<<
>>

Африканская платформа

 

Подобно другим платформам южного, гондванс- кого ряда, Африканская платформа характеризуется, особенно в южной части, преобладанием выходов на поверхность фундамента над площадями развития осадочного чехла.

Лишь в северной части фундамент выступает в виде отдельных массивов на фоне более широкого развития чехла, и эта часть платформы может быть условно выделена в качестве Сахарской плиты. В противоположность этому, южную половину платформы можно назвать Южно-Африканским щитом; здесь на фоне широкого распространения докембрия выделяются отдельные впадины-синеклизы, заполненные в основном фанерозоем. Фундамент платформы

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.

Архейский 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 (см. рис.7-1). Два южноафриканских эокрггона-Каапваальский и Зимбабве (рис.7-2), 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 (рис.7-3), 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.

Вулканогенноосадочное 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 - коматии-

тами (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 млрд лет. 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 зеленосланцевой 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.и., 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 (см. рис.7-2). Он отделен от Каапваальского эократона гранулит-гнейсовым раннепротерозойским 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,В млрд лет. 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 млрд лет 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 2460±16 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 (рис.7- 5) архей выступает в западных частях Леоно-Либерийского (Майского) и Регибатского массивов, вторично разделенных наложенной синеклизой Таудени, а во-

сточнее, 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.

Раннепротерозойский комплекс развит в Африке уже в двух разных формах - в качестве платформенного

чехла в пределах сохранивших свою устойчивость эок- ратомов и в составе интенсивно складчатых и метамор- физованных подвижных систем - протогеосинклиналей. Чехольные образования будут рассмотрены несколько ниже, а сейчас мы остановимся на комплексах подвижных систем.

Структурный план будущей Африканской платформы в раннем протерозое, как и на других до- кембрийских платформах, в частности Северо-Американской, определялся мозаикой устойчивых глыб эпиархейской континентальной коры - эократонов, разделенных и позже спаянных линейными раннепротерозойскими складчатыми системами. Из них особое место принадлежит гранулит-гнейсовому поясу Лимпопо, разделяющему эократоны Каапвааль и Зимбабве

Рис. 7-3. Упрощенная карта центральной и западной частей зеленокаменного пояса Барбертон (по Г.Р.Байерли и др.)

1,2- граниты с возрастом 3,0-3,2 млрд лет; 3 - тоналиты, трондьемиты; 4 - группа Моодис; 5 - группа Фиг Три; 6 - группа Онфервахт; 7 - дацитовые вулканиты

Рис. 7-4. Интерпретированный геологический профиль зеленокаменного пояса Барбертон (по Х.Хейбеку и Д.Р.Лоуэ)

Разлом Иниока разделяет два сильно сжатых складчато-надвиговых пояса в образованиях групп Моодис и Фиг Три со встречной вергентностью, указывающей на тектоническое перемещение, направленное от краев ЗКП к его внутренней части. Точки - группа Моодис, белое - группа Фиг Три, жирная линия - предполагаемая поверхность срыва (detachment)

и протягивающемуся на 700 км в близширотном направлении между ними. До недавнего времени пояс Лимпопо рассматривался как позднеархейская структура, но теперь доказано, что главные деформации и метаморфизм он испытал 2,0 млрд лет т.н., что лучше согласуется с фактом его надвигания на эократон Зимбабве, кратонизированный не ранее 2,5 млрд лет т.н.

В поперечном профиле пояса различают две краевые и центральную зоны. Краевые зоны представляют переработанные и метаморфизованные до гранулитовой фации окраины гранит-зеленокаменных областей, соответственно, кратонов Каапваальского и Зимбабве. Обе они надвинуты на незатронутые этой переработ

кой основные части этих кратонов, причем наибольшее надвигание испытала северная краевая зона. Центральная зона отделена от краевых крупными сдвигами, по которым она смещена к западу относительно последних.

В строении центральной зоны различают «фундамент», представленный гнейсами (парагнейсами) с возрастом 3,3 или более миллиардов лет, и метаосадоч- ный «чехол», состоящий из парагнейсов, кварцитов, карбонатов, железистых кварцитов и амфиболитов. Весь этот комплекс вмещает весьма крупные тела расслоенных основных-ультраосновных включая габбро- анортозиты интрузий, датированных в 3,2-3,1 млрд

лет. Таким образом в центральной зоне выведены на поверхность допозднеархейские образования. Но здесь присутствуют и более молодые, превращенные в гнейсы гранитные плутоны позднеархейского - 2,7-2,5 млрд лет, возраста.

Исследователи довольно единодушно рассматривают образование пояса Лимпопо как результат коллизии эократонов Каапвааль и Зимбабве. Однако остается неясным масштаб растяжения и степень деструкции континентальной коры, которые должны были происходить на стадии заложения пояса. Отсутствие офиолитов говорит против образования на месте будущего пояса бассейна с корой океанского типа, но, с другой стороны, значительные различия в структуре и истории развития в архее эократонов Каапвааль и Зимбабве заставляют допустить, что они первоначально должны были находиться на значительном расстоянии один от другого и могли испытать встречное перемещение как вкрест простирания, так и вдоль простирания современного пояса Лимпопо. О существенной деструкции континентальной коры свидельствует вторжение в нее большого объема мантийных выплавок, давших начало расслоенным мафит-ультрамафитовым интрузиям.

Так или иначе, к 2,0 млрд лет т.н. эократоны Каапвааль и Зимбабве уже оказались спаянными в одно целое, известное под названием кратона (протоплатформы) Калахари, а по его периферии развивались подвижные системы (рис.7-6). В западном обрамлении кратона это системы Магонди против эократона Зимбабве и Кейс против эократона Каапвааль. Обе эти системы сложены мощными толщами мелководных обломочных и карбонатных осадков с участием основных вулканитов, отвечающих, очевидно, проксимальной части пассивных окраин эократонов. В системе Магонди намечается переход к западу в более глубоководные отложения, а в системе Кейс к востоку в отложения платформенного чехла (см. ниже). Толщи, слагающие обе системы, сложно дислоцированы, в системе Кейс вплоть до образования тектонических покровов, сорванных с фундамента, очевидно архейского, и в целом надвинутых на смежные эократоны. Метаморфизм от зеленосланцевой до амфиболитовой и даже гранулитовой фации. Обе системы развивались в интервале 2,0-1,7 млрд лет, т.е. во второй половине раннего протерозоя.

Другая, более протяженная, чем Магонди и Кейс, раннепротерозойская складчатая система огибает с

юго-запада и юго-востока Танзанийский эократон (рис.7-7). Западный ее отрезок носит название Рузизи, или Убенди, а восточный - Усагара; ее общая протяженность превышает полторы тысячи километров. Система сложена мощной толщей метапсаммитов, в основном кварцитов, и метапелитов с участием метакарбонатов и амфиболитов. Метаморфизм достигает амфиболитовой, а местами и гранулитвой фации, породы в сегменте Убенди в значительной степени превращены в гнейсы. Дислоцированность отложений довольно высокая, отмечается существенная роль молодых сдвигов. Деформации протекали в две фазы, между 2,0 и 1,8 млрд лет т.н. В сегменте Усагара основной складчатый комплекс несогласно перекрывается мощной толщей андезитов и риолитов, прорванной плутонами гранитоидов. СегментУбенди дополнительно испытал воздействие событий в соседней с юга среднепротерозойской системе Ирумид (см.ниже).

Севернее Танзанийского эократона, вдоль северо- западного побережья озера Виктория простирается еще одна раннепротерозойская система - Рувензори. По составу слагающих отложений, интенсивности метаморфизма и дислокаций и возрасту последних она вполне сходна с системой Рузизи-Убенди-Усагара. Отметим лишь, что среди системы Рувензори имеются выходы архейского фундамента, что, впрочем, вероятно и для системы Убенди-Усагара, и сильнее проявилась мигматизация. Последнее относится и к еще одной складчатой системе того же возраста в Экваториальной Африке - Кимезийской, простирающейся вдоль атлантического побережья от Габона до Анголы в тылу позднепротерозойской системы Западных Конголид (см. ниже). Существенно иными особенностямии отличается пояс раннепротерозойской складчатости, простирающийся в меридиональном направлении через Северо-Западную Африку и включающий восточную часть Регибатского массива, смежный с востока Туарегский массив (Ахаггар), а на юге большую, центральную и восточную, часть Леоно-Либерийского (Майского) массива (см.рис.7-5). Именно в этой последней области пояс наиболее типично развит; здесь слагающие его отложения были выделены под названием бирримия, а заключительная для них складчатость получила наименование эбурнейской; она проявилась в две фазы: 2,1 и 1,9 млрд лет т.н. По типу своего строе- ниия область развития бирримия весьма сходна с гра- нит-зеленокаменными областями архея. Ее аналогом и, вероятно, первоначальным продолжением по другую сторону Атлантики является область Гвианского щита, охваченная трансамазонской складчатостью, одновозрастной эбурнейской. Соответственно, в ее структуре выделяются удлиненные в северо-северовосточном направлении троги, выполненные в различных пропорциях вулканитами и терригенными осадками, метаморфизованными преимущественно в зеленосланцевой фации. Вулканиты представлены метаба

зальтами и в меньшем количестве риолитами, дацита- ми и их пирокластолитами. Эти троги разделены полосами развития более древних гнейсов и более молодых, эбурней-ских, гранитоидов. По своему химизму эти гранитоиды принадлежат к I типу и являются, следовательно, ювенильными, свидетельствуя о заложении Бирримской области на коре океанского типа. Нижние части разреза трогов выполняют более узкие структуры, верхние - более широкие и пологие. Отложения смяты в прямые узкие, до изоклинальных складки.

Несогласно на бирримский комплекс наложены впадины, очевидно рифтогенные, выполненные грубообломочной континентальной тарквийской молассой, известной своей золотоносностью (отсюда колониальное название Ганы - Золотой Берег).

Как отмечалось выше, область развития бирри- мия находит свое северное продолжение по другую сторону синеклизы Таудени в восточной части Регибат- ского массива, где развиты граувакки и вулканиты, несогласно перекрытые кислыми вулканитами включая игнимбриты и прорванные комагматичными им гранитоидами с возрастом 2,0-1,8 млрд лет. Среди этих гранитоидов присутствуют кольцевые интрузии щелочных разностей и граниты типа рапакиви. Еще выше, уже почти горизонтально залегает слабо или вовсе не метаморфизованная моласса. Выходы нижнего протерозоя, в основном эбурнейских гранитов, известны еще севернее в Анти-Атласе, отделенном от Регибатского массива синеклизой Тиндуф, на самом краю Африканской платформы.

Складчатый нижний протерозой развит в Северной Африке и в более восточной полосе, проходящей через Ахаггар (Туарегский массив) и далее с перерывом на юг в Бенин-Нигерийский массив (см. рис.7-5). Здесь состав этих образований существенно иной, чем в описанной выше западной полосе: он представлен кварцитами, сланцами, мраморами, гнейсами, амфиболитами, вероятно первично представлявшими шельфовые образования, возможно даже платформенный чехол. Но они интенсивно дислоцированы, вплоть до образования покровов, и метаморфизованы от амфиболитовой до гранулитовой фации, включая образование чарнокитов, а также прорваны многочисленными плутонами гранитоидов. Возраст метаморфизма и гранитизации 2,1-1,8 млрд лет.

Выходы нижнего протерозоя имеются и в Северо- Восточной Африке, в частности в небольшом массиве Увейнат на границе Ливии, Египта и Судана. Здесь на поверхность выведены породы архея, а также мигматиты и граниты с возрастом ~1,8 млрд лет. Наконец, еще значительно восточнее, на востоке Аравийско- Нубийского щита выявлен блок раннедокембрийской континентальной коры, включающий гранодиориты с возрастом 1628±200 млн лет. Проявления раннепротерозойского (2,1 млрд лет) метаморфизма отмечены на Мадагаскаре. Итак, нижнепротерозойские складчатые, метаморфизованные и гранитизированные образования весьма широко распространены в Африке и Аравии. Это делает очевидным, что к концу раннего протерозоя эта территория была повторно кратомизиро- вана и, вероятно, вошла в состав образованной в это время новой Пангеи. Но на этом не закончилось становление фундамента Африкано-Аравийской платформы; оно продолжилось в среднем и даже позднем протерозое.

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 раннепротерозойским складчатым обрамлением (система Кейс). Западная часть этого пояса носит название Намаква, восточная - Наталь (см. рис.7-5).

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, одновозрастные этой системе и в смежной с ней части ее непосредственно продолжающие. Наряду с этим в центральной зоне системы присутствует зеленокаменный 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 Нам аква-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 гранито-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 промышленно важную олово-вольфрамовую и тантал-ни- обиевую минерализацию.

Параллельно Кибаридам, но на 500 км юго-восточнее, отделяясь раннепротерозойским 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 (рис.7-8), а южнее - системы Гариеп и Малмсбери (Сал- дания), составляющие, соответственно, западное и южное обрамление протоплатформы Калахари с ее среднепротерозойским приращением (Намаква-На- таль). 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 - Катангскую и Замбези.

Западные Конголиды простираются параллельно атлантическому побережью от Габона через Конго до Анголы на расстояние в 1300 км. На юге, на широте Луанды, их продолжение срезает широтный правый сдвиг, благодаря которому вероятное южное продолжение данной системы, идущее на соединение с северной ветвью Дамарской системы, оказывается смещенным в море и скрытым под молодым чехлом. С океанской стороны Западные Конголиды сопровождаются полосой выходов нижнепротерозойского кимезия с возрастом до 2,1 млрд лет. Нижняя часть разреза складчатой системы может относиться еще к среднему ри- фею; она метаморфизована до амфиболитовой фации и помимо кварцитов и пелитов включает толщу базальтов с андезитами и риолитами вверху. Средняя часть разреза сложена уже преимущественно вулканитами - метабазальтами внизу и метариолитами вверху, а верхняя, залегающая несогласно, является полным аналогом позднепротерозойского разреза Катангид, о которых речь пойдет ниже, и состоит из ритмического чередования кварцитов и аргиллитов. Она включает два характерных горизонта микститов, интерпретируемых рядом исследователей как ледниковые образования - тиллиты. В ее верхах все большую роль играют стро- матолитовые карбонаты. Вся эта последовательность отложений смята в умеренно сжатые складки, наклоненные к востоку. Здесь перед складчатой системой простирается передовой прогиб, заполненный красноцветной молассой. Главная фаза деформаций по син- тектоиической интрузии гранитов датирована в 734± 10 млн лет, а заключительная, затронувшая и молас- су - 625-600 млн лет. Известны и посттектонические интрузии, внедрившиеся в конце кембрия - начале ордовика.

Образование системы Западных Конголид связывается с рифтингом между кратонами Амазонским и Конго и их последующим столкновением. Спорным остается масштаб начального раздвига и природа коры возникшего в результате этого раздвига бассейна; некоторые исследователи считают ее океанской, трактуя основные породы разреза как офиолиты, другие это оспаривают, но допускают существенное утонение кон-


тинентальной коры и последующую конвергенцию бортов рифта. Предполагается, что коллизионная су- тура скрыта под чехлом к западу от системы Западных Конголид.

Расположенная южнее, в северной Намибии, система Дамара представляет наиболее полно развитую из складчатых систем этого возраста. Она простирается в северо-восточном направлении от побережья, но дает ответвления к северу и к югу вдоль него. На реконструкциях Западной Гондваны допускается сочленение системы Дамара с южноамериканской системой Рибейра (см. гл.6). На севере система Дамара связана постепенным переходом с чехлом протоплатформы Конго, на юге - надвинута на протоплатформу Калахари по целой серии надвигов, даже тектонических покровов.

Система Дамара с ее ответвлениями заложилась в начале неопротерозоя в виде тройного сочленения континентальных рифтов с накоплением обломочных пород с подчиненными кислыми и щелочными вулканитами, а вверху - карбонатов и эвапоритов. В середине позднего рифея рифтовые грабены и разделяющие их горсты были перекрыты крупной впадиной с широким шельфом на севере и накоплениеми карбонатов, а выше - терригенных осадков. В центральной части впадины в условиях больших глубин отлагались сланцевые и флишоидны толщи, включающие метабазальты, габбро и пирокластолиты с сульфидными рудами, рассматриваемые как свидетельство того, что растяжение достигло стадии новообразования океанской коры. Возраст этих возможных офиолитов определяетя в 830- 760 млн лет. В более северной зоне шельфовые осадки перекрываются молассой, отложенной в интервале 660— 570 млн лет т.н., т.е. уже в венде.

В этой же центральной зоне орогена имеются крупные плутоны син- и посттектонических анатектических гранитоидов, образованных между 750 и 450 млн лет, но в основном 570-540 млн лет т.н., на это время приходится и пик метаморфизма, достигшего амфиболитовой фации. Но наиболее молодой гранитный бато

лит имеет возраст 460 млн лет, он сопровождается ураноносным аляскитом и пегматитами.

Северо-восточное продолжение системы Дамара в Конго и Замбии известно как Катангиды. Эта складчатая система имеет явно энсиалический характер, отличается относительно слабыми дислоцированностью и метаморфизмом, редкостью гранитов, но мощность слагающих ее отложений достигает местами 10 км; накапливались они в интервале 1100-600 млн лет т.н. и имеют трехчленное строение; преимущественно песчаники и конгломераты внизу, рассматриваемые как мо- ласса Кибарид, карбонаты с прослоями аргиллитов в средней части, песчаники и аргиллиты вверху. Два верхних подразделения начинаются горизонтами тиллои- дов (или настоящих тиллитов). Возраст нижнего подразделения 1 100-950 млн лет, т.е. еще среднерифей- ский, среднего, лежащего с некоторым несогласием на нижнем - 950-850 млн лет (низы верхнего рифея), верхнего - 850-600 млн лет, т.е. верхи верхнего рифея - низы венда.

Складчатая система Катангид заканчивается на севере Луфилийской дугой, выпуклой к северо-северо- востоку, к ней приурочены знаменитые стратиформ- ные месторождения медных руд в низах разреза. В тылу этой дуги находится группа куполов с выведенным на поверхность в ядре докатангским фундаментом. Впереди Луфилийской дуги, на погружении блока Бан- гвеулу, аналоги катангских отложений залегают уже практически горизонтально. Сама дуга как бы вписана в Кибариды на северо-западе и Ирумиды на юго- востоке.

Помимо Катангид, Дамарская система дает еще одно ответвление вглубь Африканской платформы; это субширотная система Замбези, окаймляющая с севера эократон Зимбабве и на него полого надвинутая. На востоке эта система сливается с Мозамбикским поясом (см. ниже). Сложная внутренняя структура системы включает элементы раннедокембрийского основания вместе с псаммито-пелито-карбонатными отложениями позднего протерозоя. Интенсивной дислоцирован-

ности всего комплекса, доходящей до образования тектонических покровов южной вергентности отвечает и высокая степень метаморфизма, до гранулитовой фации, снижающаяся в покровах.

Южная ветвь системы Дамара огибает юго-западную и южную оконечности Африканского материка и состоит из двух звеньев: Гариеп и Малмсбери (Салда- ния), разобщенных выступом допозднепротерозой- ского фундамента. В поперечном профиле системы Гариеп наблюдается переход от более грубых и мелководных осадков, залегающих трансгрессивно на фундаменте, на востоке, к бодее глубоководным, включающим базальт-андезитовые лавы и пирокластолиты, а возможно также офиолиты, на западе. Соответственно усложняется и структура, вплоть до образования тектонических покровов; отмечается и присутствие глаукофановых сланцев. Основная фаза деформаций и метаморфизма проявилась на рубеже около 700 млн лет т.н., а посттектонические граниты внедрились значительно позже, около 520 млн лет т.н., т.е. уже в кембрии. Что касается малообнаженной системы Малмсбери, сложенной метатерригенными отложениями, то ее наиболее примечательной особенностью является развитие гранитных батолитов с возрастом 600— 520 млн лет.

Таким образом, для неопротерозойских подвижных систем юга Африки характерно раннее начало активного развития, еще в конце среднего рифея, и позднее его окончание, уже в кембрии, если не в ордовике. В противоположность этому, в северной половине Африки заложение таких систем произошло позже, в начале или даже середине позднего рифея. Здесь намечается три субмеридиональных пояса таких структур: Мавритано-Сенегальский близ атлантического побережья, Транссахарский и Нубийско-Аравийский на востоке. Первые два разделялись Западно-Африканской протоплатформой, образованной в конце раннего протерозоя, а между Транссахарским и Аравийско-Нубийским поясами также имеются редкие выходы раннего докембрия, указывающие на существова- ниие протоплатформы, иногда называемой Восточно- Сахарской.

Мавритано-Сенегалъская система, или Мавритани- ды, простирается в общем параллельно атлантическому побережью Северо-Западной Африки от Мавритании на севере до Либерии на юге. На всем этом протяжении слагающие ее образования надвинуты на Западно-Африканскую протоплатформу - Регибатский массив, синеклизу Таудени и Леоно-Либерийский массив. Надвигание это протекало в три фазы - первую перед вендом (650 млн лет т.н.), вторую - перед кембрием (550 млн лет т.н.) - в южной половине системы, и третью - в позднем палеозое, опять-таки в северной половине системы. Система имеет общее восточно-вер- гентное покровно-надвиговое строение. Трансформными разломами она подразделяется на три сегмента - собственно Мавританиды (Мавритания-Сенегал), Бас- сариды (Мали-Гвинея) и Рокелиды (Гвииея-Сьерра- Леоне-Либерия) с различным возрастом деформаций (см.выше). На западе, со стороны океана, образования системы перекрыты молодым, мезозойско-кайнозойским чехлом Сенегальского периокеанского бассейна, а южнее, в Гвинее, наложенной палеозойской Гвинейской (Бове) синеклизы. По гравиметрическим данным предполагается, что под этим чехлом находится блок докембрийской континентальной коры, аналогичной коре Западно-Африканского кратона и, возможно, представлявший выступ Амазонского кратона. Исходя из этого допускается, что заложение подвижной системы Мавританид произошло в позднем рифее, около 700 млн лет т.н. в результате рифтинга раннедокем- брийского кристаллического фундамента, перекрытого чехлом континентальных осадков средне- и ранне-по- зднерифейского возраста. Рифтинг этот мог достигнуть стадии ограниченного спрединга, судя по присутствию породной ассоциации, тождественной или близкой офиолитовой. Вскоре в западном плече рифта, очевидно вследствие субдукции, возникла энсиалическая вулканическая дуга, а выполнение рифта начало подвергаться сжатию со скучиванием и надвиганием на Западно-Африканский кратон. Этот процесс в Маврита- нидах и Бассаридах достиг кульминации на рубеже рифея и венда, 650 млн лет т.н. Вызван был этот орогенез столкновением ограничивавших первичный рифт древних блоков. В венде по обе стороны ороген- ного поднятия в передовом и тыльном прогибах происходило накопление флиша (с тиллитами в основании). В конце венда (575-555 млн лет т.н.) южные Мавританиды и Бассариды испытали вторую фазу деформаций и метаморфизм. В Рокелидах проявилась лишь эта фаза. Здесь вообще система испытывает резкое сужение и вырождается в сутуру, вдоль которой простирается узкая полоса вендского флиша и офио- литов (?). Последняя фаза деформаций и надвигания - пермская-затронула в основном Мавританиды и лишь отчасти Бассариды. Она была связана с коллизией Гон- дваны и Лаврентии и явилась отголоском аллеганской эпохи деформаций в Аппалачах.

Следующим к востоку крупным неопротерозой- ским складчатым поясом Северной Африки является Транс сахарский пояс. Он прослеживается от восточного Анти-Атласа на севере через палеозойский инверсионный авлакоген Саура-Угарта, где породы этого возраста выступают в ядрах антиклиналей, в направлении горного массива Ахаггар (Хоггар) в центре Сахары, а затем, с перерывом, связанным с наложенной Мали-Нигерской синеклизой, в горный хребет Атако- ра в Того, достигая в конце концов Гвинейского залива. Первоначально этот пояс мог находить свое про- должениие в северо-восточной Бразилии.

Северное звено пояса, обнаженное в эрозионном окне в восточном Анти-Атласе примечательно тем, что здесь обнажена относительно полная офиолитовая ассоциация, прорванная кварцевыми диоритами и перекрытая известково-щелочными островодужными вулканитами. Возраст офиолитов определен в 787 млн лет. Становлению бассейна с океанской корой предшествовал континентальный рифтинг, отчетливо проявленный на прилегающем с юго-запада краю Западно-Африканской протоплатформы образованием роя даек и излиянию мощных покровов толеитовых базальтов. Этот рифтинг датирован в 790 млн лет; за ним последовало накопление на опущенном краю континента турбидитов, черных сланцев и толеитовых базальтов, уже приближающихся к океанским. В ходе панафриканского орогенеза офиолиты и островодужные вулканиты был и надвинуты на образования континентальной окраины и прорваны гранодиоритами с возрастом 680 млн лет. Полное закрытие бассейна и коллизия гипотетического северного континента с Западно-Африканским произошли в венде - 600 млн лет т.н.

Весьма сходная картина соотношения окраины Западно-Африканской платформы и подвижного Транссахарского пояса наблюдается на западе Ахаггарско- го массива. Здесь на раннедокембрийском фундаменте залегает чехол, представленный в основном стромато- литовыми известняками низов верхнего рифея. В него со стороны подвижного пояса внедрен мощный и сложный мафит-ультрамафитовый комплекс, а на него наложен еще более мощный известково-щелочной остро- водужного типа вулканический пояс. Южнее вулканиты приобретают бимодальный характер и появляются интрузии габбро-норитов и диоритов. Метаморфизм возрастает до амфиболитовой фации. Все эти образования интенсивно дислоцированы. Дислокации имеют западную вергентность. Следует отметить, что нигде в Ахаггаре не выявлены настоящие офиолиты, хотя исследователи допускают, что магматическая дуга могла возникнуть на океанской коре.

Рифтинг на краю Западно-Африканского континента, отделившего от него более восточный континентальный блок, датируется в 800 млн лет, а образование магматической дуги - временем до 730 млн лет. За этим последовал высокотемпературный синкинемати- ческий метаморфизм на уровне 710 млн лет и накопление вулканокластического материала восточного происхождения с противоположной активной континентальной окраины. Далее следует фаза становления плутонов известково-щелочных гранитоидов - 635 млн лет т.н., и эпоха коллизии континентальных блоков - 620-600 млн лет т.н. Коллизия была косой, что привело к образованию крупных сдвигов, очень характерных для Ахаггара и ориентированных строго по меридиану. Закончилось активное развитие этой части пояса поднятием, внедрением посткинематических гранитов и накоплением красноцветной континентальной молассы в остаточных прогибах и наложенных грабенах; этот процесс длился до 500 млн лет т.н., т.е. охватил поздний венд и кембрий. Сказанное относилось к западному Ахаггару. Центральный и восточный Ахаг- гар обнаруживают сложную структуру и историю по- зднепротерозойского-раннепалеозойского развития. Блоки раннедокембрийского фундамента чередуются с трогами, заполненными вулканогенно обломочными образованиями верхнепротерозойского (700-650 млн лет) возраста. В эпоху панафриканского орогенеза древние блоки подверглись переработке и весь ансамбль был пронизан многочисленными плутонами гранитоидов.

Южный сегмент Транссахарского пояса находится на территории Того, Бенина и восточной Нигерии. В его внешней, западной полосе, совпадающей с хребтом Атакора и надвинутой на впадину Вольта (см. ниже), развиты слабо метаморфизованные кварцит- пелитовые толщи с подчиненными карбонатами и бимодальными вулканитами. Присутствие в разрезе тиллитов свидетельствует о принадлежности верхней части разреза венду. В восточном направлении, за крупным разломом, сопровождаемым протрузиями серпентинитов, интенсивность метаморфизма резко возрастает и большую роль начинают играть выступы раннедокембрийского (gt;2,0 млрдлет) фундамента. Между ними выделяются троги, выполненные слабее метамор- физованными сланцево-кварцитовыми образованиями, очевидно эквивалентными толщам, слагающим хребет Атакора.

Оба комплекса прорваны гранитоидами, три фазы внедрения которых датированы, соответственно, в 685, 598 и 523 млн лет; первые и вторые являются синтекто- ническими, последние - посттектоническими. Вся эта картина вполне напоминает наблюдаемую в центральном и восточном Ахаггаре.

Слабообнаженная Восточно-Сахарская протоплатформа, простирающаяся на восток до долины Нила, отделяет Транссахарский неопротерозойский подвижный пояс от Нубийско-Аравийского пояса, простирающегося по обе стороны молодого рифта Красного моря (рис.7-9). Этот последний пояс, хотя и сходен с Транссахарским по возрасту слагающих его отложений и их деформаций, существенно от него отличается почти полным отсутствием выходов древнего фундамента и исключением блока Афиф на крайнем востоке аравийской части пояса. Другим не менее существенным отличием служит широкое развитие типичных офиолитов, правда, главным образом в виде меланжа, выступающего вдоль сутур или в составе тектонических

покровов. Еще более широко распространены известково-щелочные островодужные вулканиты, от базальтов до риолитов, и обломочные породы, продукты их разрушения. Среди островодужных образований детальные исследования в северо-восточном Египте позволили различить две генерации - раннюю с возрастом 880 млн лет, представленную габбро, диоритами, тоналитами - внутриокеанскую, и более позднюю, андского типа, сложенную непрерывно дифференцированными вулканитами, закончившую свое формирование к 620 млн лет т.н. За этим последовало становление плутонов гранитоидов того же андского типа и мантийного происхождения на рубеже порядка 550 млн лет. К этому времени, т.е. к началу кембрия, закончилась аккреция вулканических дуг, шедшая последова

тельно с востока на запад, к Восточно-Сахарскому континенту, и произошла коллизия этого континента с более восточным континентом, принадлежавшим Восточной Гондване. Одновременно шло накопление мелководно-морской, а затем континентальной молассы с прослоями кислых лав; на севере она перекрыта среднекембрийскими карбонатами. Между тем основная часть пояса испытывала постколлизиоиное растяжение с образованием роев даек, а также плутонов, в том числе кольцевых, щелочных гранитов и излияниями бимодальных вулканитов. Эти процессы закончились лишь в начале ордовика.

На юго-востоке Аравийского п-ова и по другую сторону Персидского и Оманского заливов в венде на фоне затухающей субаэральной вулканической дея

тельности возник солеродный бассейн Ормуз с накоплением мощной эвапоритовой толщи.

Нубийско-Аравийский пояс в только что описанном виде прослеживается вплоть до Эфиопии, где он сменяется одновозрастным, но резко отличным по своему составу и строению Мозамбикским поясом. Последний является, наряду с Гренвильским, крупнейшим представителем гранулито-гнейсовых поясов мира, столь характерных для протерозоя и начала палеозоя. Его общность с Нубийско-Аравийским поясом подчеркивается помимо взаимоперехода по простиранию и одновозрастности заключительных деформаций тем, что некоторые из офиолитовых зон Нубийско-Аравийского пояса прослеживаются к югу далеко вглубь Мозамбикского пояса. Главное же отличие последнего состоит в том, что за исключением этих офиолитов, Мозамбикский пояс сложен в основном более древними, чем верхнепротерозойские, породами, глубоко переработанными в процессе панафриканского термотек- тогенеза. В переходной между Нубийско-Аравийским

и Мозамбикским поясами зоне, приходящейся на Эфиопию, наблюдается выклинивание к югу полос, сложенных верхнепротерозойскими образованиями и расширение промежуточных блоков переработанных более древних пород.

С запада Мозамбикский пояс ограничен одноименным надвиговым фронтом, подобным Гренвильскому фронту Северной Америки. Мозамбикский фронт простирается в меридиональном направлении до низовьев р. Замбези (рис.7-10). На своем протяжении фронт срезает, в ряде мест почти под прямым углом, более древние элементы структуры Африканской платформы, от архея Танзанийского и Зимбабвийского эокра- тонов и пояса Лимпопо, раннепротерозойской складчатой системы Усагара и вплоть до среднепротерозойской системы Ирумид на юге, закончившей свое развитие на гренвильском рубеже, что тем самым намечает нижний предел возраста самого Мозамбикского пояса. В ряде мест уже внутри пояса прослеживается продолжение структур, срезанных Мозамбикским

фронтом. Это касается зеленокаменных поясов эпиар- хейских эократонов, ранне- и среднепротерозойских складчатых и метаморфических образований, а также отложений осадочных чехлов эократонов, в частности группы Умкондо эократона Зимбабве (нижний протерозой) и аналогов группы Букоба Танзанийского эократона (верхний протерозой). В случае Умкондо прослежено постепенное возрастание степени дислоци- рованности и метаморфизма со вступлением в Мозамбикский пояс.

Внутренняя структура Мозамбикского пояса отличается большой сложностью. Развиты опрокинутые и изоклинальные складки, надвиги, переходящие в тектонические покровы; господствует общая западная вер- гентность. Радиометрические датировки дают большой разброс. На юге, в Мозамбике они в большинстве отвечают гренвильскому возрасту субстрата пояса, очевидно здесь слабо переработанного, но севернее преобладают панафриканские значения. Они позволяют различить в Кенийском сегменте три эпохи деформаций, метаморфизма и гранитизации: 1 - на уровне ~820 млн лет т.н. - опрокинутая складчатость, пластичные надвиги с тектоническим переслаиванием фундамента и чехла, чешуями офиолитов, образование анатектических гранитов, амфиболитовый-гранули- товый метаморфизм - все это связывается с косой коллизией предполагаемого на юге Кибарского (Гренвиль- ского) континента с Танзанийским эократоном; 2 - между 620-570 млн лет т.н. - постколлизионные складчатые деформации и образование пластичных сдвигов, играющих большую роль в структуре пояса, метаморфизм, внедрение синтектонических гранитои- дов; 3 - между 500 и 480 млн лет т.н,- заключительная открытая складчатость, хрупкие сдвиги и охлаждение.

Коллизионное происхождение пояса не вызывает сомнений, но главное значениие должна была иметь коллизия Восточной Гондваны с Западной, произошедшая скорее всего в раннем венде. Впрочем, коллизия эта могла происходить неодновременно в разных сегментах Мозамбикского и Нубийско-Аравийского поясов.

Остров Мадагаскар и Сейшельские о-ва, судя по возрасту заключительных событий их активного развития - 650-485 млн лет, также принадлежат к Мозамбикскому поясу. Однако в структуре Мадагаскара в еще большей степени, чем в структуре материковой части пояса, присутствуют более древние элементы, вплоть до архейских и включая нижне- и среднепротерозойские. Что касается Сейшелл, то здесь выступают граниты двух возрастов: 1320±220 и 710±9 млн лет.

Еще один, пока слабо изученный подвижный пояс панафриканского возраста протягивается в широтном направлении от Камеруна через Центрально-Африканскую республику до южного Судана, отделяя Восточно-Сахарскую протоплатформу от протоплатформы Конго. В нем возможно присутствие переработанных древних элементов наряду с относительно слабо мета- морфизованными верхнепротерозойскими, включая тиллитсодержащие вендские отложения, и ювенильными гранитами с возрастом 600-550 млн лет.

Итак, формирование фундамента Африкано-Аравийской платформы закончилось в начале палеозоя, заняв три миллиарда лет. 

<< | >>
Источник: Хайн В.Е.. ТЕКТОНИКА КОНТИНЕНТОВ И ОКЕАНОВ (год 2000).. 2001

Еще по теме Африканская платформа:

  1. ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ДРЕВНИХ ПЛАТФОРМ ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА
  2. Южно-Китайская платформа (платформа Янцзы)
  3. ЮЖНО-АФРИКАНСКИЙ СОЮЗ
  4. Основные африканские географические проблемы
  5. Африканские культы и протестантизм
  6. В.К.Виганд ГЛОБАЛИЗАЦИЯ И ПОНЯТИЕ «АФРИКАНСКАЯ ОТСТАЛОСТЬ»
  7. Мейер Фортес: социология африканского времени
  8. Глава 2 РИМСКИЙ ГАННИБАЛ: СЦИПИОН АФРИКАНСКИЙ
  9. Соглашение о создании африканской региональной организации по охране промышленной собственности (АШРО)
  10. Африканский корпус Германии - глас вопиющего в пустыне, или песнь о Роммепе...
  11. Африканский национальный конгресс и Южная Африка: прошлое и будущее освободительных движений в миро-системе
  12. 3.10. Соглашение о создании африканской организации интеллектуальной собственности (ОАРІ)
  13. 21 КАК ЭНЕЙ ПОКИНУЛ ТРОЮ И ПРИПЛЫЛ В КАРФАГЕН АФРИКАНСКИЙ
  14. Глава XI ОБЩЕСТВЕННОЕ МНЕНИЕ НА АФРИКАНСКОМ КОНТИНЕНТЕ И ОСТРОВАХ ТИХОГО ОКЕАНА
  15. ОСНОВОПОЛАГАЮЩИЙ АКТ АФРИКАНСКОГО СОЮЗА, 2000 г. (на английском языке) THE CONSTITUTIVE ACT
  16. ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ДРЕВНИХ ПЛАТФОРМ
  17. Мегарельеф платформ суши
  18. МОЛОДЫЕ ПЛАТФОРМЫ