Докембрийский фундамент платформы своей древнейшей частью наиболее широко обнажается в южной половине полуострова, особенно полно в штате Карнатака. Весь этот регион иногда выделяют под названием Южно-Индийского щита . Основная площадь последнего представляет гранит-зеленокаменную область. Как обычно, преобладают в ее пределах выходы гранито-гнейсов, известных здесь как гнейсы полуострова (Peninsular gneisses). Понятие это, как везде, сборное и включает как породы, более древние, чем породы зеленокаменных поясов, с возрастом до 3,3 млрд лет, так и более молодые, чем первая из известных генерация ЗКП - среднеархейская саргурская; возраст этих гранито-гнейсов до 3,0 млрд лет. Следует сразу подчеркнуть, что обе генерации южноиндийских ЗКП - средне- и позднеархейская, отличаются от своих аналогов на всех других материках тем, что в их разрезах преобладают не вулканические, а осадочные породы, превращенные в сланцы. Вот почему индийские пояса традиционно именуются не зеленокамен-ными, а сланцевыми или реже - сланцево-зеленокамен-ными.
Образования саргурской группы не слагают протяженных поясов, а встречаются отдельными их фрагментами, включенными в «полуостровные» гнейсы. В составе этих фрагментов - кварциты, пелиты, карбонаты, толеитовые вулканиты и в подчиненном количестве железистые кварциты. Характерно присутствие зерен хромита и продуктов его разложения, сил-лов мафитов-ультрамафитов с линзами хромита. Развитие кварцитов указывает на начало накопления этих осадков на сиалическом основании; оно продолжалось в мелководно-морских условиях. Саргурские образования, выступая на юге области, метаморфизо-ваны в гранулитовой фации. Они испытали две фазы метаморфизма - первую в конце среднего архея -3,0 млрд лет т.н. и вторую, вместе с более молодыми ЗКП, в конце позднего архея - 2,6 млрд лет т.н.
Вторая генерация южно-индийских ЗКП - позднеархейская дарварская, распространена значительно шире саргурской и испытала гораздо более слабый метаморфизм, не превосходящий зеленосланцевой фации. Дарварские пояса простираются субпараллельно в общем северо-северо-западном направлении. С востока и севера они обычно ограничены разрывами, а на западе их отложения налегают с нормальным несогласным контактом на полуостровные гнейсы с возрастом в 3,0 и более миллиардов лет. Дарварская супергруппа мощностью до 8 км подразделяется на две группы -Бабабудан и Читрадурга. Первая группа начинается в основании конгломератами и ураноносными кварцитами, но состоит перимущественно из вулканитов основного, отчасти ультраосновного, а в верхах кислого состава, а также железистых кварцитов промышленного значения и, подчиненно, кварцитов и филлитов. Вторая группа залегает несогласно на первой, местами с конгломератами в основании, и слагается на 80% осадочными породами, в низах кварцитами, втом числе железистыми, карбонатами, а в основной части мощными граувакками, а также аргиллитами и железистыми кварцитами. В некоторых поясах группа Читрадурга залегает непосредственно на додарвар-ских образованиях и является существенно вулканогенной, с основными вулканитами в нижней части и кислыми в верхней. Накопление дарварских образований протекало в мелководно-морских, частично аллювиальных условиях с некоторым углублением бассейнов и увеличением контрастности рельефа промежуточных поднятий в период отложения граувакк. Предполагается энсиалическое заложение и рифтогенное происхождение дарварских ЗКП, первоначально представлявших полуграбены, которые затем испытали достаточно интенсивное сжатие, были осложнены складчатостью и крутыми надвигами.
Нижний предел возраста дарварского комплекса определяется его налеганием на полуостровные гнейсы с возрастом 3,0 и более миллиардов лет, верхний предел - интрузией линейного гранитного батолита Клосепет, протягивающегося на 500 км в меридиональном направлении при ширине 10-50 км с возрастом 2,6-2,5 млрд лет. Образование батолита связывается с ана-тексисом «полуостровных» гнейсов.
В южном направлении Дарварская гранит-зелено-каменная область переходит в область преобладания гранулитов, занимающую всю южную оконечность полуострова. Переход происходит в полосе шириной 30-60 км восточно-северо-восточного простирания, от пород, образовавшихся на глубине порядка 5 км, к породам, испытавшим метаморфизм на глубине до 35 км. Гранулитовым метаморфизмом охвачены породы как магматического -тоналиты и трондьемиты, так и осадочного (пелиты, кварциты, мраморы) происхождения. Особенно характерны чарнокиты, которые здесь и были впервые выделены. Возраст гранулитового метаморфизма в данной области определен в 2,3 млрд лет, т.е. он был примерно одновременным внедрению севернее гранитов Клосепет, которые, впрочем, на южном окончании батолита, в переходной полосе, уже обнаруживают признаки существенных метаморфических изменений.
В восточной части Дарварской гранит-зеленока-менной области, в районе Майсора, развиты узкие и короткие ЗКП, отличающиеся богатой золотоносностью. Здесь расположена одна из наиболее глубоких золотодобывающих шахт в мире, Коларская. В выполнении этой Восточно-Дарварской группы ЗКП основную роль играют мощные мафит-ультрамафитовые интрузивные тела, перекрываемые тонкими кварцитами и пелитами.
Вторым районом распространения архейских образований в Индии является Сингбумскж мегакупол в северо-восточной части полуострова. Эти образования относятся к среднему архею. Наиболее древними из них являются породы «Древней метаморфической группы»,
датируемые в 3,5-3,3 млрд лет и состоящие из метамор-физованных в амфиболитовой фации терригенных и карбонатных пород и основных лав, а также тоналит-гранодиоритовых интрузивов, превращенных в гнейсы. Более молодой возраст имеет слабее метаморфизо-ванная «Железорудная группа», в составе которой большую роль играют железные и марганцевые руды наряду с филлитами, глинистыми сланцами, основными и кислыми вулканитами и основными интрузивами. Эта серия испытала складчатость, зеленосланцевый метаморфизм и была прорвана поздней фазой сингбум-ских гранитов с возрастом 3,0-2,9 млрд лет.
Третий район развития архея находится в штаге Раджастан. Здесь выделены два комплекса - на западе, на восточном склоне хр.Аравалли это комплекс «Полосчатых гнейсов», а на востоке - Банделькандский изверженный (в основном гранитный) комплекс. Первый имеет среднеархейский (3,5-3,0 млрд лет) возраст и сложен гранито-гнейсами, чарнокитами, мигматитами, пегматитами, аплитами, а также метатерри-генными и карбонатными осадочными породами, интенсивно смятыми в складки северо-восточного -северо-северо-восточного простирания. Второй, Банделькандский комплекс принадлежит скорее верхнему архею и представлен преимущественно гранитами с включениями реликтов разнообразных метаосадочн-ых и метавулканических (основного состава) пород. Rb-Sr возраст гранитов 2,55 млрд лет.
Posts Tagged ‘Развитие’
Фундамент платформы слагают архейские, раннеп-ротерозойские и переработанные в среднем протерозое раннедокембрийские метаморфические образования и гранитоиды. Фундамент этот выходит на поверхность на больших площадях .
Архейский комплекс пользуется значительным распространением, особенно на западе платформы, где он образует два крупных блока - Йилгары и Пилбара. На юго-востоке расположен третий блок- Гоулер. Отдельные выходы архея имеются на крайнем севере континента. Блоки Йилгарн и Пилбара являются одними из наилучше изученных в мире гранит-зеленокаменных областей, причем в первом из них развиты в основном ЗКП позднего архея, а в последнем все они относятся к среднему архею.
Блок Йилгарн, занимающий юго-западный угол Австралии, с запада, юга и юго-востока ограничен разломами, за которыми распространены среднепроте-розойские метаморфиты, и лишь на севере и северо-востоке погружается под более молодые чехольные образования и не целиком представляет граыит-зеле-нокаменную область; на западе блока простирается пояс глубоко метаморфизованных, до граиулитовой фации, пород, преимущественно гнейсов. Их возраст оценивается в 3650-3350 млн лет. Несколько позднее гнейсы были перекрыты чехлом кварцитов и пелитов. Именно в этих кварцитах на севере пояса были обнаружены самые древние из известных на Земле минералов - цирконы с возрастом до 4150 млн лет. В период 3300-3000 млн лет т.н. все эти образования подверглись деформациям, метаморфизму до граиулитовой фации и внедрению граиодиоритов. Предполагается, что весь этот ранне-средиеархейский комплекс послужил фундаментом для развитых восточнее позднеар-хейских зеленокаменных поясов, что подтверждается находками в породах последних цирконов с возрастом 3,5-3,2 млрд лет.
Сами зеленокаменыые пояса блока Йилгарн простираются в общем меридиональном направлении. В поперечном сечении они представляют, как обычно, сложные синформы с развитием надвигов и даже тектонических покровов. Выполнение этих ЗКП, как правило, трехчленное: внизу основные и ультраосновные лавы, выше кислые известково-щелочные вулканиты и, наконец, обломочные, до грубообломочных осадки, залегающие с несогласием на нижележащих образованиях. Обращает на себя внимание почти полное отсутствие андезитов, следовательно, бимодальный характер вулканитов данного блока, что дает основание считать их рифтогенными и/или связывать их происхождение с действием мантийных струй - плюмов. Но есть и другая точка зрения, согласно которой кислые вулканиты являются островодужными, а в ЗКП Кал-гурли даже принадлежащими окраиныо-континентальному вулкано-плутоническому поясу. Метаморфизм ЗКП изменяется от низших ступеней зеленосланцевой фации до высших - амфиболитовой, а на крайнем юго-западе даже гранулитовой, но преобладает зеленослан-цевый метаморфизм.
Максимальный возраст ЗКП блока Йилгарн порядка 3,0 млрд лет, минимальный - около 2,7 млрд лет. Намечается некоторое омоложение поясов в направлении с запада на восток. В интервале 2,8 или 2,7-2,6 млрд лет т.н. ЗКП начали подвергаться деформациям, метаморфизму и внедрению интрузий гранитои-дов, первоначально в виде пластовых тел. Но основная эпоха деформаций, метаморфизма и гранитоидно-го плутонизма приходится на время 2,67-2,55 млрд лет, когда произошло также становление многочисленных гранито-гнейсовых куполов. Эти процессы затронули и Западный гнейсовый пояс. Они закончились к 2,5 млрд лет т.н., после чего блок Йилгарн превратился в эократон, 70% площади которого слагают гра-нитоиды.
Происхождение ЗКП блока Йилгарн трактуется неоднозначно. Несомненно их заложение на более древней континентальной коре, очевидно в результате рифта нга, который мог перерасти в рассеянный или даже нормальный спрединг с образованием нижнего комплекса выполнения ЗКП. Образование кислых извест-ково-щелочных вулканитов может быть связано либо с выплавлением из древнего фундамента, либо с суб-дукцией океанской (квазиокеанской) коры. Гранитои-ды, судя по низким изотопно-стронциевым отношениям, имеют в своей основной массе субдукционное происхождение, но для части из них изотопия свинца заставляет допустить участие продуктов анатексиса континентальной коры. Развитие ЗКП и всего блока завершилось интенсивным сжатием на рубеже архея и протерозоя.
Блок Пилбара значительно уступает по размеру блоку Йилгарн и по ряду важных особенностей существенно от него отличается. Это касается, во-первых, времени кратонизации - 2,85 млрд лет т.н., во-вторых, возраста зеленокаменных поясов, в основном сформированных не в позднем, а в среднем архее и, в-третьих, структурного рисунка. Определяющим элементом последнего служат, как в Среднем Приднепровье или эократоне Зимбабве Южной Африки, округло-овальные гранито-гнейсовые и гранитные плутоны, представляющие не магматические диапиры, а купола. Среди них различаются две генерации: 1 - более древняя или почти синхронная древнейшим образованиям ЗКП с возрастом 3,5-3,3 млрд лет; это гнейсовидные граниты, и 2- более молодая, посттектоническая генерация с возрастом 3,0-2,85 млрд лет.
Зеленокаменные пояса в блоке Пилбара заполняют промежутки между гранитными плутонами, что
создает характерный петельчатый рисунок. Они имеют синклинальную форму, осложненную дополнительными складками и надвигами. Метаморфизм - от низших ступеней зеленосланцевой фации до амфиболитовой и явно связан сгранитоидным плутонизмом.
Состав выполнения ЗКП типично бимодальный. Уже в нижней части разреза чередуются базальты с подчиненными коматиитами и кислые вулканиты. Однако нижняя мощная толща кислых вулканитов отделяется несогласием от не содержащих таких пород самых низов разреза. Обломочные породы преобладают в его средней части, а завершается он снова бимодальными вулканитами с некоторым участием андезитов.
Определение характера фундамента, на котором закладывались ЗКП, затрудняется близостью изотопного возраста древнейших гранитоидов и низов разреза ЗКП -для тех и других получены значения порядка 3,4 млрд лет.
Помимо Западной Австралии выходы архея известны в Южной Австралии - блок Гоулер, и Северной Австралии - выступ Пайн-Крик. В обоих регионах породы относятся к самым верхам архея и представлены глубоко метаморфизованными осадочными образованиями и гранитогнейсами.
Нижний протерозой, в отличие от архея, слагает не изометричные блоки, могущие рассматриваться как ядра континентальной коры, а линейные системы, разделявшие и позднее спаявшие эти ядра. По традиционной классификации, это протогеосинклинальные системы, давшие начало орогенам. Они распространены по всей платформе. Наиболее западной из них является складчатая система Эшбертон, протягивающаяся к югу от блока Пилбара с наложенной протосинеклизой Хамерсли (см.ниже) и переходящая еще южнее в систему Гаскойн. Вместе они образуют орогеи Каприкорн, являющийся продуктом коллизии эократонов Пилбара и Йилгарн в конце раннего протерозоя. Система Эшбертон возникла на месте трога, выполненного 12-14-километровой толщей осадков, среди которых основное место занимает сланцево-граувакковая формация с подчиненными бимодальными вулканитами. Эта толща интенсивно смята в узкие складки северной вер-гентности, осложненные кливажом. К югу, уже в системе Гаскойн, осадки и вулканиты испытывают интенсивный метаморфизм, появляются крупные плутоны гранитоидов и окаймленные гранито-гнейсовые купола. Южная и центральная зоны системы Гаскойн наложены на северное погружение блока Йилгарн. архейские породы которого местами выступают на поверхность в ядрах куполов. И только в северной зоне нет признаков сиалического фундамента; именно она, очевидно, возникла на океанской коре, отмечая собой зону рифтинга и спрединга между блоками Пилбара и Йилгарн. Существенные различия между внутренней структурой и временем кратонизации этих блоков заставляют подозревать, что их должно было разделять значительное океанское пространство и сближение этих блоков сопровождалось крупными горизонтальными перемещениями. Процессы эти начались около 2,0 млрд лет т.н. и закончились 1,7-1,5 млрд лет т.н.
На севере Западной Австралии располагается почти квадратных очертаний выполненная рифейскими отложениями (см. ниже) впадина Кимберли, под которой предполагается существование архейского блока, а по ее южной и восточной окраинам протягиваются сочленяющиеся почти под прямым углом две раннеп-ротерозойские складчатые системы, соответственно, Кинг-Лиополд и Холлс-Крик. Ряд выступов складчатых образований того же возраста среди более молодого чехла имеется и восточнее, в пределах Северных территорий и северного Квинсленда вплоть до п-ова Йорк на крайнем северо-востоке континента. Все эти складчатые комплексы, кроме системы Маунт-Айза в Квинсленде, о которой речь пойдет отдельно, объединяет общность времени заключительных деформаций -1850-1890 млн лет т.н., выделенных в орогенез Барра-мунди, а также условий заложения на сиалической коре и состава слагающих образований. Последние расчленяются на три части: 1 - нижняя часть, состоящая из обломочных пород и основных вулканитов, отражающая фазу рифтинга; 2 - более тонкообломочные, часто углистые осадки с участием карбонатов и железистых кварцитов, отвечающие фазе погружения, и 3 - верхняя часть, состоящая из турбидитов и соответствующая орогенезу Баррамунди. Мощность отложений местами достигает 10 и более километров; начало их накопления датируется 2,2-2,0 млрд лет т.н., т.е. как и в случае орогена Каприкорн, развитие этих систем относится ко второй половине раннего протерозоя, а на первую половину приходится поднятие и эрозия. Отложения интенсивно смяты, метаморфизованы в зеле-носланцевой, реже амфиболитовой и даже гранулито-вой фации, прорваны интрузиями как основного, так и кислого состава. Ассоциация гранитов и кислых вулканитов характерна для завершающей стадии развития этих протогеосинклиналей; в некоторых из них, например в системе Холлс-Крик, они образуют настоящие вулкано-плутонические пояса, заставляя подозревать проявление субдукции, а значит и наличие коры если не океанского, то переходного к ней типа.
Развитие Австралии в архее было сходно с развитием других континентов, особенно Южной Африки. Древнейшим ядром будущего континента является эок-ратон Пилбара, по времени своей консолидации -около 3,0 млрд лет т.н., сходный с Каапвальским крато-ном Южной Африки и первоначально, возможно, составлявший с ним одно целое (см. гл.7). Другие выступы архея Австралии испытали кратонизацию лишь в конце архея. Можно предполагать, что эта кратонизация охватила всю будущую древнюю платформу и что последняя вошла в это время в состав первой, эпиархей-ской Пангеи. В первой половине раннего протерозоя, до 2,2-2,0 млрд лет т.н., платформа сохраняла монолитность и приподнятое положение, но свидетельством начала ее раскалывания являются рои даек, развитые в эократонах Пилбара и Йилгарн (рис.9-8). Во второй половине раннего протерозоя процесс распада первой Пангеи привел к образованию сложной сети подвижных систем (см. рис.9-8), разделенных сохранившими стабильность блоками архейской коры (часть из них -Кимберли, Стёрт, позже оказались погребенными под рифейским чехлом). Раннепротерозойские подвижные системы несомненно заложились на архейской континентальной коре в процессе ее рифтинга, но остается неясным, каков был масштаб растяжения и привел ли он к новообразованию океанской коры, т.е. спредин-гу. Отсутствие выходов офиолитов не позволяет утверждать последнее; однако образование мощных вулка-но-плутоиических поясов на заключительной стадии развития этих протогеосинклиналей заставляет предполагать проявление субдукции если не настоящей океанской, то хотя бы субокеанской коры.
Еще более широко магматизм проявился в конце раннего - начале среднего протерозоя - 1,7-1,5 млрд лет т.н. (см. рис.9-8), в эпоху новой кратонизации, формирования новой Пангеи. Однако и эта кратонизация не привела к установлению платформенного режима на всей площади будущей платформы. В раннем рифее (см. рис.9-8) еще продолжалось активное развитие системы Маунт-Айза и окраин блоков Гоулер и Вильяма, а широтный пояс Патерсон-Масгреив, и его ветвь - пояс Олбэни-Фрейзер, сохраняли высокую подвижность, подвергаясь деформациям, гранитизации и глубокому метаморфизму почти вплоть до конца среднего протерозоя, до гренвильской эпохи . Уже в самом конце протерозоя, перед кембрием, интенсивным деформациям подверглось южное обрамление авлакогена Амадиес, возникшего в начале позднего протерозоя в той же широтной подвижной полосе, посередине пересекающей Австралийскую
платформу. Продолжающая к юго-востоку этот авла-коген интракратонная, а на юге перикратонная система Аделаида завершила свое активное развитие еще позднее, в конце кембрия - начале ордовика. К этому времени Австралия уже вошла в состав Гондваны. Но до этого, в позднем протерозое она составляла часть Восточной Гондваны вместе с Индией и Антарктидой и, по новейшим представлениям, сочленялась своим современным восточным краем с Северной Америкой (Лаврентией), входя в состав другого суперконтинента - Родинии.
В середине неопротерозоя, около 750-725 млн лет т.н., начался распад Родинии с отделением Восточной Гондваны от Северной Америки и образованием между ними пра-Тихого океана. Это событие предварялось континентальным рифтингом, проявленным на австралийской стороне в системе Аделаида. Тихоокеанская окраина Гондваны начала развиваться в активном режиме, что и привело в австралийском сегменте к образованию Тасманского подвижного пояса с его вулканическими дугами, окраинными морями, междуговыми и другими прогибами. Развитие пояса выражалось в последовательной аккреции этих структурных элементов к находившемуся на западе (в современных координатах) континенту. Процесс этот шел скачкообразно, с чередованием эпох сжатия (вероятно более кратковременных) и растяжения. Наиболее крупными эпохами сжатия явились позднедевонско-раннекарбо-новая, знаменовавшая окончание активного развития Лахланской системы и авлакогена Амадиес, позднекар-боновая - затронувшая западную зону Новоанглийской системы, и, наконец, пермско-среднетриасовая, закончившаяся становлением сложной структуры последней, по стилю (широкое проявление обдукции -покровной тектоники) заметно отличающаяся от Лахланской. Дальнейшее развитие данного сегмента активной окраины Гондваны продолжалось уже за пределами современного Австралийского континента, о нем можно судить по Новой Зеландии и Новой Каледонии (см. раздел 9.4), но некоторые участки позднепалеозой-ско-раннемезозойской Новоанглийской системы при распаде Гондваны были отторгнуты от континента и так же оказались за его пределами (плато Квинсленд, микроконтинент Лорд Хау, западная зона Южного о-ва Новой Зеландии). По мере отмирания орогенного режима в Тасманском поясе на значительной его площади началось накопление платформенного чехла, сначала в отдельных рифтогенных впадинах, а затем в крупных и плоских синеклизах Большого Артезианского бассейна и залива Карпентария. А на востоке пояса активно проявлялся магматизм - в позднем мезозое известково-щелочной и субщелочной, как эффузивный, так и интрузивный, а в кайнозое - щелочно-базальтовый, но это уже было непосредственно связано с распадом Гондваны, приведшим в конечном счете к обособлению Австралийского континента.
Процесс этот начался, как обычно, с возникновения в начале юры системы континентальных рифтов, обозначивших контуры будущего самостоятельного континента (рис.9-9). В начале поздней юры, в Оксфорде, начался спрединг в котловине Арго у северо-западного обережья Австралии; в валанжине континентальный рифт образовался на месте будущего раскола Австралии и Антарктиды и распространился к югу вдоль западной окраины Австралии, в апте здесь начался спрединг, приведший к отделению Австралии от Индии с ее северным обрамлением («Большая Индия»). При этом от Австралийского материка откалывались глыбы континентальной коры, создавшие краевые плато - Эксмут, Скотт и другие, а между ними обособились глубокие рифтовые троги, позже превратившиеся в прогибы. В начале позднего мела рифтинг начинается на восточной окраине материка, предваряя раскрытие Тасманова моря, начавшееся в сантоне, практически одновременно с началом спрединга между Австралией и Антарктидой. В палеоцене начинается раскрытие Кораллова моря, определившее северовосточную окраину Австралии, включавшую и подводное плато Квинсленд. Однако этот спрединг вскоре, уже
в начале эоцена, заканчивается, одновременно со спре-дингом в Тасмановом море. Таким образом, контуры Австралийского континента вполне определились к среднему эоцену; они включали и большую часть о-ва Новая Гвинея с шельфовым Арафурским морем и заливом Карпентария. В дальнейшем продолжалось спре-динговое отодвигание Австралии от Антарктиды и постепенный подъем поверхности континента.
Основной складчатый комплекс, слагающий эту систему, имеет средне- и позднепалеозойский и триасовый возраст и сложен слабо метаморфизованной флишоидной сланцево-граувакковой толщей, содержащей прослои кремней и туфов и сходной с серией Торлесс Новой Зеландии
Комплекс этот прослеживается от побережья моря Беллинсгаузена до Южно-Оркнейских островов включительно. Местами среди этого комплекса имеются выходы более глубоко метаморфизованных пород (гнейсы и другие), возможно, отвечающих нижнепалеозойским-верхнепротерозойским образованиям Россид Восточной Антарктиды.
Перед средней юрой основной геосинклинальный комплекс Антарктанд испытал интенсивную складчатость и некоторый метаморфизм и был надстроен вул-кано-плутоническим поясом. В морских или наземных условиях извергались средние и кислые лавы известково-щелочного состава, происходило внедрение гранитных плутонов. Образование этого пояса (дуги) было связано, очевидно, с субдукцией со стороны современного Тихого океана. С этой же стороны пояс сопровождался преддуговым прогибом с накоплением туфо-генных, кремнистых и песчано-глинистых отложений. Другой прогиб - задуговой - возник восточнее со стороны моря Уэдделла, где отлагались песчано-глини-стые осадки. Развитие всех этих структур продолжалось в поздней юре - раннем мелу, а в середине мела проявился новый мощный импульс орогенеза с образованием серии плутонов гранитоидов. В более слабой форме импульс гранитоидного магматизма повторялся еще дважды: в середине сенона и в палеоцене. Все это происходило на фоне нарастания поднятий, распространившихся до Южно-Оркнейских островов. В прогибах стали отлагаться грубообломочные осадки молассового типа, сначала морские, а затем континентальные. В палеоцене зоны осадконакопления оказались вытесненными на край современного шельфа. В эоцене магматизм продолжался, но часть орогена испытала опускание и ингрессию моря, однако перед оли-гоценом поднятия вновь оживились, равно как и известково-щелочной вулканизм. С олигоцена началось отмирание тихоокеанской зоны субдукции, ранее окаймлявшей Антарктанды на всем их протяжении до моря Беллинсгаузена, и к настоящему времени она сохранилась лишь вдоль Южно-Шетландских островов; соответственно сокращался и ареал известково-щелочного магматизма. В олигоцене же произошло отделение Антарктанд от собственно Анд в связи с образованием впадины моря Скотия с океанской корой. В миоцене строение Антарктанд осложнилось образованием рифта пролива Брансфилд - еще одним проявлением новейшего рифтогенеза в Антарктиде.
Меридиональная система Маунт-Айза в Квинсленде отличается тем, что ее активное развитие продолжалось и в раннем рифее, до 1450 млн лет т.н., хотя нижняя часть слагающего ее комплекса испытала орогенез Баррамунди. В результате было сформировано поднятие, по обе стороны которого в раннем рифее накапливались терригенные осадки. Развитие закончилось складчатостью, метаморфизмом и внедрением гранитов на рубеже раннего и среднего рифея.
В Южной Австралии нижнепротерозойские складчатые образования известны в юго-восточной части блока Гоулер и в блоке Брокен-Хилл (Вильяма) уже на границе с Тасманским палеозойским поясом. В блоке Гоулер это мелководные кварциты и пелиты, довольно мощные джеспилиты и мелководные отложения типа платформенного чехла мощностью 1,5-2,0 км, но они подверглись изоклинальной складчатости, метаморфизму до гранулитовой фации и внедрению гранитов в интервале 1,96-1,84 млрд лет т.н. Аналогичные процессы затронули и блок Брокен-Хилл, где нижнепротерозойские отложения также имеют исходный песчано-глинистый состав, но, судя по развитию турбидитов, являются более глубоководными, а по мощности достигают 7-9 км. Их отличает еще присутствие основных и кислых вулканитов, а главное - рудных горизонтов с богатой концентрацией цинка и свинца. Накопление осадков в данном блоке началось между 2,3-2,1 и 1,8 млрд лет т.н., а их метаморфизм произошел уже в начале рифея - 1,66 млрд лет т.н., интрузии наиболее молодых гранитов - 1,49 млрд лет т.н.
Присутствие в трех районах Индии, на северо-западе, северо-востоке и юге, пород протоконтиненталь-ной коры с возрастом порядка 3,5 млрд лет показывает, что, как и на других континентах, к началу среднего архея значительная, если не вся площадь этого субконтинента испытала первую кратонизацию. На новообразованной сиалической коре в процессе рифтинга на юге Индии стали закладываться зеленокаменные пояса саргурской группы. Возобновление гранитизации на рубеже среднего и позднего архея с образованием комплекса «полуостровных гнейсов» сменилось в самом позднем архее деструкцией и образованием новой - дарварской - генерации зеленокаменных поясов. В конце архея на большей части будущей платформы завершилось становление зрелой континентальной коры, низы которой испытали гранулитовый метаморфизм, а затем были выведены на поверхность на крайнем юге полуострова.
В раннем протерозое эта кора претерпела частичную деструкцию с заложением подвижного пояса, разделившего будущую платформу на два эократона - северный и южный. Этот пояс включает на северо-западе Араваллийскую систему, а далее протягивается в широтном направлении через хребет Сатпура и севернее Сингбумского архейского купола. Его внутрикон-тинентальное рифтогенное происхождение не вызывает сомнений, но присутствие офиолитов в Северо-Син-гбумском звене и сходных пород в Араваллийском звене позволяет предполагать, что рифтинг мог перерасти, по крайней мере в некоторых сегментах пояса, в спрединг, хотя и ограниченного масштаба. С окончанием развития широтной части пояса в конце раннего протерозоя уже большая часть будущей платформы испытала полную кратонизацию и на ней начиная со среднего протерозоя стал формироваться осадочный чехол с максимальным накоплением в крупных синек-лизах - Виндийской на севере, Куддапахской на юге. Однако два пояса сохранили свою подвижность - Делийский, возникший с некоторым смещением на месте Араваллиского, и Восточно-Гатский. Тектоническая природа этих поясов, отражанная в их составе и строении, существенно различна.
Делийский пояс возник в условиях возобновления рифтинга, причем на сей раз можно с большей долей уверенности предполагать, что этот рифтинг достиг стадии спрединга, правда, опять-таки ограниченного. Закончилось развитие Делийской системы на рубеже раннего и среднего рифея складчатостью, некоторым метаморфизмом и внедрением гранитов, затронувшим и более раннюю систему Аравалли.
Восточно-Гатский пояс относится к числу типичных гранулит-гнейсовых поясов, обладая всеми присущими таким поясам особенностями. Развитие пояса началось еще в раннем протерозое на архейской континентальной коре и продолжалось в среднем и позднем протерозое, когда произошло его надвигание на рифейский Куддапахский бассейн. Южнее продолжение Восточно-Гатского пояса включает о-в Шри-Ланка и уходит в пределы Восточной Антарктиды, где выявлен Вегенер-Моусонский пояс того же типа и близкого возраста .
В позднем протерозое к западу от Делийской складчатой системы возник вулкано-плутонический пояс Малани, возможно занимающий краевое положение по отношению к Мозамбикскому океану, разделявшему в это время Западную и Восточную Гондвану. В конце протерозоя произошло закрытие Мозамбикского океана с образованием одноименного гранулит-гнейсо-вого пояса и проявлением панафриканского тектоге-неза, нашедшего свой отголосок на Шри-Ланке и крайнем юге Индии. Западная Гондвана, включавшая Африку, Аравию и Мадагаскар, сомкнулась с Восточной, включавшей Индию с Шри-Ланкой, Антарктиду и Австралию.
В течение раннего и среднего палеозоя Индийская платформа, подобно смежной Южной Африке с Мадагаскаром, испытывала общее поднятие, за искюче-нием своей северной, обращенной к Палеотетису пассивной окраины, в проксимальной части которой на северо-западе в позднем венде и раннем кембрии возник солеродный бассейн, общий с Ираном и Аравией. В конце карбона, опять-таки подобно Африке, в центральной Индии начались процессы рифтогенеза и возникла система прогибов, переродившихся затем в грабены - Нармада-Сон, Дамодар, Маханади, Годавари. Их развитие продолжалось до середины, если не до конца мела; они заполнялись комплексом отложений, известных под местными названиями нижней и верхней гондваны и представлявшими ту же последовательность формаций, что и на других гондванских материках, начиная с покровно-ледниковой верхов карбона и кончая раннемеловыми траппами Раджмахала. Вместе с тем северо-западная окраина платформы уже с перми стала обнаруживать тенденцию к погружению и сюда начали проникать морские трансгрессии.
С начала распада Гондваны этот процесс усилился и распространился на северо-восточную, Бенгальскую окраину платформы. А на северо-западе уже в конце триаса возник рифтовый грабен Кач, а затем, восточнее-аналогичный Камбейский грабен. Ъюре морская трансгрессия охватила эту окраину платформы вплоть до п-овов Кач и Катиавар, а в раннем мелу началось формирование Бенгальского залива с океанской корой на южном продолжении одноименного энсиалическо-го бассейна. В конце мела по другую сторону субконтинента раскрылся подобный же бассейн Аравийского моря, отделивший Индостан от Сейшелл и Мадагаскара, еще значительно раньше утративших наземную связь с Африкой. Тем самым завершилось обособление Индийской литосферной плиты, поскольку связь Индостана и Шри-Ланки с Антарктидой нарушилась уже в конце средней - поздней юре и с этого времени начался ускоренный дрейф Индийской плиты к северу, закончившийся в эоцене ее столкновением с Евразией.
Между тем на рубеже мела и палеогена произошло такое крупное событие, как излияние плато-базальтов Декана, с которым некоторые исследователи связывают массовое вымирание ряда представителей фауны на этом рубеже. Саму же вспышку вулканизма обычно объясняют прохождением центральной Индии над горячей точкой, которой в настоящее время отвечает вулканический о-в Реюньон в Индийском океане. Вместе с тем характерна приуроченность траппового поля Декана к тройному сочленению рифтов (рис.8-6)
После столкновения с Евразией движение Индии к северу не прекратилось, но замедлилось. Территория субконтинента начала испытывать нарастающее поднятие, особенно интенсивное на юге, где возникли хребты Западных и Восточных Гат. В то же время продолжалось опускание рифтогенных периокеанских бассейнов, особенно со стороны Бенгальского залива, и началось формирование предгорных молассовых прогибов перед горными сооружениями Белуджистана, Ха-зары-Гималаев, Индобирманских цепей, выросших по периферии северной половины платформы в результате вторжения Индийской плиты в «мягкое подбрюшье» Евразии.
Среднепротерозойский комплекс фундамента развит, однако, значительно более ограниченно, чем ниж-непротерозойский и в основном в южной половине Африканского континента. Наиболее высокоподвижный пояс этого возраста простирается в виде выпуклой к югу дуги через всю южную оконечность Африки от атлантического до индоокеанского побережья, окаймляя с юга протоплатформу Калахари с ее раннепро-терозойским складчатым обрамлением (система Кейс). Западная часть этого пояса носит название Намаква, восточная - Наталь.
Система Намаква имеет весьма сложное и гетерогенное строение. Она надвинута на систему Кейс и тем самым на протоплатформу Калахари, но вместе с тем включает нижнепротерозойские образования, одновоз-растные этой системе и в смежной с ней части ее непосредственно продолжающие. Наряду с этим в центральной зоне системы присутствуетзеленокаменный комплекс и граниты с возрастом 1,3-1,2 млрд лет, которые могут рассматриваться как океанско-островодужные образования. Юго-западнее снова появляются нижнепротерозойские гнейсы, метаосадки и вулканиты, которые могли слагать микроконтинент, столкнувшийся с погребенным краем протоплатформы Калахари в конце среднего протерозоя. Соответствующая сутура отмечена выходами упоминавшейся океанско-острово-дужной ассоциации. Коллизия сопровождалась метаморфизмом, достигшим гранулитовой фации.
В системе Наталь, восточном продолжении системы Намаква, степень дислоцированное™ отложений возрастает еще больше. В тылу фронтального надвига этой системы на Каапваальский эократон выделяется целый пакет тектонических покровов с общим перемещением более 100 км. Самый верхний покров сложен основными метавулканитами и полнокристаллическими мафитами-ультрамафитами, в совокупности рассматриваемыми как офиолитовая ассоциация. Южнее выступают гнейсы и граниты, а также супракрусталь-ные образования, метаморфизованные до гранулитовой фации. Геохимические данные свидетельствуют в пользу их островодужной природы, так что речь может идти о столкновании с континентом Калахари вулканической дуги с поглощением (обдукцией к северу,субдукцией к югу) океанского типа коры промежуточного окраинного бассейна. Развитие этого структурного ансамбля могло начаться около 1,5 млрд лет т.н. и завершилось между 1,1 и 0,9 млрд лет т.н., т.е. в конце среднего протерозоя.
Важно подчеркнуть, что в поясе Намаква-Наталь мы имеем один из очень немногих доказанных примеров развития среднепротерозойских офиолитов в мире и, следовательно, существования в этом зоне подвижных систем, включающих бассейны с океанского типа корой.
Существенно иного характера подвижный пояс развивался в среднем протерозое в Центральной Африке, в Конго, Бурунди, Руанде и Уганде. Этот Кибар-ский пояс северо-восточного простирания имеет явно целиком энсиалическую природу; он протягивается между эократоном Конго на северо-западе, Танзанийским эократоном на востоке и блоком Бангвеулу на юго-востоке (см. рис.7-7). На юго-западе Кибариды уходят под позднепротерозойскую Луфилийскую дугу. Сложены Кибариды мощной, 10-12-километровой толщей слабо метаморфизованных пелитов и псаммитов, в основном кварцитов, грубеющих кверху, с подчиненным участием карбонатов и бимодальных, преимущественно основных вулканитов. Заложение системы произошло около 1,4 млрд лет т.н. и вскоре (1,35 млрд лет т.н.) сопровождалось бимодальным магматизмом. Первая фаза складчатых деформаций с образованием граиито-гнейсовых куполов датируется в 1280-1260 млн лет, а главная фаза деформаций и становления гранитных батолитов закончилась к 1180--1100 млн лет т.н. с последующим образованием сдвигов и внедрением вдоль них небольших тел щелочных гранитов с возрастом 980-970 млн лет, несущих про-мышленно важную олово-вольфрамовую и тантал-ни-обиевую минерализацию.
Параллельно Кибаридам, но на 500 км юго-восточнее, отделяясь ран непротерозойским блоком Бангвеулу, протягивается вполне сходная по составу слагающих отложений и по возрасту их деформаций система Ирумид. На юго-западе, подобно Кибаридам, она упирается в Луфилийскую дугу, а на востоке постепенно сливается, с повышением степени метаморфизма до гранулитового, с южной частью Мозамбикского пояса (см. ниже). Общая структура Ирумид дивергентная, со срывом метаосадочного выполнения с раннедокем-брийского кристаллического фундамента.
Конец среднего протерозоя ознаменовался новой стабилизацией Африканской платформы. Это стабильное состояние в северной половине Африки удерживалось до 900-850 млн лет, но в ее южной половине вскоре последовала деструкция с образованием новых подвижных систем, которые группируются в два пояса. Один из них с перерывами прослеживается на расстояние в 3000 км вдоль атлантического побережья и включает Западные Конголиды и северную ветвь системы Дамара, примыкающие к протоплатформе Конго , а южнее -системы Гариеп и Малмсбери (Сал-дания), составляющие, соответственно, западное и южное обрамление протоплатформы Калахари с ее среднепротерозойским приращением (Намаква-Наталь). На севере Намибии от Приатлантического пояса под почти прямым углом (тройное сочленение!) вглубь платформы отходит мощная система Дамара, далее к северо-востоку дающая две ветви - Катанг-скую и Замбези.
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.
В пределах Китайско-Корейской древней платформы развиты две различающиеся по морфологии, истории, кинематике и, очевидно, происхождению крупные рифтовые системы, имеющие, впрочем, обе субмеридиональное простирание - западная, Циркум-Ордосская (по Е.Е.Милановскому), и восточная, Восточно-Китайская; их разделяет антеклиза Шаньси .
Циркум-Ордосская система, как показывает ее название, развита по периферии Ордосского блока платформы. Ее основная ветвь, известная под названием Фэнвей, простирается вдоль западного края Ордоса от окаймляющего Циньлинский ороген крупного Северо-Циньлиыского левого сдвига к северо-северо-востоку до хр. Яншань в окрестностях Пекина. Ее ширина достигает 80 км. Составляющие систему грабены расположены кулисообразно и построены относительно симметрично. Смещения по ограничивающим их разрывам носили не только сбросовый, но и сдвиговый характер, и в целом система представляет
зону не только северо-западного - юго-восточного растяжения, но и северо-северо-восточного левосдвиго-вого смещения (транстенсия).
Развитие подсистемы Фэнвей началось в позднем эоцене и продолжается до современной эпохи, о чем свидетельствует высокая сейсмичность. За это время в грабенах накопилось до 6-8 км континентальных обломочных отложений, причем распределение их мощностей показывает, что интенсивность рифтинга возрастала во времени.
Вторая подсистема Виркум-Ордосской системы дугообразно охватывает Ордосский блок с северо-запада; здесь амплитуда погружения рифтов достигает 10-12 км. Магматизм в Циркум-Ордосской системе проявлен незначительно.
Мощность земной коры под юго-восточной (Фэнвей) ветвью Циркум-Ордосской системы сокращена до 34-36 км, под северо-западной до 38-40 км против 44™ 46 км подОрдосом и Циньлинем. Но заметного подъема кровли астеносферы не наблюдается; он составляет всего 20 км.
Восточно-Китайская рифтовая система отличается значительно большей шириной, достигающей 300-450 км в средней части, а ее протяженность составляет -1500 км. Она протягивается через Северо-Китайскую равнину, залив Бохай Желтого моря и долину р. Ляохэ на севере; ее восточным ограничением служит зона сдвига Танлу, а на юге она, подобно подсистеме Фэн-вей, срезается Северо-Циньлинским сдвигом.
В соответствии со своей большой шириной Восточно-Китайская рифтовая система обладает сложным внутренним устройством и относится к категории по-лирифтовых систем. Она состоит из серии односторонних грабенов, разделенных более узкими горстами. Ограничены они листрическими сбросами, которые на глубине 10-15 км, очевидно, сливаются в единую поверхность срыва (detachment), полого наклоненную к востоку. Таким образом, эта система развивалась по модели асимметричного рифтинга - простого сдвига Б.Вернике. И здесь разломы имеют сдвиговую составляющую, т.е. снова налицо транстенсия.
Развитие системы началось еще в раннем эоцене, но закончилось к миоцену, когда на ее месте начала формироваться более широкая и плоская Северо-Ки-тайская синеклиза. Выполнение грабенов состоит в основном из континентальных обломочных, но местами с морскими прослоями отложений; их мощность достигает 10-12 км. В отличие от Циркум-Ордосской системы, вулканиты в разрезе играют заметную роль; они имеют толеит-базальтовый или щелочно-базаль-товый состав.
Глубинное строение Восточно-Китайской системы характеризуется заметным утонением земной коры -до 28-32 км против 34-40 км по периферии, а кровля астеносферы поднимается до 80 и даже 60-45 км по сравнению со 100-150 км на окружающей территории, т.е. налицо проявление мантийного диапиризма. Система отличается весьма высокой сейсмической активностью.
Судя по времени начала и окончания рифтинга, его связь с Индо-Евразийской коллизией здесь не просматривается, и скорее речь может идти об отдаленном влиянии конвергенции Евразийской и Тихоокеанской литосферных плит (или их субплит).
Следует добавить, что бассейн Бохай один из самых богатых нефтегазоносных бассейнов Китая.
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.