Рифейский чехол пользуется широким распространением в северной и центральной части платформы, где он выполняет несколько плоских синеклиз, которые, судя по сходству их размеров, первоначально могли образовывать сплошной осадочный покров (М.Е.Раа-бен). Разрез сложен преимущественно красноцветны-ми кварцитами, аргиллитами (глинистыми сланцами), известняками, среди которых залегают силлы и лавы основных магматитов, особенно обильные в Куддапах-ской впадине на юго-востоке. Здесь мощность рифей-ских отложений достигает 6 км. На востоке они дислоцированы близ надвига Восточно-Гатского пояса. В Куддапахской и более северной Виндийской синек-лизе представлены все три подразделения рифея, разделенные перерывами и несогласиями и построенные циклически, начинаясь конгломератами и песчаниками и заканчиваясь (не всегда) строматолитовыми карбонатами. Особенно значительное несогласие наблюдается в подошве верхнего рифея. В грабен-рифте Годавари присутствуют лишь нижний и средний рифей, достигающие семикилометровой мощности. Рифейские терригенно-карбонатные образования мелководноморского происхождения и значительной мощности распространены и в Низких Гималаях, где участвуют в их покровно-надвиговой тектонике, а первоначально принадлежали, очевидно, пассивной окраине Восточной Гондваны. В отличие от Низких Гималаев, рифеиские отложения Виндийской синеклизы имеют в основном континентальное и прибрежно-морское происхождение.
Северное обрамление Сингбумского свода в среднем и позднем протерозое продолжало обнаруживать повышенную подвижность. Здесь накапливались, частично в рифтогенных условиях, терригенные, а затем карбонатно-терригенные отложения, которые на грен-вильском рубеже (1100-900 млн лет т.н.) испытали складчатость и внедрение гранитного батолита.
Своеобразным было в позднем протерозое и развитие самой северо-западной части платформы. Здесь, в обрамлении возникшего на рубеже раннего и среднего рифея Араваллийско-Делийского орогена образовались впадины, заполнявшиеся аналогами виндийской супергруппы одноименного бассейна. В середине позднего рифея (0,8 млрд лет т.н.) здесь произошло внедрение гранитов Эринпура, а затем излияние риолитов Малани и новая интрузия гранитов (745-735 млн лет т.н.).
В венде накопления осадков на большей части платформы уже не происходило; исключение составляла Виидийская синеклиза и Синд-Пенджабская и Гималайская зоны перикратонных опусканий, где осадки венда несут следы отложения в условиях повышенной солености. На крайнем севере, в области Соляного кряжа в венде накопилась эвапоритовая формация до 2 км мощности. Переход к кембрию здесь и в Низких Гималаях произошел постепенно, а вся остальная часть платформы надолго превратилась в сушу.
На границе кембрия и ордовика на гималайской окраине проявилась фаза диастрофизма, геодинамическая природа которой пока не получила удовлетворительного объяснения. Она могла быть отголоском заключительной фазы панафриканского орогенеза, в течение которого произошла коллизия Западной и Восточной Гондваны. С этого времени начался гонд-ванский этап геологической истории Индостана.
В первой половине этого этапа, в ордовике-карбоне, почти вся платформа, за исключением гималайской окраины, испытывала слабое поднятие и оставалась сушей, подобно смежной территории Экваториальной и Южной Африки и Восточной Антарктиды (см. гл. 10). На гималайско-тибетской окраине в условиях мелкого моря шло накопление карбонатно-терригенных отложений умеренной мощности (сотни метров на отдел).
В конце карбона это спокойное развитие было прервано, раннегондванский подэтап сменился позднегондванским. Платформа стала испытывать более энергичное поднятие, оказалась охваченной, подобно другим гондванским материкам, покровным оледенением, а на этом фоне началось опускание впадин, позднее превратившихся в рифтовые грабены. Главным из них был широтный рифт Нармада-Сон, пересекший весь субконтинент с запада на восток. От него к юго-востоку отходили три ветви - Годавари, Маханади и Дамо-дар; со всеми совпадают современные речные долины, впадина Нармада-Сон наследует раннепротерозойскую подвижную систему и рифейскую впадину, рифт Годавари-рифейский рифт того же простирания. В позднем карбоне впадины заполнялись ледниковыми и флюви-огляциальными отложениями, которые отлагались и на гималайской окраине платформы. В ранней перми на западе последней произошла вспышка толеит-ба-зальтового вулканизма (траппы хр. Пир-Панджал), которая предвещала раскол этой окраины и заложение Иеотетиса, последовавшее уже в триасе. Одновременно проявилась морская трансгрессия, которая охватила и Синд-Пенджабскую окраину; морские воды проникли и в западную часть рифта Нармада-Сон. В целом же на площади рифтовых впадин началось уг-леиакопление и усилилось их погружение, особенно в поздней перми, когда мощность осадков местами достигла 1,8 км.
Обратная тенденция проявилась в начале триаса, когда погружения сохранились лишь на отдельных участках рифтовой системы. Здесь в триасе и ранней-средней юре накапливались аллювиально-озерные осадки сравнительно небольшой мощности, в юре угленосные.
Северная, гималайская окраина платформы продолжала испытывать устойчивое, все усиливавшееся в связи с началом раскрытия Неотетиса прогибание. Карбонатные отложения платформ или песчано-гли-нистые шельфа замещаются к северу более глубоководными темными глинистыми с прослоями нодулярных известняков («сланцы Спити»),
В позднем триасе на западе платформы закладывается рифт Кач, а в ранней юре начинается морская трансгрессия, воды которой в средней юре проникают в этот рифт. В поздней юре море покрывает уже большую часть северо-западного склона платформы. Здесь накапливаются мелководные песчано-глинистые осадки и известняки. В неокоме вследствие регрессии они замещаются континентальными осадками, но в апте начинается новая трансгрессия; мощность мелководных песчаников местами превышает 1 км.
В поздней юре начинается формирование и восточной окраины субконтинента-на юге образуется рифт Керала, а в раннем мелу севернее - Бенгальский бассейн, опусканию которого сопутствует излияние плато-базальтов в холмах Раджмахал к западу от Калькутты. Мощность морских отложений во впадине Керала достигает 2,6 км. В «гондванских» рифтовых грабенах центральной Индии еще продолжается накопление континентальных песчаных осадков «верхней гондваны».
В позднем мелу зоны морского осадконакопления на окраинах платформы расширились, а мощность отлагавшихся терригенно-карбонатных, отчасти континентальных осадков возросла. Возникли новые риф-товые прогибы -Камбейский к северу от устья Нармады на западе, Кавери, Полкский и Манарский на юго-восточном побережье полуострова.
Эти события были напрямую связаны с расширением Индийского океана. В раннем мелу (готерив) спре-динг распространился на Бенгальский залив, а во второй половине позднего мела произошло отделение Индостана и Шри-Ланки от Мадагаскара и Сейшелл и образовалось Аравийское море. Таким образом субконтинент Индостан оказался полностью обособленным от других элементов бывшей Гондваны.
Крупным событием на рубеже мела и палеогена явилось излияние плато-базальтов - траппов Декана, покрывших площадь в 700 тыс. км2 и достигающих мощности в 2 км (с прослаивающими осадками).
В палеоцене и эоцене активно развивался Камбейский рифт, заполняемый песчано-глинистыми (палеоцен) и терригенно-карбонатньши морскими осадками. Продолжались и усиливались, особенно в Бенгальском бассейне, погружения западной и восточной пассивных окраин субконтинента, а на северной окраине (плато Потвар, Соляный кряж) известняки перекрываются верхнеэоценовыми эвапоритами. В пределах будущих Гималаев отлагались на юге песчано-глинистые, севернее карбонатные осадки, а в верховьях Инда в палеоцене закончилось накопление флиша.
В палеоцене - среднем эоцене (54-49 млн лет т.н.) Индийская плита столкнулась с южной окраиной Евразийской плиты и погружения гималайской окраины прекратились, сменившись началом формирования на ее месте покровно-складчатого горного сооружения.
Начиная с конца эоцена стало усиливаться и поднятие платформы, а морские бассейны на ее периферии - сокращаться в размерах. В олигоцене почти весь север платформы претерпел осушение. На северо-западной окраине начал формироваться прогиб перед Бе-луджистанским орогеном, а на востоке Бенгальского бассейна - перед Индобирманскими цепями с накоплением моласс. В миоцене резко ускорилось поднятие Гималаев, а перед ними, начиная с востока, с Ассама, стал развиваться Предгималайский прогиб. Эти процессы продолжали нарастать в плиоцене и квартере.
В Камбейском рифтовом прогибе морское осадко-накопление сменилось континентальным. Продолжалось погружение периокеанских прогибов - Годавари,
Палар, Кавери, Полкского, Манарского на востоке, Кач, Малабарского - на западе.
В Полкский рифт, находившийся на южном продолжении прогиба Кавери, еще в эоцене проникло море и Шри-Ланка превратилась в остров. В то же время южная часть субконтинента приобрела возвышенный рельеф, а по ее периферии возникли горные хребты Западных и Восточных Гат, отделенные уступами от прибрежных бассейнов.
Posts Tagged ‘Платформа’
Зона Южных нагорий Шотландии по составу, возрасту пород и строению резко отличается от зоны Северных, Высоких нагорий. Ее слагают ордовикские, преимущественно верхпеордовикские, и силурийские отложения, первые из них на крайнем северо-западе мелководные, юго-восточнее флишевые и далее, в районе Моффет, представленные конденсированным 60-метровым разрезом граптолитовых сланцев, продолжающимся аналогичным разрезом (43 м) нижнего силура, за которым на юго-востоке зоны следует мощная, до 8 км, толща верхнего силура, сложенная грау-вакками, алевролитами и глинистыми сланцами. По своему происхождению и изоклинально чешуйчатой структуре юго-восточной вергентности, удревнению слоев к северо-западу все эти отложения отвечают типичной аккреционной призме, связанной с субдукцией с юго-востока. Ее формирование завершилось в раннем девоне - начале среднего девона. Тогда же, как в Северных, так и в Южных нагорьях, внедрились классические кольцевые плутоны щелочных гранитоидов и произошли основные подвижки по сдвигу Грейт-Глен и другим, параллельным ему сдвигам, начавшиеся еще в позднем силуре.
Почти непосредственно юго-восточнее края Южных нагорий проходит главная сутура Япетуса - след коллизии континента Лаврентия с микроконтинентом
Авалония в позднем силуре - начале девона. Сутура скрыта под Нортумберлендским прогибом чехла, но пересечена сейсмическими профилями, которые показали, что при коллизии произошел поддвиг южного континентального блока под северный, и обнаружили на глубине реликт океанской коры Япетуса, погружающийся к северу (см. раздел 4,7).
К югу от сутуры в составе каледонид различаются еще три зоны. Северной из них является Озерная зона, простирающаяся из Озерного района Северной Англии через о-в Мэн в Ирландском море в юго-восточную Ирландию (Ленстер). В Англии в обнаженном разрезе зоны присутствуют лишь ордовикские и силурийские образования, но в Ирландии разрез надстраивается снизу кембрием, возможно, располагающимся здесь несогласно на докембрийском фундаменте типа, свойственного более южной зоне (см. ниже). Отложения до нижнего ордовика включительно - терриген-ные, со значительным участием турбидитов и представляют осадки склона Авалонского микроконтинента. На этой основе в середине ордовика здесь возникла мощная вулканическая дуга, свидетельствующая о начале субдукции коры Япетуса. Образования этой дуги и ее основания подверглись складчатости в позднем ордовике и были несогласно перекрыты терригенной, с некоторым участием вулканитов, толщей силура. Заключительные деформации произошли в конце силура, одновременно с интрузией гранитоидов, в том числе крупнейшего в каледонидах батолита Ленстер.
К центральной части Озерной зоны с юго-востока примыкает узкая, выклинивающаяся (перекрытая?) на северо-востоке зона- террейн Росслер-Мона. Слагающие ее породы обнажены весьма фрагментарно на обоих побережьях Ирландского моря, относительно наиболее полно - на о-ве Англси у северного побережья Уэльса, где они выделены в комплекс Мона. Этот комплекс весьма интенсивно тектонизирован и включает гнейсы, метаосадки, метавулканиты и граниты, а также офиолиты, все позднепротерозойского возраста, перекрытые мелководно- морским ордовиком. Оба ограничения данной зоны тектонические, и она, очевидно, представляет выступ фундамента Авалонии.
Крайнее юго-западное положение в системе Британских каледонид занимают каледоииды Уэльса. На юге они несогласно срезаются герцинским надвиговым фронтом, а на юго-востоке вдоль флексурно-разлом-ной зоны Черч-Стреттон примыкают к платформенному блоку Английского Мидленда - ядру Восточной Авалонии. Этот блок имеет треугольную форму, с острой вершиной, обращенной к северу. Против этой вершины происходит расщепление южной зоны Британских каледонид на две ветви - западную из них образуют хорошо обнаженные каледоииды Уэльса, а восточная, выявленная практически лишь бурением,огибает блок Мидленда с северо-востока и с юго-восточным простиранием уходит через Северное море в южную Бельгию, в Брабант. Иначе говоря, в северовосточной Англии берет начало Среднеевропейская система каледонид, достигающая на востоке зоны Тей-сейра-Торнквиста.
Что касается каледонид Уэльса, то они образовались в окраинном энсиалическом, но с подвергшейся переработке континентальной корой, бассейне, возникшем в тылу вулканической дуги Озерной зоны. В этом бассейне в течение кембрия, ордовика и силура накопилось более 10 км мелководных в основном осадков, испытавших затем умеренную складчатость, кливаж и весьма слабый метаморфизм. Последнее и предопределило возомжность выделения здесь в началеXIX века всех, трех систем нижнего палеозоя. Кембрий подстилается на севере кислыми субаэральными вулканитами венда, а в ордовике известны бимодальные вулканиты, свидетельствующие о проявлении растяжения.
«Платформа» Мидленда характеризуется выходом на поверхность верхнепротерозойского комплекса ме-таморфитов, включая гнейсы, вулканиты от основных до кислых, субвулканические интрузии, перекрываемых уже неметаморфизованной толщей обломочных осадков, достигающей 7-километровой мощности. Изотопные датировки этого комплекса составляют 700-540 млн лет, а в средней его части обнаружена фауна эдиакарского типа. Комплекс сильно несогласно перекрыт платформенным чехлом, начиная с нижнего кембрия, отличающимся резко пониженной мощностью и еще большей мелководностью по сравнению со своими эквивалентами в смежном Уэльсе.
В конце силура - раннем девоне Британские кале-дониды вступили в орогенный этап своего развития, продолжавшийся до среднего девона включительно и ознаменовавшийся накоплением в межгорных прогибах, молассовой обломочной толщи «древнего красного песчаника» (Old Red Sandstone). Два наиболее крупных прогиба расположены в Шотландии: Оркадский и Срединной Долины. Первый из них находится на северо-востоке Шотландии и продолжается в море, включая Оркнейские о-ва. Второй пересекает Шотландию и продолжается в Ирландию; он отделен разломами от Высоких и Южных нагорий и представляет грабен. Олд Ред залегает здесь согласно с силуром и содержит в своем разрезе основные и средние вулканиты, достигая общей мощности 7 км.