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.
Posts Tagged ‘Фундамент’
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.
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 сегмент Атлантики расположен между побережьем США и Приморских провинциий Канады, а южнее - между Антильской дугой на западе и северозападной Африкой (Марокко, Мавританией, Сенегалом) на востоке, о его северном и южном разломных обрамлениях уже говорилось выше.
Срединно-Атлантический хребет (рис. 12-2) в данном сегменте образует плавный изгиб, обращенный выпуклостью к западу. Его ширина максимальна на севере, где достигает 1500 км, и уменьшается к югу до 130 км. Рифтовая долина на всем протяжении выражена четко. В пределах данного сегмента хребет пересечен четырьмя крупными трансформными разломами: Океанограф (35° с.ш.), Хейс (33° с.ш.), Атлантис (30° с.ш.) и Кейн (24° с.ш.) со смещениями до 150 км. Кроме того, хребет нарушен нетрансформными поперечными разломами, которые вместе с первыми пересекают хребет через каждые 20-100 км. Детальные исследования показали, что эта сегментация заметно влияет на изменение мощности и состава коры и верхней мантии по простиранию хребта - кора наиболее тонкая на участках пересечения разломами (так называемых нодальных). И здесь чаще всего наблюдаются выходы на поверхность дна серпентинизированных мантийных перидотитов. Вдоль оси хребта установлено также несколько полей металлоносных гидротерм. Заметные вариации выявлены и в поперечном профиле хребта и рифтовой долины - он может быть симметричным или асимметричным; разрывы, ограничивающие отдельные блоки гребневой зоны, могут быть наклонены к оси или от оси рифта.
К западу от срединного хребта расположена наиболее крупная и глубокая, до 5,8-6,0 км, котловина океана - Северо-Американская. Примерно в ее центре находится Бермудское поднятие - квазиизометричное, ограниченное уступами плато, увенчанное одноименными островами, сложенными неогеновыми известняками. Бурением установлено, что фундаментом поднятия являются океанские базальты аптского возраста, перекрытые мел-кайнозойским чехлом. Фундамент и нижняя часть чехла разбиты сбросами и имеют блоковое строение.
В северной части котловины почти на 1000 км в юго-восточном направлении от континентального подножья протягивается Новоанглийская цепь подводных гор, высотой до 2-3 км. Она находится на продолжении полосы Монтеригийских кольцевых щелочных плутонов Канадского щита и Северных Аппалачей, возраст которых раннемеловой.
Подводная окраина Северной Америки в пределах рассматриваемого сегмента характеризуется суживающимся к югу шельфом, за счет которого к югу от мыса Гаттерас развивается краевое плато Блейк, лежащее на глубине 900-2400 м, шириной до 240 км, ограниченное на востоке крутым, до 40°, эскарпом высотой до 3 км. Этот эскарп имеет подводно-эрозионное происхождение и формировался под влиянием глубинного контурного течения. На юго-западе Северо-Американская котловина ограничивается Багамским архипелагом, представляющим мощную карбонатную платформу на океанском основании.
Северо-Американская котловина пересечена целой серией примерно равноудаленных трансформных разломов, достигающих континентальной окраины. Наиболее крупным является Багамский разлом, ограничивающий с севера одноименную карбонатную платформу.
Континентальную окраину Северной Америки подстилает кора по крайней мере трех различных типов (рис. 12-3). В пределах прибрежной равнины и внутреннего шельфа распространена подвергшаяся рифтингу континентальная кора. Она отличается от развитой западнее нормальной континентальной коры мощностью >30 км несколько пониженной мощностью вследствие растяжения, и разбитостью сбросами, в остальном сохраняя сейсмические параметры, свойственные типичной континентальной коре. Восточнее, в довольно узкой (~20 км) полосе развита кора переходного типа от континентальной к океанской; это, по крайней мере, в верхней части утоненная и пронизанная мафитовыми дайками и силлами континентальная кора, подстилаемая (underplating) основными же интрузивами. Еще восточнее в более широкой полосе, включающей континентальный склон и подножье, распространен особый, краевой тип океанской коры, выделенный недавно. Он характеризуется заметно большей мощностью по сравнению с нормальной океанской корой прилегающей абиссальной равнины и сложен в верхней части базальтами, переходящими в сторону океана во 2-ой слой океанской коры, но отличающийся в 2-3 раза большей мощностью и присутствием наклоненных опять же в направлении океана отражающих сейсмических границ. Нижняя же часть разреза этой коры со скоростями продольных волн 7,1-7,5 км/с интерпретируется как образованная интрузивными мафитами повышенной магнезиальности; она, очевидно переходит к востоку в 3-й слой нормальной океанской коры. Предполагается, что образование коры данного типа происходило в самую начальную стадию спрединга, поскольку к ней приурочены линейные магнитные аномалии, параллельные основной спрединговой системе.
В кристаллическую кору двух первых типов врезаны грабены, вернее, полуграбены, отвечающие по-зднетриасовой-раннеюрской стадии рифтинга. Наиболее вероятно, что рифтинг реализовался по асимметричной модели Вернике, с поверхностью срыва (detachment), выходящей на западе. Выполнение риф-товых грабенов представлено континентальными обломочными осадками, базальтами и в самой верхней части солями; мощность этих отложений достигает 8 км! Переход от рифтовой стадии к дрифтовой (спре-динговой) совершился разновременно - в юго-западном субсегменте окраины (ныне относящемуся к США) в самом начале юры (200 млн лет т.н., сопровождаясь деформациями сжатия и внедрением силлов и даек диабазов, а в северо-восточном, Канадском субсегменте после этого магматизма - в начале средней юры (185 млн лет т.н.).
Пострифтовый разрез Северо-Американской континентальной окраины включает полную серию сред-неюрских-четвертичных отложений. Они выполняют полосу прогибов-бассейнов, в которых их мощность достигает 8-13 км,авместессинрифтовыми осадками до 16-18 км. Таких прогибов, вытянутых вдоль окраины и разделенных порогами, именуемыми платформами, насчитывается шесть. Границы этих платформ, на которых мощность чехла и полнота его разреза существенно убывают, совпадают с разломами, поперечными к краю континента. Размещены прогибы в пределах шельфа; вдоль их внешнего края простирается продолжающийся из Мексиканского залива барьерный риф, начало формирования которого относится к средней юре, а отмирание - к баррему на севере, альбу на юге. Противоположный борт прогибов совпадает с флексурой фундамента, погружающегося от 2-4 км до >8 км, и достаточно резким уменьшением мощности коры. В основании пострифтового разреза залегают обломочные осадки и эвапориты, а выше преобладают обломочные отложения, но в верхнем мелу, особенно на юге, они частично вытесняются мелом. После перерыва на границе мела и палеогена, возобновляется карбонатонакопление, причем относительно глубоководное, но начиная с олигоцена и доныне снова господствует отложение терригенных осадков.
В направлении абиссальной котловины глубоко-водность осадков естественно возрастает, а их мощность быстро уменьшается.
Весьма спокойное, субгоризонтальное залегание пострифтового комплекса нарушается сбросами в его нижней части, проникающими из синрифтового этажа, а также соляными и магматическими диапирами. Первые приурочены в основном к внешней кромке шельфа.
Эта зона отделяет Евразийскую впадину от Аме-разийской и состоит из поднятий хр. Ломоносова, Альфа и Менделеева и разделяющих их глубоководных котловин Толля и Макарова.
Хребет Ломоносова примыкает к Евразийской котловине и протягивается на 1800 км через Северный полюс от Земли Элсмира к шельфу Новосибирских о-вов, от которого отделяется, как упоминалось, Хатан-гско-Бофортским (Ломоносовским) разломом. Ширина хребта минимальна - ~20 км в районе полюса и максимальна - до 100-200 км в приконтинентальных частях. Плоская вершинная часть хребта оконтурива-ется изобатой 1,5 км. Кора хребта относится к континентальному типу (рис.13-3), но, очевидно, подверглась утонению, ибо ее мощность составляет ~27 км. Фундамент хребта имеет заведомо додевонский, возможно докембрийский возраст, а в его чехле присутствуют среднепалеозойские, верхнемеловые и кайнозойские отложения. Первые и вторые, скорее всего, выполняют рифтогенные грабены, а разрез третьих начинается
со среднего эоцена, лежащего с эрозионным несогласием на подстилающих образованиях. Мощность кайнозойских осадков составляет ~0,5, а более древних может достигать 1,5-2,0 км.
Хребет обладает блоковой структурой, причем отмечается, что разломы, разграничивающие блоки, простираются косо по отношению к общему простиранию хребта и сами блоки расположены кулисообразно. Структура пригренландской части хребта отличается от структуры присибирской части; все это по геофизическим данным.
Котловины Макарова и Толля (Подводников) простираются в общем параллельно хр. Ломоносова вдоль его противоположной по отношению к Евразийской котловине стороны. Их общая длина составляет 830 км, а ширина - 330 км. Глубина котловины Макарова достигает 4 км, а котловины Толля - 2,8 км; их разделяет порог Арлис. Меньшая глубина котловины Толля связана с большей мощностью осадков - 3,5-4,0 км, за счет более интенсивного поступления осадков с Сибири. Характер коры в этих котловинах точно не установлен. Ее мощность здесь заведомо меньше, чем в хр. Ломоносова, но мощность только нижней коры в котловине Макарова определена в 15 км, что заметно превышает нормальную для океанской коры. Были указания на присутствие в котловине Макарова линейных магнитных аномалий АЗЗ-А23, что должно было бы указывать на ее формирование в позднем сеноне-раннем эоцене. Однако эти указания пока не получили подтверждения, и остается точно не известным, относится ли кора данных котловин к океанскому или переходному типу. И тем не менее их возраст, промежуточный (как и положение) между возрастами Амера-зийской и Евразийской впадин, является наиболее вероятным.
Поднятия Альфа и Менделеева лежат в одной полосе, протягивающейся на 1000 км от Земли Элсмира к о-ву Врангеля и очерченной изобатой 2,5 км, но простираются под некоторым углом одно по отношению к другому. Они шире хр. Ломоносова - от 250 до 800 км, и обладают более расплывчатыми очертаниями (по изобате 2 км), с вершинными частями, лежащими на глубине несколько более 1 км. Мощность коры под обоими поднятиями близка к таковой хр. Ломоносова, а мощность осадочного чехла на поднятии Альфа составляет 0,4-1,2 км, причем драгированием
здесь подняты маастрихтские и эоценовые туфогенные осадки.
Недостаток фактических данных породил дискуссию в отношении тектонической природы этих поднятий. Наиболее вероятны два толкования - континентальные обломки, сходные с хр. Ломоносова или внут-риплитные вулканические плато. Первая версия представляется более правдоподобной. Она подтверждена экспедицией ВНИИОкеанологии в 2000 году на хр. Менделеева.
Дальнейшее восточное продолжение рассматриваемой ветви Альпийско-Гималайского пояса находится уже в Малой Азии, в Центральной и Южной Анатолии, к югу от охарактеризованной уже выше системы Понтид. Здесь в поперечном сечении данной ветви выделяется три мегазоны: Анатолиды, Анатолийско-Таврская «платформа» и Тавриды; последние граничат по надвигам с Аравийской плитой -отторженцем Гондваны .
Главным элементом в структуре Анатолид является офиолитовая зона Измир-Анкара-Эрзинджан, традиционно рассматриваемая как продолжение аналогичной зоны Вардара Динарид-Эллинид. В ней широко развиты юрские (в основном?) офиолиты, нередко в виде меланжа -«Анкарский цветной меланж» (отсюда и пошел сам термин «меланж»), и меловой-эоцено-вый флиш. Однако в настоящее время считается, что зона Измир-Анкара продолжает лишь западную подзону зоны Вардара. Аналог ее восточной подзоны усматривается в более северной офиолитовой зоне, так называемой Интрапонтидской, в которой так же в виде меланжа присутствуют верхнеюрские-нижнемеловые офиолиты и глубоководные кремнисто-карбонатные отложения и верхнемеловой-палеоценовый флиш. Эта зона сливается на востоке, в районе Анкары, с основной зоной, следующей от Измира. А западнее их разделяет микроконтинент Сакарья, приравниваемый к срединному поднятию Пайкон зоны Вардара в Греции. Фундамент микроконтинента Сакарья образуют палеозойские метаморфиты, несогласно перекрытые верхним палеозоем, на котором, в свою очередь, несогласно залегают полого дислоцированные юрско-меловые породы карбонатной платформы. В туроне-сеноне на северный край микроконтинента были ша-рьированы офиолиты и началось накопление флиша с олистостромами в низах. Эти события были связаны с коллизией Сакарьи с южным краем Евразийской плиты, которая сопровождалась и региональным метаморфизмом.
Офиолитовая зона Измир-Анкара-Эрзинджан находит свое продолжение в центральной части Малого Кавказа. На юго-востоке последнего эта зона раздваивается - одна ветвь следует вдоль р.Акеры, а другая уходит в Зангезур и далее, пересекая р.Аракс, в Иранский Карадаг. Между ними обособляется Кафанский блок, представляющий фрагмент юрско-раннемеловой энсиалической вулканической дуги, аналогичной Артвино-Карабахской дуге северной части Малого Кавказа и гомолога блока Сакарья на северо-западе Анатолии. Офиолиты Малого Кавказа имеют поздне-пермско-раннемеловой возраст; на них залегает сред-немеловой флиш, а в раннем сеноне, опять же подобно тому, что происходило в Анатолии, офиолитовая зона Малого Кавказа испытала интенсивнеое сжатие с об-дукцией офиолитов на смежные континентальные блоки. Карбонатный верхний сенон, палеоценовый флиш и вулканогенный эоцен запечатывают эти структуры.
Акеринская ветвь Малокавказской офиолитовой зоны по магнитным аномалиям предположительно прослеживается под кайнозойским чехлом к северу от Талыша, а Зангезуро-Карадагская ветвь скрывается под молодыми вулканитами Иранского Азербайджана. Можно предполагать, что она первоначально простиралась в южном обрамлении Эльбурса, где сейчас намечается существование сутуры, и что офиолиты Сабзевара к югу от восточного окончания Эльбурса принадлежали той же зоне.
В Анатолии к югу от западной части рассмотренной офиолитовой зоны располагается так называемая Тавро-Анатолийская платформа (см. рис. 11-14), вернее, микроконтинент. Его фундамент выступает в двух крупных массивах - Мендересском (запад) и Кирше-хирском (восток) и имеет трехчленное строение. Нижний ярус образуют в основном гранито-гнейсы протерозойского возраста, средний ярус слагают метатер-ригенные сланцы палеозоя, а верхний представлен мраморами с возрастом от верхней перми или триаса до мела включительно. С севера на эти массивы в позднем мелу были надвинуты офиолиты, а позднее они были интрудированы гранитами.
Континентальные блоки к югу от офиолитовой зоны находятся и на юге Малого Кавказа и в Иране. В первом регионе это Мисханский (Арзаканский) и Мегринский массивы. Слагающие их фундамент метаморфические образования имеют заведомо додевонс-кий, а скорее всего и доордовикский возраст, но верхняя и, возможно, существенная часть метаморфического комплекса может принадлежать уже мезозою. Выполненный карбонатным верхним мелом, флише-вым палеоценом и вулканогенным эоценом Еревано-Ордубадский прогиб отделяет эту полосу поднятий от северо-западного окончания Центрально-Иранского микроконтинента с его ордовикско-триасовым шель-фово-карбонатным (в основном) чехлом. Этот микроконтинент на востоке граничит вдоль дугообразной, выпуклой к западу офиолитовой сутуры со своеобразным Лутским блоком, на востоке примыкающим к южному продолжению Урало-Оманского линеамента.
В Анатолии к югу от центральной полосы метаморфических массивов и вплоть до Средиземноморского побережья простирается покровно-складчатая система Таврид. Тавриды характеризуются южной вергентнос-тью (см. рис. 11 -15) и образуют две выпуклые к югу дуги, сочленяющиеся под острым углом на севере в так называемом углу Испарты. В Тавридах различают автохтонные (относительно!) и аллохтонные элементы; первые выступают в тектонических окнах и представляют неметаморфизованное продолжение двух верхних комплексов находящейся севернее «платформы», а вторые имеют различные корни. Наиболее западную группу образуютЛикийские покровы, окаймляющие с юга Мен-дересский массив, составляющие западную сторону «угла Испарты» и шарьированные на крупное поднятие автохтона Бейдаглары. В состав этих покровов входят позднемезозойские офиолиты, частично превращенные в меланж, и пермско-верхнемеловые образования как океанского бассейна, так и его южной пассивной окраины. Офиолиты происходят из Изми-ро-Анкарской зоны и были обдуцированы и переброшены через Мендересский массив в конце мела. В дальнейшем в деформации были вовлечены и породы палеоцен-эоцена, а последние движения относятся к миоцену.
Вторая группа покровов Таврид - покровы Анта-льи. Они слагают восточную сторону «угла Испарты», ограничиваясь с востока автохтонным карбонатным массивом Анамасдаг, а также образуют более внутреннюю зону западной стороны «угла», прилегая к автохтонному массиву Бейдаглары с противоположной по отношению к Ликийским покровам стороны. В состав этих покровов входят верхнетриасовые-нижнемеловые офиолиты, часто в виде меланжа, а также глубоководные (радиоляриты и др.) и шельфовые (карбонаты) отложения триаса-мела. Образование покровов с об-дукцией офиолитов относится к Маастрихту-раннему эоцену. Происхождение покровов Антальи, офиолитов в частности, трактуется по-разному - от дальнего северного транспорта, подобно Ликийским покровам, или южного, и до признания их образования в небольшом бассейне с океанской корой и значительным числом карбонатных платформ на утоненной континентальной или океанской же коре - бассейне, в общем вписанном в «угол Испарты».
В восточном направлении покровная структура Таврид еще более усложняется. Связано это прежде
всего с тем, что Анатолийско-Таврская «платформа» расщепляется на два метаморфические массива-Мун-зур и Битлис, разделенные самостоятельным «интра-таврским» бассейном с корой океанского типа, и эти массивы сами вовлекаются в покровообразование. Офиолиты, происходящие из интратаврского бассейна, имеют триасовый (Т,?-Т3) и нижнемеловой возраст и сопровождаются верхнемеловым-нижнеэоценовым флишем; они претерпели местами метаморфизм высоких давлений-низких температур. В эоцене на месте этого бассейна образовалась сутура.
К югу от Дуная Карпаты подставляются Балкани-дами, занимающими восточную часть Балканского п-ова и простирающимися сначала, на севере, в юго-юго-восточном, а затем в почти широтном направлении, срезаясь в конечном счете берегом Черного моря . Таким образом Южные Карпаты и Балканиды образуют огромную дугу, выпуклую к западу. В эту дугу вписана Мёзийская платформа с докембрий-ским фундаментом,являющаяся общим форландом для Южных Карпат и Северных Балканид.
Мёзийская платформа отделена на северо-востоке глубинным разломом Печеняга-Камена от узкого па-леозойско-мезозойского орогена Северной Добруджи, вклинивающегося между Скифской и Мёзийской платформами. Разлом этот входит в систему линеамента Тейсейра-Торнквиста .
Фундамент Мёзийской платформы выступает на поверхность в Центральной Добрудже и вскрыт бурением в Южной Добрудже. Он включает нижнепротерозойские с участием железистых кварцитов и средне-протерозойские метаморфиты амфиболитовой фации и верхнепротерозойские. Непосредственно вдоль южного края Мёзийской платформы простирается северная мегазона Балканид , которой отвечает горный хребет Старой Плешины, поднимающийся до 2376 м. В осевой зоне Старой Планины на поверхность выступает сложно смятый доверхнепалеозойский комплекс, начинающийся неопротерозойской офиолитовой ассоциацией, включающий островодужную серию кембрийского возраста, чернослаицевую формацию ордовика-силура, флишоидиую вулканогенно-обломочную верхнего девона. Выше несогласно залегает верхнепалеозойская моласса, угленосная в карбоне, вулканическая и крас-ноцветная грубообломочная в перми. К позднему палеозою относится и внедрение массивов гранитоидов. Мезозойский чехол слагает крылья осевого поднятия. Он представлен шельфовыми, в основном карбонатными отложениями, сходными с таковыми смежной Мёзийской плиты, но отличающимися большей мощностью, присутствием флиша в верхах юры - низах мела и заметной дислоцированностью (складки и надвиги северной вергентности). Эти особенности, а также повышенный рельеф позволили выделить переходную к Мёзийской плите Предбалканскую зону. На востоке между ней и Старой Планиной обособляется узкий Нижнекамчийский прогиб типа передового, выполненный кайнозойской молассой. В этой же восточной части мегазоны во фронтальной части хребта выделяется своеобразная Котелская зона, сложенная сланцевой толщей нижней-средней юры, вмещающей олистоли-ты и олистоплаки триасовых карбонатов. Эта зона по своему характеру настолько чужда мезозою Старой Планины, что весьма правдоподобным представляется предположение, что она является останцом шарья-жа, происходящего из значительно более южной области Балканид. Шарьирование должно было произойти в австрийскую эпоху, так как с юга резко несогласно на образованиях Котелской зоны и на палеозое залегает флишевая формация верхнего мела- нижнего палеогена. С приближением к берегу Черного моря этот Лудокамчийский флиш перекрывает всю погружающуюся в этом направлении структуру Старой Планины. Он был деформирован в позднем эоцене; одновременно флиш сменяется молассой.
Фундамент Восточно-Антарктической платформы обнажен вдоль побережий материка, обращенных к Индийскому океану. Наибольшее распространение здесь имеют архейские образования, впервые выявленные советскими геологами и с тех пор наилучше изученные. Среди них примечательно присутствие пород с возрастом (U-Pb метод по циркону) 3927120 млн лет - одна из наиболее древних датировок на всей планете. Архейский комплекс представлен в основном ортог-нейсами и лишь отчасти первично осадочными и вулканическими образованиями. Они испытали исключительно интенсивную тектоническую переработку с образованием изоклинальных и лежачих складок и гранулитовый метаморфизм высшей температурной ступени, возраст которого определен в 3,1-2,9 млрд лет, что указывает на принадлежность всего комплекса нижнему и среднему архею. На уровне 2,5 млрд лет т.н. он вторично подвергся деформации в прямые куполовидные складки. К этому времени значительная часть Восточно-Антарктической платформы уже была кратонизирована.
На Земле Эндерби в свое время советскими геологами был выделен комплекс пород, который мог рассматриваться как продукт более поздней переработки архейского комплекса. Его изотопный возраст позже был установлен в 2,0-1,8 млрд лет, и авторы этого исследования, новозеландские специалисты, посчитали развитые здесь ортогнейсы с возрастом 1,5 млрд лет за продукт повторного плавления пород этого комплекса.
В раннем протерозое или раннем рифее на Восточно-Антарктический кратон (протоплатформу) в районе южной части гор Принс-Чарльз была наложена подвижная зона, возможно протоавлакоген, субширотного простирания, сложенная метабазитами и различными терригенными сланцами зеленосланцевой фации метаморфизма с мощными пачками джеспилитов, смятыми в линейные складки и вмещающими дайки исил-лы амфиболитов с возрастом 1,0-0,9 млрд лет. Возможные аналоги этой толщи выступают еще западнее, в хр. Шеклтон, где они датированы в 1446±60 млн лет, а также в районе Земли Адели.
Довольно определенно вырисовывается в Восточной Антарктиде гранулито-гнейсовый пояс гренвиль-ского возраста, названный Е.Н.Каменевым Вегенер-Моусонским. В реконструкциях Гондваны этот пояс оказывается на продолжении Восточно-Гатского пояса Индии и его аналогов в Шри-Ланке. В поясе Веге-нер-Моусон широко распространены, в частности, чар-нокиты, столь характерные для его индийско-шрилан-кийского продолжения.
В позднем протерозоеплатформенный режим окончательно утвердился на значительной части площади Восточно-Антарктического кратона. Об этом свидетельствует чехольный характер развитой в хр. Шеклтон, на краю платформы, карбонатно-терри-генной толщи, залегающей на гранитах с возрастом 1440160 млн лет и содержащей рифейские строматолиты. Ее аналоги известны в хр. Арджентайн. В районе же хр. Шеклтон погружения с накоплением морских обломочных осадков продолжались и в кембрии, а возможно и в ордовике.
Однако в районе Земли Королевы Мод находит свое продолжение Мозамбикский пояс Восточной Африкис его панафриканским (байкальским) термотектогенезом . Восточнее, в районе гор Принс-Чарльз намечается еще две зоны переработки того же возраста .
На основной площади платформы накопление протоплатформенного чехла началось в девоне, причем этот чехол уже был общим с Росским орогеном Трансантарктического хребта. Поэтому предварительно рассмотрим развитие этого орогена, которое достоверно началось в позднем протерозое, хотя весьма вероятно - на более древнем сиалическом основании гренвильского или еще более раннего возраста.
Фундамент Африканско-Аравийской платформы, подобно другой западногондванской платформе -Южно-Американской, включает не только раннедокем-брийские, но и позднедокембрийские складчатые, ме-таморфизованные и гранитизированные образования. Он испытал окончательную консолидацию лишь в начале палеозоя, хотя отдельные участки - эо- и прото-кратоны, стабилизировались значительно раньше, начиная с позднего архея.
ApxeiicKutt комплекс широко обнажается в пределах Африки - от крайнего северо-запада - Регибатский массив - до крайнего юго-востока - Каапваальский эократон, а также выступает на о-ве Мадагаскар . Два южноафриканских эокр&тот-Каапваалъ-ский и Зимбабве , являются классическими гра-нит-зеленокаменными областями. А в Каапваальском эократоне знаменит зеленокаменный пояс Барбертон, один из наилучше изученных наряду с поясом Абити-би в Канаде зеленокаменных поясов мира.
Пояс Барбертон обладает в плане довольно сложной формой , линейной на северо-востоке, расщепляющейся на три ветви на юго-западе. Со всех сторон он окружен гранитами, имеющими с выполнением пояса тектонические или интрузивные контакты, но на юго-востоке среди этих гранитов выделяется поле «древнего гнейсового комплекса» с возрастом 3,6-3,2, по другим данным, 3,45-3,35 млрд лет. Вулканогенно-осадочное выполнение пояса Барбертон формировалось в интервале 3,5-3,1 млрд лет т.н. и таким образом относится к среднему архею. Оно выделяется в супергруппу Свазиленд (пояс расположен по обе стороны границы между провинцией Трансвааль ЮАР и Свазилендом) и подразделяется на три группы. Нижняя группа Онфервахт мощностью 8-12 км сложена ульт-рамафитовыми-мафитовыми вулканитами- коматиитами (это название происходит от местности Комати в поясе Барбертон) и базальтами с подчиненными более кислыми вулканитами и кремнями. Возраст группы 3550-3290 млн лет. Средняя группа Фиг-Три, согласно перекрывающая предыдущую, имеет мощность 1-3 км и образована песчаниками, туфогенными алевролитами, кремнями и джеспилитами; ее возраст 3260-3225 млн лет; Верхняя группа Моодис залегает с угловым несогласием и базальным конгломератом на подстилающих образованиях и состоит из кварцевых песчаников (первых в истории Земли), в меньшей степени алевролитов, еще более редких полимиктовых конгломератов, аргиллитов и вулканитов, отложенных в условиях аллювиальной равнины или мелкого моря. Мощность порядка 3500 м, а возраст до 3,1 млрдлет. Группа несет следы конседиментационных деформаций, но основные деформации произошли после отложения всей супергруппы Свазиленд. Они привели в образованию довольно сложной структуры, предположительно со срывом с фундамента (рис.7-4), свидетельствующей о двустороннем горизонтальном сжатии. Размер этого сжатия оценивается как минимум в одну треть первоначальной ширины пояса. Метаморфизм пород пояса весьма слабый - низшие ступени зелено-сланцевой фации.
Граниты, окружающие пояс Барбертон, двух типов. Более древние из них имеют тоналитовый состав и возраст 3225±3 млн лет; они могут быть комагматичны дацитам в кровле группы Фиг-Три, но ряд признаков свидетельствует об их более позднем, чем группа Моодис, возрасте. Более молодой (3,1 млрд лет) батолит, образующиий юго-восточную раму пояса, сложен уже калиевыми гранитами.
Условия заложения Барбертонского ЗКП остаются дискуссионными. Существует представление о его заложении на океанской коре. Однако присутствие метакварцитов в основании группы Онфервахт и чешуи тоналитов среди отложений этой группы, а также обломков гранитов и гнейсов, содержащих цирконы с возрастом более 3,5 млрд лет в группе Моодис склоняет других исследователей к мнению о заложении пояса на более древнем сиалическом основании или вблизи его выходов. Консолидация Каапваальского эократо-на завершилась коло 3,0 млрд лет т.н., судя по возрасту лав, залегающих в основании отложений супергруппы Понгола - древнейшего платформенного чехла не только на Африканском континенте.
Другой классической гранит-зеленокаменной областью Южной Африки является, как упоминалось выше, эократон Зимбабве. Он отделен от Каапваальского эократона гранулит-гнейсовым ран-непротерозойским поясом Лимпопо (см. ниже) и по своей структуре и истории заметно отличается от своего Каапваальского соседа. В его составе присутствуют как средне-, так и позднеархейские зеленокаменные пояса, а кратонизация наступила лишь в самом конце архея.
Древнейшими породами эократона Зимбабве являются тоналитовые гнейсы с возрастом около 3,5 млрд лет. На них с размывом залегают породы первой генерации ЗКП, известной под названием себаквийской. Ее слагают ультраосновные и основные лавы, прослоенные хромитоносными серпентинитами и перекрываемые толщей обломочных пород. Себаквийский комплекс прорывается плутонами граиито-гнейсов с возрастом 2,9-2,8 млрдлет. Следующая, уже позднеархейская генерация зеленокаменных поясов Зимбабве именуется булавайской и имеет более широкое распространение и более пестрый состав, включающий наряду с основными и ультраосновными лавами, в том числе ко-матиитовыми, кислые лавы, а также обломочные породы, джеспилиты и строматолитовые известняки. В верхах булавайской группы бимодальные вулканиты сменяются известково-щелочными, андезитами и дацитами. Булавайская группа состоит из двух частей, разделенных несогласием, и местами залегает непосредственно на древних гнейсах. На смятых в складки бу-лавайских отложениях, в свою очередь, резко несогласно залегают грубообломочные образования шамвай-ской группы, включающие кислые вулканиты.
Развитие эократона завершилось внедрением многочисленных плутонов гранитоидов. Первая их генерация, в основном, видимо, дошамвайская, с возрастом 2,6 млрдлет представлена тоналитами и граноди-оритами, а вторая - нормальными гранитами, но близкого радиометрического возраста. Зеленокаменные пояса заполняют промежутки между выходами гранитов, создавая петельчатый структурный рисунок, столь характерный для эократона Зимбабве.
Свидетелем окончательной кратонизации гранит-зеленокаменной области Зимбабве служит образование знаменитой Великой Дайки, пересекающей в меридиональном направлении весь эократон от р. Замбези до р. Лимпопо на протяжении 530 км при ширине до 11 км. Сложена она перидотитами с прослоями хромитов, пироксенитами и норитами, образующими полосы, наклоненные к оси дайки. Ее возраст определен в 2460116 млн лет.
Распространение архейских образований в Африке отнюдь не ограничивается эократонами Каапвааль и Зимбабве. В Экваториальной Африке расположены эпиархейские кратоны Конго, включающие выступы архея к югу (Касаи-Ангола), к западу (Шайлу-Габон) и к северу от образовавшейся позднее синеклизы Конго, и Танзанийский; в Северо-Западной Африке архей выступает в западных частях Л еоно-Л иберийского (Майского) и Регибатского массивов, вторично разделенных наложенной синеклизой Таудени, а восточнее, в центре Сахары, архей обнажен в массиве Ахаггар (Туарегском). В ряде этих архейских эократо-нов - Конго, Танзанийском, Леоно-Либерийском, известны зеленокаменные пояса, и они,таким образом, представляют фрагменты гранит-зеленокаменных областей.
Столь широкое распространение архейских образований на поверхности Африканской платформы позволяет предполагать, что к концу архея континентальная кора сформировалась на всей ее площади и что Африка вошла в это время в состав первой Пангеи, подвергшейся затем деструкции в начале раннего протерозоя.