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.
Posts Tagged ‘Чехол’
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.
Апеннинская покровно-складчатая система составляет остов одноименного полуострова и протягивается на 1200 км, находя свое продолжение на севере о-ва Сицилия . Линия раздела между западно-
вергентными Альпами и восточно-вергентными Апеннинами проходит вдоль меридионального разлома Сестри-Вольтаджио чуть западнее Генуи, но южное продолжение Альп усматривается в офиолитовых покровах северо-восточной Корсики и далее к югу на о-ве Эльба, в Тоскане и Калабрии, свидетельствуя о возможном былом соединении с Бетской Кордильерой (см. выше).
Восточным форландом Апеннин, общим с Дина-ридами , служит Адриатическая микроплита - Адрия, или Апулия. Эта микроплита рассматривается как выступ или, скорее, отторженец Африканского континента, т.е. Гондваны, с панафриканским фундаментом. Адрия включает почти всю акваторию Адриатического моря, а также Южные Альпы, к югу от Периадриатического (Инсубрийского) шва, Паданскую (Ломбардскую) низменность, Адриатическое побережье Италии и п-ов Истрия. Фундамент Ад-рии выступает на поверхность в Южных Альпах, но здесь он переработан герцинским тектогенезом и магматизмом. И лишь то обстоятельство, что средний палеозой на западе, в Тоскане, и на востоке, во Внешних Динаридах, носит характер отложений пассивной континентальной окраины, заставляет подозревать докем-брийский возраст фундамента основной части Адрии.
Чехол Адрии помимо Южных Альп обнажается на п-ове Гаргано и в Апулии («шпора» и «каблук» итальянского «сапога»). Он начинается на поверхности эва-поритами верхнего триаса и представлен в основном мощной толщей мелководных карбонатов, продолжающейся до олигоцена или миоцена включительно. От Апеннин Адрия отделена их передовым прогибом, на севере занимеющим южную часть Паданской впадины, северная часть которой занята Предальпийским прогибом.
Таким образом, современный Паданский межгорный прогиб подобен описанным в предыдущем разделе Рионскому и Куринскому. Сходство это выражается и в том, что олигоцен-нижнеплиоценовые молас-сы, выполняющие прогиб, смяты в южно-вергентные складки на альпийской стороне и в северо-вергент-ные - на апеннинской. Верхний плиоцен и квартер залегают уже почти горизонтально.
Собственно Апеннины принято подразделять на Северные, Центральные и Южные. Северные Апеннины состоят из нескольких покровных пластин, перемещенных с юга на север, в направлении от Лигурийского моря к Паданскому прогибу. Их относительный автохтон выступает в Тоскане в тектоническом окне Апуанских Альп; в отличие от ал-лохтонного комплекса, Апуанский комплекс заметно метаморфизован. Он включает силурийско-нижне-карбоновую метатерригенную формацию, верхнепалеозойскую молассу, угленосную внизу (С3—Р, ), крас-ноцветную (Р,) вверху, несогласно залегающий крас-ноцветный обломочный нижний и средний триас (классическое «веррукано»), эвапоритовый и карбонатный верхний триас, кремнистые известняки лейаса, извест-ковистые сланцы и радиоляриты доггера-мальма, пе-строцветные аргиллиты мела-эоцена и олигоценовые турбидиты. Предполагается, что в палеогеографическом аспекте место этого комплекса находилось между двумя внешними покровами Северных Апеннин: Умбрийским и Тосканским. Самый внешний, Умбрий-ский покров, надвинутый на Паданский прогиб, подстилается, как и Тосканский, эвапоритами верхов триаса и сложен, опять же как и последний, известняками лейаса (в том числе в известной фации «аммонитико россо»), мергелями и радиоляритами доггера-мальма, пестроцветными аргиллитами мела- нижнего миоцена и флишем среднего миоцена. В разрезе Тосканского покрова флиш появляется раньше - уже в олигоцене.
Достаточно очевидно, что Умбрийский и Тосканский покровы возникли в процессе деформации пассивной окраины Адрии, в основном ее шельфа. Гипсометрически выше лежащие Лигурийские покровы включают уже отложения склона и подножья этой окраины (внешние Лигурийские покровы) и Пьемонтс-ко-Лигурийского океанского бассейна (внутренние Лигурийские покровы). Соответственно, внешние Лигу-риды сложены выше карбонатов верхнего триаса и юры относительно глубоководными глинисто-известкови-стыми, в верхней части флишевыми, отложениями мела-палеоцена, более грубым палеоцен-эоценовым флишем, подстилаемым мощными олистостромами с обломками офиолитов и герцинских гранитоидов и, наконец, олигоценовыми андезитовыми туфами и конгломератами.
В основании внутренних Лигурийских покровов залегают породы офиолитовой ассоциации (это и есть родина «офиолитовой триады» Г.Штейнманна), венчаемой радиоляритами оксфорда-кимериджа. Выше следуют известняки титон-неокома, глинистый апт-сеноман и граувакковый флиш сеномана-палеоцена. Несколько более тонким флишем сложен и самый верхний из Лигурийских покровов, общий для Альп и Апеннин.
Центральные Апеннины отделены от Северных поперечным разломом Анцио-Анкона(или Олевано-Ан-тродоко), влиявшим на распределение фаций уже с начала юры. К югу от этого разлома на поверхности нет аналогов Лигурийских покровов с их офиолитами, на западе, в Кампанье и Лукании в юре и мелу господствуют фации карбонатной платформы, а на востоке, в зоне Молизе-Лагонегро глубоководные кремнистые фации, которые предположительно могли накапливаться на коре океанского типа северного продолжения Ионического бассейна (см. ниже).
Широтный разлом линии Сангинето образует северную границу Южных Апеннин Калабрии и Сицилии, которые в свою очередь разделены меридиональным разломом Таормина, проходящим через крупнейший в Европе вулкан Этна. Покровы Калабрии шарьированы к юго-востоку на Ионическую впадину, кора которой вплоть до современной эпохи субдуци-руется к северо-западу вдоль сейсмофокальной поверхности, достигающей глубины 550 км. Фронт калаб-ро-сицилийских покровов, образуя выпуклую к юго-востоку дугу, выдвинут почти на 200 км вглубь Ионического моря.
Нижние покровы Калабрии и Сицилии образованы карбонатами триаса-миоцена, кремнистыми и более глубоководными в верхней пластине; карбонаты подстилаются филлитами и кварцитами нижнего триаса. Средние покровы здесь образованы вновь появляющимися офиолитами, причем того же возраста, что и в Лигурии, поскольку они перекрываются теми же каль-пионелловыми известняками титон-берриаса. Но, в отличие от Лигурийских, офиолиты Калабрии метамор-физованы, причем до глаукофановой фации. Верхние же покровы Калабрии и Сицилии не имеют аналогов в остальных Апеннинах-они сложены породами палеозойского и, возможно, более древнего возраста, мета-морфизованными в амфиболитовой или гранулитовой фации и прорванными позднепалеозойскими гранитами. Подобно породам зоны Ивреа в Альпах, они рассматриваются как породы нижней коры, причем Евразийской плиты. Эти глубоко метаморфизованные образования слагают пластину, подстилаемую пластиной значительно слабее метаморфизованных пород- филлитов со среднепалеозойской фауной, верхнепалеозойских моласс, мезозойских карбонатов.
Покровная структура Северной Сицилии, наряду с общими элементами с калабрийской, обладает значительными отличиями, придающими ей черты сходства уже со структурой Телль-Атласа в Магрибе (см. раздел 11.4.2). Здесь впереди Пелоританского массива - аналога метаморфид Калабрии - мезозойские известняки слагают чешуи, образующие Известняковый хребет - аналог «Дорсаля» Магрибид (см. раздел 11.4.2). Южнее выделяется покров титонско-эоценового фли-ша, несогласно перекрытый олиго-миоценовым «нуми-дийским» флишем. Тот же нумидийский флиш перекрывает на севере пелоританский палеозой, а на юге покровы Панормид - аналоги нижних карбонатных покровов Калабрии. Наиболее внешним покровом Сицилии является покров, сложенный радиоляритами -отложениями прогиба, окаймлявшего карбонатную платформу Панормид с юга. Этот покров уже надвинут на передовой прогиб Кальтанисетта, выполненный молассой верхнего миоцена- плиоцена. В эту молассу включены огромные олистолиты и олистоплаки панор-мидских известняков (именно на этом материале Г.Фло-ресом были введены понятия «олистолит» и «олистро-строма»). А в северо-восточной части прогиба прослеживаются надвиговые чешуи, сложенные кремнистыми известняками и радиоляритами юры и мела; они затрагивают и молассы. Внешнее, южное крыло прогиба наложено на поднятие Рагузы и гор Иблеа, принадлежащее уже Африканской платформе, ее Мальтийско-Пелагийской плите.
Этот, следующий к востоку сегмент Альпийско-Гималайского пояса имеет своими естественными ограничениями на западе меридиональную зону разломов вдоль ирано-афганской границы, входящую в систему Урало-Оманского линеамента, на севере - Ге-ратский (Герирудский), или Главный Гиндукушский разлом субширотного, а на востоке северо-восточного простирания, на юге Макранскую зону современной субдукции коры Аравийского моря, и на востоке северо-западный край Индостанского кратона, перекрытый передовыми прогибами и надвигами альпийского пояса, здесь представленного Белуджистанскои покровно-складчатой системой.
Гератский разлом, составляющий северное ограничение рассматриваемого сегмента, играет большую роль в строении всего региона и имеет чрезвычайно сложное строение. С конца палеозоя и в течение значительной части мезозоя вдоль него проходила южная граница Евразийской литосферной плиты и входившей в ее состав Тураиской молодой платформы.
Большое значение в строении и развитии восточной части данного сегмента Альпийско-Гималайского пояса имеет Чаман-Мукурская левосдвиговая зона северо-северо-восточного простирания. На юге она продолжается в Индийский океан в виде трансформного разлома Меррей, а на севере сочленяется с Герат-ским разломом, после чего продолжается вдоль западного ограничения Памира, благодаря чему вся зона получила название Афгано-Памирского сдвига. Этот ее северный отрезок соединяет сейсмофокальныезоны Гиндукуша и Памира, из которых первая наклонена к северу, а вторая - к югу.
Собственно Гератский разлом сопровождается с юга так называемой Банди-Баянской зоной, которая, по существу, представляет зону приразломного мегамеланжа, в которую вовлечены образования, характерные скорее для Туранской плиты, чем для прилегающего с юга мезозойского подвижного пояса. Это ран-недокембрийские гнейсы и кристаллические сланцы, зеленые сланцы верхов протерозоя, карбонатно-терри-генная формация нижнего и карбонатная среднего палеозоя, красноцветная грубая моласса верхнего палеозоя (на севере), шельфовые карбонаты верхней юры и мела. Палеоген выполняет прогиб, заполненный пе-строцветной лагунной молассой, увенчанной наземной вулканогенной базальт-риолитовой формацией, очевидно рифтогенной. Наконец, непосредственно вдоль Гератского разлома простирается система при-сдвиговых (pull-apart) узких впадин, заполненных грубой неогеновой молассой.
Банди-Баянская зона полого надвинута к югу на несколько более широкую Фарахрудскую зону, имеющую западо-юго-западное простирание и, как и Банди-Баянская, расширяющуюся к западу и пережатую на востоке с приближением к Чаман-Мукурскому разлому. Юго-восточным ограничением Фарахрудской зоны служит Шахрудский разлом, по которому на нее надвинут Центрально-Афганский древний континентальный блок. На востоке Фарахрудская зона вдоль Урало-Оманского линеамента приходит в торцовое сочленение с Восточно-Иранской флишево-офиолито-вой зоной. В самой Фарахрудской зоне офиолиты выступают как вдоль ее разломных ограничений, так и в пределах самой зоны из-под мощной сланцевой формации верхнего триаса - нижней и средней юры, содержащей олистолиты пермотриасовых известняков центрально-афганского типа. Толща эта весьма интенсивно дислоцирована, затронута кливажем и местами региональным метаморфизмом до амфиболитовой фации. Она несогласно перекрыта верхнеюрским-нео-комским флишем, так же испытавшим значительные деформации. Выше с еще более резким несогласием залегают конгломераты и рудистовые известняки бар-рема-апта, смятые уже в крупные пологие складки. Эти отложения, в свою очередь, несогласно перекрыты грубой континентальной красноцветной молассой палеогена, на уровне эоцена частично замещаемой андезитовыми вулканитами, с которыми связаны мелкие интрузии среднего и кислого состава.
Центрально-Афганский массив представляет крупную глыбу древней, докембрийской континентальной коры, разделяющую две зоны, заложенные на коре океанского типа - Фарахрудскую, о которой речь уже шла выше, и Тарнакскую на юго-востоке. Сам массив разделен разломом на два блока - Гильмендский, северозападный, и Аргандабский, юго-восточный. В первом из них обнажается наиболее древний, доверхнепроте-розойский фундам ент - гнейсы, кристаллические сланцы, кварциты, мраморы, метаморфизованные до альмандин-амфиболитовой фации, мигматизированные и вмещающие интрузии гранитоидов. Галька последних встречена в верхнепротерозойской толще зеленых сланцев, обнаженной в восточной части Гильмендского блока и в Аргандабском блоке. Верхнепротерозойский разрез сложен первично карбонатно-терригенными породами, а в верхах - основными вулканитами. Он дислоцирован в крупные прямые складки, разбитые аналогичными разрывами.
Чехол в Гильмендском блоке имеет девонско-три-асовый возраст, в низах (D3-P,) карбонатно-терриген-ного, в верхах (Р,-Т) карбонатного состава. В Аргандабском блоке разрез более полный, от венда до юры, с чередованием терригенных и карбонатных (Р,-Т2 и J3) отложений, и более мощный, до 6-9 км. Он образует крупные пологие складки, на которых несогласно залегают нижнемеловые молассы и вулканиты. Все эти образования в обоих блоках прорваны крупными телами средне- и позднемеловых гранитоидов. Имеются небольшие впадины и грабены, выполненные неогеном. Наиболее примечателен поперечный грабен с разрушенными позднеплиоценовыми стратовулканами.
Тарнакская зона вклинивается с юго-запада между Центрально-Афганским массивом и Чаман-Мукурским сдвигом и к северо-востоку замещается офиолитовым швом. Развитые в ней, в основном в виде меланжа, офиолиты имеют верхнетриасовый возраст, их верхняя часть имеет спилито-диабазовый и песчано-кремнис-тый состав. Нижний мел представлен обломочными породами, известняками и андезитовыми вулканитами. Вместе с более древними образованиями они интенсивно дислоцированы в середине мела с обдукцией офиолитов на Центрально-Афганский массив и Кабульский блок, прилегающий к северной части Чаман-Мукурского сдвига с востока (см. ниже). Верхнемеловые отложения в Тарнакской зоне маломощные, мелководно-морские терригенно-карбонатные, а палеоген развит ограниченно.
Все перечисленные выше зоны Центрального Афганистана уходят на юго-западе под неоген-четвертичный чехол обширной Сейстанской впадины. На юге последней из под этого чехла выступает Чагайское вул-кано-плутоническое поднятие, сложенное средне- и верхнемеловыми андезитовыми вулканитами с линзами рудистово-мтанковых биогермов, перекрытыми маастрихтскими известняками. Эти вулканиты вместе с аналогичными вулканитами района Кандагара в Тарнакской зоне образуют меловую Чагай-Кандагарскую вулканическую дугу. Крылья Чагайского поднятия сложены туфогенно-аргиллитовым с прослоями нуммули-товых известняков эоценом, собранным в крупные складки, прорванные плутонами гранитоидов. На северной и южной периферии поднятия в миоцене образовались прогибы, заполненные красноцветной молассой. В конце плиоцена вдоль разлома на северной границе северного прогиба возникла цепь андезито-даци-товых вулканов, составляющая восточное продолжение молодого вулканического пояса южной окраины Лутского блока.
К югу от Чагайского поднятия известны выходы офиолитов, которые служат связующим звеном между офиолитами Восточно-Иранской и Тарнакской зон и отвечают внешней по отношению к Чагай-Кандагар-ской вулканической дуге, образованной на скученном офиолитовом основании в южном обрамлении Центрально-Афганского микроконтинента, зоне.
Далее к югу, в пограничной между Ираном и Пакистаном области Макран в широтном направлении простирается широкая аккреционная призма, связанная с зоной субдукции, развивавшейся в течение всего кайнозоя вдоль северной окраины Оманского залива. Северная зона Макрана сложена мощной толщей палеогенового и миоценового флиша, смятой в узкие южно-вергентные, осложненные надвигами складки. В прибрежной части Макрана этот флиш погружается под несогласно залегающую плиоцен-четвертичную молассу. Мощная (до 6-10 км) толща осадков, также смятая в складки, слагает подводную окраину Макрана непосредственно в висячем крыле современной зоны субдукции. Последная намечается по расположению очагов землетрясений, прослеживаемых до глубины 80-100 км, и определению их фокальных механизмов. Эта сейсмофокальная зона наклонена сначала очень полого, а затем испытывает более крутой наклон к северу. Строение Макранской аккреционной призмы осложнено, подобно многим другим таким призмам, проявлениями глиняного диапиризма и грязевого вулканизма.
Макранская зона на западе сливается с южным продолжением Восточно-Иранской флишевой зоны, а на востоке отклоняется к северо-востоку и по другую сторону Чаман-Мукурского разлома находит свое продолжение в Катавазском прогибе, расположенном в тылу Белуджистанской (Сулейман-Киртарской) складчатой системы. Этот прогиб выполнен дисгармонично смятым нижнепалеогеновым флишем - его нижняя часть, более тонкоритмичная, смята в узкие складки, а верхняя, более грубая по составу, в широкие синклинали, разделенные гребневидными антиклиналями. Катавазский прогиб выклинивается на севере, в районе Кабула, зажатый между ограничивающими его разломами. Здесь между его окончанием и Чаман-Мукур-ским разломом расположен небольшой, но своеобразный Кабульский блок древней континентальной коры. Нижняя часть кристаллического фундамента блока сложена гнейсами, гранатово-слюдяными сланцами и амфиболитами с прослоями кварцитов и мраморов, метаморфизованными в альмандин-амфиболитовой и
даже гранулитовой фации. Породы эти выступают в ядрах гранито-гнейсовых куполов. Радиометрические датировки (К-Аг метод) дали для них явно омоложенные позднепротерозойские значения, но истинный возраст данного комплекса скорее всего раннедокембрий-ский. Он несогласно, с конгломератами в основании, перекрывается слабее метаморфизованным комплексом, предположительно нижне- или среднепротерозой-ским. Древнее ядро Кабульского блока с востока и юго-востока окаймляется байкальским комплексом основных вулканитов, габбро и диабазов (офиолитовая ассоциация?), метаморфизованных в глаукофановой фации.
Чехол Кабульского блока, резко несогласно залегающий на докембрийском фундаменте, представлен мощной карбонатной формацией верхнепермско-юр-ского возраста, перекрытой меловой терригенно-вул-каногенной толщей. На эти пологоскладчатые образования тектонически налегает офиолитовый покров, обдуцированный с юго-востока, где вдоль контакта Кабульского блока с Катавазским прогибом протягивается полоса офиолитового меланжа. Покров этот, расчлененный на несколько останцов, частично запечатан нижнепалеогеновыми обломочными отложениями - очевидно краевой фацией катавазского флиша.
Кабульский блок рассматривается рядом исследователей как отторжеиец Индостанского кратона, западную погребенную границу которого проводят вдоль Чаман-Мукурского разлома. Но возможно и другое толкование-этот блок может быть отторженцем Центрально-Афганского микроконтинента.
Белуджистанская (Сулеймап-Киртарская) складчатая система простирается вдоль северо-западного края Индостанской платформы, отделяясь от нее прерывистой полосой передовых молассовых прогибов. На юге она срезается берегом Аравийского моря, а на севере широтным разломом Сароби, по которому на ее северное окончание надвинуто сооружение Кохис-тана и Хазары, связанное уже с Гималаями. Белуджис-танская система общей длиной более 2000 км состоит из двух звеньев - северного, которому соответствует хребет Сулеймановых гор, и южного, выраженного хребтом Киртар. Оба они характеризуются восточной вергентностью и в плане вырисовываются в виде выпуклых к востоку фестонов, на сочленении которых в северо-западном направлении протягивается грабен Сиби, заполненный молассами.
Данный сегмент по своей протяженности превышает Центральный и простирается от Фолклендско-Агу-льясского разлома на юге до разлома Романш на севере , разделяя Южную Америку (к югу от Амазонки) и Южную Африку (к югу от вершины Гвинейского залива).
Срединный хребет, здесь именуемый Южно-Атлантическим, простирается в этом сегменте почти меридионально и равноудален от окраин континентов. Его ширина с севера на юг уменьшается почти вдвое -от 1600 до 800 км, ширина гребневой части - от 400 до 200 км. Рифтовая долина, не выраженная на крайнем севере, появляется у о-ва Вознесения, достигая глубины более 4 км и окаймляясь гребнями высотой 2,7-2,5 км и менее. Хребет рассечен довольно большим числом трансформных разломов, среди которых наиболее крупными являются разломы Чейн, Шарко, Вознесения (8° ю.ш.), Св.Елены (17° ю.ш.), Риу-Гранди (27° ю.ш.), Гоф (40° ю.ш.). Смещения по этим разломам относительно невелики, но к местам их пересечений со срединным хребтом приурочен ряд вулканических островов и крупных гор вулканического проихождеиия; это о-ва Вознесения, Св.Елены, Три-стан-да-Кунья, Гоф. Все они в той или иной степени смещены к востоку относительно оси срединного хребта и сложены молодыми вулканитами щелочно-базаль-товой формации.
К западу от срединного хребта, между ним и окраиной континента выделяются две значительные глубоководные котловины -Бразильская (глубина 5,2-5,6 км) и Аргентинская (4,8-6,0 км), разделенные крупным поднятием Риу-Гранди сложного строения. Цоколь поднятия сложен щелочными базальтами сантонского возраста. Чехол образован карбонатными осадками сено-на-кайнозоя, которые вверх по разрезу и на склонах становятся более глубоководными. Ограничивающий это поднятие на севере одноименный разлом является одновременно южным ограничением расположенного северо-западнее и ближе к континенту краевого плато Сан-Паулу, лежащего на глубине 2,2-2,7 км, и подстилаемого континентальной или, скорее, переходного типа корой.
Разлом Риу-Гранди имеет важное значение в структуре данного сегмента Атлантики, поскольку он разделяет его на два субсегмента, отличающиеся по времени начала спрединга. Южный субсегмент, Пата-гонско-Намибийский, начал раскрываться уже в валан-жине и далее превратился в открытый морской бассейн, а в северный море стало проникать только в апте, когда здесь образовался узкий бассейн типа Красного моря, что привело в условиях жаркого и сухого климата к отложению толщ солей. Лишь в альбе здесь установился режим открытого, но еще относительно неширокого и неглубокого моря с отложением черных сланцев.
Южноамериканская континентальная окраина в северном субсегменте, между устьем Амазонки и разломом Риу-Гранди характеризуется развитием целой цепочки глубоких, до 10-12 км, периокеанских прогибов, примечательных своей нефтегазоносностью. Зарождение этих прогибов происходило еще в рифтовую стадию развития окраины, в оксфорде-неокоме, с накоплением обломочных осадков и излияниями базальтов; оно сменилось соленакоплением в апте и далее нормально морских осадков в альбе. С аптекой соленоснои толщей связаны интенсивные проявления диапиризма.
Южные зоны этой части Закавказья, относящиеся к Малому Кавказу, представляют прямое восточное продолжение Восточных Понтид. Их общим южным ограничением служит позднепалеозойско-мезозойский офиолитовый пояс, который от турецкого Эрзинджа-на продолжается в пределы Армении и Азербайджана, находя свое окончанеие в Северо-Западном Иране . При этом в западной половине Закавказья общая структураная зональность сохраняет широтное простирание, а в восточной половине сменяет его на юго-восточное, в целом вырисовывая выпуклую к северу (северо-северо-востоку) дугу, повторяющую очертания северного выступа Аравийской плиты, игравшей с позднего миоцена роль индентора, внедрившегося в южное обрамление Евразийской плиты.
Южная зона Восточных Понтид находит свое продолжение в Сомкито-Карабахской зоне Малого Кавказа (хребты Мровдагский и Карабахский на востоке). Здесь также имеются выходы доверхнепалеозой-ского метаморфического комплекса, частично перекрытые маломощными континентальными и мелководно-морскими отложениями карбона и лейаса, и широко развита мощная вулканогенная островодуж-ная толща байоса-бата, погружающаяся на северо-востоке под мелководно-морские туфогенно-обломочные образования келловея, надстраиваемые мощными рифогенными карбонатами Оксфорда, за которыми следуют вулканиты кимериджа, снова острово-дужные, ититонскиегипсы. Низам мела здесь обычно отвечает перерыв, а апту-сеноману мелководно-морские осадки небольшой мощности. В этой зоне известны гранитоидиые интрузии конца юры - начала мела.
Более северная зона Малого Кавказа, на востоке охватывающая его северо-восточные склоны, соответствует уже продолжению позднемеловой магматической дуги. Однако здесь активная магматическая деятельность проявилась лишь в раннем сеноне, в то время как турон и верхний сенон представлены весьма однообразной пелагической карбонатной толщей. Далее в северо-восточном направлении мел погружается под палеоген.
На западе палеоген получил мощное развитие в Аджаро-Триалетской складчатой системе, протягивающейся от Черноморского побережья до района Тбилиси, где она погружается под молассы Куринской межгорной впадины (см. ниже). В этой системе альб-нижнесенонские известково-щелочные вулканиты, принадлежащие, очевидно, к продолжению Восточных Понтид, перекрываются верхнесенонскими известняками, а последние - палеоцен-нижнеэоценовым туфоген-ным флишем и затем мощной толщей субщелочных и щелочных вулканитов среднего-позднего эоцена. Весь этот комплекс был деформирован в крупные складки и прорван небольшими плутонами сиенито-диорито-вого состава в конце эоцена, образовав умеренно складчатую зону, надвинутую на севере на молассы Рион-ского и Куринского межгорных прогибов и, с меньшей амплитудой, к югу на небольшую олигоцен-миоцено-вую Ахалцихскую впадину.
Северная часть Закавказья, расположенная к северу от Аджаро-Триалет и собственно Малого Кавказа, на значительном пространстве занята двумя межгорными молассовыми прогибами - Рионским на западе и более обширным Куринским на востоке; первый открывается в Восточно-Черноморскую впадину, второй - в Южно-Каспийскую впадину. Домолассовый фундамент обнажается на поверхности в Западной Грузии («Грузинская глыба»); наиболее полно он вскрыт в небольшом Дзирульском массиве. Здесь самым древним является комплекс гнейсов, мигматитов, кристаллических сланцев, вмещающих плутоны габбро и кварцевых диоритов, датированных ~6QQ млн лет, т.е. вендом. К этому комплексу относятся, вероятно, и известные здесь метаофиолиты. Выше в аллохтонном залегании находятся филлиты нижне-среднепалеозойского (до девона включительно) возраста. Все эти образования несогласно перекрыты континентальным и мелководно-морским обломочно-карбоиатным и туфогенным нижним и средним карбоном и прорваны телами по-зднепалеозойскоих гранитоидов. Чехол массива начинается маломощными карбонатно-обломочными отложениями триаса, лейаса-аалена, а выше следует мощная серия островодужных вулканитов (так называемая порфиритовая серия) байоса, имеющая широкое распространение по всей «Грузинской глыбе», достигая мощности 3 км, а также далее к востоку, в Азербайджане (см. ниже). В Грузии она перекрывается лимническим угленосным батом, к которому здесь относится и внедрение небольших интрузий гранитоидов. Выше следуют верхнеюрские лагунные красноцветы и эвапориты с покровами щелочных базальтов. По северной периферии Грузинской глыбы, в зоне, пограничной с Большим Кавказом, появляются морские отложения - терригенный келловей и карбонатная верхняя юра. Карбонаты мальма слагают барьерный риф, который прослеживается почти вдоль всего южного склона Большого Кавказа.
Нижний мел залегает на Грузинской глыбе трансгрессивно и представлен ургонскими известняками и глинисто-мергельным аптом-альбом. Верхний мел начинается мелководным обломочным сеноманом - нижним туроном и продолжается карбонатным верхним туроном-сеноном; последний широко распространен по всему Северному Закавказью и Малому Кавказу. Разрез чехла Грузинской глыбы завершает в основном мергельный нижний палеоген, также развитый в этом виде далее к востоку вдоль северной периферии Малого Кавказа, и, наконец, марганценосный мелководный олигоцен Чиатуры.
Деформирован чехол Грузинской глыбы довольно слабо и лишь ее северная периферия втянута в интенсивные дислокации Большого Кавказа. Эта зона отделена крупным разломом от основной части глыбы.
Домолассовые образования вскрыты бурением в восточной части Куринской впадины, на погребенном пологом Кюрдамир-Саатлинском поднятии, первоначально выявленном по крупному гравитационному максимуму. Здесь Саатлинской сверхглубокой скважиной до глубиный 8,324 м вскрыт разрез начиная со средней юры, которая, как и верхняя юра, нижний и низы верхнего мела, сложена вулканитами, образующими толщу мощностью более 5 км. Толща эта в общем имеет явно островодужную природу с преобладанием базальтов и андезитов, за исключением верхнемеловой части, где вулканиты отличаются повышенной щелочностью, вплоть до трахитов, что характерно и для смежной юго-восточной части Малого Кавказа, и для Грузинской глыбы и, вероятно, свидетельствует о внутри-дуговом рифтинге. Вулканиты перекрываются, как и повсеместно, карбонатным верхним сеноном и мергельным нижним палеогеном. Все эти образования сложены в крупные пологие складки северо-западного простирания.
Структуры северной части Малого Кавказа и до-молассового фундамента Куринской впадины обрываются на юго-востоке разломом - правым сдвигом, следующим вдоль нижнего течения р.Аракс в северо-восточном направлении. Этот разлом отделяет Малый Кавказ от складчатой зоны Талышских гор, образующих уже северо-западное окончание системы Эльбурса, рассматриваемой в следующем параграфе.
В пределах Африканского континента пока не известно выходов пород древнее 3,4-3,5 млрд лет, а этот возраст твердо доказан лишь для «древних гнейсов» Каапваальского эократона и гранито-гнейсов эокра-тона Зимбабве. Близкие датировки получены и для некоторых сходных пород в Центральной Африке, но их достоверность более сомнительна. Во всяком случае очевидно, что «серогнейсовая» протоконтинентальная кора начала формироваться в раннем архее и на площади данного континента.
Средний и поздний архей, как и на других континентах, был временем образования зеленокаменных поясов, но их среднеархеиская генерация известна лишь в эократонах Каапвааль и Зимбабве. Первый из них испытал кратонизацию уже к началу позднего архея, образовав древнейшее ядро Африканского континента. В конце архея кратонизация уже охватила большую его часть, включая Мадагаскар. Наступившая в начале протерозоя деструкция пощадила значительные участки эпиархейского континента, которые и выделяются в качестве эократонов. Кроме уже названных Каапваальского и Зимбабве, это Танзанийский, Замбийский (Бангвеулу), Касаи, Габонский, Сьерра-Леонский, За-падно-Регибатский. На Каапваальском эократоне еще в позднем архее началось накопление осадочного чехла в синеклизе Трансвааль, продолжавшееся в раннем протерозое. А между эократонами и в их обрамлении протянулись раннепротерозойские подвижные пояса-Кейс и Магонди в обрамлении Каапваальского эократона, Лимпопо между ним и эократоном Зимбабве, Рузизи-Убенди-Усагара в южном обрамлении Танзанийского эократона, Бирримский к востоку от эократона Сьерра-Леоне. Некоторые из них имели целиком или преимущественно энсиалический характер, в других с большим (Бирримский) или меньшим (Рузизи-Убенди) основанием можно подозревать новообразование океанской коры. Пояс Лимпопо выделяется своим особенно высоким метаморфизмом и представляет наиболее ранний пример гранулито-гнеисового пояса на рассматриваемом континенте.
Раннепротерозойское развитие завершилось на уровне 2,0-1,8 млрд лет новой эпохой кратонизации, получившей в Западной Африке название эбурнейской. На этот раз площади, испытавшие окончательную стабилизацию, оказались более обширными, включив не только эпиархейские кратоны, но и значительные участки раннепротерозойских подвижных поясов.
Так образовались протоплатформы: Западно-Африканская, Конго, Калахари и расширившаяся Танзанийская. Этакратонизация в ряде районов сопровождалась мощными наземными извержениями кислых лав и игнимбритов и становлением интрузий гранитов рапакиви (восток Регибатского массива, массив Банг-веулу).
Новая деструкция, наступившая в начале среднего протерозоя, затронула, соответственно, значительно меньшую площадь, чем раннепротерозойская. Наиболее интенсивно она проявилась в южном обрамлении протоплатформы Калахари, где возникла подвижная система Намаква-Наталь. Присутствие в ее восточном звене офиолитов свидетельствует об ее энсиматической природе. Две другие системы - Кибарская и Ирумиды, протянулись в северо-восточном направлении, разделяя протоплатформы Конго, Танзанийскую и Калахари и отделяясь друг от друга небольшим блоком Банг-веулу (Замбийский эократон). Эти системы носят явно энсиалический характер; их развитие закончилось довольно значительным гранитообразованием, но деформации и метаморфизм проявились в достаточно умеренной степени.
На всем остальном пространстве Африки и Аравии в среднем протерозое господствовал платформенный режим. Местами в условиях слабого погружения происходило накопление осадочного чехла, теперь уже практически неметаморфизованного. Чехол этот слагается на протоплатформе Калахари красноцветны-ми обломочными толщами континентального происхождения.
После кибарского тектогенеза на рубеже среднего и позднего протерозоя, соответствующего планетарному гренвильскому, на какое-то время (200-100 млн лет) весь Африкано-Аравийский континент, вошедший в состав суперконтинента Родиния, находился в условиях спокойного тектонического режима. Однако вскоре, между 900 и 800 млн лет т.н., последовала интенсивная деструкция, значительно превзошедшая по своему масштабу имевшую место в начале среднего протерозоя.
В результате континент оказался расчлененным на несколько сохранивших устойчивость блоков - крато-нов, между которыми возникли глубоководные в своей большей части линейные бассейны с корой океанского или субокеанского типа. Ширина этих бассейнов пока в точности не определена в связи с ограниченностью палеомагнитных данных. Она явно менялась по простиранию, сопровождаясь выклиниванием осевых зон с океанской корой. Это происходит в Северной Африке с тремя главными поясами, протянувшимися в субмеридиональном направлении: Мавританским, Транссахарским и Нубийско-Аравийским. Первые два разделялись Западно-Африканским кратоном, второй и третий - Восточно-Сахарским кратоном. На Западно-Африканском кратоне в конце среднего протерозоя заложилась крупнейшая синеклизаТаудени, в основании которой предполагается существование более раннего рифта, а в ее юго-восточный угол вклинивается авлакоген Гурма- ответвление Транссахарского подвижного пояса.
Экваториальную Африку в широтном направлении от северного Камеруна до южного Судана пересекает другой подвижный пояс - Центрально-Африканский, пока еще слабо изученный. В Южной Африке, в прибрежной Намибии находится тройное сочленение подвижных систем, из которых одна (Каокофельд-За-падные Конголиды) простирается к северу вдоль атлантического побережья, с перерывами достигая Габона, другая также с перерывами и вдоль побережья, но к югу (система Гариеп), достигая Капской провинции ЮАР, где она поворачивает к востоку (система Малм-сбери), а третья - Дам ара-вклинивается в тело континента в северо-восточном направлении, здесь вырождаясь в энсиалическую - Катангиды, и слепо заканчиваясь Луфилийской дугой. Первая ветвь окаймляла с востока кратон Конго, третья - кратон Калахари, а вторая разделяла эти кратоны. Еще одна побочная широтная интракратоиная ветвь Дамарид протянулась вдоль долины Замбези в северном обрамлении крато-на Калахари (см. рис.7-10). Предполагается, что продолжением системы Дамара на Южно-Американском континенте служила система Рибейра в южной Бразилии, примыкавшая с востока к кратону Ла Плата. Обращает на себя внимание приуроченность всех этих подвижных систем к району, где в будущем раскрылась Южная Атлантика, а Мавританиды вряд ли случайно простираются вдоль побережья Центральной Атлантики; Трансеахарский и Нубийско-Аравийский пояса, со своей стороны, на севере открывались в Про-тотетис- первую генерацию Средиземноморского подвижного пояса. Южным продолжением Нубийско-Аравийского пояса являлся Мозамбикский гранулит-гнейсовый пояс, несогласно наложенный своей внешней зоной на прилегающие более древние структуры вплоть до Ирумид, а на юго-востоке надвинутый на пояс Лурио.
Основные события, завершившие развитие всех этих позднепротерозойских подвижных систем -склад-чато-надвиговые деформации, доходившие до образования тектонических покровов, надвинутых на смежные кратоны, метаморфизм, местами достигший гра-нулитовой фации, широкое гранитообразование, проявились в позднем венде, но достаточно высокая тектоническая и особенно магматическая активность продолжились в кембрии и даже начале ордовика. Причем они сказались и за пределами самих подвижных систем, вызвав радиометрическое омоложение. В связи с последним, совокупность этих событий была выделена в свое время британским геологом У.Кеннеди под названием панафриканского орогенеза. Достаточно очевидно, что он соответствует байкальскому в России, кадомскому в Западной Европе, бразильскому в Южной Америке, а отдельные его фазы заслуживают специального наименования.
Накопление отложений типа платформенного чехла началось на крайнем юге Африки, в пределах Ка-апваальского эократона еще в позднем архее, около 3 млрд лет т.н.
Позднеархейский комплекс представлен здесь тремя супергруппами: Понгола, Витватерсранд и Вентерс-дорп. Первая из них с возрастом 3,0-2,9 млрд лет развита в небольшом изолированном бассейне на юго-востоке эократона. Большая нижняя часть ее разреза образована толщей последовательно дифференцированных лав толеитового ряда, от базальтов до риоли-тов, с подчиненными обломочными осадками; мощность этой толщи достигает 7 км. Верхняя часть осадочная, обломочная и глинистая с участием железистых кварцитов.Она накапливалась в речных, дельтовых и шельфовых условиях. Супергруппа прорванадайково-силловым мафит-ультрамафитовым комплексом Усуш-вана с возрастом 2,8 млрд лет и более молодыми - 2,7-2,5 млрд лет, гранитами.
Следующая по возрасту (3,0-2,7 млрд лет) супергруппа Витватерсранд накопилась в более крупном бассейне, смещенном по отношению к бассейну Понгола в северо-западном направлении. Она знаменита своей золото- и ураноносностыо; мощность достигает внушительного значения в 11 км. Сложена супергруппа обломочными, включая грубообломочные, осадками, отложенными во флювиальных и озерных условиях; золотоносными и ураноносными являются конусы выноса рек - фэны, особенно в базальных горизонтах осадочных циклов, залегающих над несогласиями. Осадки прослаиваются вулканитами бимодального состава. Главным образом в нижней части бассейн имеет структуру полуграбена, с разломным северо-западным ограничением. Эта структура осложнена куполовидными поднятиями и дополнительными разломами, связанными уже с формированием более молодой (2,7 млрд лет) супергруппы Вентерсдорп, которое началось в условиях рифтинга с образованием сложного грабена, но закончилось в обстановке общего погружения бассейна. Основную роль в сложении супергруппы мощностью до 5 км играют бимодальные, частично щелочные вулканиты, подчиненную - обломочные осадочные породы.
Раннепротерозойский комплекс развит в Африке уже в двух разных формах - в качестве платформенного
чехла в пределах сохранивших свою устойчивость эок-ратоиов и в составе интенсивно складчатых и метамор-физованных подвижных систем - протогеосинклина-лей. Чехольные образования будут рассмотрены несколько ниже, а сейчас мы остановимся на комплексах подвижных систем.
Структурный план будущей Африканской платформы в раннем протерозое, как и на других до-кембрийских платформах, в частности Северо-Американской, определялся мозаикой устойчивых глыб эпиархейской континентальной коры - эократонов, разделенных и позже спаянных линейными раннепро-терозойскими складчатыми системами. Из них особое место принадлежит гранулит-гнейсовому поясу Лимпопо, разделяющему эократоны Каапвааль и Зимбабве и протягивающемуся на 700 км в близширотном направлении между ними. До недавнего времени пояс Лимпопо рассматривался как позднеархейская структура, но теперь доказано, что главные деформации и метаморфизм он испытал 2,0 млрд лет т.н., что лучше согласуется с фактом его надвигания на эократон Зимбабве, кратонизированный не ранее 2,5 млрд лет т.н. В поперечном профиле пояса различают две краевые и центральную зоны. Краевые зоны представляют переработанные и метаморфизованные до гранулитовой фации окраины гранит-зеленокаменных областей, соответственно, кратонов Каапваальского и Зимбабве. Обе они надвинуты на незатронутые этой переработкой основные части этих кратонов, причем наибольшее надвигание испытала северная краевая зона. Центральная зона отделена от краевых крупными сдвигами, по которым она смещена к западу относительно последних.
В строении центральной зоны различают «фундамент», представленный гнейсами (парагнейсами) с возрастом 3,3 или более миллиардов лет, и метаосадоч-ный «чехол», состоящий из парагнейсов, кварцитов, карбонатов, железистых кварцитов и амфиболитов. Весь этот комплекс вмещает весьма крупные тела расслоенных основных-ультраосновных включая габбро-анортозиты интрузий, датированных в 3,2-3,1 млрд лет. Таким образом в центральной зоне выведены на поверхность допозднеархейские образования. Но здесь присутствуют и более молодые, превращенные в гнейсы гранитные плутоны позднеархейского - 2,7-2,5 млрд лет, возраста.
Исследователи довольно единодушно рассматривают образование пояса Лимпопо как результат коллизии эократонов Каапвааль и Зимбабве. Однако остается неясным масштаб растяжения и степень деструкции континентальной коры, которые должны были происходить на стадии заложения пояса. Отсутствие офиолитов говорит против образования на месте будущего пояса бассейна с корой океанского типа, но, с другой стороны, значительные различия в структуре и истории развития в архее эократонов Каапвааль и Зимбабве заставляют допустить, что они первоначально должны были находиться на значительном расстоянии один от другого и могли испытать встречное переме-щенеие как вкрест простирания, так и вдоль простирания современного пояса Лимпопо. О существенной деструкции континентальной коры свидельствует вторжение в нее большого объема мантийных выплавок, давших начало расслоенным мафит-ультрамафитовым интрузиям.
Так или иначе, к 2,0 млрд лет т.н. эократоны Каапвааль и Зимбабве уже оказались спаянными в одно целое, известное под названием кратона (протоплатфор-мы) Калахари, а по его периферии развивались подвижные системы (рис.7-6). В западном обрамлении кратона это системы Магонди против эократона Зимбабве и Кейс против эократона Каапвааль. Обе эти системы сложены мощными толщами мелководных обломочных и карбонатных осадков с участием основных вулканитов, отвечающих, очевидно, проксимальной части пассивных окраин эократонов. В системе Магонди намечается переход к западу в более глубоководные отложения, а в системе Кейс к востоку в отложения платформенного чехла (см. ниже). Толщи, слагающие обе системы, сложно дислоцированы, в системе Кейс вплоть до образования тектонических покровов, сорванных с фундамента, очевидно архейского, и в целом надвинутых на смежные эократоны. Метаморфизм от зеленосланцевой до амфиболитовой и даже гранулитовой фации. Обе системы развивались в интервале 2,0-1,7 млрд лет, т.е. во второй половине раннего протерозоя.
Другая, более протяженная, чем Магонди и Кейс, раннепротерозойская складчатая система огибает с юго-запада и юго-востока Танзанийский эократон . Западный ее отрезок носит название Рузизи, или Убенди, а восточный - Усагара; ее общая протяженность превышает полторы тысячи километров. Система сложена мощной толщей метапсаммитов, в основном кварцитов, и метапелитов с участием мета-карбонатов и амфиболитов. Метаморфизм достигает амфиболитовой, а местами и гранулитвой фации, породы в сегменте Убенди в значительной степени превращены в гнейсы. Дислоцированность отложений довольно высокая, отмечается существенная роль молодых сдвигов. Деформации протекали в две фазы, между 2,0 и 1,8 млрд лет т.н. В сегменте Усагара основной складчатый комплекс несогласно перекрывается мощной толщей андезитов и риолитов, прорванной плутонами гранитоидов. Сегмент Убенди дополнительно испытал воздействие событий в соседней с юга сред-непротерозойской системе Ирумид (см.ниже).
Севернее Танзанийского эократона, вдоль северозападного побережья озера Виктория простирается еще одна раннепротерозойская система - Рувензори. По составу слагающих отложений, интенсивности метаморфизма и дислокаций и возрасту последних она вполне сходна с системой Рузизи-Убенди-Усагара. Отметим лишь, что среди системы Рувензори имеются выходы архейского фундамента, что, впрочем, вероятно и для системы Убенди-Усагара, и сильнее проявилась мигматизация. Последнее относится и к еще одной складчатой системе того же возраста в Экваториальной Африке - Кимезийской, простирающейся вдоль атлантического побережья от Габона до Анголы в тылу позднепротерозойской системы Западных Конголид (см. ниже). Существенно иными особенностямии отличается пояс раннепротерозойской складчатости, простирающийся в меридиональном направлении через Северо-Западную Африку и включающий восточную часть Регибатского массива, смежный с востока Туарегский массив (Ахаггар), а на юге большую, центральную и восточную, часть Леоно-Либерийского (Майского) массива . Именно в этой последней области пояс наиболее типично развит; здесь слагающие его отложения были выделены под названием бирримия, а заключительная для них складчатость получила наименование эбурнейской; она проявилась в две фазы: 2,1 и 1,9 млрд лет т.н. По типу своего строе-ниия область развития бирримия весьма сходна с гра-нит-зеленокаменными областями архея. Ее аналогом и, вероятно, первоначальным продолжением по другую сторону Атлантики является область Гвианского щита, охваченная трансамазонской складчатостью, одновозрастной эбурнейской. Соответственно, в ее структуре выделяются удлиненные в северо-северо-восточном направлении троги, выполненные в различных пропорциях вулканитами и терригенными осадками, метаморфизованными преимущественно в зеле-носланцевой фации. Вулканиты представлены метабазальтами и в меньшем количестве риолитами, дацита-ми и их пирокластолитами. Эти троги разделены полосами развития более древних гнейсов и более молодых, эбурней-ских, гранитоидов. По своему химизму эти гранитоиды принадлежат к I типу и являются, следовательно, ювенильными, свидетельствуя о заложении Бирримской области на коре океанского типа. Нижние части разреза трогов выполняют более узкие структуры, верхние - более широкие и пологие. Отложения смяты в прямые узкие, до изоклинальных складки.
Несогласно на бирримский комплекс наложены впадины, очевидно рифтогенные, выполненные грубо-обломочной континентальной тарквийской молассой, известной своей золотоносностью (отсюда колониальное название Ганы - Золотой Берег).
Как отмечалось выше, область развития бирри-мия находит свое северное продолжение по другую сторону синеклизы Таудени в восточной части Регибат-ского массива, где развиты граувакки и вулканиты, несогласно перекрытые кислыми вулканитами включая игнимбриты и прорванные комагматичными им гранитоидами с возрастом 2,0-1,8 млрд лет. Среди этих гранитоидов присутствуют кольцевые интрузии щелочных разностей и граниты типа рапакиви. Еще выше, уже почти горизонтально залегает слабо или вовсе не метаморфизованная моласса. Выходы нижнего протерозоя, в основном эбурнейских гранитов, известны еще севернее в Анти-Атласе, отделенном от Регибатского массива синеклизойТиндуф, на самом краю Африканской платформы.
Складчатый нижний протерозой развит в Северной Африке и в более восточной полосе, проходящей через Ахаггар (Туарегский массив) и далее с перерывом на юг в Бенин-Нигерийский массив (см. рис.7-5). Здесь состав этих образований существенно иной, чем в описанной выше западной полосе: он представлен кварцитами, сланцами, мраморами, гнейсами, амфиболитами, вероятно первично представлявшими шель-фовые образования, возможно даже платформенный чехол. Но они интенсивно дислоцированы, вплоть до образования покровов, и метаморфизованы от амфи-болитовой до гранулитовой фации, включая образование чарнокитов, а также прорваны многочисленными плутонами гранитоидов. Возраст метаморфизма и гранитизации 2,1-1,8 млрд лет.
Выходы нижнего протерозоя имеются и в Северо-Восточной Африке, в частности в небольшом массиве Увейнат на границе Ливии, Египта и Судана. Здесь на поверхность выведены породы архея, а также мигматиты и граниты с возрастом ~1,8 млрд лет. Наконец, еще значительно восточнее, на востоке Аравийско-Нубийского щита выявлен блок раннедокембрийской континентальной коры, включающий гранодиориты с возрастом 1628±200 млн лет. Проявления раннепротерозойского (2,1 млрд лет) метаморфизма отмечены на Мадагаскаре. Итак, нижнепротерозойские складчатые, метаморфизованные и гранитизированные образования весьма широко распространены в Африке и Аравии. Это делает очевидным, что к концу раннего протерозоя эта территория была повторно кратомизиро-вана и, вероятно, вошла в состав образованной в это время новой Пангеи. Но на этом не закончилось становление фундамента Африкано-Аравийской платформы; оно продолжилось в среднем и даже позднем протерозое.
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.