем карбонатно-терригенные отложения, которые на грен-вильском рубеже (1100-900 млн лет т.н.) испытали складчатость и внедрение гранитного батолита.
Своеобразным было в позднем протерозое и развитие самой северо-западной части платформы. Здесь, в обрамлении возникшего на рубеже раннего и среднего рифея Араваллийско-Делийского орогена образовались впадины, заполнявшиеся аналогами виндийской супергруппы одноименного бассейна. В середине позднего рифея (0,8 млрд лет т.н.) здесь произошло внедрение гранитов Эринпура, а затем излияние риолитов Малани и новая интрузия гранитов (745-735 млн лет т.н.).
В венде накопления осадков на большей части платформы уже не происходило; исключение составляла Виидийская синеклиза и Синд-Пенджабская и Гималайская зоны перикратонных опусканий, где осадки венда несут следы отложения в условиях повышенной солености. На крайнем севере, в области Соляного кряжа в венде накопилась эвапоритовая формация до 2 км мощности. Переход к кембрию здесь и в Низких Гималаях произошел постепенно, а вся остальная часть платформы надолго превратилась в сушу.
На границе кембрия и ордовика на гималайской окраине проявилась фаза диастрофизма, геодинамическая природа которой пока не получила удовлетворительного объяснения. Она могла быть отголоском заключительной фазы панафриканского орогенеза, в течение которого произошла коллизия Западной и Восточной Гондваны. С этого времени начался гонд-ванский этап геологической истории Индостана.
В первой половине этого этапа, в ордовике-карбоне, почти вся платформа, за исключением гималайской окраины, испытывала слабое поднятие и оставалась сушей, подобно смежной территории Экваториальной и Южной Африки и Восточной Антарктиды (см. гл. 10). На гималайско-тибетской окраине в условиях мелкого моря шло накопление карбонатно-терригенных отложений умеренной мощности (сотни метров на отдел).
В конце карбона это спокойное развитие было прервано, раннегондванский подэтап сменился позднегондванским. Платформа стала испытывать более энергичное поднятие, оказалась охваченной, подобно другим гондванским материкам, покровным оледенением, а на этом фоне началось опускание впадин, позднее превратившихся в рифтовые грабены. Главным из них был широтный рифт Нармада-Сон, пересекший весь субконтинент с запада на восток. От него к юго-востоку отходили три ветви - Годавари, Маханади и Дамо-дар; со всеми совпадают современные речные долины, впадина Нармада-Сон наследует раннепротерозойскую подвижную систему и рифейскую впадину, рифт Годавари-рифейский рифт того же простирания. В позднем карбоне впадины заполнялись ледниковыми и флюви-огляциальными отложениями, которые отлагались и на гималайской окраине платформы. В ранней перми на западе последней произошла вспышка толеит-ба-зальтового вулканизма (траппы хр. Пир-Панджал), которая предвещала раскол этой окраины и заложение Иеотетиса, последовавшее уже в триасе. Одновременно проявилась морская трансгрессия, которая охватила и Синд-Пенджабскую окраину; морские воды проникли и в западную часть рифта Нармада-Сон. В целом же на площади рифтовых впадин началось уг-леиакопление и усилилось их погружение, особенно в поздней перми, когда мощность осадков местами достигла 1,8 км.
Обратная тенденция проявилась в начале триаса, когда погружения сохранились лишь на отдельных участках рифтовой системы. Здесь в триасе и ранней-средней юре накапливались аллювиально-озерные осадки сравнительно небольшой мощности, в юре угленосные.
Северная, гималайская окраина платформы продолжала испытывать устойчивое, все усиливавшееся в связи с началом раскрытия Неотетиса прогибание. Карбонатные отложения платформ или песчано-гли-нистые шельфа замещаются к северу более глубоководными темными глинистыми с прослоями нодулярных известняков («сланцы Спити»),
В позднем триасе на западе платформы закладывается рифт Кач, а в ранней юре начинается морская трансгрессия, воды которой в средней юре проникают в этот рифт. В поздней юре море покрывает уже большую часть северо-западного склона платформы. Здесь накапливаются мелководные песчано-глинистые осадки и известняки. В неокоме вследствие регрессии они замещаются континентальными осадками, но в апте начинается новая трансгрессия; мощность мелководных песчаников местами превышает 1 км.
В поздней юре начинается формирование и восточной окраины субконтинента-на юге образуется рифт Керала, а в раннем мелу севернее - Бенгальский бассейн, опусканию которого сопутствует излияние плато-базальтов в холмах Раджмахал к западу от Калькутты. Мощность морских отложений во впадине Керала достигает 2,6 км. В «гондванских» рифтовых грабенах центральной Индии еще продолжается накопление континентальных песчаных осадков «верхней гондваны».
В позднем мелу зоны морского осадконакопления на окраинах платформы расширились, а мощность отлагавшихся терригенно-карбонатных, отчасти континентальных осадков возросла. Возникли новые риф-товые прогибы -Камбейский к северу от устья Нармады на западе, Кавери, Полкский и Манарский на юго-восточном побережье полуострова.
Эти события были напрямую связаны с расширением Индийского океана. В раннем мелу (готерив) спре-динг распространился на Бенгальский залив, а во второй половине позднего мела произошло отделение Индостана и Шри-Ланки от Мадагаскара и Сейшелл и образовалось Аравийское море. Таким образом субконтинент Индостан оказался полностью обособленным от других элементов бывшей Гондваны.
Крупным событием на рубеже мела и палеогена явилось излияние плато-базальтов - траппов Декана, покрывших площадь в 700 тыс. км2 и достигающих мощности в 2 км (с прослаивающими осадками).
В палеоцене и эоцене активно развивался Камбейский рифт, заполняемый песчано-глинистыми (палеоцен) и терригенно-карбонатньши морскими осадками. Продолжались и усиливались, особенно в Бенгальском бассейне, погружения западной и восточной пассивных окраин субконтинента, а на северной окраине (плато Потвар, Соляный кряж) известняки перекрываются верхнеэоценовыми эвапоритами. В пределах будущих Гималаев отлагались на юге песчано-глинистые, севернее карбонатные осадки, а в верховьях Инда в палеоцене закончилось накопление флиша.
В палеоцене - среднем эоцене (54-49 млн лет т.н.) Индийская плита столкнулась с южной окраиной Евразийской плиты и погружения гималайской окраины прекратились, сменившись началом формирования на ее месте покровно-складчатого горного сооружения.
Начиная с конца эоцена стало усиливаться и поднятие платформы, а морские бассейны на ее периферии - сокращаться в размерах. В олигоцене почти весь север платформы претерпел осушение. На северо-западной окраине начал формироваться прогиб перед Бе-луджистанским орогеном, а на востоке Бенгальского бассейна - перед Индобирманскими цепями с накоплением моласс. В миоцене резко ускорилось поднятие Гималаев, а перед ними, начиная с востока, с Ассама, стал развиваться Предгималайский прогиб. Эти процессы продолжали нарастать в плиоцене и квартере.
В Камбейском рифтовом прогибе морское осадко-накопление сменилось континентальным. Продолжалось погружение периокеанских прогибов - Годавари,
Палар, Кавери, Полкского, Манарского на востоке, Кач, Малабарского - на западе.
В Полкский рифт, находившийся на южном продолжении прогиба Кавери, еще в эоцене проникло море и Шри-Ланка превратилась в остров. В то же время южная часть субконтинента приобрела возвышенный рельеф, а по ее периферии возникли горные хребты Западных и Восточных Гат, отделенные уступами от прибрежных бассейнов.

Фундамент Индостанской платформы

admin — Wed, 04 Aug 2010 09:48:44 +0000

Докембрийский фундамент платформы своей древнейшей частью наиболее широко обнажается в южной половине полуострова, особенно полно в штате Карнатака. Весь этот регион иногда выделяют под названием Южно-Индийского щита . Основная площадь последнего представляет гранит-зеленокаменную область. Как обычно, преобладают в ее пределах выходы гранито-гнейсов, известных здесь как гнейсы полуострова (Peninsular gneisses). Понятие это, как везде, сборное и включает как породы, более древние, чем породы зеленокаменных поясов, с возрастом до 3,3 млрд лет, так и более молодые, чем первая из известных генерация ЗКП - среднеархейская саргурская; возраст этих гранито-гнейсов до 3,0 млрд лет. Следует сразу подчеркнуть, что обе генерации южноиндийских ЗКП - средне- и позднеархейская, отличаются от своих аналогов на всех других материках тем, что в их разрезах преобладают не вулканические, а осадочные породы, превращенные в сланцы. Вот почему индийские пояса традиционно именуются не зеленокамен-ными, а сланцевыми или реже - сланцево-зеленокамен-ными.
Образования саргурской группы не слагают протяженных поясов, а встречаются отдельными их фрагментами, включенными в «полуостровные» гнейсы. В составе этих фрагментов - кварциты, пелиты, карбонаты, толеитовые вулканиты и в подчиненном количестве железистые кварциты. Характерно присутствие зерен хромита и продуктов его разложения, сил-лов мафитов-ультрамафитов с линзами хромита. Развитие кварцитов указывает на начало накопления этих осадков на сиалическом основании; оно продолжалось в мелководно-морских условиях. Саргурские образования, выступая на юге области, метаморфизо-ваны в гранулитовой фации. Они испытали две фазы метаморфизма - первую в конце среднего архея -3,0 млрд лет т.н. и вторую, вместе с более молодыми ЗКП, в конце позднего архея - 2,6 млрд лет т.н.
Вторая генерация южно-индийских ЗКП - позднеархейская дарварская, распространена значительно шире саргурской и испытала гораздо более слабый метаморфизм, не превосходящий зеленосланцевой фации. Дарварские пояса простираются субпараллельно в общем северо-северо-западном направлении. С востока и севера они обычно ограничены разрывами, а на западе их отложения налегают с нормальным несогласным контактом на полуостровные гнейсы с возрастом в 3,0 и более миллиардов лет. Дарварская супергруппа мощностью до 8 км подразделяется на две группы -Бабабудан и Читрадурга. Первая группа начинается в основании конгломератами и ураноносными кварцитами, но состоит перимущественно из вулканитов основного, отчасти ультраосновного, а в верхах кислого состава, а также железистых кварцитов промышленного значения и, подчиненно, кварцитов и филлитов. Вторая группа залегает несогласно на первой, местами с конгломератами в основании, и слагается на 80% осадочными породами, в низах кварцитами, втом числе железистыми, карбонатами, а в основной части мощными граувакками, а также аргиллитами и железистыми кварцитами. В некоторых поясах группа Читрадурга залегает непосредственно на додарвар-ских образованиях и является существенно вулканогенной, с основными вулканитами в нижней части и кислыми в верхней. Накопление дарварских образований протекало в мелководно-морских, частично аллювиальных условиях с некоторым углублением бассейнов и увеличением контрастности рельефа промежуточных поднятий в период отложения граувакк. Предполагается энсиалическое заложение и рифтогенное происхождение дарварских ЗКП, первоначально представлявших полуграбены, которые затем испытали достаточно интенсивное сжатие, были осложнены складчатостью и крутыми надвигами.
Нижний предел возраста дарварского комплекса определяется его налеганием на полуостровные гнейсы с возрастом 3,0 и более миллиардов лет, верхний предел - интрузией линейного гранитного батолита Клосепет, протягивающегося на 500 км в меридиональном направлении при ширине 10-50 км с возрастом 2,6-2,5 млрд лет. Образование батолита связывается с ана-тексисом «полуостровных» гнейсов.
В южном направлении Дарварская гранит-зелено-каменная область переходит в область преобладания гранулитов, занимающую всю южную оконечность полуострова. Переход происходит в полосе шириной 30-60 км восточно-северо-восточного простирания, от пород, образовавшихся на глубине порядка 5 км, к породам, испытавшим метаморфизм на глубине до 35 км. Гранулитовым метаморфизмом охвачены породы как магматического -тоналиты и трондьемиты, так и осадочного (пелиты, кварциты, мраморы) происхождения. Особенно характерны чарнокиты, которые здесь и были впервые выделены. Возраст гранулитового метаморфизма в данной области определен в 2,3 млрд лет, т.е. он был примерно одновременным внедрению севернее гранитов Клосепет, которые, впрочем, на южном окончании батолита, в переходной полосе, уже обнаруживают признаки существенных метаморфических изменений.
В восточной части Дарварской гранит-зеленока-менной области, в районе Майсора, развиты узкие и короткие ЗКП, отличающиеся богатой золотоносностью. Здесь расположена одна из наиболее глубоких золотодобывающих шахт в мире, Коларская. В выполнении этой Восточно-Дарварской группы ЗКП основную роль играют мощные мафит-ультрамафитовые интрузивные тела, перекрываемые тонкими кварцитами и пелитами.
Вторым районом распространения архейских образований в Индии является Сингбумскж мегакупол в северо-восточной части полуострова. Эти образования относятся к среднему архею. Наиболее древними из них являются породы «Древней метаморфической группы»,
датируемые в 3,5-3,3 млрд лет и состоящие из метамор-физованных в амфиболитовой фации терригенных и карбонатных пород и основных лав, а также тоналит-гранодиоритовых интрузивов, превращенных в гнейсы. Более молодой возраст имеет слабее метаморфизо-ванная «Железорудная группа», в составе которой большую роль играют железные и марганцевые руды наряду с филлитами, глинистыми сланцами, основными и кислыми вулканитами и основными интрузивами. Эта серия испытала складчатость, зеленосланцевый метаморфизм и была прорвана поздней фазой сингбум-ских гранитов с возрастом 3,0-2,9 млрд лет.
Третий район развития архея находится в штаге Раджастан. Здесь выделены два комплекса - на западе, на восточном склоне хр.Аравалли это комплекс «Полосчатых гнейсов», а на востоке - Банделькандский изверженный (в основном гранитный) комплекс. Первый имеет среднеархейский (3,5-3,0 млрд лет) возраст и сложен гранито-гнейсами, чарнокитами, мигматитами, пегматитами, аплитами, а также метатерри-генными и карбонатными осадочными породами, интенсивно смятыми в складки северо-восточного -северо-северо-восточного простирания. Второй, Банделькандский комплекс принадлежит скорее верхнему архею и представлен преимущественно гранитами с включениями реликтов разнообразных метаосадочн-ых и метавулканических (основного состава) пород. Rb-Sr возраст гранитов 2,55 млрд лет.

Древняя Австралийская платформа

admin — Mon, 26 Jul 2010 09:52:02 +0000

Фундамент платформы слагают архейские, раннеп-ротерозойские и переработанные в среднем протерозое раннедокембрийские метаморфические образования и гранитоиды. Фундамент этот выходит на поверхность на больших площадях .
Архейский комплекс пользуется значительным распространением, особенно на западе платформы, где он образует два крупных блока - Йилгары и Пилбара. На юго-востоке расположен третий блок- Гоулер. Отдельные выходы архея имеются на крайнем севере континента. Блоки Йилгарн и Пилбара являются одними из наилучше изученных в мире гранит-зеленокаменных областей, причем в первом из них развиты в основном ЗКП позднего архея, а в последнем все они относятся к среднему архею.
Блок Йилгарн, занимающий юго-западный угол Австралии, с запада, юга и юго-востока ограничен разломами, за которыми распространены среднепроте-розойские метаморфиты, и лишь на севере и северо-востоке погружается под более молодые чехольные образования и не целиком представляет граыит-зеле-нокаменную область; на западе блока простирается пояс глубоко метаморфизованных, до граиулитовой фации, пород, преимущественно гнейсов. Их возраст оценивается в 3650-3350 млн лет. Несколько позднее гнейсы были перекрыты чехлом кварцитов и пелитов. Именно в этих кварцитах на севере пояса были обнаружены самые древние из известных на Земле минералов - цирконы с возрастом до 4150 млн лет. В период 3300-3000 млн лет т.н. все эти образования подверглись деформациям, метаморфизму до граиулитовой фации и внедрению граиодиоритов. Предполагается, что весь этот ранне-средиеархейский комплекс послужил фундаментом для развитых восточнее позднеар-хейских зеленокаменных поясов, что подтверждается находками в породах последних цирконов с возрастом 3,5-3,2 млрд лет.
Сами зеленокаменыые пояса блока Йилгарн простираются в общем меридиональном направлении. В поперечном сечении они представляют, как обычно, сложные синформы с развитием надвигов и даже тектонических покровов. Выполнение этих ЗКП, как правило, трехчленное: внизу основные и ультраосновные лавы, выше кислые известково-щелочные вулканиты и, наконец, обломочные, до грубообломочных осадки, залегающие с несогласием на нижележащих образованиях. Обращает на себя внимание почти полное отсутствие андезитов, следовательно, бимодальный характер вулканитов данного блока, что дает основание считать их рифтогенными и/или связывать их происхождение с действием мантийных струй - плюмов. Но есть и другая точка зрения, согласно которой кислые вулканиты являются островодужными, а в ЗКП Кал-гурли даже принадлежащими окраиныо-континентальному вулкано-плутоническому поясу. Метаморфизм ЗКП изменяется от низших ступеней зеленосланцевой фации до высших - амфиболитовой, а на крайнем юго-западе даже гранулитовой, но преобладает зеленослан-цевый метаморфизм.
Максимальный возраст ЗКП блока Йилгарн порядка 3,0 млрд лет, минимальный - около 2,7 млрд лет. Намечается некоторое омоложение поясов в направлении с запада на восток. В интервале 2,8 или 2,7-2,6 млрд лет т.н. ЗКП начали подвергаться деформациям, метаморфизму и внедрению интрузий гранитои-дов, первоначально в виде пластовых тел. Но основная эпоха деформаций, метаморфизма и гранитоидно-го плутонизма приходится на время 2,67-2,55 млрд лет, когда произошло также становление многочисленных гранито-гнейсовых куполов. Эти процессы затронули и Западный гнейсовый пояс. Они закончились к 2,5 млрд лет т.н., после чего блок Йилгарн превратился в эократон, 70% площади которого слагают гра-нитоиды.
Происхождение ЗКП блока Йилгарн трактуется неоднозначно. Несомненно их заложение на более древней континентальной коре, очевидно в результате рифта нга, который мог перерасти в рассеянный или даже нормальный спрединг с образованием нижнего комплекса выполнения ЗКП. Образование кислых извест-ково-щелочных вулканитов может быть связано либо с выплавлением из древнего фундамента, либо с суб-дукцией океанской (квазиокеанской) коры. Гранитои-ды, судя по низким изотопно-стронциевым отношениям, имеют в своей основной массе субдукционное происхождение, но для части из них изотопия свинца заставляет допустить участие продуктов анатексиса континентальной коры. Развитие ЗКП и всего блока завершилось интенсивным сжатием на рубеже архея и протерозоя.
Блок Пилбара значительно уступает по размеру блоку Йилгарн и по ряду важных особенностей существенно от него отличается. Это касается, во-первых, времени кратонизации - 2,85 млрд лет т.н., во-вторых, возраста зеленокаменных поясов, в основном сформированных не в позднем, а в среднем архее и, в-третьих, структурного рисунка. Определяющим элементом последнего служат, как в Среднем Приднепровье или эократоне Зимбабве Южной Африки, округло-овальные гранито-гнейсовые и гранитные плутоны, представляющие не магматические диапиры, а купола. Среди них различаются две генерации: 1 - более древняя или почти синхронная древнейшим образованиям ЗКП с возрастом 3,5-3,3 млрд лет; это гнейсовидные граниты, и 2- более молодая, посттектоническая генерация с возрастом 3,0-2,85 млрд лет.
Зеленокаменные пояса в блоке Пилбара заполняют промежутки между гранитными плутонами, что
создает характерный петельчатый рисунок. Они имеют синклинальную форму, осложненную дополнительными складками и надвигами. Метаморфизм - от низших ступеней зеленосланцевой фации до амфиболитовой и явно связан сгранитоидным плутонизмом.
Состав выполнения ЗКП типично бимодальный. Уже в нижней части разреза чередуются базальты с подчиненными коматиитами и кислые вулканиты. Однако нижняя мощная толща кислых вулканитов отделяется несогласием от не содержащих таких пород самых низов разреза. Обломочные породы преобладают в его средней части, а завершается он снова бимодальными вулканитами с некоторым участием андезитов.
Определение характера фундамента, на котором закладывались ЗКП, затрудняется близостью изотопного возраста древнейших гранитоидов и низов разреза ЗКП -для тех и других получены значения порядка 3,4 млрд лет.
Помимо Западной Австралии выходы архея известны в Южной Австралии - блок Гоулер, и Северной Австралии - выступ Пайн-Крик. В обоих регионах породы относятся к самым верхам архея и представлены глубоко метаморфизованными осадочными образованиями и гранитогнейсами.
Нижний протерозой, в отличие от архея, слагает не изометричные блоки, могущие рассматриваться как ядра континентальной коры, а линейные системы, разделявшие и позднее спаявшие эти ядра. По традиционной классификации, это протогеосинклинальные системы, давшие начало орогенам. Они распространены по всей платформе. Наиболее западной из них является складчатая система Эшбертон, протягивающаяся к югу от блока Пилбара с наложенной протосинеклизой Хамерсли (см.ниже) и переходящая еще южнее в систему Гаскойн. Вместе они образуют орогеи Каприкорн, являющийся продуктом коллизии эократонов Пилбара и Йилгарн в конце раннего протерозоя. Система Эшбертон возникла на месте трога, выполненного 12-14-километровой толщей осадков, среди которых основное место занимает сланцево-граувакковая формация с подчиненными бимодальными вулканитами. Эта толща интенсивно смята в узкие складки северной вер-гентности, осложненные кливажом. К югу, уже в системе Гаскойн, осадки и вулканиты испытывают интенсивный метаморфизм, появляются крупные плутоны гранитоидов и окаймленные гранито-гнейсовые купола. Южная и центральная зоны системы Гаскойн наложены на северное погружение блока Йилгарн. архейские породы которого местами выступают на поверхность в ядрах куполов. И только в северной зоне нет признаков сиалического фундамента; именно она, очевидно, возникла на океанской коре, отмечая собой зону рифтинга и спрединга между блоками Пилбара и Йилгарн. Существенные различия между внутренней структурой и временем кратонизации этих блоков заставляют подозревать, что их должно было разделять значительное океанское пространство и сближение этих блоков сопровождалось крупными горизонтальными перемещениями. Процессы эти начались около 2,0 млрд лет т.н. и закончились 1,7-1,5 млрд лет т.н.
На севере Западной Австралии располагается почти квадратных очертаний выполненная рифейскими отложениями (см. ниже) впадина Кимберли, под которой предполагается существование архейского блока, а по ее южной и восточной окраинам протягиваются сочленяющиеся почти под прямым углом две раннеп-ротерозойские складчатые системы, соответственно, Кинг-Лиополд и Холлс-Крик. Ряд выступов складчатых образований того же возраста среди более молодого чехла имеется и восточнее, в пределах Северных территорий и северного Квинсленда вплоть до п-ова Йорк на крайнем северо-востоке континента. Все эти складчатые комплексы, кроме системы Маунт-Айза в Квинсленде, о которой речь пойдет отдельно, объединяет общность времени заключительных деформаций -1850-1890 млн лет т.н., выделенных в орогенез Барра-мунди, а также условий заложения на сиалической коре и состава слагающих образований. Последние расчленяются на три части: 1 - нижняя часть, состоящая из обломочных пород и основных вулканитов, отражающая фазу рифтинга; 2 - более тонкообломочные, часто углистые осадки с участием карбонатов и железистых кварцитов, отвечающие фазе погружения, и 3 - верхняя часть, состоящая из турбидитов и соответствующая орогенезу Баррамунди. Мощность отложений местами достигает 10 и более километров; начало их накопления датируется 2,2-2,0 млрд лет т.н., т.е. как и в случае орогена Каприкорн, развитие этих систем относится ко второй половине раннего протерозоя, а на первую половину приходится поднятие и эрозия. Отложения интенсивно смяты, метаморфизованы в зеле-носланцевой, реже амфиболитовой и даже гранулито-вой фации, прорваны интрузиями как основного, так и кислого состава. Ассоциация гранитов и кислых вулканитов характерна для завершающей стадии развития этих протогеосинклиналей; в некоторых из них, например в системе Холлс-Крик, они образуют настоящие вулкано-плутонические пояса, заставляя подозревать проявление субдукции, а значит и наличие коры если не океанского, то переходного к ней типа.

Платформенный чехол

admin — Mon, 05 Jul 2010 09:53:31 +0000

Этот чехол, как и на других древних платформах мира, может быть разделен на протоплатформенные, раннедокембрийские и собственно платформенные позднедокембрийско-фанерозойские образования.
Наиболее древней и одной из древнейших в мире протоплатформенных структур, сопоставимой с южноафриканскими, является протосинеклиза Хамерсли, несогласно наложенная своим пологим северным крылом на блок Пилбара. Она выполнена мощной, более 6-7 км,толщей отложений, состоящей в нижней части из бимодальных, но преимущественно базальтовых вулканитов, с участием обломочных пород, в средней - из железистых кварцитов, имеющих большое экономическое значение (они составляют 40% из 2,5 км мощности этой части разреза), с подчиненными глинистыми породами, доломитами, кислыми вулканитами и силлами долеритов, и верхней, глинисто-класти-ческой с подчиненными вулканитами и тиллоидами предположительно ледникового происхождения. Накопление всей этой толщи происходило в интервале 2,8-2,4 млрд лет т.н., т.е. в основном в позднем архее; лишь самая верхняя серия может принадлежать низам протерозоя.
Южное крыло протосинеклизы, в отличие от северного, испытало складчатые деформации, связанные с воздействием простирающейся еще южнее ранне-протерозойской складчатой системы Эшбертон. В крупном куполе на юго-востоке выступают породы блока Пилбара. Метаморфизм выполнения синек-лизы в общем не выходит за пределы зеленосланцевой фации.
Более молодым, уже раннепротерозойским аналогом протосинеклизы Хамерсли является протосинеклиза Набберу, наложенная на северо-восточный край эок-ратона Йилгари. Соответственно, ее юго-западное крыло полого моноклинальное, а северо-восточное смято в складки и подверглось значительному метаморфизму. Структура впадины дополнительно усложнена гра-нито-гнейсовыми куполами, в которых на поверхность выведены архейские породы эократона Йилгарн. Заполнена синеклиза мелководными терригенными и карбонатными осадками, среди которых имеются крупные залежи железистых кварцитов и покрова базальтов. Накопление осадков происходило в интервале 2,2-1,7 млрд лет.
Более широким распространением, чем нижнепротерозойские, пользуются на Австралийской платформе среднепротерозойские чехольные образования. Они приурочены к двум генерациям впадин - раннерифей-ской (1,8-1,4 млрд лет) и среднерифейской (1,4-1,0 млрд лет). Наиболее крупной впадиной первой генерации является синеклиза Мак Артур в Северной Австралии, на западном побережье залива Карпентария; другими впадинами того же возраста являются впадины Бир-риидуду и Кимберли. Образованию этих впадин и накоплению в них осадков предшествовала эпоха широко проявленного анорогенного, бимодального магматизма, включая плутоны гранитов рапакиви и излияния преимущественно кислых лав. Наиболее продолжительным этот магматизм был на южной периферии блока Гоулер, где он продлился до 1,5 млрд лет, создав целый вулканический пояс.
Осадочное выполнение раннерифейских впадин представлено мелководными, частью отложенными в условиях лагун повышенной солености обломочными (кварцевые песчаники), карбонатными (строматолито-выми) и глинистыми отложениями, с подчиненными вулканитами. В бассейне Мак Артур эти отложения содержат крупные стратиформные залежи руд Pb, Zn, Ag. В этом же бассейне осевой структурой служит риф-тогенный прогиб Баттен, в котором мощность осадков достигает 12 км; в конце раннего рифея он испытал инверсию и превратился в горст. На востоке си-неклиза Мак Артур смыкается со складчатой системой Маунт-Айза.
В среднем рифее возникла новая генерация впадин-синеклиз. В Западной Австралии к ним относится си-неклиза Бангемолл, наложенная на нижнепротерозойский ороген Каприкорн, и протосинеклизы Хамерсли и Набберу. В Северной Австралии это впадины Викто-рия-Pueep и Саут-Николсон. Впадина Виктория Ривер также несогласно наложена на нижнепротерозойский ороген Пайн-Крик и нижнерифейскую впадину Бир-риндуду. Она примечательна присутствием алмазоносной лампроитовой трубки. По составу отложений сред-нерифейские впадины вполне сходны с раннерифейс-кими. Следует напомнить, что средний рифей был также основной эпохой формирования орогенов Мас-грейв и Олбэни-Фрейзер.
В позднем рифее главными событиями были заложение авлакогена Амадиес и «геосинклинали» Аделаида, о чем уже говорилось выше. Но, кроме того, в это же время продолжали развиваться впадины Кимберли и Виктория-Ривер и вновь возникли впадины Нгалия (наложенная на массив Аранта),Джорджина и Оффисер. Главной особенностью разреза этих впадин является, как и в системе Аделаида, присутствие двух горизонтов покровно-ледниковых отложений наряду с эва-поритами на более низких уровнях.
Фанерозойский мегаэтап развития Австралийской платформы открывается излиянием плато-базальтов Антрим на блоке Кимберли и во впадине Оффисер в сочетании с грубообломочными осадками. Последние накапливались также в других впадинах, унаследованных от позднего протерозоя, - авлакоген Амадиес, си-неклиза Джорджина. Но в кембрии образовались и новые области погружения, в частности синеклиза залива Бонапарта на северо-западе платформы. В ордовике несколько южнее началось погружение авлакогена Фитцрой, составившего северо-западное продолже-ниие авлакогена Амадиес. В позднем ордовике и раннем силуре платформа испытала общее поднятие, на фоне которого в силуре возник прогиб Карнарвон на западном побережье Австралии с накоплением мелководноморских и континентальных осадков; в позднем силуре возобновилось погружение авлакогена Амадиес, но в раннем и среднем девоне платформа снова подверглась осушению.
Погружения возобновились в позднем девоне в бассейнах Карнарвон, Бонапарта и Амадиес и распространились из рифта Фитцрой в более широкую синек-лизу Каннинг, но в раннем карбоне они снова ограничивались этим рифтом. В это же время авлакоген Амадиес начал испытывать складчатость, надвиги и поднятия, а впадины Карнарвон и Бонапарта продолжали погружаться. Накопление осадков во всех ранне-и среднепалеозойских впадинах платформы происходило в мелководных, часто лагунных, а также континентальных условиях.
В среднем и позднем карбоне почти вся платформа опять оказалась втянута в поднятия, на фоне которых в самом конце карбона - начале перми развивается покровное оледенение. Вместе с тем в ранней перми трансгрессия с запада проникла в грабен Фитцрой, бассейн Карнарвон и на о-в Тасмания. Мощность осадков в грабене Фитцрой достигла 4 км. Ледниковые образования известны практически во всех впадинах платформы, а в новообразованном грабене Перт (южное продолжениие рифта Карнарвон) они сменяются угленосными отложенитями; то же происходит в грабене Фитцрой. За исключением этого грабена, остальная площадь платформы в поздней перми - раннем триасе испытывает поднятие. Приподнятое над уровнем океана положение большая часть платформы сохраняет в течение всего мезозоя. Погружения охватывают северо-западную и западную ее подводные окраины, в большей или меньшей мере распространяясь на современную сушу - в бассейны Бонапарта, Каннинг, Карнарвон и Перт. В этих бассейнах преобладали континентальные или прибрежно-морские осадки, в сторону шельфа они переходили в дельтовые, а затем в более глубоководные глинистые с подводными конусами выноса. В триасе северо-западная окраина Австралии еще носила характер пассивной окраины Тети-са; в начале юры здесь начинается активный рифтинг; вторая его фаза приходится на позднюю юру-начало мела; она привела к отделению Австралии от Большой Индии.
В раннем мелу начался рифтинг на южной окраине континента, приведший в позднем мелу к отделению Австралии от Антарктиды. Погружения распространились на будущую сушу, создав здесь синеклизу Юк-ла, наложенную на южную часть палеозойской сине-клизы Оффисер и временами соединявшуюся с сиие-клизой Каннинг. Погружения продолжались здесь в палеогене, а в неогене-квартере вся древняя платформа в границах современной суши испытывала слабое поднятие.

Основные этапы формирования Австралийского континента

admin — Mon, 28 Jun 2010 09:56:17 +0000

Развитие Австралии в архее было сходно с развитием других континентов, особенно Южной Африки. Древнейшим ядром будущего континента является эок-ратон Пилбара, по времени своей консолидации -около 3,0 млрд лет т.н., сходный с Каапвальским крато-ном Южной Африки и первоначально, возможно, составлявший с ним одно целое (см. гл.7). Другие выступы архея Австралии испытали кратонизацию лишь в конце архея. Можно предполагать, что эта кратонизация охватила всю будущую древнюю платформу и что последняя вошла в это время в состав первой, эпиархей-ской Пангеи. В первой половине раннего протерозоя, до 2,2-2,0 млрд лет т.н., платформа сохраняла монолитность и приподнятое положение, но свидетельством начала ее раскалывания являются рои даек, развитые в эократонах Пилбара и Йилгарн (рис.9-8). Во второй половине раннего протерозоя процесс распада первой Пангеи привел к образованию сложной сети подвижных систем (см. рис.9-8), разделенных сохранившими стабильность блоками архейской коры (часть из них -Кимберли, Стёрт, позже оказались погребенными под рифейским чехлом). Раннепротерозойские подвижные системы несомненно заложились на архейской континентальной коре в процессе ее рифтинга, но остается неясным, каков был масштаб растяжения и привел ли он к новообразованию океанской коры, т.е. спредин-гу. Отсутствие выходов офиолитов не позволяет утверждать последнее; однако образование мощных вулка-но-плутоиических поясов на заключительной стадии развития этих протогеосинклиналей заставляет предполагать проявление субдукции если не настоящей океанской, то хотя бы субокеанской коры.
Еще более широко магматизм проявился в конце раннего - начале среднего протерозоя - 1,7-1,5 млрд лет т.н. (см. рис.9-8), в эпоху новой кратонизации, формирования новой Пангеи. Однако и эта кратонизация не привела к установлению платформенного режима на всей площади будущей платформы. В раннем рифее (см. рис.9-8) еще продолжалось активное развитие системы Маунт-Айза и окраин блоков Гоулер и Вильяма, а широтный пояс Патерсон-Масгреив, и его ветвь - пояс Олбэни-Фрейзер, сохраняли высокую подвижность, подвергаясь деформациям, гранитизации и глубокому метаморфизму почти вплоть до конца среднего протерозоя, до гренвильской эпохи . Уже в самом конце протерозоя, перед кембрием, интенсивным деформациям подверглось южное обрамление авлакогена Амадиес, возникшего в начале позднего протерозоя в той же широтной подвижной полосе, посередине пересекающей Австралийскую
платформу. Продолжающая к юго-востоку этот авла-коген интракратонная, а на юге перикратонная система Аделаида завершила свое активное развитие еще позднее, в конце кембрия - начале ордовика. К этому времени Австралия уже вошла в состав Гондваны. Но до этого, в позднем протерозое она составляла часть Восточной Гондваны вместе с Индией и Антарктидой и, по новейшим представлениям, сочленялась своим современным восточным краем с Северной Америкой (Лаврентией), входя в состав другого суперконтинента - Родинии.
В середине неопротерозоя, около 750-725 млн лет т.н., начался распад Родинии с отделением Восточной Гондваны от Северной Америки и образованием между ними пра-Тихого океана. Это событие предварялось континентальным рифтингом, проявленным на австралийской стороне в системе Аделаида. Тихоокеанская окраина Гондваны начала развиваться в активном режиме, что и привело в австралийском сегменте к образованию Тасманского подвижного пояса с его вулканическими дугами, окраинными морями, междуговыми и другими прогибами. Развитие пояса выражалось в последовательной аккреции этих структурных элементов к находившемуся на западе (в современных координатах) континенту. Процесс этот шел скачкообразно, с чередованием эпох сжатия (вероятно более кратковременных) и растяжения. Наиболее крупными эпохами сжатия явились позднедевонско-раннекарбо-новая, знаменовавшая окончание активного развития Лахланской системы и авлакогена Амадиес, позднекар-боновая - затронувшая западную зону Новоанглийской системы, и, наконец, пермско-среднетриасовая, закончившаяся становлением сложной структуры последней, по стилю (широкое проявление обдукции -покровной тектоники) заметно отличающаяся от Лахланской. Дальнейшее развитие данного сегмента активной окраины Гондваны продолжалось уже за пределами современного Австралийского континента, о нем можно судить по Новой Зеландии и Новой Каледонии (см. раздел 9.4), но некоторые участки позднепалеозой-ско-раннемезозойской Новоанглийской системы при распаде Гондваны были отторгнуты от континента и так же оказались за его пределами (плато Квинсленд, микроконтинент Лорд Хау, западная зона Южного о-ва Новой Зеландии). По мере отмирания орогенного режима в Тасманском поясе на значительной его площади началось накопление платформенного чехла, сначала в отдельных рифтогенных впадинах, а затем в крупных и плоских синеклизах Большого Артезианского бассейна и залива Карпентария. А на востоке пояса активно проявлялся магматизм - в позднем мезозое известково-щелочной и субщелочной, как эффузивный, так и интрузивный, а в кайнозое - щелочно-базальтовый, но это уже было непосредственно связано с распадом Гондваны, приведшим в конечном счете к обособлению Австралийского континента.
Процесс этот начался, как обычно, с возникновения в начале юры системы континентальных рифтов, обозначивших контуры будущего самостоятельного континента (рис.9-9). В начале поздней юры, в Оксфорде, начался спрединг в котловине Арго у северо-западного обережья Австралии; в валанжине континентальный рифт образовался на месте будущего раскола Австралии и Антарктиды и распространился к югу вдоль западной окраины Австралии, в апте здесь начался спрединг, приведший к отделению Австралии от Индии с ее северным обрамлением («Большая Индия»). При этом от Австралийского материка откалывались глыбы континентальной коры, создавшие краевые плато - Эксмут, Скотт и другие, а между ними обособились глубокие рифтовые троги, позже превратившиеся в прогибы. В начале позднего мела рифтинг начинается на восточной окраине материка, предваряя раскрытие Тасманова моря, начавшееся в сантоне, практически одновременно с началом спрединга между Австралией и Антарктидой. В палеоцене начинается раскрытие Кораллова моря, определившее северовосточную окраину Австралии, включавшую и подводное плато Квинсленд. Однако этот спрединг вскоре, уже
в начале эоцена, заканчивается, одновременно со спре-дингом в Тасмановом море. Таким образом, контуры Австралийского континента вполне определились к среднему эоцену; они включали и большую часть о-ва Новая Гвинея с шельфовым Арафурским морем и заливом Карпентария. В дальнейшем продолжалось спре-динговое отодвигание Австралии от Антарктиды и постепенный подъем поверхности континента.

Внешняя Меланезийская дуга и окраинные моря Меланезии

admin — Sun, 06 Jun 2010 10:11:11 +0000

Если Внутренняя Меланезийская дуга по своей первичной природе представляла собой окраину Гонд-ваны, надстроенную в позднем палеозое - раннем мезозое краевым вулкано-плутоническим поясом, то Внешняя дуга Меланезии имеет совершенно иное происхождение и возраст. Это новообразованная структура, возникшая не ранее конца мела на океанской коре, первично принадлежавшей Тихоокеанской лито-сферной плите, а ныне представляющая широкую буферную зону между этой и Индо-Австралийской плитой, состоящую тектонически из вулканических дуг и окраинных морей, а геодинамически из нескольких (4 или 5) микроплит, зону, в которой весьма активно протекают процессы субдукции, спрединга, смещения по трансформным разломам и сдвигам, вулканизма и сейсмичности .
От Каролинской и Тихоокеанской плит эта зона отделена на севере системой глубоководных желобов, простирающейся в западо-северо-западном направлении на 6 тыс. км и включающей, с запада на восток, Северо-Новогвинейский желоб, желоб Манус, Северо-Соломонов желоб и желоб Витязя. На востоке, между о-вами Фиджи и Самоа, к этой системе с юго-запада подходит, но с ней не смыкается другая система глубоководных желобов -Тонга-Кермадек-Хикуранги. Она сочленяется с Альпийским сдвигом Новой Зеландии и находит свое продолжение к югу от последней в желобе Пьюсегюр и гряде Маккуори.
Желоба северной системы, сочленяющиеся друг с другом под некоторым углом и распадающиеся на отдельные отрезки, обладают относительно небольшой глубиной, 5-6 км, и являются асейсмичными. Это дает основание полагать, что в современную эпоху субдукции вдоль них не происходит, хотя новейшие данные GPS относительно желоба Манус показывают обратное - находящиеся к югу от него о-ва Манус и Новая Ирландия смещаются к северу, в направлении Тихоке-анской плиты со скоростью 5-8 мм/год. Как бы то ни было, основная активность этой системы желобов относится к олигоцену-миоцену, когда они представляли конвергентную границу Тихоокеанской и Индо-Австралийской плит с поддвигом первой под вторую. К югу от только что описанной системы желобов простираются вулканические архипелаги, составляющие северо-западный фланг Внешней Меланезийской дуги. Крайнее западное положение занимает архипелаг Бисмарка, подковообразно охватывающий с востока окраинное Новогвинейское море, называемое также морем Бисмарка. Двумя главными островами архипелага являются Новая Ирландия на северо-востоке и Новая Британия на юго-востоке. Оба сложены известково-щелочными вулканитами от основных до средних, реже кислых, от эоцен-олигоценовых до четвертичных, есть и интрузии гранодиоритов. В архипелаге имеются кроме Новой Ирландии и современные действующие вулканы.
Котловина Новогвинейского моря отличается небольшой глубиной (-2,5 км) и сравнительно значительной, 19-21 км, мощностью коры. И то, и другое нетипично для окраинных морей, но в нем установлена ось спрединга, отрезки которой сочетаются с трансформными разломами в общую систему широтного простирания, делящую бассейн на две микроплиты - северную и южную. Южная микроплита ограничивается с юга дугообразной зоной субдукции, обрамляющей на востоке о-в Новая Британия, и западнее через залив Хюон продолжающейся в пределах Новой Гвинеи разломом Раму-Маркхам, северо-западнее сочленяющимся со сдвигом Соронг.
Следующее к востоку звено Внешней Меланезийской дуги составляет архипелег Соломоновых островов. Он заключен между двумя зонами субдукции и глубоководными желобами, простирающимися с северо-запада на юго-восток. Северная зона, более древняя, отделяет архипелаг от Тихоокеанской плиты; ее основная активность относится к олигоцен-миоцену.
Центральная зона архипелага включает крупные острова Бугенвиль (частично), Шуазель, Санта-Иса-бель, Гвадалканал, Сан-Кристобаль. В основании их разреза залегает сильно нарушенный разрывами офиолитовый комплекс - древняя океанская кора предположительно позднемелового-раннепалеогенового возраста, метаморфизованная в эоцене. Выше резко несогласно располагается типично островодужный оса-дочно-вулканогенный комплекс олигоцен-миоценово-го возраста мощностью до 6 км.
Южная зона архипелага, включающая основную часть о-ва Бугенвиль и ряд мелких островов к востоку от него, представляет молодую, плиоцен-четвертичную, вулканическую дугу, возникшую над зоной суб-дукции, ограничивающей архипелаг с юга и проявленной в рельефе желобами Бугенвиль и Сан-Кристобаль. Между этими двумя вулканическими зонами прослеживается прогиб, выполненный неогеновыми осадками мощностью до 5 км.
Особый интерес вызывает северная зона архипелага, точнее, ее наиболее крупный о-в Малаита. Дело в том, что слагающие его отложения интенсивно деформированы - собраны в складки и нарушены надвигами северной вергентности, а их разрез, включающий в низах базальты, а выше пелагические осадки верхов нижнего мела - среднего миоцена, совершенно подобен вскрытому бурением разрезу смежного, но лежащего по другую сторону зоны желобов океанского плато Онтонг-Джава. Все это дало основания предполагать, что о-в Малаита представляет продукт столкновения этого плато с вулканической дугой и обдук-ции сорванной с него пластины на последнюю, произошедших в плиоцене, в основном между 4 и 2 млн лет т.н. Между тем нижняя часть коры плато Онтонг-Джава продолжала погружаться под вулканическую дугу .
К югу от о-ваНовая Британия и Соломоновых островов с ограничивающими их желобами лежит котловина Соломонова моря, еще одного сравнительно небольшого и неглубокого, до 4-5 км, окраинного моря Меланезии. С юга его ограничивают п-ов Папуа, ар-хипелег Луизиада и поднятие Поклингтон. Они образуют выпуклую к югу дугу, смыкающуюся на востоке с Соломоновым архипелагом и желобом Сан-Кристобаль. Поднятие Поклингтон отделяет котловину Соломонова моря от Кораллового моря и сопровождается с юга зоной субдукции, проявлявшей активность в течение всего палеогена.
В средней части бассейна, в направлении от п-ова Папуа на западе к углу между Южно-Соломоновой и Поклингтонской зонами субдукции в широтном направлении протягивается спрединговый хребет, возникший в начале плиоцена и активный доныне. На п-ове Папуа его продолжением служит континентальный рифт. В северо-западной части Соломонова моря выделяется еще желоб и зона субдукции Тробриан, ответвляющаяся к юго-востоку от Новобританской и затухающая в северной котловине Соломонова моря. С ней сопряжены проявления палеоген-миоценового островодужного вулканизма на о-вах Тробриан и Вудларк.
На востоке к окончанию архипелага Соломоновых островов под почти прямым углом примыкает другая вулканическая дуга - Вануату (б. Новые Гебриды), протягивающаяся в южном направлении более чем на 1000 км. Предполагается, что эти архипелаги разделяет зона разлома северо-восточного простирания, лежащая на продолжении разлома между осями спрединга Кораллового и Тасманова морей. Дуга Вануату сопровождается с запада Новогебридским желобом глубиной до 7570 м и подстилается соответствующей сей-смофокальной зоной, уверенно прослеживающейся до глубины порядка 300 км, но с отдельными очагами близ границы верхней и нижней мантии.
В строении дуги Вануату, подобно Соломоновой, различают три зоны. В Восточной зоне на поверхность выступает офиолитовый меланж, метаморфизованный в позднем эоцене - раннем олигоцене, несогласно перекрытый островодужным вулканогенно-обломочным комплексом нижнего-среднего миоцена, в свою очередь отделенного несогласием от сходного верхнем иоцепо-вого комплекса, на котором с новым несогласием залегают плио-плейстоценовые рифовые и обломочные известняки.
Центральная зона аналогична неовулкаиической зоне Соломоновых островов; подобно последней, она сложена верхнеплиоценовыми-четвертичными вулканитами; имеются и действующие вулканы. Однако западнее, во фронтальной зоне архипелага на поверхность снова выступают более древние породы - здесь это олигоценовые глубоководные глины и известняки, выше которых залегает верхнеолигоценовый-средне-миоценовый островодужный вулканогенно-обломоч-ный комплекс, слабо метаморфизованный и включающий интрузии диоритов. Его перекрывают пелагические пелиты верхнего миоцена и новый, плиоцен-четвертичный вулканогенно-обломочный комплекс.

Трансантарктический складчатый пояс

admin — Wed, 19 May 2010 10:38:56 +0000

Основную роль в строении этого пояса играет мощная, не менее 5-6 км, толща сланцево-грауваккового флиша, метаморфизованная в зеленосланцевой фации. Она представляет, очевидно, отложения континентального склона и подножья пассивной окраины Восточно-Антарктического континента. Среди нее местами имеются покровы базальтов. В направлении древней платформы появляются прослои карбонатов; здесь, возможно, намечается переход в шельфовые фации. Помимо Трансантарктического хребта, присутствие аналогов росского комплекса устанавливается в Западной Антарктиде - в горах Элсуэрта и на Земле Мэри Берд. В отдельных районах для базальтов или- возраста метаморфизма получены значения порядка 700-800 млн лет, но главная эпоха деформации - так называемый бердморский орогенез -датируется в 650 млн лет, т.е. границей рифея и венда. В венде, а местами в кембрии погружения возобновились, но характер осад-конакопления резко изменился, преобладание получили мелководные обломочные, в том числе грубые, и карбонатные осадки; местами (горы Пенсакола - горы Элсуэрта) в раннем кембрии изливались кислые и средние эффузивы. В позднем кембрии проявилась новая, заключительная фаза деформаций - собственно рос-ский орогенез, эквивалентный деламерскому Восточной Австралии. Она сопровождалась становлением анатектического комплекса гранитоидов.
На крайнем северо-востоке материка, на Земле Виктории, между росским метаморфическим комплексом окончания Трансантарктического хребта и, вероятно, одновозрастной ему, а частично более молодой группой Робертсон-Бэй в северо-северо-западном направлении, от Тихого океана к морю Росса простирается рифтовый грабен Бауэре, выполненный вулка-ногенно-осадочной толщей среднего, карбонатно-об-ломочной среднего-верхнего и континентальной молассой верхнего кембрия. Грабен Бауэре обычно рассматривается как продолжение грабена Дандас на о-ве Тасмания.
Сходный разрез кембрия наблюдается еще в районе гор Элсуэрта, относящихся уже к Западной Антарктиде, но представляющих возможный отторженец Росского орогена. В основании этого разреза залегает вулканогенная толща известково-щелочного состава, надстраиваемая терригенно-карбонатным средним кембрием и карбонатным верхним кембрием.

Антарктанды

admin — Wed, 05 May 2010 10:44:56 +0000

Основной складчатый комплекс, слагающий эту систему, имеет средне- и позднепалеозойский и триасовый возраст и сложен слабо метаморфизованной флишоидной сланцево-граувакковой толщей, содержащей прослои кремней и туфов и сходной с серией Торлесс Новой Зеландии
Комплекс этот прослеживается от побережья моря Беллинсгаузена до Южно-Оркнейских островов включительно. Местами среди этого комплекса имеются выходы более глубоко метаморфизованных пород (гнейсы и другие), возможно, отвечающих нижнепалеозойским-верхнепротерозойским образованиям Россид Восточной Антарктиды.
Перед средней юрой основной геосинклинальный комплекс Антарктанд испытал интенсивную складчатость и некоторый метаморфизм и был надстроен вул-кано-плутоническим поясом. В морских или наземных условиях извергались средние и кислые лавы известково-щелочного состава, происходило внедрение гранитных плутонов. Образование этого пояса (дуги) было связано, очевидно, с субдукцией со стороны современного Тихого океана. С этой же стороны пояс сопровождался преддуговым прогибом с накоплением туфо-генных, кремнистых и песчано-глинистых отложений. Другой прогиб - задуговой - возник восточнее со стороны моря Уэдделла, где отлагались песчано-глини-стые осадки. Развитие всех этих структур продолжалось в поздней юре - раннем мелу, а в середине мела проявился новый мощный импульс орогенеза с образованием серии плутонов гранитоидов. В более слабой форме импульс гранитоидного магматизма повторялся еще дважды: в середине сенона и в палеоцене. Все это происходило на фоне нарастания поднятий, распространившихся до Южно-Оркнейских островов. В прогибах стали отлагаться грубообломочные осадки молассового типа, сначала морские, а затем континентальные. В палеоцене зоны осадконакопления оказались вытесненными на край современного шельфа. В эоцене магматизм продолжался, но часть орогена испытала опускание и ингрессию моря, однако перед оли-гоценом поднятия вновь оживились, равно как и известково-щелочной вулканизм. С олигоцена началось отмирание тихоокеанской зоны субдукции, ранее окаймлявшей Антарктанды на всем их протяжении до моря Беллинсгаузена, и к настоящему времени она сохранилась лишь вдоль Южно-Шетландских островов; соответственно сокращался и ареал известково-щелочного магматизма. В олигоцене же произошло отделение Антарктанд от собственно Анд в связи с образованием впадины моря Скотия с океанской корой. В миоцене строение Антарктанд осложнилось образованием рифта пролива Брансфилд - еще одним проявлением новейшего рифтогенеза в Антарктиде.

Основные этапы развития Антарктиды

admin — Sun, 02 May 2010 10:47:27 +0000

В составе древней Восточно-Антарктической платформы, в районе Земли Эндерби, выявлен один из немногих на Земле участков, где на поверхность выступают породы раннего архея с возрастом около 4 млрд лет. Более того, геологические соотношения показывают, что кратонизация в этом районе имела место уже в конце раннего архея, подобно Каапваальскому эок-ратону в Южной Африке. Архейские образования вообще пользуются широким распространением в обнаженной части платформы и это позволяет предполагать, что эпиархейская консолидация могла охватить ее целиком. Однако значительные участки позднее испытали деструкцию и особенно тектонотермальную переработку. К проявлениям первой относится образование раннепротерозойского проторифта, или протогеосинклинали в районе гор Принс-Чарльз, к проявлениям второй - возникновение протяженного Вегенер-Моусонского гранулит-гнейсового пояса, возможно, первоначально связанного через Шри-Ланку с Восточно-Гатским поясом Индостана. Предпоследняя эпоха тектоиотермальной переработки отвечает планетарной гренвильской, последняя - панафриканскому термотектогенезу. В итоге гренвильского диастро-физма Восточно-Антарктический кратон вошел в состав суперконтинента Родиния, заняв место между Лаврентией, Индией и Австралией и составив вместе с последними двумя Восточную Гондвану, отделенную от Западной, представленной в частности африканскими микроконтинентами, Мозамбикским океаном . Как отмечалось выше, Мозамбикскии пояс находит свое продолжение на западе Восточной Антарктиды, в районе Земли Королевы Мод . С его замыканием связана коллизия Восточной и Западной Гондваны и формирование единого суперконтинента Гондваны. Произошло это уже в кембрии и окончательно к началу ордовика ;
тогда завершилась и кратонизация Восточной Антарктиды.
Тем временем, в неопротерозое была сформирована западная окраина Восточно-Антарктического кра-тона, обращенная к новообразованному между Австралией-Антарктидой и Северной Америкой-Лав-рентией Тихому океану. Эта окраина первоначально была пассивной и на ее склоне и подножии накопился сланцево-граувакковый флишоидный росский комплекс. В конце венда она превратилась в активную, здесь проявился бердморский орогенез, произошли складчатость, метаморфизм, внедрение гранитов. Но этим не завершилось орогенное развитие Россид; его заключительная фаза, собственно росская, относится уже к началу ордовика. В орцовже-силуре Россиды и платформа переживали общее поднятие. Между тем в районе Земли Виктории и Земли Мэри Бэрд, которая до образования моря Росса близко примыкала к Земле
Виктории, а возможно, и в зоне Антарктанд продолжалось накопление толщ континентального склона и подножья. В девоне - раннем карбоне условия пассивной окраины вновь сменились на условия субдукции и произошел новый импульс орогенеза с внедрением плутонов гранитоидов. На северо-востоке Земли Виктории этот орогенез получил название борхгревинкско-го. Отсюда аккреция распространилась и на Западную Антарктиду.
Тем временем в девоне на платформе и в зоне Россид началось накопление осадочного чехла, известного здесь как биконский комплекс. Он совершенно идентичен комплексу Карру Южной Африки и «нижней гондване» Индостана и, подобно им, включает покров-но-ледниковые отложения верхов карбона, угленосные нижней перми, континентальные верхней перми -триаса и завершается ранне- и среднеюрскими плато-базальтами Феррар. Аналоги этого комплекса развиты и в террейне Элсуэрт-Уайтмор, где они подстилаются морским кембрием и обнаруживают значительную де-формированность, сближающую этот террейн со Сьер-рами Буэнос-Айреса и Капидами и указывающую на их былую близость, которая и находит свое отражение в реконструкциях Гондваны .
В конце средней юры начинается распад Гондваны и в частности раскрытие Индийского океана с отделением Антарктиды от Африки, Мадагаскара и Шри-Ланки от Индостана и образование впадины моря Уэдделла с океанской корой. Чуть раньше возникла вулканическая дуга на месте будущих Антарк-танд, вероятно на более древнем сиалическом основании, отторженном от Восточной Антарктиды - Россид. Началась субдукция под эту дугу со стороны океанской плиты Феникс .
В середине мела Антарктанды превратились в ороген, испытавший затем несколько импульсов поднятий и гранитоидного магматизма. Один из них в середине сенона совпал с отделением Австралии от Антарктиды. В позднем же мелу началось образование Западно-Антарктической рифтовой системы,включавшей море Росса . Рифтингвэтом море протекал примерно одновременно с раскрытием Тасманова моря, т.е. в основном в интервале поздний сенон- эоцен. Он привел к отделению Земли Мэри Бэрд с террейном о-ва Терстон и Антарктическим полуостровом от Восточной Антарктиды и к обособлению тер-рейна Элсуэрт-Уайтмор.
В начале олигоцена (35 млн лет т.н.) произошло раскрытие моря Скотия, приведшее к отделению Антарк-танд с Южно-Шетландскими и Южно-Оркнейскими о-вами от Южной Америки с о-вом Южная Георгия. Оно сопровождалось образованием крупных сдвигов по обе стороны новообразованной микроплиты Скотия, а главное, привело к полному обособлению Антарктиды. Восточная Антарктида с Трансантарктическим хребтом испытала поднятие с центром в районе подледных гор Гамбурцева и покрылась льдом; в миоцене это оледенение превратилось в покровное. В олигоцене же в связи с продолжающимся рифтингом в Западно-Антарктической системе в ее плечах - на Земле Мэри Бэрд, на блоке Элсуэрт-Уайтмор и в районе Земли Виктории на краю Восточной Антарктиды, а также в самом рифте произошла мощная вспышка ще-лочно-базальтового вулканизма, частично продолжающегося и в современную эпоху. Еще одной особенностью неотектонического этапа является проявление рифтинга с образованием грабенов, ориентированных радиально по отношению к полюсу.

Альпы

admin — Mon, 19 Apr 2010 10:50:02 +0000

Альпийская покровно-складчатая система образует выпуклую к северо-северо-западу дугу протяженностью в 1200 км, своим юго-западным окончанием достигающую Средиземного моря и северо-востока о-ва Корсика, а на северо-востоке погружающуюся под поперечную впадину Венского бассейна (рис.11-4). На юго-западе она шарнирно смыкается с Апеннинами в районе Генуи, а на юго-востоке к ней примыкают Динариды. С севера на значительном протяжении вдоль Альп простирается передовой молассовый прогиб, а на юге их отделяет от Апеннин общий Падан-ский межгорный прогиб.Предальпийский прогиб замыкается на западе в районе Женевы. Он возник в конце эоцена и заполнен оли-гоцен-миоценовыми молассами мощностью до 6 км, подстилаемыми платформенным чехлом мезозоя-нижнего палеогена, Этот чехол смят в складки и нарушен надвигами в северном борту прогиба, в Юрских горах, Чехол здесь сорван с палеозойского фундамента по триасовым эвапоритам под напором со стороны Альп
в конце миоцена. Тогда же были деформированы мо-лассы внутреннего крыла передового прогиба.
Северная, Внешняя мегазона Альп, сформированная на основе Зпадно-Европейской эпигерцинской платформы, состоит из трех зон. В Центральных Альпах это Гельветская зона, состоящая из пакета тектонических покровов чехла, представленных отложениями, в основном карбонатными и глинистыми, пассивной окраины Евразии, от пермских до эоценовых, и переброшенных к северу через Внешние Кристаллические массивы. Эти массивы сами надвинуты к северу; они образованы глубоко метаморфизованными породами и гранитами герцинского и кадомского комплексов, включая нижнепалеозойские офиолиты. В Восточных Альпах Гельветская зона суживается и в конце концов оказывается полностью перекрытой покровами более южных зон. В Западных, Французских Альпах Внешняя мегазона, напротив, расширяется и выражена Субальпийскими цепями в области Дофинэ, которые на северо-востоке смыкаются со складчатой Юрой. Эта Субальпийская зона шире Гельветской и имеет менее напряженную складчато-надвиговую структуру, На
юге она расширяется и в палеогеографическом смысле включает отложения не только шельфа пассивной окраины, но и относительно глубокого Воконтского прогиба с черносланцевыми осадками.
Центральная мегазона Альп в палеотектоническом смысле соответствует океанскому бассейну Западного Тетиса, раскрывшемуся в конце средней юры и развивавшемуся в течение поздней юры и раннего мела. Основная часть этого бассейна была общей для Альп и Северных Апеннин и называется Лигурийско-Пьемон-тской. Спредингу предшествовал континентальный рифтинг асимметричного типа в середине триаса и повторно в первой половине юры . В Западных Альпахпомимо основного бассейна в раннем мелу возник другой, Валисский трог с корой океанского типа, отделенный от собственно Пьемонтского Бриансон-ским микроконтинентом. Океанская кора мегазоны, ныне представленная офиолитами, первично перекрывалась мощной толщей черных сланцев, испытавших затем начальный метаморфизм и превращенных в «блестящие сланцы», а затем мел-нижнепалеогеновым фли-шем. В настоящее время все четыре элемента строения мегазоны - континентальный субстрат, офиолиты, «блестящие сланцы» и флиш образуют сложные и самостоятельные тектонические покровы, перемещенные
на большое расстояние к северу, особенно в Центральных Альпах, где они образуют самостоятельный покровный комплекс Предальп, перекрывающий Гельветские покровы. А в Восточных Альпах эти образования, напротив, выступают в огромных тектонических окнах Тауэрна и Энгадина из-под еще более высоких и южных Австроальпийских покровов . В этой же части Альп флиш слагает самостоятельную зону, к востоку все более перекрывающую Гельветскую. На нее здесь, в свою очередь, надвинуты Австроальпийские покровы, родиной которых является южное обрамление Лигурийско-Пьемонт-ского океана. В сложении этих покровов участвуют кадомскии и герцинскии кристаллический фундамент, палеозойские отложения пассивной окраины Гондва-ны, триасово-нижнемеловые карбонаты. Нижние покровы включают породы допермского фундамента, верхние представляют покровы чехла. Первые деформации на востоке начались в конце юры - начале мела, но основное перемещение покровов произошло в середине мела (это и есть австрийская фаза Штилле), о чем свидетельствует несогласное залегание поверх покровов обломочных отложений верхнего турона - эоцена (так называемая фация Гозау). Дальнейшее перемещение Австроальпийских покровов к северу происходило уже в олигоцен-миоцене совместно с подстилающими покровами более внешних зон.
Южная мегазона Альп вторично отделена от основной части сооружения молодым, олигоцен-миоце-новым Инсубрийским разломом, представляющим вер-хнекоровый взбросо-сдвиг, по которому произошло некоторое обратное надвигание центральных зон к югу и правостороннее смещение минимум на 80 км, а также внедрение плутонов гранитоидов. Южные Альпы рассматриваются как выступ Апулийской (или Адриатической) континентальной микроплиты - оттор-женца Гондваны, надвинутой начиная с середины мела на Евразийскую плиту с образованием Альпийского сооружения. Фундамент микроконтинента обнажается вдоль северного края мегазоны; в зоне Ивреа на западе он обнажен до гранулитовых низов коры и перехода к мантии. Чехол в общем сходен с австроальпий-ским, но на востоке в верхнем палеозое появляются морские фации, а верхний мел и нижний палеоген представлены флишем. Структура Южных Альп складча-то-надвиговая, южно-вергентная, со срывом чехла с фундамента по верхнепермским или верхнетриасовым эвапоритам.
Паданский молассовый прогиб является общим для Альп и Апеннин -тыльным для первых, передовым для вторых. Он вмещает молассовую толщу исключительно большой мощности - 9 км, только плиоцена и плейстоцена. На юго-востоке прогиб продолжается вдоль Апеннин .
Если не считать позднекиммерийских деформаций на юго-востоке, связанных с закрытием «океана Ме-лиата» , первые интенсивные деформации сжатия Альпийский ороген испытал в середине мела, особенно их восточный сегмент . Эти деформации сопровождались метаморфизмом, как нормальным, так и высокого давления - низкой температуры. После короткой паузы деформации возобновились в конце эоцена и особенно в олигоцене, уже на фоне коллизии Апулии и Евразии, приведшей к общей инверсии и заложению молассовых прогибов.
Деформации на периферии орогена продолжались вплоть до позднего миоцена, а напряжения сжатия сказываются и в настоящее время, вызывая медленный (1 мм/г) подъем Альп, сопоставляемый со скоростью их денудации.