Эта платформа занимает южную равнинную часть материка; с древней платформой она граничит примерно вдоль долины Рио-Колорадо. Фундамент Патагонской платформы обнажен слабо и выступает в двух массивах - на севере в массиве Сомункура (Северо-Патагонском) и на юге в массиве Десеадо (Южно-Патагонском). Наиболее древними образованиями фундамента являются позднедокембрийские, выступающие на Мальвинских о-вах. На севере известен также слабо метаморфизованный нижний и средний палеозой, в частности силур, а на юге мощный морской верхний палеозой выполняет прогиб северо-северо-за-падного простирания. Но наиболее широким распространением в фундаменте пользуются верхнепалеозойские же и триасовые гранитоиды и кислые вулканиты, ассоциирующиеся с континентальной молассой. Именно это дает основание считать Патагонскую платформу эпигерцинским образованием. Накопление ее чехла началось в лейасе и до байоса включительно отлагались мелководно-морские терригенные осадки. Затем произошла мощная вспышка субаэрального среднего-кислого вулканизма и только на юге и на востоке - на Фольклендском шельфе, вулканиты замещаются морскими песчано-глинистыми отложениями.
К поздней юре относится образование рифтоген-ных прогибов Рио-Колорадо на границе с древней платформой, Чубут-Сап-Хорхе между Северо- и Южно-Патагонскими массивами и Магелланова к югу от последнего, позже преобразованного в передовой прогиб Патагонских Анд. В прогибе Колорадо мощность меловых-палеоценовых континентальных и морских осадков достигает 6 км. На западе, за поперечным поднятием, этот прогиб переходит в примыкающую к Андам впадину Неукен, где в неокоме отлагались карбонаты, в апте красноцветы и эвапориты, а в альбе континентальные осадки. В прогибе Сан-Хорхе мощность верхнеюрских и меловых отложений составляет около 6 км. В эоцене наступила регрессия, а Северо-Па-тагонский (Сомункура) массив стал ареной андези-тового вулканизма; в миоцене интенсивный плато-базальтовый вулканизм охватил уже практически всю платформу; он продолжался до четвертичного периода включительно, прекратившись лишь около 15 тыс. лет т.н.
Posts Tagged ‘Фундамент’
Архейский комплекс включает породы среднего и верхнего архея; к нижнему могут относиться лишь гнейсы с возрастом около 3,4 млрд лет на юге эократона Сан-Франсиску .
Среднеархейский возраст- более 3,2 млрд лет, имеет комплекс Иматака на крайнем севере Гвианского щита, на правобережье р. Ориноко. Комплекс в основном состоит из разнообразных парагнейсов с мощными пачками железистых кварцитов-предметом интенсивной разработки. Он вмещает также интрузии гра-нитоидов и мигматиты, сложно деформирован и метаморфизован в амфиболитовой или гранулитовой фации. Кроме архейских в комплекс Иматака внедрились раннепротерозойские гранитоиды, а изотопные датировки свидетельствуют о проявлении и более поздних, до 1,11 млрд лет т.н., тектонотермальных воздействий.
Блок Иматака отделен разломом от основной части Гвианского щита, сложенной преимущественно ранним протерозоем. Среди последнего имеются, однако, плохо оконтуренные и слабо датированные крупные и более мелкие позднеархейские ядра. Одно из них - Шингу, находит свое продолжение южнее, уже в пределах Центрально-Бразильского щита. Наряду с ортогнейсами, мигматитами и гранитами в нем встречаются реликты зеленокаменных поясов. Более определенно такие пояса выражены в районе Каражас на северо-востоке этого щита, где они содержат, подобно комплексу Иматака, крупные залежи железистых кварцитов промышленного значения и, как обычно, окружены полями гранито-гнейсов и мигматитов. По вулканитам получены значения возраста 2,76 млрд лет, а граниты дали раннепротерозойские датировки - 1,85-1,7 млрд лет, указывающие на последующую переработку. Складчатость сложная, метаморфизм амфибо-литовой, местами гранулитовой фации. Позднеархей-ские зеленокаменные пояса известны и в южной части Центрально-Бразильского щита.
Восточнее фрагмент гранит-зеленокаменной области обнаруживается в срединном массиве Гояс, разделяющем две параллельные субмеридиональные по-зднепротерозойские системы «бразилид» (см. ниже). Зеленокаменные пояса имеют здесь среднеарх ейский возраст, поскольку гранито-гнейсы основания дали возраст 3,2 млрд лет, а прорывающие гранитоиды -2,9 млрд лет. Пояса имеют в общем обычное трехчленное строение, но некоторую специфику составляет преимущественное развитие ультрамафитов в виде лав и силлов с прослоями кремней и графитистых филлитов в нижней части разреза; среднюю часть слагают базальтовые лавы с прослоями кремней, железистых кварцитов и также графитистых филлитов, а верхняя часть метаосадочная, с участием кислых вулканитов, железистых кварцитов и мраморов. С востока гранит-зеле-нокаменная область окаймляется прерывистым гра-нулит-гнейсовым поясом, а между ними располагается мафит-ультрамафитовый плутонический комплекс с медно-никелевым оруденением. Гранулитовый метаморфизм имеет позднеархейский - 2,7 млрд лет -возраст.
Другая гранит-зеленокаменная область отвечает эократону Сан-Франсиску, зажатому между поясами бразилид. Поскольку на центральную часть этого эо-кратона наложена одноименная позднепротерозойская синеклиза, архейские образования выступают лишь на периферии этой синеклизы, на северо-востоке в штате Баийя и на юге в штате Минас-Жерайс. Зеленокаменные пояса известны в обоих районах. Их вероятным фундаментом служат гранито-гнейсы с возрастом до 3,1-3,4 млрд лет, метаморфизованные в амфиболитовой или гранулитовой фации. Сами пояса сложены вулканитами, от ультраосновных до кислых, и осадочными образованиями, испытавшими метаморфизм низкой ступени амфиболитовой или зеленос-ланцевой фации. Более молодые плутоны гранитоидов датированы в 2,7 млрд, а метавулканиты в 2,78 млрд
лет, что указывает на позднеархейский возраст ЗКП. Их разрез в шт. Минас-Жерайс достаточно типичный: низы - ультрамафиты, включая коматииты, средняя часть - основные и средние метавулканиты, железистые кварциты, граувакки, Мп-карбонаты и силикаты (богатые руды марганца), верхи - филлиты, кварциты, субграувакки. Общая мощность порядка 7 км.
Основной областью распространения раннепроте-розойского складчатого комплекса в Южной Америке является центрально-восточная часть Гвианского щита, где он слагает пояс Марони-Итакаюнас, находящий свое продолжение по южную сторону Амазонской впадины в северо-восточной части Центрально-Бразильского щита. По своему общему строению этот пояс весьма напоминает гранит-зеленокаменные области архея. Отдельные выступы последнего имеются среди образований пояса (они отмечались выше), но основная масса пород принадлежит все же нижнему протерозою. На фоне преобладающего развития гранито-гнейсов и мигматитов здесь выделяются многочисленные и весьма протяженные зеленокаменные пояса синклинорного строения с преобладанием ма-фитов и ультрамафитов в нижней части, средних и кислых метавулканитов в средней и метаосадочных пород в верхней части. Метаморфизм убывает от ам-фиболитового по периферии до низшей ступени зеле-носланцевого в центральной части ЗКП. Радиометрические датировки показывают, что рассматриваемый пояс развивался в интервале 2,2-1,8 млрд лет т.н. Пояс в целом надвинут на севере на архейский блок Иматака, а его вероятное продолжение по другую сторону Атлантики составляет Бирримский пояс Западной Африки. Как будет сказано в следующей главе, для последнего пояса доказывается энсиматическое происхождение, в то время как многочисленные выходы архейского основания в поясе Марони-Итакаюнас свидетельствуют о его энсиалической природе. Однако увеличение концентрации ЗКП в северо-восточном направлении позволило А.Гудвину заключить, что этот пояс здесь становится энсиматическим. Следовательно можно допустить, что в юго-западном направлении происходит вырождение раннепротерозойского подвижного пояса, связанное с уменьшением степени деструкции архейской континентальной коры.
Нижнепротерозойские интенсивно складчатые, метаморфизованные и гранитизированные образования, в том числе типа ЗКП, выступают также на небольших участках северо-восточного обрамления эо-кратона Сан-Франсиску. А в его крайней южной части нижнепротерозойская супергруппа Минас, несогласно перекрывающая архейский зеленокаменный пояс, носит уже характер платформенного чехла, хотя и претерпевшего довольно интенсивные деформации, и потому будет описана ниже.
Тургайский прогиб соединяет Западно-Сибирскую мегасинеклизу с Сырдарьинской синеклизой Тур'дн-ской плиты и отделяет Урал от Централтного Казахстана. Наложен Тургайский прогиб в основном на край Центрально-Казахстанского массива с его протерозойским фундаментом и средне- и верхнепалеозойским чехлом. В основании прогиба, как и в Западно-Сибирской мегасинеклизе, находятся рифтовые грабены, выполненные триасовыми и юрскими континентальными обломочными осадками, частично угленосными, в низах с участием вулканитов. Пострифтовый комплекс, полого перекрывающий эти рифты, представлен меловыми и палеогеновыми карбонатно-терригенны-ми отложениями, частично континентальными, частично морскими. На юго-западе Тургайский прогиб смыкается с Сырдарьинской, а на юго-востоке с Чу-Сары-суйской синеклизами восточной части Туранской плиты.
Сырдарьинская синеклиза на западе ограничена Кулундинским разломом, проходящим вдоль западного побережья Аральского моря, на юго-востоке Бухарским разломом, на северо-востоке поднятием хр. Большого Каратау, а на юго-востоке, углубляясь, переходите Ферганскую впадину новейшего орогена Тянь-Шаня. Фундамент синеклизы имеет заведомо докемб-рийский, очевидно раннедокембрийский возраст и залегает на глубине 3-4 км. Самый верхний структурный этаж чехла, залегающий практически горизонтально, образован маломощными морскими отложениями верхнего мела и палеогена и континентальным неогеном. Под ним несогласно залегает пологоскладчатый комплекс терригенного верхнего палеозоя, карбонатного нижнего карбона-верхнего девона и красноцвет-ной молассы верхнего-среднего девона, а ниже, вплоть до кровли фундамента - более интенсивно дислоцированный нижний палеозой и венд, погружающиеся со стороны хр. Большого Каратау.
Чу-Сарысуиская синеклиза наложена на каледонский массив запада Центрального Казахстана и отделена от Тургайского прогиба и Сырдарьинской впадины поднятиями Улытау и Каратау, причем первое на нее надвинуто. Как единая депрессия она вырисовывается по верхнемеловым и кайнозойским континентальным отложениям, а по верхнему палеозою состоит из двух самостоятельных впадин - северной Джезказганской и южной Чуйской. Выполнены эти впадины карбонатной формацией верхнего девона - нижнего карбона и молассовой верхнего палеозоя. В верхах нижней перми присутствуют эвапориты, с которыми связано образование так называемых Сарысуйских куполов, а красноцветы среднего-верхнего карбона содержат богатые залежи медных руд.
Западно-Сибирская мегасинеклиза-самая крупная на Земле впадина молодой платформы, занимающая площадь более 3,5 млн км2 и вмещающая 6 млн км-1 осадков мезозоя и кайнозоя. Одновременно она является одним из богатейших нефтеносных и богатейшим газоносным бассейном мира. Западный борт мегасинек-лизы частично перекрывает восточные зоны Уральской системы, на юге под ее чехол погружаются структуры Центрального Казахстана и Алтае-Саянской области, на востоке - Енисейского кряжа, а севернее -северо-западной части Сибирского кратона и Таймырской складчато-покровной системы. На севере бассейн открывается в Южно-Карскую впадину.
Фундамент мегасинеклизы является весьма гетерогенным и включает разновозрастные и разнотипные структурные элементы . Если не считать погребенный северо-западный выступ Сибирского кратона, то наиболее древними элементами фундамента мегасинеклизы являются северное погружение Кокче-тавского массива, лежащий на его северном продолжении полностью погребенный Уват-Хантымансийский массив, вероятные северные продолжения осевых зон Восточно-Уральского и Зауральского поднятий, Касский массив - предполагаемое западное ограничение системы Енисейского кряжа, и Барнаульский массив на юге; последние два выделены исключительно по геофизическим данным. С юга под чехол синеклизы продолжаются салаириды Кузнецкого Алатау и юго-западного склона Восточного Саяна и каледониды востока Центрального Казахстана. Стержневое положение в структуре фундамента занимает северное продолжение позднегерцинской Иртыш-Зайсанской системы, вдоль которой, точнее, ее Чарского шва, произошло окончательное закрытие северной части Палеоазиатского океана (в пределах современной суши). В.Н.Пучков предполагает, что эта сутура достигает южного побережья Карского моря и здесь сочленяется с сутурой, отделявшей Урал от Центрального Казахстана, однако в Южно-Карской впадине мог сохраниться реликтовый бассейн с океанской корой. А С.В.Аплоиов высказал предположение, что позднепа-леозойская коллизия ие привела к полному замыканию океана и в пределах современной суши также могли сохраниться впадины с океанской корой, впоследствии заполненные осадками палеозоя. Основанием для их выделения являются большая глубина залегания кровли консолидированного фундамента и его повышенная плотность, могущая свидетельствовать об отсутствии «гранитного» слоя.
К концу перми закончилась кратонизация фундамента, а на рубеже перми и триаса начался новый этап
развития территории -этап широкомасштабного континентального рифтогенеза. В результате возникла сложная сеть рифтов общего меридионального простирания , в которой центральное положение занимает Уренгойско-Колтогорский рифт, протянувшийся на 1500 км от Омска до Карского моря и достигающий на севере ширины 80 км. В основании поли-рифтовой системы мощность коры менее 36 км, а в ее подошве на ширину до 750 км верхняя мантия заметно резуплотнена на глубину до 70 км. В консолидированной коре на севере в полосе шириной в 400 км выделяется три блока с повышенными скоростями сейсмических волн и магнитной восприимчивостью. Признается, что эта кора близка по характеру к океанской (В.С.Сурков и др.). В свое время интерпретация магнитного поля дала основание С.В.Аплонову высказать гипотезу о том, что на севере Западной Сибири в конце перми - начале триаса рифтинг перешел в спрединг и создал здесь «Обский океан». Хотя наименование этой структуры, в лучшем случае красноморского типа, океаном и было некоторым преувеличением, представляется очевидным, что континентальный рифтинг на севере Западной Сибири в эту эпоху перерос в спрединг, пусть ограниченный и, возможно, рассеянный.
Рифтовые грабены в раннем и начале среднего триаса заполнялись базальтами и подчиненно обломочными осадками, а в конце среднего и позднем триасе осадконакоплеиие стало чисто терригенным, на севере - с морскими прослоями, и вышло за пределы грабенов, положив начало формированию осадочного бассейна. Юрские отложения, также терригенные, распространены еще шире, причем ареал их распространения постепенно расширялся вверх по разрезу и снова на севере континентальные условия, способствовавшие угленакоплению, сменялись морскими. В конце средней юры морская трансгрессия охватила весь бассейн, тектоническое погружение обогнало темп поступления с суши обломочного материала, бассейн стал относительно глубоководным и в нем вплоть до раннего
берриаса происходило накопление маломощных глинистых осадков, резко обогащенных органическим веществом. Эта баженовская свита и ее аналоги рассматриваются как основной генератор нефти в бассейне.
В неокоме тектоническая активность в обрамлении бассейна возросла, началась регрессия и его заполнение преимущественно обломочными осадками, хотя в центральной части еще сохранялись глубоководные условия. Апт-сеноманские отложения имеют песчано-глинистый состав, а туронские являются преимущественно глинистыми, отвечая началу самой крупной трансгрессии в истории бассейна. Сенон сложен кремнистыми глинами и опоками, а с датского века - палеоцена начинается регрессия, которая в эоцене временно сменяется трансгрессией, снова с накоплением кремнистых глин. В олигоцене море окончательно покидает мегасинеклизу и она превращается в неогене в озерно-аллювиальную равнину. Но при этом ее северная часть, ранее наиболее интенсивно погружавшаяся, испытывает инверсию - здесь возникает широтное Надым-Пурское поднятие, где непосредственно под четвертичным покровом залегают верхний мел и нижний палеоген.
В структурном отношении Западно-Сибирская ме-гасинеклиза представляет весьма плоскую депрессию , хотя глубина погружения ее фундамента на севере, в Лмало-Тазовском регионе, и достигает 7-8 км. Бортовые части мегасинеклизы представляют очень пологие и широкие моноклинали, а в ее центральной части выделяют также чрезвычайно пологие своды и мегавалы, разделенные, соответственно, впадинами и прогибами; амплитуда этих структур 50-100 м. В их пределах различают валы и купола, амплитуда которых обычно не превышает 100 м, а в их рамках-множество (>1000) локальных поднятий с амплитудой в десятки метров. Все эти структуры, особенно мелкие, имеют разнообразную ориентировку, но наиболее крупные преимущественно северо-западную, меридиональную и северо-восточную в соответствии с господствующим простиранием структур обрамления и фундамента.
Эта система зарождается на западе в Центральной Монголии в виде Хангай-Хэнтэйского прогиба и отсюда продолжается в северо-восточном направлении в Забайкалье и далее в Приамурье, достигая в конце концов Сахалинского залива Охотского моря. Протяженность системы составляет ~2000 км, а ширина достигает 300 км, но местами заметно уменьшается (см. ниже). На юге ограничением системы служит полоса древних континентальных блоков - Керулен-Аргун-ский, Гонжинский, Мамынский и Буреинский микроконтиненты .
Монголо-Забайкальский сегмент.Хаягай-Х )нт )й-Даурский прогиб заполнен исключительно мощной (10-11 км) толщен турбидитов нижнего девона - нижнего карбона; в Даурии этот разрез продолжается до перми включительно. В низах этой толщи присутствуют яшмы и средние-кислые вулканиты, а в верхах - конгломераты. Прогиб этот замыкается на западе и наложен на Центрально-Монгольский микроконтинент, но врядли можно сомневаться в том, что его заложению должна была предшествовать серьезная деструкция континентальной коры, которая, по некоторым данным, дошла до стадии полного ее разрыва и спрединга. Возникший при этрм глубоководный бассейн можно рассматривать как задуговой по отношению к девонскому краевому вулкано-плутоническому поясу северной окраины Южно-Монгольского океана, несмотря на то, что их отделяет довольно значительное расстояние, к тому же с полосой выходов докембрийского фундамента южной части Центрально-Монгольского микроконтинента.
В конце палеозоя данная зона была охвачена гер-цинской складчатостью и внедрением плутонов грани-тоидов. Это было связано с коллизией Центрально-Монгольского микроконтинента с Малхано-Яблоно-вым, к тому времени превратившимся в южную окраину Сибири, точнее, с его юго-западной частью. Внутренняя структура зоны достаточно напряженная - линейная складчатость, кливаж, надвиги (рис.5-29).
Агипско-Борщевочпая (Борзинская) зона, отделенная Ононским тектоническим покрововм от Даурской , занимает центральное место в Восточно-Забайкальском сегменте Монголо-Охотской системы. Здесь кроме рифейских (позднерифейских) офио-литов установлены девонско-каменноугольные. Активное развитие зоны продолжалось накоплением флишево-олистостромовой толщи верхней перми -нижнего триаса, образованием островодужных вулканитов и терригенной толщи с толеитами задуго-вого прогиба в позднем триасе - ранней юре. Завершилось это развитие внедрением гранитов в средней юре.
Агинско-Борщевочная зона по разлому граничит с Аргунским микроконтинентом, лежащим, как уже отмечалось, в одной полосе с Центрально-Монгольским. Фундамент массива образуют гнейсы, кристаллические сланцы, железистые кварциты и мраморы, для которых известны раннепротерозойские радиометрические датировки, но возможно и присутствие архея в виде диафторированных гранулитов. На раннем докембрии несогласно залегает зеленосланцевый, первично вулканогенно-терригенный рифей (верхний). Собственно чехол микроконтинента начинается мелководными отложениями венда и кембрия, залегающими резко несогласно надокембрийском фундаменте. Выше в составе чехла присутствуют также шельфовые,терриген-ные или карбонатные отложения силура, девона и карбона, причем в основании каждой из этих систем наблюдаются несогласия, а их отложения заметно деформированы, особенно на юго-западе. Они с новым несогласием перекрываются позднепалеозойской, в основном пермской молассой и прорваны каледонскими и герцинскими гранитоидами. С Пермью местами согласно залегает морской нижний триас, а верхний триас и нижняя-средняя юра выполняют впадины, ограниченные разломами, и сложены континентальными обломочными породами и средними, кислыми и щелочными вулканитами; известны здесь и раннекимме-рийские гранитоиды.
Аргунский массив нередко объединяли со смежным с востока Керулен-Гонжинским, но между ними выявлен офиолитовый (офиолиты, видимо, позднерифей-ские) шов. В составе этого массива также различают два комплеккса -вулканогенно-терригенно-карбонат-ный, метаморфизованный в амфиболитовой фации, и вулканогенно-терригенный, метаморфизованный в зе-леносланцевой фации.
Северо-восточный выступ Аргунского массива упирается в Главный Монголо-Охотский разлом - северное ограничение всей системы, и тем самым она естественно расчленяется на два сегмента - только что охарактеризованный Монголо-Забайкальский, в пределах которого океанский бассейн замкнулся в монгольско-западно-забайкальской части в начале перми, а в восточно-забайкальской - в средней юре, и Амуро-Охотский, где это произошло еще позднее.
Обращает на себя внимание то обстоятельство, что не только Аргунский массив, но и находящиеся западнее зоны Забайкальского сегмента Монголо-Охотской системы и разделяющие их разломы ориентированы косо по отношению к Главному разлому и им срезаются. Это может свидетельствовать, с одной стороны, о поддвиге этого сегмента подБайкало-Витимский коллаж и, с другой стороны, о сдвиговом, очевидно пра-восдвиговом характере смещений вдоль Главного разлома, т.е., иначе говоря, о проявлении транспрессии, как следствия косой коллизии Керулен-Аргунского и Малхано-Яблонового континентов с их хинтерланда-ми. По геофизическим данным, в процессе этой коллизии образования Забайкальского сегмента Монголо-Охотского пояса были шарьированы на Керулен-Ар-гунский микроконтинент с амплитудой в 150-200 км.
После завершения в средней-поздней юре коллизии, сопровождавшейся гранитоидным плутонизмом, и в дальнем тылу зоны субдукции со стороны океанского бассейна, сохранившегося на востоке, в Западном Забайкалье в зоне Главного Монголо-Охотского и Джида-Витимского разломов, а также в промежутке
между ними возник целый пояс рифтогенных впадин, заполненных континентальными обломочными, вверху угленосными отложениями верхней юры и в основном нижнего мела. Эта полирифтовая система по своей морфологии и, очевидно, происхождению весьма напоминает область Большого Бассейна в Северо-Аме-риканских Кордильерах. Слагающие ее впадины так же представляют односторонние конседиментационно развивавшиеся грабены шириной в первые десятки километров, разделенные поперечными перемычками или разломами, но образующие цепочки, протягивающиеся на сотни километров. Развитие грабенов сопровождалось излияниями трахибазальтов. В промежутке между полосами впадин вследствие тех же условий растяжения кристаллический фундамент Малхано-Яб-лоновой зоны испытал ремобилизацию, приведшую к образованию гранито-гнейсовых куполов - аналогов метаморфических ядер Кордильер (Е.В.Склярови др.).
Амуро-Охотскийсегмент. После пережима против выступов Аргунского и Гонжинского древних массивов Монголо-Охотская система продолжается в восточном направлении, сначала в виде узкой (от 30-35 км на западе до 7 км на востоке) полосы, совпадающей с широтными хребтами Тукурингра и Джагды, а затем сильно расширяется, уходя на северо-востоке в Амурский залив Охотского моря и примыкая на юго-западе к северному окончанию Сихотэ-Алинской системы Тихоокеанского пояса.
Наиболее крупным в этой группе микроконтинентов является Индосинийский микроконтинент . Он расположен к югу от Южно-Китайской платформы и был отделен от нее Вьетлаосской ветвью Палеотетиса. На востоке он выходит к впадине Южно-Китайского моря, а на западе и юго-западе ограничен Юннань-Малайской ветвью того же Палеотетиса. Расположен Индосинийский массив на территории всех трех индокитайских государств - Вьетнама, Камбоджи и Лаоса. Фундамент массива обнажен на востоке, в Контумском выступе во Вьетнаме. Его наиболее древние образования - комплекс Каннак, условно отнесены к архею, поскольку явно более молодой, слабее метаморфизованный комплекс Нгоклинь датирован в 2,3 млрд лет. Комплекс Каннак сложен различными, в том числе двупироксеновыми и гранат-пироксено-выми гнейсами, чарнокитами, эндербитами и, таким образом, метаморфизован в гранулитовой фации, а предполагаемыми протолитами этих пород являются основные метавулканиты. Верхняя же часть комплекса Каннак метаморфизована слабее, содержит мраморы и, скорее всего, образована по карбонатным и глинистым осадкам. Комплекс вмещает также грани-то-гнейсы.
Нижнепротерозойский комплекс Нгоклинь состоит в нижней части из гнейсов, амфиболитов, кристаллических сланцев, кварцитов, мраморов, а в верхней части из кристаллических сланцев той же амфиболи-товой фации, но в основном по терригенным породам, а не вулканогенным и карбонатным, как нижняя часть. Последняя к тому же интенсивно гранитизироваыа.
Породы, могущие относиться к среднему протерозою, обнажаются к северу от Контумского выступа, в куполе Фу-Хоат уже среди Вьетлаосской складчатой системы. Они представляют довольно интенсивно ме-таморфизованные и мигматизированные терригенно-карбонатные отложения, прорванные гранитами с возрастом 1,3-1,0 млрд лет.
В неопротерозое и первой половине палеозоя Ин-досинийский массив испытывал преимущественно поднятие. В среднем девоне в северной части массива возник вулкано-плутонический пояс, очевидно связанный с субдукцией океанской коры Вьетлаосской ветви Па-леотетиса.
В позднем девоне поднятия массива усилились, сопровождаясь складчатыми деформациями, но в раннем карбоне возобновились погружения и массив был покрыт мелким морем, в котором накапливались карбо-натно-терригенные осадки. В центральной части массива в ранней перми образовалась суша, но в поздней перми на нее наложилась впадина с отложением лим-нической угленосной формации. Здесь же проявлялся наземный кислый вулканизм и внедрялись интрузии гранитоидов. Поднятия центральной части массива и вулканизм продолжались и в триасе; на периферии массива шло накопление мелководных или континентальных карбонатно-обломочных осадков. В юре и раннем мелу после индосинийского орогенеза в обрамлении массива на всей его площади уже господствуют континентальные условия, а в позднем мелу в его северо-западной части возникает крупная впадина - си-неклиза Корат, с накоплением довольно мощной (до 1,4 км) толщи солей.
Вторым довольно крупным микроконтинентом в Юго-Восточной Азии являлся Синобирманский, расположенный примерно в тех же широтах, что Индосиний-ский, и отделенный от него Юннань-Малайской ран-некиммерийской складчатой системой. Основная часть массива находится на территории Бирмы (ныне Мьянма) и ей соответствует орографически плато Шан, но на севере массив продолжается на территории Китая (Юннань), на востоке - на территории Таиланда, а южная часть достигала о-ва Суматра (отсюда название Си-бумасу, данное массиву Дж.Шенгёром). Фундамент массива включает раннедокембрийские образования, выделенные в комплекс Могок, нижняя часть которого метаморфизована в гранулитовой фации и по сходству своего состава - двупироксеновые кристаллические сланцы, граыат-силлиманит-кордиеритовые гнейсы, мраморы, эыдербиты, гранито- и сиенито-гнейсы -с комплексом Каннак Индосинийского массива может быть отнесена к архею. Верхняя же часть комплекса Могок сходна с комплексом Нгоклинь последнего массива и, соответственно, может считаться нижнепротерозойской. Несогласно на комплексе Могок в Сино-бирмаыском массиве залегает мощная флишоидная формация, испытавшая интенсивную складчатость, но слабый метаморфизм, прорванная долеритами, диоритами и гранитами с возрастом 982 и 834 млн лет и несогласно перекрытая верхним кембрием. Принадлежность этой толщи к среднему и, возможно, низам верхнего протерозоя очевидна, и, таким образом, фундамент данного массива имеет практически тот же возраст, что и фундамент платформы Янцзы.
Начиная с позднего кембрия и в течение всего палеозоя и значительной части мезозоя Синобирманский массив был покрыт мелким морем, в котором шло накопление маломощных карбонатно-терригенных осадков, а в центральной части массива временами выступали острова - поставщики обломочного материала. Примечательно появление в верхах карбона - низах перми ледыиково-морских отложений - явное свидетельство принадлежности массива к Гондване. Но в перми к западу от массива появляется глубоководный прогиб с турбидитами, указывая на его отделение от индостанской части Гондваны и начало самостоятельного дрейфа.
Северо-западнее Синобирманского массива и севернее Гималаев в пределах современного Тибета в Тетисе существовали еще два блока с докембрийской континентальной корой - Северо-Тибетский, известный еще как массив Цзянтан, или Тангла, и Южно-Тибетский, или Гандин, или Лхаса. Их разделяет в настоящее время шовная зона Банггонг-Нуцзян, продукт по-зднекиммерийской (яншаньской) коллизии. Северо-Тибетский блок состоит из двух самостоятельных тер-рейнов, разделенных сутурой индосинийского возраста. Только в южном из этих террейнов присутствуют нижнепермскиетиллиты и обнаружена холодноводная фауна гондванского типа, а на востоке указанной су-туры в верхней перми -катазиатская флора. Палеозойская часть чехла обоих блоков маломощная и прерывистая, зато мезозойская достигает значительной мощности и характеризуется развитием до нижнего мела включительно как морских, так и континентальных, угленосных от верхнего триаса до верхней юры, пест-роцветных в мелу отложений. При этом на Южно-Тибетском блоке до середины мела преобладает карбо-натонакопление; фауна носит отчетливо средиземноморский, тетический характер. Проявления вулканизма известны на обоих блоках, а начиная с поздней юры вдоль южного края Южно-Тибетского блока развивается вулкано-плутонический пояс, связанный с суб-дукцией коры Неотетиса.
После коллизии обоих блоков в середине мела образовался единый Тибетский массив, который стал испытывать возрастающее поднятие, усилившееся после столкновения в эоцене Индии с Евразией и приведшее в плиоцене к образованию Цинхай-Тибетского высокого плоскогорья.
В общем южная группа микроконтинентов, подобно северной, имеет своим фундаментом в основном раннедокембрийский комплекс, метаморфизованный в гранулитовой-амфиболитовой фациях. Он надстроен слабее метаморфизованными позднедокембрийскими образованиями, а его окончательная консолидация наступила несколько позднее, чем в северной группе, в середине, а не в начале позднего рифея. Южные микроконтиненты, пожалуй, в большей степени, чем северные, подверглись, особенно Индосинийский, позднейшей переработке.
Наиболее крупным из этих микроконтинентов на западе пояса, если не считать небольшой Мугоджар-ский массив на Южном Урале, природа которого к тому же остается спорной (см. раздел 5.6.1.), является Казахстанско-Киргизский, нередко в литературе именуемый просто Казахстанией. Фундамент этого массива, протягивающегося в общем меридиональном на-пралении на 1500 км, обнажается на ряде участков в Центральном Казахстане, Северном Тянь-Шане в Киргизии и Синьцзяне (Китай). Эти выступы нередко выделяются в качестве самостоятельных массивов - Кок-четавского, Улытауского, Муюнкумского, Йинин и др.
Присутствие архея в их фундаменте наиболее достоверно обосновано в Северном Тянь-Шане в Киргизии, где получены датировки порядка 2,6-2,4 млрд лет для сложного по составу и степени тектонизации комплекса пород, метаморфизованных первично в амфи-болитовой или гранулитовой фации.
На раннедокембрийский фундамент массива в среднем протерозое были наложены рифтогенные прогибы, выполненные либо карбонатно-терригенными отложениями, либо в значительной степени вулканогенными, бимодального состава. В конце среднего протерозоя, на уровне 1,1-1,0 млрд лет т.н., отвечающем глобальному гренвильскому рубежу, выполнение этих прогибов было деформировано и подверглось внедрению гранитоидов. В Кокчетавском массиве верхнери-фейские кварциты резко несогласно и полого залегают на более древних образованиях, свидетельствуя об их кратонизации и установлении платформенного режима. Аналогичные образования распространены и южнее, до Тянь-Шаня и Джунгарии включительно.
В значительно более восточной части Палеоазиатского океана наиболее крупным микроконтинентом считался Тувино-Монгольский. Однако исследования последних лет показали, что такого единого массива реально не существует. Вместо него ныне приходится различать четыре самостоятельных блока, наиболее северо-западным из которых является Сангиленский, занимающий одноименное нагорье на юге Тувы и в смежной части Монголии. В фундаменте этого массива ранее выделялись метаморфиты гранулитовой и более низкотемпературных фаций с возрастом вплоть до архейского. По более точным соврменным датировкам, гранулитовый метаморфизм здесь проявился лишь в конце протерозоя - кембрии, а раннедокембрийские образования в составе фундамента массива отсутствуют. Основная часть метаморфического комплекса, сложенная гнейсами, кристаллическими сланцами, мета-вулканитами, железистыми кварцитами, мраморами, имеет, очевидно, рифейский возраст и представляет, скорее всего, древний чехол и содержит обломочные цирконы раннепротерозойского возраста. Она вмещает тела чарнокитов и эндербитов.
Другим древним континентальным блоком является Гаргано-Хамардабанский; он располжен восточнее Сангиленского, почти непосредственно к югу от южного выступа Сибирского кратона и вытянут в широтном направлении, занимая юго-восточное окончание Восточного Саяна и хр.Хамардабан. Его гранито-гней-совый фундамент выступает на западе в Гарганском куполе, где он датирован 1,8 млрд лет, т.е. ранним протерозоем.
Оба эти массива окружены обдуцированными на них позднерифейско-кембрийскими офиолитами и прорваны раннепалеозойскими гранитоидами.
Южнее, уже целиком в пределах Монголии, находятся еще два континентальных блока. Западный из них, Дзабханский, простирается с северо-запада на юго-восток, отделяясь от Сангилена офиолитовой Озерной зоной. В его составе уверенно выделяются породы раннего докембрия - гранито-гнейсы, кристаллические сланцы амфиболитовой фации, мигматиты, фоноли-ты, для которых установлен архейский возраст 2 646± 45 млн лет, и повторный метаморфизм на уровне 1850-1825 млн лет т.н.
Дзабханский блок ограничен с северо-востока другой офиолитовой зоной - Баянхонгорской, к востоку от которой предположительно, ввиду отсутствия достоверных радиометрических датировок слабо обнаженного гранитно-метаморфического фундамента, имеется еще один древний блок континентальной коры - Центрально-Монгольский.
На крайнем востоке Палеоазиатского океана, в зоне его сопряжения с Протопацификом, расположены две древних континентальных глыбы, вытянутые в общем меридиональном направлении и образующие как бы мост между восточными окончаниями Сибирского и КитайскскКорейского кратонов; это массивы Цзямусы-Буреинский и Ханкайский (Синкайский). Оба они находятся частично на российской, частично на китайской территории.
Цзямусы-Буреинский массив, прорезанный долиной Амура, отделен от Сибирского кратона Монголо-Охотской ветвью Урало-Охотского подвижного пояса, а от более южного Ханкайского массива Наданьхада-Алинской раннекиммерийской ветвью того же пояса, смыкающейся на востоке с Сихотэ-Алинской системой. Ханкайский массив, в свою очередь, отделен от Китайско-Корейского кратона Туманганской ветвью этого
пояса, выходящей к Японскому морю на крайнем северо-востоке Кореи.
В фундаменте обоих массивов основное место занимают раннедокембрийские образования. К архею, среднему и верхнему, относят комплексы, метаморфи-зованные, соответственно, в гранулитовой, амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фациях. Архейский возраст, порядка 2,5 млрд лет, доказан лишь для китайской части Цзямусы-Буреинского массива. Нижнепротерозойский комплекс выделяется условно по более слабому метаморфизму слагающих его гнейсов и кристаллических сланцев с линзами мраморов. То же относится к еще более пологоскладчатому, метамор-физованному в зеленосланцевой фации и распространенному более локально терригенно-кремнисто-вулка-ногенному комплексу, имеющему, вероятно, среднепро-терозойский возраст. Скорее всего он аналогичен одновозрастному комплексу других микроконтинентов того же пояса.
Из изложенного в данном разделе можно видеть, что фундамент всех рассмотренных крупных микроконтинентов Палеоазиатского океана, как и фундамент основных палеоконтинентов по его периферии, был кратонизирован к концу раннего протерозоя. Все вместе они, очевидно, входили в состав эпираннепротеро-зойской Пангеи. В среднем протерозое микроконтиненты, подобно окружающим континентам, переживали стадию рифтинга, но, видимо, более интенсивно проявленную. И закончилась она, в отличие от Сибири и Синокореи, но сходно с Таримом и Янцзы, региональным метаморфизмом и гранитизацией, но на уровне границы среднего и позднего рифея, а не в середине позднего рифея. После этого все эти континенты и микроконтиненты вошли, очевидно, в состав нового суперконтинента - Родинии.
Фундамент платформы Янцзы включает разновозрастные докембрийские комплексы. Он обнажается в основном по ее периферии - на севере к югу от хр. Циньлин в районах Сасьян-Бейда и Пичан-Шен-нондзя, а также на восточном окончании того же хребта в поднятии Дабейшань; на юго-западной окраине платформы в меридиональном горстовом поднятии Кандин, на южной окраине в куполовидном поднятии Шонгло на севере Вьетнама и, наконец, на восточной окраине в Цзяннанском поднятии.
Наиболее древние, заведомо архейские образования с возрастом 2,9-2,8 млрд лет выступают во втором из упомянутых районов в виде метаморфизованного в гранулитовой фации комплекса Конлин. В первом районе наиболее древними - 2,1 млрд лет, т.е. очевидно нижнепротерозойскими, являются трондьемитовые гнейсы. Они перекрываются мощной толщей вулканитов от базальтов до риолитов, подводных и субаэраль-ных, в сочетании с гранитоидами, перекрываемыми мощной молассой. Возраст этих образований средне-протерозойский - 1,0 млрд лет. В более южной части того же района образования этого же(?) возраста в низах - глинисто-карбонатные, а в верхах - бимодальные наземно-вулканические; с ними ассоциируют габ-бро-гранитоидные интрузии. В более восточном районе к югу от хр. Циньлин отложения среднего и низов верхнего протерозоя содержат лишь небольшой объем вулканитов, от базальтов до трахитов, и сложены в основном карбонатами и отчасти песчаниками и аргиллитами. Однако и здесь развит интрузивный комплекс гранитоидов с датировками порядка 800 млн лет.
В Кандинском поднятии верхний архей представлен амфиболитами и гнейсами ТТГ-типа, а нижний протерозой - метавулканитами и метаосадочными породами - гнейсами, кристаллическими сланцами, мраморами, железистыми кварцитами. Восточнее в среднем протерозое развивался рифтогенный прогиб с очень мощным вулканогенно-осадочным выполнением, интенсивно складчатым и прорванным гранитами в цзиннянскую эпоху. В Цзяннанском поднятии средний и низы верхнего протерозоя представлены остро-водужными магматитами, а северо-западнее - туфоген-ным флишем огромной мощности, порядка 10 км, ме-таморфизованным в зеленосланцевой фации. Эти образования, очевидно, надстраивают нижнепротерозойский комплекс гнейсов и кристаллических сланцев с прослоями кварцитов и мраморов.
В общем можно заключить, что в составе фундамента платформы Янцзы преобладающее место занимают раннедокембрийские, в частности нижнепротерозойские образования, но в отличие от Китайско-Корейской платформы отложения среднего и низов верхнего протерозоя весьма интенсивно деформированы, заметно метаморфизованы и гранитизированы, особенно по периферии платформы, на рубеже 850— 800 млн лет т.н., в цзиннянскую эпоху.
В результате прогибания центральной части платформы выходы на поверхность фундамента наблюдаются лишь по ее периферии - на северо-западе в Кель-пинских горах и в Сарыджазском массиве на краю Тянь-Шаня, на северо-востоке в Куруктаге, то же перед Тянь-Шанем, на юго-западе в предгорьях Куньлуня, на юго-востоке в хр. Алтынтаг . В Куруктаге установлено участие в строении фундамента архейских и нижпепротерозойских образований, мета-морфизованных до амфиболитовой фации. Нижний протерозой, метаморфизованный еще сильнее, выступает также в Куньлуне и Алтынтаге. Таким образом, кратонизация Тарима началась не позднее конца раннего протерозоя. Однако на его северо-западной периферии обнаружены глаукофановые сланцы с возрастом 900-700 млн лет. Иа северо-востоке в среднем и начале позднего протерозоя развивался рифтогенный прогиб, заполнившийся мощной толщей мелководно-морских обломочных и карбонатных осадков, в общем того же типа, что и в Яншаньском авлакогене на Китайско-Корейской платформе. В Куруктаге этот прогиб был унаследован синийским авлакогеном с проявлениями вулканизма. Однако на остальной площади Тарима в синий начался уже плитный этап развития с длительной историей погружения.
Наиболее значительную площадь выходы на поверхность раннедокембрийского фундамента рассматриваемой платформы занимают к востоку от разлома Танлу, по обе стороны Желтого моря - на севере в провинциях Ляонин и Цзилин и в Северной Корее, на юге - в провинции Шаньдун. Их иногда объединяют под названием Сино-Корейского щита. Полоса выходов фундамента вдоль северной периферии платформы к западу от разлома Танлу простирается через Внутреннюю Монголию (Ней Монгол) в восточный Хэбей. Она отвечает хорошо выраженному гранули-товому поясу, сформированному в конце архея - начале протерозоя. Фундамент выступает также в своде
антеклизы Шаньси, пересекающей платформу в севе-ро-северо-восточном направлении, в районе Хэхуей к западу от разлома Танлу и, наконец, на северо-восточном склоне хребта Циньлин.
Наиболее древние, заведомо раннеархейские образования обнаружены в районе Аншаня в провинции Ляонин. Это трондьемиты с точно установленным возрастом 3,8 млрд лет. Значительно более широко распространены среднеархейские образования, преимущественно гнейсы ТТГ-типа. Они известны в том же районе Аншаня в составе гранулито-гнейсово-го пояса Внутренней Монголии - восточного Хэбея и в Шаньдуне.
Еще более широко развиты гранит-зеленокамен-ные терреины, наиболее типично представленные на северо-востоке, опять же в районе Аншаня в провинции Ляонин, а также на юге, на северном склоне хр. Циньлин. В последнем районе установлена весьма типичная для ЗКП последовательность пород, от ко-матиитовых и толеитовых базальтов через известко-во-щелочные вулканиты до осадочных образований -граувакк и железистых кварцитов. Этот комплекс Дон-фен метаморфизован в амфиболитовой фации и прорван сначала натровыми, а затем и калиевыми грани-тоидами с возрастом около 2,5 млрд лет. В южном направлении его сменяет примерно одновозрастный комплекс Тайхуа, метаморфизованный уже в гранули-товой фации. То же происходит с гранит-зеленокамен-ными образованиями в западной части пояса Внутренней Монголии - восточного Хэбея. Гранит-зеленока-менные комплексы выступают на поверхность еще в своде антеклизы Шаньси и в районе Хэхуай к западу от разлома Танлу. Возраст всех этих образований считается древнее 2,8 млрд лет; этот рубеж получил в Китае название фупинского орогенеза и он рассматривается в качестве границы мезо- и неоархея. В ядре антеклизы Шаньси и, возможно, восточном Хэбее присутствуют архейские зеленокаменные пояса более молодого возраста, испытавшие метаморфизм уже на
уровне 2, 5 млрд лет т.н.; эта эпоха орогенеза называется здесь вутайской. Она, по существу, привела к кра-тонизации практически всей площади Китайско-Корейской платформы. Кратонизация эта была, однако, неполной, и крайнем протерозое, особенно первой его половине, до 2,1-2,0 млрд лет т.н., в результате деструкции архейской коры получили развитие глубокие энсиалические троги - протоавлакогены, или интрак-ратонные протогеосинклинали, заполняемые мощными, до 10 км, толщами бимодальных вулканитов, обломочных, глинистых и карбонатных пород, в дальнейшем метаморфизованных в зеленосланцевой фации. Подобные образования (супергруппа Хуто) развиты в нижней половине палеопротерозоя в антеклизе Шаньси. Там же во второй половине этого зона получили более широкое распространение отложения супергруппы Соншан, уже протоплатформенного типа, в основном кварциты и карбонаты. Оба стратиграфических подразделения были деформированы, метаморфизова-ны и прорваны гранитами в лулянскую эпоху диастро-физма 1,8-1,7 млрд лет т.н., причем этот орогенез сопровождался и накоплением более грубообломочных осадков. Дислоцированность отложений довольно значительна - изоклинальная складчатость, кливаж.
Помимо антеклизы Шаньси и северного склона хр. Циньлин нижнепротерозойские образования распространены вдоль северной периферии платформы, от Внутренней Монголии до Ляонина. Далее к востоку полоса их развития огибает архейское ядро Сино-Корейского щита и протягивается в меридиональном направлении через северо-восточную Корею. Это чрезвычайно мощная (до 10-12 км) толща кварцитов, слюдистых сланцев, мраморов (характерны высокомагнезиальные разности) с бимодальными вулканитами и джеспилатами в основании, довольно интенсивно деформированная, метаморфизованная в амфиболито-вой фации и прорванная гранитами. Она известна под названием Ляохэ в Китае и Мачхоллен в Северной Корее.
Лулянский орогенез конца раннего протерозоя довершил становление кристаллического фундамента Китайско-Корейской платформы. За ним последовало внедрение мощных роев долеритовых даек и становление плутонов анортозитов и гранитов рапакиви. Эта стадия кратонизации обнимает весь ранний рифей и перекрывается во времени началом авлакогенной стадии развития Китайско-Корейской платформы.