Этапы развития Южной Америки
Хотя на территории этого континента пока не выявлены породы древнее 3,5 млрд лет, присутствие пород «серогнейсового» (ТТГ) типа с близким к этой дате возрастом позволяет предполагать, что и в Южной Америке начало формирования континентальной (протоконтинентальной) коры относится к раннему архею.
В среднем-позднем архее на территории Южной Америки, как и других континентов, развивались гранит-зеленокаменные области, а завершилось их развитие в конце архея эпохой кратонизации, получившей местное название орогенеза Жекие. На какой площади эпиархейская кратонизация привела к установлению протоплатформенного режима, остается неясным, поскольку нижнепротерозойский протоплатформенный чехол сохранился лишь на крайнем юге эократона Сан-Франсиску (супергруппа Минас).
В раннем протерозое активное развитие возобновилось в восточной части будущего Амазонского кратона, где образовался гранит-зеленокаменный пояс Марони-Итакаюнас. Как указывалось выше, представляется вероятным, что в своей основной части на Южно-Американском континенте этот пояс был энсиалическим, но на севере переходил в энсиматический, подобно своему африканскому продолжению. Помимо данного пояса высокую подвижность в раннем протерозое обнаружила еще северо-восточная периферия эократона Сан-Франсиску.
Завершая раннепротерозойское развитие Южной Америки, кратонизация, получившая название трансамазонского орогенеза, распространилась на значительно большую территорию, чем эпиархейская. На Амазонском кратоне она сопровождалась в самом конце раннего и начале среднего протерозоя полирифтингом и столь характерным для данной эпохи в глобальном масштабе мощным проявлением мантийно-корового кислого и среднего магматизма с широким распространением вулканических излияний и внедрением ано-рогенных гранитоидов, включая граниты рапакиви. Этот магматизм сменился, очевидно, уже в раннем рифеетрапповым магматизмом преимущественно в интрузивной форме, наиболее ярко выраженным в формации Рораима в центре Гвианского щита. Между тем на западной периферии Южно-Американской платформы в раннем же рифее развивается мощный, очевидно краевой вулкано-плутонический пояс Риу-Иегру-Жу-руэна. В среднем рифее процесс смещается еще западнее и формируется новый пояс – Рондония, сходного типа. Для обеих генераций этих поясов характерен не только мощный магматизм с нарастающим щелочным уклоном, но интенсивные деформации и глубокий, до гранулитового, метаморфизм более древних, раннедокембрийских образований, составляющих фундамент этих поясов. Их геодинамическая природа, как и аналогичных поясов юга Северной Америки, остается не вполне ясной. Весьма возможно, что их образование сопровождало коллизию блоков, спаянных затем в суперконтинент Пангею 1.
Тем временем во внутренних районах будущей платформы на фоне преобладания спокойного тектонического режима развиваются энсиалические подвижные системы Уруасу и Эспиньясу, соответственно, к западу и востоку от эократона Сан-Франсиску. Завершивший их развитие орогенез именуется уруасуанским.
Наступившая после него новая эпоха кратонизации не привела, однако, к окончательной стабилизации Южно-Американской платформы. Последовала ее новая деструкция с образованием двух сложных подвижных поясов субмеридионального простирания, но существенно различной природы. Один из них отделил Центрально-Бразильский щит от эократона Сан-Франсиску.«Срединным массивом»-микроконтинентом Гояс, он разделялся на две системы – Парагвай-Арагуайа западная и Бразилиа – восточная. Обе накопили мощные толщин терригенных отложений, свидетельствующие о достаточно интенсивном поднятии прилегающих платформенных блоков. Система Парагвай-Арагуайа на юге поворачивает к западу и, вероятно, соединялась с другой аналогичной подвижной системой, окаймлявшей Амазонский кратон с за¬пада и позднее вошедшей в состав Центральных Анд, их Восточной Кордильеры, и массива Сьерра-Пампа. Недавно обнаруженное присутствие офиолитов позволяет считать все эти системы энсиматическими. Заложению пояса Бразилид предшествовало внедрение расслоенного мафит-ультрамафитового комплекса в массиве Гояс 1270 млн лет т.н., а уже 950 млн лет т.н. начали формироваться, очевидно над зоной субдукции, островодужные известково-щелочные вулканиты. На рубеже 800 млн лет наступил коллизионный этап развития пояса, сначала с надвиганием вулканической дуги на Амазонский кратон, а затем с поддвигом эократона Сан-Франсиску под возникшее сооружение, включая срединный массив Гояс.
Коллизия закончилась 650 млн лет т.н., а постколлизионная стадия с образованием сдвигов, обратных надвигов и внедрением плутонов щелочных гранитов длилась до 500 млн лет т.н.
В Приатлантическом поясе наблюдается сложная чересполосица грабен-прогибов, заполненных терригенными или карбонатно-терригенными отложениями верхнего протерозоя, и промежуточных поднятий-горстов, сложенных кристаллическими породами ранне-докембрийского фундамента. В заключительные фазы бразильского диастрофизма, в венде-кембрии не только прогибы, но и эти поднятия были затронуты деформациями, метаморфизмом до гранулитовой ступени и гранитизацией, что придало известное единство всему этому структурному ансамблю. В это же время здесь возникли межгорные прогибы, заполнявшиеся молассами. Передовой молассовый прогиб, наложенный на юго-восточный край Центрально-Бразильского щита, образовался и перед складчатой системой Парагвай-Арагуайа. В венде-кембрии началось осадконакопление вдоль западной окраины Амазонского кратона.
Аналогичные процессы диастрофизма затронули в этот же период западную периферическую зону бразилид, включавшую будущую Восточную Кордильеру
Центральных Анд и массив Сьерра-Пампы. Предполагается, что здесь могла иметь место субдукция с запада, где начал открываться океанский бассейн.
Относительную устойчивость в позднем протерозое обнаружила центральная часть кратона Сан-Франсиску. Она испытала слабое погружение с образованием одноименной синеклизы и накоплением в ней карбонатно-обломочных, в том числе ледникового происхождения осадков.
К началу-середине ордовика тектонический режим на всей площади Южно-Американской платформы приобрел уже вполне спокойный характер, а в позднем ордовике в ее пределах начались опускания, приведшие к образованию трех длительно, хотя и не вполне непрерывно погружающихся бассейнов – синеклиз Амазонской, Параиаиба (Мараньон) и Парана, а также к почти непрерывному опусканию ее западной пассивной окраины, с которой бассейн Параны периодически вступал в связь. На этом этапе и до середины мезозоя Южно-Американская платформа входила в состав суперконтинента Гондвана.
Сложная палеозойская история Анд еще недостаточно расшифрована, тем более что она протекала существенно по-разному в разных сегментах пояса. В кембрии восточные зоны Северных Анд представляли дистальную часть пассивной окраины Амазонского кратона с накоплением терригенных отложений за счет сноса с последнего, причем Восточная Кордильера отвечала, вероятно, шельфу, а Центральная Кордильера – континентальному склону. Имеются данные о присутствии здесь офиолитов, что может указывать на переход к океанскому бассейну. В ордовике здесь же возникла вулканическая дуга, т.е. окраина стала активной, в конце ордовика она оказалась охваченной складчатыми деформациями, а нижнепалеозойские отложения испытали региональный метаморфизм.
В Центральных Андах в кембрии-ордовике образовался бассейн, энергично заполнявшийся терригенными, вверху флишевыми осадками. Этот бассейн примыкал на востоке к Амазонскому кратону, причем на этом краю временами проявлялся островодужный вулканизм. На западе ограничением этого Перуанско-Бо¬ливийского бассейна служил древний массив Арекипа с его юго-восточным погребенным продолжением, который по современным данным, мог представлять выступ североамериканского кратона Лаврентия. На юге бассейн, видимо, замыкался, выклиниваясь между массивами Арекипа-Антофалья и Сьерра-Пампа, но на этом замыкании в венде – раннем кембрии развивался прогиб Пунковискана, вскоре испытавший складчатость и внедрение гранитов при столкновении ограничивавших его континентальных блоков. Рассматриваемый раннепалеозойский бассейн развивался либо на утоненной континентальной коре, либо частично на новообразованной океанской, о чем могут свидетельствовать выходы мафитов-ультрамафитов и развитие магматической дуги на восточном ограничении бассейна.
Несколько иначе протекало раннепалеозойское развитие в более южном секторе Центральных Анд . Здесь особый интерес исследователей вызвало существование реликта кембрийско-раннеордовикской карбонатной платформы в зоне современной Предкордильеры, причем с фауной не гондванского, а североамериканского, лаврентийского типа. Это привело к представлению, что Предкордильера и более западные зоны Анд, в том числе массив Арекипа, первоначально принадлежали Лаврентии. Однако уже в позднем кембрии – раннем ордовике они должны были от нее отколоться с образованием океанского бассейна, судя по развитию офиолитов этого возраста вдоль западного края Предкордильеры. Существование этого бассейна не мешало, однако, по мнению исследователей, обмену фауной между Предкордильерой и Лаврентией. Другой бассейн с океанской корой, вероятно более узкий и существовавший менее длительное время -с позднего кембрия до аренига включительно располагался между Предкордильерой и Сьерра-Пампой. Кора этого бассейна испытала субдукцию под западный край массива Сьерра-Пампа, на котором в начале ордовика возникла вулканическая дуга Фаматина. В среднем ордовике произошло столкновение Предкордильеры с этой дугой с образованием чешуйчато-надвиговой структуры западной вергентности. С этого времени Предкордильера причленилась к Гондване, окраину которой составляла Сьерра-Пампа, и была охвачена характерным для Гондваны в позднем ордовике покровным оледенением. Между тем начиная с позднего ордовика – силура по западную сторону бассейна, сохранившегося к западу от Предкордильеры, возникла вулканическая дуга примерно на месте Береговой Кордильеры, а перед ней – мощная аккреционная призма. В позднем девоне дуга столкнулась с Предкордильерой, создав сложную складчато-надвиговую структуру восточной вергентности и горный рельеф.
В Боливийских Андах, в противоположность Северным и Чилийско-Аргентинским Андам, поздне-ордовикский диастрофизм (синхронный таконскому Северной Америки) практически не проявился, а в силуре-девоне произошло углубление бассейна с последующим его заполнением флишем. Но в конце девона и этот сегмент Анд, подобно более южному, был охвачен интенсивными деформациями. Эти деформации проявились и в Центральной Кордильере Северных Анд и таким образом распространились на весь Андский пояс – нижний карбон повсеместно ложится с угловым несогласием на более древние образования и там, где он присутствует, представлен молассами, на юге с ледниковыми элементами. Лишь на самом юге Береговой Кордильеры Южных Анд до перми включительно продолжался процесс наращивания аккреционного комплекса, очевидно за счет субдукции с запада, со стороны современного Тихого океана, судя по западной вергентности этого комплекса. С этой субдукцией связано, видимо, и образование тройного пояса позднедевонских-карбоновых батолитовых плутонов гранитоидов – западного, приуроченного к Береговой Кордильере Чили, центрального, совпадающего с Передовой Кордильерой Аргентины и Патагонской Кордильерой, и восточного, простирающегося от Сьер-ра-Пампы к массиву Сомункура во внеандской Патагонии.
После позднедевонского диастрофизма, синхронного акадскому Северной Америки, значительная часть Андского пояса на севере, в центре и на юге подверглась трансгрессии с накоплением мелководных карбонатно-терригенных отложений, как правило, умеренной мощности (сотни метров, реже 1-2 км). Погружения продолжались в ранней перми, но начиная с середины (Перуанско-Боливийский сектор) или конца этой эпохи стали быстро нарастать поднятия, в межгорных впадинах накапливаться красноцветные континентальные молассы, начали проявляться заключительные герцинские деформации, метаморфизм (в Северных Андах) и гранитообразование и наблюдалась мощная вспышка наземного кислого вулканизма, особенно в Южных Андах. Западный вулканический, а за ним и батолитовый пояс на юге отклоняются к юго-востоку и продолжаются – первый в северную, а второй -в центральную внеандскую Патагонию. Здесь они перекрываются и внедряются в более древние, включая позднедокембрийские, метаморфические породы, образуя вместе с ними фундамент молодой Патагонской платформы. Эти тектоно-магматические процессы продолжались в поздней перми и раннем триасе, раньше всего угаснув в Северных Андах.
В триасе произошло причленение Патагонской платформы к древней Южно-Американской платформе. Предложено два альтернативных объяснения этого события. По мнению В.Рамоса, Патагонская платформа представляла микроконтинент (в ее фундаменте действительно присутствует не только метаморфизованный палеозой, включая граниты, но и кристаллический докембрий), который столкнулся с эократоном Рио-де-Ла Плата после поглощения промежуточного бассейна с океанской корой, следы которого, впрочем, не сохранились. По мнению же К.Рапела и С.Кэй, столкновение молодой платформы с краем древней платформы было связано с субдукцией с юга под молодую платформу; этим одновременно объясняется охвативший ее в пермо-триасе и начале юры магматизм, в частности образование Центрально-Патагонского батолита. Последняя версия представляется наиболее правдоподобной.
Так или иначе, побочным результатом произошедшего столкновения явились деформации южного, погребенного под чехлом перикратонного прогиба Чако-Пампы края эократона Рио-де-Ла Плата. Эти деформации выразились в инверсии авлакогена Южных Сьерр Буэнос-Айреса, накопившего перед тем более 5 км средне- и верхнепалеозойских отложений, и в образовании складчато-блокового сооружения Сьерра-де-Ла Вентана, а позднее более северной Сьерра-Тандиль. Поднятие Южных Сьерр Буэнос-Айреса привело к расчленению прежнего перикратонного опускания Чако-Пампы на два прогиба, вытянутых в западо-северо-западном направлении: Рио-Саладо на севере и Рио-Колорадо на юге.
В ранней юре почти вся площадь Патагонской платформы стала ареной ареального вулканизма, продолжавшегося до поздней юры включительно. Его примечательной особенностью является почти абсолютное преобладание кислых лав, которое исследователи объясняют широким плавлением молодой, еще не деплетированной континентальной коры под влиянием накопления в ее основании базальтовой магмы.
Патагонская юрская вулканическая провинция составляет лишь крайнюю западную часть обширной области внутриплитных излияний этого возраста, простирающейся на восток вплоть до Тасмании и Новой Зеландии и включающей крайний юг Африки и север Антарктиды.Этот вулканизм непосредственно предшествовал распаду Гондваны в данном регионе и таким образом завершил гондванский этап его развития. Подобное же значение имел раннемеловой плато-базальтовый вулканизм бассейна Параны, проявившийся в интрузивной форме и севернее, во впадинах Амазонки и Парнаибы, и находящий свое продолжение в Африке, в Намибии – провинция Этендека.
Итак, в поздней юре – раннем мелу Южно-Американская платформа вступает в новый, постгондванский этап своего развития. Внутренние районы платформы вовлекаются в поднятие, погружение впадинсинеклиз практически заканчивается. Продолжается опускание приандской окраины платформы, компенсируемое накоплением морских (на севере) и континентальных (на юге) карбонатно-обломочных осадков. Но новым и главным является образование на месте будущей Южной Атлантики мощной рифтовой системы, реликтом которой на атлантической окраине Южной Америки является серия бассейнов-полуграбенов, в основном располагающихся на шельфе и континентальном склоне. Их развитие началось в самом конце поздней юры с образования обширной Африкано-Бразильской депрессии у северо-восточного угла континента, заполнявшейся аллювиально-дельтовыми и озерными отложениями. Южнее в полосе будущих периокеанских бассейнов изливались базальты. Собственно рифтовая стадия наступила в неокоме. Синрифтовые образования представлены теми же континентальными отложениями и базальтами. Процесс теперь распространился и на северо-восточную окраину Бразилии. В апте движения по сбросам прекратились, но опускания продолжались, и в условиях прорыва вод из раскрывшегося уже южного сегмента Южной Атлантики и аридного климата накопилась мощная, до 2 км, толща солей, с которой позднее оказалась связанной соляная тектоника периокеанских бассейнов. В начале альба последовало раскрытие северного, Бразильско-Ангольского сегмента Южной Атлантики и эвапориты были перекрыты нормально морскими осадками, сначала мелководными карбонатными, а затем более глубоководными глинистыми. В конце мела – начале палеогена наступило обмеление, и область осадконакопления сместилась в зону современной подводной окраины.
Новый этап развития начался в Андском поясе во второй половине триаса и начале юры; его называют собственно андским. Начало этого этапа ознаменовалось прежде всего трансгрессией моря на Южно-Американский континент, прирастившийся в палеозое палео-Андами, со стороны Тихого океана и зарождающегося Карибского бассейна. Вместе с тем западная окраина континента постоянно оставалась активной и на всем ее протяжении существовала вулканическая дуга, свидетельствуя о субдукции океанской коры, которая с этого времени шла непрерывно до современной эпохи. Одновременно формировались предцуговые и задуговые бассейны. Особенно широкий бассейн сформировался в Северных Андах к востоку от Центральной Кордильеры, которой отвечала вулканическая дуга. Здесь сначала накапливались континентальные красноцветы (их накопление ненадолго прерывалось ингресссиями с севера, со стороны Карибского бассейна), а в конце юры образовался крупный солеродный бассейн. С начала мела и до Маастрихта в этом бассейне существовали уже кормальные морские условия и шло накопление исключительно мощной толщи неритических карбонатно-терригенных осадков. Задуговой бассейн из Северных Анд продолжался в Центральные и Южные Анды, где, однако, характеризовался меньшей шириной и глубиной и, соответственно, более грубообломочным составом осадков и присутствием лагунных и континентальных разностей. Задуговой прогиб частично наследует более ранние триасовые рифтогеннные прогибы. В Северных Андах процесс рифтинга продолжался, по новейшим представлениям, до баррема включительно. В Южных Андах в конце юры рифтинг, а затем спрединг в тылу магматической дуги Патагонской Кордильеры привел к образованию бассейна с океанской корой, продолжавшего раскрываться в начале мела, а затем заполненного меловым флишем. Раскрытию этого бассейна непосредственно предшествовало поднятие магматической дуги, превратившее ее в субаэральное сооружение (араукаиский орогенез, по местной терминологии). Продолжение задугового бассейна прослеживается на восток вплоть до о-ва Южная Георгия в северном фланге Южно-Антильской (Скотия) островной дуги. Энсиалический задуговой бассейн существовал в поздней юре и раннем мелу и на противоположной, северной окраине континента; он принадлежал южному флангу Антильской дуги.
В середине мела или даже несколько раньше произошла обдукция офиолитового покрова – пород океанской и островодужной коры бассейна, располагавшегося к западу от края континента – Центральной Кордильеры Северных Анд на западный склон последней. Она сопровождалась метаморфизмом высокого давления низкой температуры, за которым последовал более высокотемпературный метаморфизм и внедрение гранитоидов. Зона субдукции после этих событий сместилась к западу, за Западную Кордильеру, представлявшую, скорее всего, невулканическую дугу, сложенную породами аккреционной призмы. В конце мела -начале палеогена Западная Кордильера причленилась к краю континента. Под влиянием этого столкновения Центральная Кордильера надвинулась на бассейн Восточной Кордильеры.
Среднемеловой импульс эндогенной активности проявился и в Центральных и Южных Андах, в частности становлением крупнейших гранитных батолитов, включая Береговой батолит Перу и Патагонский батолит. В конце мела поднятия Центральных Анд усилились, осадки и вулканиты образуются преимущественно в континентальных условиях, осадки приобретают характер молассовых. Молассы начинают отлагаться и в Магеллановом прогибе.
Большое значение на всем протяжении Андского пояса имела инкская фаза деформаций, начавшаяся в среднем и достигшая кульминации в позднем эоцене. В Северных Андах она затронула полосу от восточного крыла прогиба Атрато между Береговой и Западной Кордильерами Колумбии до будущего прогиба средней Магдалены между Центральной и Восточной Кордильерами. Проявилась эта фаза деформаций и в Береговых хребтах Венесуэлы, где начали формироваться тектонические покровы. В Центральных и Южных Андах активизировались поднятия, вулканизм и образование гранитных батолитов. Крупный батолит Антиохия внедрился в Центральную Кордильеру Колумбии.
В олигоцене в Центральных Андах началось энергичное погружение грабен-прогиба Альтиплано с заполнением его грубообломочной континентальной молассой.
В середине миоцена деформации и поднятия охватили Восточную Кордильеру Колумбии. В ее тылу обособился межгорный прогиб Верхней и Средней Магдалены, а перед надвиговым восточным фронтом -прогиб Льянос – одно из звеньев субандских прогибов. Деформации данной эпохи затронули и более западные зоны Северных Анд вплоть до прогиба Атрато-Сан-Хуан, где, однако, затем возобновилось накопление осадков.
В южной части Центральных и в Южных Андах среднемиоценовой фазе деформаций, известной здесь как Кечуа 2, предшествовала раннемиоценовая Кечуа 1, но наибольшее значение имела фаза Кечуа 3, в Северных Андах известная как просто андская. С этого времени началось наиболее интенсивное поднятие всей горной цепи, в ее пределах возникли крупные грабены – в Эквадоре (Кито), в Чили (Сантьяго), продолжалось погружение грабена Альтиплано в Боливии, образовались стратовулканы вдоль их разломных ограничений, в складчато-надвиговые деформации были вовлечены внутренние крылья передовых прогибов, произошли основные перемещения по фронталь¬ным надвигам орогена на эти прогибы. Новейшее развитие Аид протекало в целом в обстановке поперечного сжатия, связанного с субдукцией тихоокеанских плит с запада и смещением Южно-Американской плиты к востоку под влиянием спрединга в Срединно-Атлантическом хребте. На этом фоне в центральной полосе Анд проявились растяжения, которые и привели к образованию упомянутых выше и других грабенов (эпиорогенных рифтов) и способствовали активизации вулканизма – известково-щелочного, в основном андезитового, вдоль главной оси орогена и щелочно-базальтового в ее тылу.
Особенно широко и мощно плато-базальтовый вулканизм проявился в кайнозое с максимумом в раннем миоцене, во внеандской Патагонии. Перерывы в распространении молодых вулканов вдоль Андского пояса принято объяснять крайним выполаживанием зоны субдукции, связанным, в свою очередь, с пододвиганием хребта Наска между северной и центральной группами, цепи поднятий вдоль трансформного разлома о-ва Пасхи – между центральной и южной группами вулканов.
В последние годы все большее значение придается сдвиговым перемещениям вдоль основных разломов, разделяющих главные структурные элементы, нередко рассматриваемые теперь как аллохтонные террейны Андского пояса.
Сдвиговые перемещения были особенно активны во второй половине палеозоя, когда завершалось развитие пра-Анд, а также в конце мезозоя и особенно в позднем кайнозое на заключительной стадии формирования современных Анд.
В основном в течение позднего кайнозоя образовался столь примечательный изгиб Андского пояса-«Боливийский ороклин» У.Кэри – в районе угла Арики – поворот с северо-западного простирания на севере на меридиональное на юге. Вторичный характер этого изгиба и его молодой возраст недавно нашли палеомагнитное подтверждение.
Анды, в особенности их южная половина, отличаются высокой современной сейсмической активностью, с очагами, достигающими большой глубины. 9.6.1994 г. в Боливии произошло самое крупное из инструментально зафиксированных глубокофокусное землетрясение с очагом на глубине 637 км.
Южно-Американская платформа вплоть до миоцена испытывала в своей основной части лишь весьма умеренное поднятие, а ее наметившиеся еще в раннем палеозое впадины – Амазонская, Парнаиба, Парана -относительное погружение с накоплением континентальных осадков. В северо-патагонских прогибах (Саладо, Колорадо) и на юге Патагонии осадки накапливались в морских условиях. В плиоцене резко усилилось поднятие Гвианского и Бразильского щитов, но депрессии продолжали испытывать относительное погружение.