В пределах Африканского континента пока не известно выходов пород древнее 3,4-3,5 млрд лет, а этот возраст твердо доказан лишь для «древних гнейсов» Каапваальского эократона и гранито-гнейсов эокра-тона Зимбабве. Близкие датировки получены и для некоторых сходных пород в Центральной Африке, но их достоверность более сомнительна. Во всяком случае очевидно, что «серогнейсовая» протоконтинентальная кора начала формироваться в раннем архее и на площади данного континента.
Средний и поздний архей, как и на других континентах, был временем образования зеленокаменных поясов, но их среднеархеиская генерация известна лишь в эократонах Каапвааль и Зимбабве. Первый из них испытал кратонизацию уже к началу позднего архея, образовав древнейшее ядро Африканского континента. В конце архея кратонизация уже охватила большую его часть, включая Мадагаскар. Наступившая в начале протерозоя деструкция пощадила значительные участки эпиархейского континента, которые и выделяются в качестве эократонов. Кроме уже названных Каапваальского и Зимбабве, это Танзанийский, Замбийский (Бангвеулу), Касаи, Габонский, Сьерра-Леонский, За-падно-Регибатский. На Каапваальском эократоне еще в позднем архее началось накопление осадочного чехла в синеклизе Трансвааль, продолжавшееся в раннем протерозое. А между эократонами и в их обрамлении протянулись раннепротерозойские подвижные пояса-Кейс и Магонди в обрамлении Каапваальского эократона, Лимпопо между ним и эократоном Зимбабве, Рузизи-Убенди-Усагара в южном обрамлении Танзанийского эократона, Бирримский к востоку от эократона Сьерра-Леоне. Некоторые из них имели целиком или преимущественно энсиалический характер, в других с большим (Бирримский) или меньшим (Рузизи-Убенди) основанием можно подозревать новообразование океанской коры. Пояс Лимпопо выделяется своим особенно высоким метаморфизмом и представляет наиболее ранний пример гранулито-гнеисового пояса на рассматриваемом континенте.
Раннепротерозойское развитие завершилось на уровне 2,0-1,8 млрд лет новой эпохой кратонизации, получившей в Западной Африке название эбурнейской. На этот раз площади, испытавшие окончательную стабилизацию, оказались более обширными, включив не только эпиархейские кратоны, но и значительные участки раннепротерозойских подвижных поясов.
Так образовались протоплатформы: Западно-Африканская, Конго, Калахари и расширившаяся Танзанийская. Этакратонизация в ряде районов сопровождалась мощными наземными извержениями кислых лав и игнимбритов и становлением интрузий гранитов рапакиви (восток Регибатского массива, массив Банг-веулу).
Новая деструкция, наступившая в начале среднего протерозоя, затронула, соответственно, значительно меньшую площадь, чем раннепротерозойская. Наиболее интенсивно она проявилась в южном обрамлении протоплатформы Калахари, где возникла подвижная система Намаква-Наталь. Присутствие в ее восточном звене офиолитов свидетельствует об ее энсиматической природе. Две другие системы - Кибарская и Ирумиды, протянулись в северо-восточном направлении, разделяя протоплатформы Конго, Танзанийскую и Калахари и отделяясь друг от друга небольшим блоком Банг-веулу (Замбийский эократон). Эти системы носят явно энсиалический характер; их развитие закончилось довольно значительным гранитообразованием, но деформации и метаморфизм проявились в достаточно умеренной степени.
На всем остальном пространстве Африки и Аравии в среднем протерозое господствовал платформенный режим. Местами в условиях слабого погружения происходило накопление осадочного чехла, теперь уже практически неметаморфизованного. Чехол этот слагается на протоплатформе Калахари красноцветны-ми обломочными толщами континентального происхождения.
После кибарского тектогенеза на рубеже среднего и позднего протерозоя, соответствующего планетарному гренвильскому, на какое-то время (200-100 млн лет) весь Африкано-Аравийский континент, вошедший в состав суперконтинента Родиния, находился в условиях спокойного тектонического режима. Однако вскоре, между 900 и 800 млн лет т.н., последовала интенсивная деструкция, значительно превзошедшая по своему масштабу имевшую место в начале среднего протерозоя.
В результате континент оказался расчлененным на несколько сохранивших устойчивость блоков - крато-нов, между которыми возникли глубоководные в своей большей части линейные бассейны с корой океанского или субокеанского типа. Ширина этих бассейнов пока в точности не определена в связи с ограниченностью палеомагнитных данных. Она явно менялась по простиранию, сопровождаясь выклиниванием осевых зон с океанской корой. Это происходит в Северной Африке с тремя главными поясами, протянувшимися в субмеридиональном направлении: Мавританским, Транссахарским и Нубийско-Аравийским. Первые два разделялись Западно-Африканским кратоном, второй и третий - Восточно-Сахарским кратоном. На Западно-Африканском кратоне в конце среднего протерозоя заложилась крупнейшая синеклизаТаудени, в основании которой предполагается существование более раннего рифта, а в ее юго-восточный угол вклинивается авлакоген Гурма- ответвление Транссахарского подвижного пояса.
Экваториальную Африку в широтном направлении от северного Камеруна до южного Судана пересекает другой подвижный пояс - Центрально-Африканский, пока еще слабо изученный. В Южной Африке, в прибрежной Намибии находится тройное сочленение подвижных систем, из которых одна (Каокофельд-За-падные Конголиды) простирается к северу вдоль атлантического побережья, с перерывами достигая Габона, другая также с перерывами и вдоль побережья, но к югу (система Гариеп), достигая Капской провинции ЮАР, где она поворачивает к востоку (система Малм-сбери), а третья - Дам ара-вклинивается в тело континента в северо-восточном направлении, здесь вырождаясь в энсиалическую - Катангиды, и слепо заканчиваясь Луфилийской дугой. Первая ветвь окаймляла с востока кратон Конго, третья - кратон Калахари, а вторая разделяла эти кратоны. Еще одна побочная широтная интракратоиная ветвь Дамарид протянулась вдоль долины Замбези в северном обрамлении крато-на Калахари (см. рис.7-10). Предполагается, что продолжением системы Дамара на Южно-Американском континенте служила система Рибейра в южной Бразилии, примыкавшая с востока к кратону Ла Плата. Обращает на себя внимание приуроченность всех этих подвижных систем к району, где в будущем раскрылась Южная Атлантика, а Мавританиды вряд ли случайно простираются вдоль побережья Центральной Атлантики; Трансеахарский и Нубийско-Аравийский пояса, со своей стороны, на севере открывались в Про-тотетис- первую генерацию Средиземноморского подвижного пояса. Южным продолжением Нубийско-Аравийского пояса являлся Мозамбикский гранулит-гнейсовый пояс, несогласно наложенный своей внешней зоной на прилегающие более древние структуры вплоть до Ирумид, а на юго-востоке надвинутый на пояс Лурио.
Основные события, завершившие развитие всех этих позднепротерозойских подвижных систем -склад-чато-надвиговые деформации, доходившие до образования тектонических покровов, надвинутых на смежные кратоны, метаморфизм, местами достигший гра-нулитовой фации, широкое гранитообразование, проявились в позднем венде, но достаточно высокая тектоническая и особенно магматическая активность продолжились в кембрии и даже начале ордовика. Причем они сказались и за пределами самих подвижных систем, вызвав радиометрическое омоложение. В связи с последним, совокупность этих событий была выделена в свое время британским геологом У.Кеннеди под названием панафриканского орогенеза. Достаточно очевидно, что он соответствует байкальскому в России, кадомскому в Западной Европе, бразильскому в Южной Америке, а отдельные его фазы заслуживают специального наименования.
Posts Tagged ‘Пояс’
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.
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.
Японские острова (четыре главных) принадлежат четырем структурным системам. Восточный Хоккайдо представляет юго-западное окончание Курильской дуги (Корякско-Камчатско-Курильской системы), центральный Хоккайдо - южное окончание Сахалино-Хоккайдской системы, срезаемое Курило-Камчатским и Японским желобами, а п-ов Осима Юго-Западного Хоккайдо является северным окончанием системы, получившей полное развитие в северной части о-ва Хонсю, имеющей северо-северо-восточиое простирание. Она отделяется в центре о-ва Хонсю сдвиго-надвигом Танакура от субширотной системы юго-западной Японии, включающей остальной о.Хонсю и о-ва Кюсю и Сикоку и продолжающейся в архипелаге Рюкю. Поскольку две первые системы уже были рассмотрены выше, здесь будут описаны две остальные -Северо-Восточной и Юго-Западной Япони . Причем в связи с тем, что тектоническая зональность лучше выражена и полнее разработана для Юго-Западной Японии, начнем изложение с этой системы.
Тектонические зоны Юго-Западной Японии закономерно омолаживаются с севера на юг, от Японского моря к Филиппинскому На северном побережье выделяются две зоны террейна: Оки на западе и Хида на востоке. Террейн Оки, сложенный гнейсами и гранитами с возрастом от 2,0 млрд лет, рассматривается как отторженец кратона Янцзы, обнаруживающий сходство с южнокорейским массивом Собасан. Террейн Хида сложен гнейсами, кристаллическими сланцами, амфиболитами, мраморами, гранито-гнейсами с возрастом 1000-250 млн лет, метаморфизованными в кианитовой субфации амфиболитовой фации. Метаморфизм высоких давлений сближает террейн Хида с Дабейшанем на восточном окончании Циньлиня, а средне- и верхнепалеозойский чехол обрамления с бореальной фауной - с Сино-Корейским кратоном. Террейн Хида интрудирован позднегерцинскими гранитами, перекрыт среднеюрскими песчаниками, верхнемеловыми-нижнепалеогеновыми вулканитами, неогеновыми туфами и осадками.
Террейн Оки окаймлен с юга наиболее древними в Японии офиолитами с возрастом до 580 млн лет (их аналоги известны и в северной Японии). К офиолито-вому поясу с юга примыкает пояс Ренге метаморфических сланцев высоких давлений с возрастом 400-300 млн лет. Офиолиты и глаукофановые сланцы выступают вдоль крутого надвига по периферии террей-на Оки, а следующий к югу террейн Акийоси образует пологий тектонический покров, смятый в анти- и син-форму и сложенный метабазальтами и рифовыми известняками океанских островов, обломочными породами, метаморфизованными в зеленосланцевой фации
в поздней перми. В строении покровного комплекса участвуют еще две нижележацие пластины - средняя отвечает метаморфитам высокого давления Сангун с возрастом 230-210 млн лет, образованным по средне-и верхнепалеозойским кремнисто-терригенно-карбо-натно-туфогенным отложениям, а нижняя -офиолитам Майзуру - 280 млн лет. Относительным автохтоном для этих покровов служит мощный юрский с участием верхов триаса и низов мела аккреционный комплекс зоны Мино-Танба, включающий базальты океанских островов, пелагические кремни, рифовые известняки и обломочные осадки, а также олистостромы, метаморфи-зованные в зеленосланцевой фации между 170 и 120 млн лет т.н. Комплекс Мино-Танба надвинут, в свою очередь, на зону Риоке, отличающуюся развитием мета-морфитов низкого давления и гранитов с возрастом 120-170 млн лет. Далее к югу в крупном тектоническое окне выступает комплекс Санбагава, сложенный ме-таморфитами высокого давления - низкой температуры, возникшими по пелагическим осадкам и вулканитам палеозоя-мезозоя в начале позднего мела (100-80 млн лет т.н.). Пояса Риоке и Санбагава образуют вторую пару метаморфических поясов Японии; первую, более древнюю, составляют пояса Хида и Сангун.
Между зонами Риоке и Санбагава проходит разлом, известный как Медианная тектоническая линия Юго-Западной Японии. Она представляет зону крутого надвига к югу и правого сдвига и традиционно принималась как граница Внутренней и Внешней мегазон данной системы. С севера к ней примыкает приразлом-ный прогиб, выполненный мощной толщей верхнемелового флиша.
К югу от окна Санбагава расположена покровная синформа - огромный клипп, состоящий из двух пластин. Нижняя - Чичибу, сложена эквивалентами нижних горизонтов (Tj-J,) комплекса Мино-Танба, а верхняя, крайне своеобразная, известна как зона Куросега-ва. Эта последняя представляет собой мегамеланж из доюрских пород внутренних зон в серпентинитовом матриксе. Фронтальный надвиг покрова Чичибу-Ку-росегава - линия Бутсузу, знаменует окончательное исчезновение с поверхности образований внутренних зон. К югу от нее развит молодой, верхиемеловой-ниж-немиоцеиовый изоклинально смятый аккреционный комплекс Симанто, состоящий из обломочных (турби-диты) и океанских (базальты, кремни) слабо метамор-физованиых пород с чешуями меланжа. Этот комплекс прорван миоценовыми гранитами и несогласно перекрыт моноклинально падающей к югу срсднемиоцено-вой молассой. На подводной окраине Японских о-вов, обращенной к глубоководному желобу Нанкай, он наращивается еще более молодым, верхнемиоцеиовым -современным комплексом отложений, выполняющим преддуговый прогиб, которому в рельефе отвечает подводная терраса, а ниже по склону развит аккреционный клин.
Выделенные в Юго-Западной Японии тектонические единицы в большинстве своем, кроме крайних северных Оки и Хида, прослеживаются к юго-западу в архипелаге Рююо (Нансен), хотя этот архипелаг и отделен от о-ва Кюсю поперечным правым сдвигом субмеридионального простирания. Этаже тектоническая зональность в общем выдерживается и в Северо-Восточной Японии, к северо-востоку от сдвига Таиакура. Но здесь границы между зонами, первоначально представлявшие пологие надвиги, определяются молодыми миоценовыми левыми сдвигами, связанными с раскрытием Япономорской впадины. Кроме того, помимо зоны субдукции вдоль восточной окраины Японского желоба эта система окаймляется зоной субдукции и с запада, со стороны Японского моря, прослеживающейся вплоть до южного Сахалина. В Северо-Восточной Японии, в частности, опознаются аналоги террейнов Хида и Оки, соответственно, в горах Абакума и Китаками (юг), древнейших офиолитов, а также более молодых аккреционных комплексов, до аналогов юрского комплекса Мино-Танба, но некоторые зоны Юго-Западной Японии выпадают или, возможно, скрыты на глубине. На восточной окраине о-ва Хонсю, обращенной к Японскому желобу, полого залегающие с наклоном к желобу кайнозойские осадки
несогласно перекрывают интенсивно дислоцированный мел и лишь в основании склона желоба располагается узкий аккреционный клин.
Японская островная дуга ныне отделена от Корейского п-ова и русского Приморья впадиной Японского моря. Впадина эта имеет ромбовидную форму с длинной осью, простирающейся в северо-северо-восточном направлении на 1000 км; к северо-северо-востоку она переходит в континентальный рифт южной части Татарского пролива. Контуры впадины на северо-западе и юго-востоке конформны структуре Сихотэ-Алиня и Японской дуги, но на западе почти ортогонально, очевидно по разлому, срезают структуры Корейского п-ова. Рельеф и внутреннее строение Япономорской впадины довольно сложные. Она состоит из трех отдельных глубоководных котловин с корой океанского типа; это Центральная (Японская) котловина на северо-западе глубиной до 3650м, с корой мощностью около 8,5 км, из которых 2 км осадков; котловина Ямато (Хонсю) на юго-востоке глубиной до 3 км, подстилаемая корой мощностью в 14 км, в том числе 1-2 км осадков; котловина Цусима на юго-западе глубиной более 2 км, с корой той же мощности, но 4 км осадков. Эти котловины разделены поднятиями Ямато и Оки, представляющими блоки утоненной континентальной коры, в случае байки Ямато обнаруживающей, по данным драгирования, разрез, сходный с разрезами Южного Приморья и северного Хонсю.
Способ и время образования Япономорской впадины ныне достаточно хорошо известны благодаря данным глубоководного бурения и палеомагнитных исследований (рис.5-45). Ее раскрытие произошло в начале среднего миоцена, 16-15 млн лет т.н. в процессе рассеянного спрединга, происходившего на фоне начавшегося 21 млн лет т.н. разворота северо-восточного сегмента Японской дуги против часовой стрелки на 46°, а юго-западного на 56° по отношению к Евразии. Спредингу предшествовал рифтинг и бимодальный вулканизм, он сопровождался, а по мнению некоторых исследователей, был вызван мантийным диапи-ризмом, о котором свидетельствует значительно (более чем вдвое) повышенный и в настоящее время тепловой поток.
Япономорская впадина соединяется на юге узким Цусимским проливом с широким, но неглубоким и почти целиком эпиконтинентальным бассейном Восточно-Китайского моря. Бассейн этот отделен от смежной с востока впадины Филиппинского моря островной дугой Рюкю, а в тылу последней находится его самая примечательная структура - трог Окинава. Этот трог представляет пример молодого, позднемиоцен-плиоце-нового рифта, находящегося на стадии перехода к спредингу диффузного типа, характерного для тыльноду-говых окраинных морей. Глубина дна трога достигает 2200 м, а мощность осадков в его осевой части - почти Зкм. Кора утонена на юге до 17 км; здесь же обнаружены линейные магнитные аномалии спредингового типа, по которым время начала спрединга установлено в 1,9 млн лет т.н. (ранний плейстоцен), а скорость в 2 см/г. На северную часть трога спрединг еще не распространился. О молодости структуры свидетельствует высокий тепловой поток, в среднем почти в четыре раза превышающий нормальный. Внутренняя структура трога довольно сложная, но в общем он представляет собой относительно симметричный грабен, в некоторых сечениях осложненный центральным горстом. Осадочный чехол во многих местах прорван базальтовыми экструзиями. Начальная фаза образования трога Окинава относится к позднему миоцену -раннему плиоцену, а главная - к концу плиоцена - раннему плейстоцену.
С северо-западной, континентальной стороны параллельно трогу Окинава простирается подводная гряда Тайвань-Синзи, представляющая собой складчатое поднятие, возникшее в конце миоцена, но испытавшее на юге последний импульс сжатия в конце плиоцена. Эта гряда расположена уже в пределах шельфовой части Восточно-Китайского моря, а основной бассейн этого моря -Тайванский, находится между грядой Тайвань-Синзи и другой, опять же параллельной ей грядой Фуцзян-Ренан, называемой еще Неокатазиатской. Эта последняя представляет погруженное звено Восточно-Азиатского вулкано-плутонического пояса с отдельными островами, на которых обнажаются магматиты этого пояса. Гряда Фуцзян-Ренан образует порог, отделяющий Восточно-Китайское море от Желтого моря. Основной бассейн Восточно-Китайского моря обязан своим образованием растяжению и рифтингу в конце мела - начале палеогена. Палеогеновые отложения были деформированы в олигоцене, затем последовало отложение неогеновых осадков, которые испытали деформации в конце плиоцена. В течение неогена проявлялся щелочно-базальтовый и толеитовый вулканизм. Мощность неогеново-четвертичного чехла достигает двух и более километров.
Алтайская система - основная структура западной части Алтае-Саянской области. Она простирается в северо-западном направлении и продолжается с территории Казахстана и России на территорию Китая и Монголии, включая в России каледонский Горный и герцинский Рудный Алтай, разделенные разломом. Основная роль в сложении антиклинорных поднятий Горного и Монгольского Алтая принадлежит горноалтайской флишоидной терригенной серии верхнего кембрия - нижнего ордовика мощностью до 9 км, из-под которой местами выступают венд-нижнекембрийские офиолиты и их кремнисто-сланцевый чехол, а также метаморфиты, возможно, докембрийского возраста. Этот каледонский комплекс, интенсивно изоклинально дислоцированный, разбитый кливажем и метаморфизованный в зеленосланцевой фации, несогласно перекрыт молассами среднего ордовика- нижнего силура и нижнего-среднего девона, выполняющими наложенные мульды и грабены. В более крупном Коргонском грабене средний девон сложен вулканитами. Широко распространены позднедевонские гра-нитоиды.
Н.Л.Добрецов и Н.А.Берзин рассматривают Горный и Монгольский Алтай как довольно крупный микроконтинент, основываясь на выходах нижнепротерозойских метаморфитов к северу и юго-востоку от оз. Зайсан, по существу, уже в зоне Рудного Алтая (см.ниже) и некоторых косвенных соображениях.
Зона Рудного Алтая занимает пограничное положение между каледонским Горным Алтаем и поздне-герцииской Зайсанско-Гобийской системой. От последней ее отделяет Иртышская зона смятия, классическая шовная зона. Вдоль нее породы рассланцованы на ширину до 10 км и метаморфизованы до амфиболи-товой фации; она вмещает фрагменты офиолитовой ассоциации и в нее внедрены девонские и пермские гра-нитоиды; последние слагают огромный Калба-Нарым-ский батолит.
Сама Рудно-Алтайская зона заложилась в начале среднего девона на каледонском фундаменте, общем с горноалтайским в качестве краевого вулкано-плутони-ческого пояса над наклоненной к северо-востоку зоной субдукции. Пояс этот активно развивался до раннего карбона включительно, а мощность слагающих его образований достигла 10-12, а на юго-востоке даже 16-18 км. В позднем палеозое Рудный Алтай испытывал преимущественное поднятие, а его активное развитие завершилось становлением комплекса калиевых гранитоидов (более ранняя генерация гранитоидов конца раннего карбона имела диорит-гран одиорито-вый состав).
Крайним северо-западным элементом строения Алтае-Саянской области является невысокий Салаирс-кый кряж. Он имеет сложное строение, состоит из нескольких надвиговых пластин восточной вергентно-сти, в сложении которых участвуетвесь нижний и средний палеозой, начиная с венд-нижнекембрийских офиолитов и кончая нижним карбоном. В этом разрезе проявлен ряд несогласий - в основании горноалтайской серии ордовика (это и есть салаирское несогласие), силура, девона. Салаир надвинут на крупную впадину Кузнецкого бассейна, отделяющую его от Кузнецкого Алатау, который также на него надвинут. Формирование Кузнецкого бассейна началось с накопления живетско-нижнекарбоновой морской терригенно-кар-бонатной формации, основную же часть его выполнения составляет мощная (до 10 км) верхнепалеозойская угленосная толща, в низах лагунно-морская, в верхах континентальная. Но она не завершает разрез бассейна - выше следуют триасовые траппы и еще одна угленосная формация - лимническая юрская. Кузнецкий бассейн почти со всех сторон зажат надвигами - помимо Салаира и Кузнецкого Алатау на него с северо-запада полого надвинут верхний палеозой Томь-Колы-ванской зоны, принадлежащей рассматриваемой далее Зайсан-Гобийской системе.
К востоку от Кузнецкого Алатау, между ним и Восточным Саяном, расположена другая крупная межторная впадина Алтае-Саянской области - Минусинская, фактически состоящая из нескольких более мелких прогибов. Заложение этой впадины, подобно Кузнецкой, относится к девону, представленному молассой, в нижней половине - вулканогенной бимодальной повышенной щелочности, в верхней половине - чисто обломочной. Карбон и нижняя пермь - лимнические угленосные осадки, а в северной части впадины ее разрез дополняется угленосной нижней-средней юрой. Внутренняя структура впадины отличается развитием сун-дучно-коробчатых складок, повторяющих блоковую структуру фундамента.
С образованием Кузнецкой и Минусинской впадин завершилось палеозойское развитие Алтае-Саянской области, включавшее проявление салаирского, каледонского и герцинского тектогенеза.
На востоке и юге досреднерифейское ядро фундамента Северо-Американской платформы обрамляется Гренвильским гранулит-гнейсовым поясом -структурой совершенно иного типа, чем гранит-зеле-нокаменные области архея и раннепротерозойские про-тогеосинклинальные системы. Аналоги Гренвильского пояса известны практически на всех континентах, а он служит в известной степени их тектонотипом.
Обнаженная часть Гренвильского пояса на востоке Канадского щита простирается на 2000 км в юго-юго-западном направлении при ширине 300-600 км. Пояс надвинут по Гренвильскому фронту последовательно на образования Пенокийской системы, эократон Сьюпириор, Лабрадорскую систему, «субпровинцию Макковик» - продолжение Пенокийской системы (см.выше). Восточнее и юго-восточнее породы гренвильского комплекса выступают в ядрах поднятий и в тектонических окнах на всем протяжении Аппалачс-кой системы, от Ньюфаундленда до Алабамы. Они также вскрыты бурением к югу of обнаженного пояса под чехлом Мидконтинента, вновь выступают на поверхность в ядре антеклизы Озарк, в поднятии Арбокл, в ядре антеклизы Бенд, достигая южного края древней платформы близ мексиканской границы. С учетом этого продолжения длина пояса составляет уже 4000 км, причем тот факт, что породы того же возраста установлены на юге Мексики в штате Оахака, позволял предполагать его еще большую протяженность, но недавно была предложена другая интерпретация (см. ниже).
Гренвильский пояс характеризуется прежде всего высоким уровнем метаморфизма с преобладанием пород верхней амфиболитовой и гранулитовой фаций, которые должны были первоначально залегать на глубине порядка 15 км. Характерны для него и пластовые интрузии анортозитов, основная часть которых внедрилась 1480-1410 млн лет т.н. Интенсивная складчатость и надвиги обнаруживают, как и Гренвильский фронт, северо-западную вергентность. Период развития пояса охватывает интервал 1,7-1,0 млрд лет т.н., а заключительные деформации - на рубеже около 1,0 млрд лет т.н., который и принимается за грен-вильскую эпоху орогенеза, приобретшую глобальное значение.
В строении Гренвильского пояса помимо зоны одноименного надвигового фронта шириной до 100 км выделяется еще несколько зон. К фронтальной зоне прилегает Центральный гнейсовый пояс. Помимо кварц-полевошпатовых гнейсов в нем присутствуют мраморы, кварциты и парагнейсы супергруппы Грен-вилл среднепротерозойского возраста, представлявшей первично континентальные или мелководно-морские осадки.
Зона обладает исключительно сложной структурой с развитием пластичных тектонических покровов. Она отделяется разломом от Центрального метаосадочно-го пояса, где на поверхности преобладают образования супергруппы Гренвилл; помимо мраморов, кварцитов и парагнейсов (метапелитов) это амфиболиты и метавулканиты. Структура остается весьма напряженной с развитием пологих надвигов. Отложения грен-вильской супергруппы здесь, очевидно, полностью сорваны с более древнего фундамента. Новая зона разлома отделяет первые две зоны от Центрального гранулитового террейна, к которому приурочены основные массивы анортозитов. Тот факт, что они содержат включения метаосадков гренвильской супергруппы, свидетельствует о раннерифейском возрасте последней. Северо-Восточная Гренвильская провинция отличается более низкой, не выше верхнеамфиболито-вой, ступенью метаморфизма, присутствием анортозитов и метаосадочных пород. В ней распознаются переработанные продолжения архейских и раннепро-терозойских областей Канадского щита, а также сред-непротерозойские образования, включая часть Транслабрадорского батолита, кислые вулканиты с возрастом 1540 млн лет, анортозиты, габбро и граниты -1450-1400 млн лет, и даже щелочные магматиты и красноцветы с возрастом 1330-1200 млн лет. В целом в масштабе всего пояса наблюдается омоложение изотопных возрастов в юго-восточном и южном направлениях.
Коллизионное происхождение Гренвильского пояса не вызывает сомнений, но условия его заложения и самой коллизии остаются неясными. Неясно также, какой из основных разломов пояса может представлять коллизионный шов, главную сутуру. Наиболее вероятным кандидатом считается разлом, отделяющий юго-восточную часть пояса с ее наиболее молодыми, собственно гренвильскими возрастами и ювенильными изотопными соотношениями от остальных зон пояса, первично принадлежавших Лаврентии. При этом лишь полоса вдоль Гренвильского фронта считается пара-втохтонной, а другие зоны признаются полностью ал-лохтонными.
Аналогом Гренвильского пояса в восточной Гренландии является система Каролинид, выступающая в тектонических окнах из под покровов восточно-гренландских каледонид. В ее строении участвуют гнейсы, амфиболиты и граниты архейского фундамента и сред-непротерозойские супракрустальные образования -мраморы, кварциты, сланцы, основные метавулканиты мощностью местами до 8000 м, метаморфизован-ные от зеленосланцевой до амфиболитовой фаций. Интенсивность дислокаций и метаморфизм возрастают к югу, где появляются граниты с возрастом 950 млн лет и проявлена мигматизация (см. рис.2-2).
В общем к началу позднего протерозоя фундамент Северо-Американской платформы оказался уже полностью сформированным. Между тем образование ее чехла на ранее кратонизированных участках началось уже в среднем протерозое, сразу после гудзонского орогенеза.