Афгано-Белуджистанский сегмент

Этот, следующий к востоку сегмент Альпийско-Гималайского пояса имеет своими естественными ограничениями на западе меридиональную зону разломов вдоль ирано-афганской границы, входящую в систему Урало-Оманского линеамента, на севере - Гератский (Герирудский), или Главный Гиндукушский разлом субширотного, а на востоке северо-восточного простирания, на юге Макранскую зону современной субдукции коры Аравийского моря, и на востоке северо-западный край Индостанского кратона, перекрытый передовыми прогибами и надвигами альпийского пояса, здесь представленного Белуджистанскои покровно-складчатой системой.

Гератский разлом, составляющий северное ограничение рассматриваемого сегмента, играет большую роль в строении всего региона и имеет чрезвычайно сложное строение. С конца палеозоя и в течение значительной части мезозоя вдоль него проходила южная граница Евразийской литосферной плиты и входившей в ее состав Тураиской молодой платформы.

Большое значение в строении и развитии восточной части данного сегмента Альпийско-Гималайского пояса имеет Чаман-Мукурская левосдвиговая зона северо-северо-восточного простирания. На юге она продолжается в Индийский океан в виде трансформного разлома Меррей, а на севере сочленяется с Гератским разломом, после чего продолжается вдоль западного ограничения Памира, благодаря чему вся зона получила название Афгано-Памирского сдвига. Этот ее северный отрезок соединяет сейсмофокальныезоны Гиндукуша и Памира, из которых первая наклонена к северу, а вторая - к югу.

Собственно Гератский разлом сопровождается с юга так называемой Банди-Баянской зоной, которая, по существу, представляет зону приразломного мегамеланжа, в которую вовлечены образования, характерные скорее для Туранской плиты, чем для прилегающего с юга мезозойского подвижного пояса. Это ран-недокембрийские гнейсы и кристаллические сланцы, зеленые сланцы верхов протерозоя, карбонатно-терри-генная формация нижнего и карбонатная среднего палеозоя, красноцветная грубая моласса верхнего палеозоя (на севере), шельфовые карбонаты верхней юры и мела. Палеоген выполняет прогиб, заполненный пе-строцветной лагунной молассой, увенчанной наземной вулканогенной базальт-риолитовой формацией, очевидно рифтогенной. Наконец, непосредственно вдоль Гератского разлома простирается система при-сдвиговых (pull-apart) узких впадин, заполненных грубой неогеновой молассой.

Банди-Баянская зона полого надвинута к югу на несколько более широкую Фарахрудскую зону, имеющую западо-юго-западное простирание и, как и Банди-Баянская, расширяющуюся к западу и пережатую на востоке с приближением к Чаман-Мукурскому разлому. Юго-восточным ограничением Фарахрудской зоны служит Шахрудский разлом, по которому на нее надвинут Центрально-Афганский древний континентальный блок. На востоке Фарахрудская зона вдоль Урало-Оманского линеамента приходит в торцовое сочленение с Восточно-Иранской флишево-офиолито-вой зоной. В самой Фарахрудской зоне офиолиты выступают как вдоль ее разломных ограничений, так и в пределах самой зоны из-под мощной сланцевой формации верхнего триаса - нижней и средней юры, содержащей олистолиты пермотриасовых известняков центрально-афганского типа. Толща эта весьма интенсивно дислоцирована, затронута кливажем и местами региональным метаморфизмом до амфиболитовой фации. Она несогласно перекрыта верхнеюрским-нео-комским флишем, так же испытавшим значительные деформации. Выше с еще более резким несогласием залегают конгломераты и рудистовые известняки бар-рема-апта, смятые уже в крупные пологие складки. Эти отложения, в свою очередь, несогласно перекрыты грубой континентальной красноцветной молассой палеогена, на уровне эоцена частично замещаемой андезитовыми вулканитами, с которыми связаны мелкие интрузии среднего и кислого состава.
Центрально-Афганский массив представляет крупную глыбу древней, докембрийской континентальной коры, разделяющую две зоны, заложенные на коре океанского типа - Фарахрудскую, о которой речь уже шла выше, и Тарнакскую на юго-востоке. Сам массив разделен разломом на два блока - Гильмендский, северозападный, и Аргандабский, юго-восточный. В первом из них обнажается наиболее древний, доверхнепроте-розойский фундам ент - гнейсы, кристаллические сланцы, кварциты, мраморы, метаморфизованные до альмандин-амфиболитовой фации, мигматизированные и вмещающие интрузии гранитоидов. Галька последних встречена в верхнепротерозойской толще зеленых сланцев, обнаженной в восточной части Гильмендского блока и в Аргандабском блоке. Верхнепротерозойский разрез сложен первично карбонатно-терригенными породами, а в верхах - основными вулканитами. Он дислоцирован в крупные прямые складки, разбитые аналогичными разрывами.

Чехол в Гильмендском блоке имеет девонско-три-асовый возраст, в низах (D3-P,) карбонатно-терриген-ного, в верхах (Р,-Т) карбонатного состава. В Аргандабском блоке разрез более полный, от венда до юры, с чередованием терригенных и карбонатных (Р,-Т2 и J3) отложений, и более мощный, до 6-9 км. Он образует крупные пологие складки, на которых несогласно залегают нижнемеловые молассы и вулканиты. Все эти образования в обоих блоках прорваны крупными телами средне- и позднемеловых гранитоидов. Имеются небольшие впадины и грабены, выполненные неогеном. Наиболее примечателен поперечный грабен с разрушенными позднеплиоценовыми стратовулканами.

Тарнакская зона вклинивается с юго-запада между Центрально-Афганским массивом и Чаман-Мукурским сдвигом и к северо-востоку замещается офиолитовым швом. Развитые в ней, в основном в виде меланжа, офиолиты имеют верхнетриасовый возраст, их верхняя часть имеет спилито-диабазовый и песчано-кремнис-тый состав. Нижний мел представлен обломочными породами, известняками и андезитовыми вулканитами. Вместе с более древними образованиями они интенсивно дислоцированы в середине мела с обдукцией офиолитов на Центрально-Афганский массив и Кабульский блок, прилегающий к северной части Чаман-Мукурского сдвига с востока (см. ниже). Верхнемеловые отложения в Тарнакской зоне маломощные, мелководно-морские терригенно-карбонатные, а палеоген развит ограниченно.

Все перечисленные выше зоны Центрального Афганистана уходят на юго-западе под неоген-четвертичный чехол обширной Сейстанской впадины. На юге последней из под этого чехла выступает Чагайское вул-кано-плутоническое поднятие, сложенное средне- и верхнемеловыми андезитовыми вулканитами с линзами рудистово-мтанковых биогермов, перекрытыми маастрихтскими известняками. Эти вулканиты вместе с аналогичными вулканитами района Кандагара в Тарнакской зоне образуют меловую Чагай-Кандагарскую вулканическую дугу. Крылья Чагайского поднятия сложены туфогенно-аргиллитовым с прослоями нуммули-товых известняков эоценом, собранным в крупные складки, прорванные плутонами гранитоидов. На северной и южной периферии поднятия в миоцене образовались прогибы, заполненные красноцветной молассой. В конце плиоцена вдоль разлома на северной границе северного прогиба возникла цепь андезито-даци-товых вулканов, составляющая восточное продолжение молодого вулканического пояса южной окраины Лутского блока.

К югу от Чагайского поднятия известны выходы офиолитов, которые служат связующим звеном между офиолитами Восточно-Иранской и Тарнакской зон и отвечают внешней по отношению к Чагай-Кандагар-ской вулканической дуге, образованной на скученном офиолитовом основании в южном обрамлении Центрально-Афганского микроконтинента, зоне.

Далее к югу, в пограничной между Ираном и Пакистаном области Макран в широтном направлении простирается широкая аккреционная призма, связанная с зоной субдукции, развивавшейся в течение всего кайнозоя вдоль северной окраины Оманского залива. Северная зона Макрана сложена мощной толщей палеогенового и миоценового флиша, смятой в узкие южно-вергентные, осложненные надвигами складки. В прибрежной части Макрана этот флиш погружается под несогласно залегающую плиоцен-четвертичную молассу. Мощная (до 6-10 км) толща осадков, также смятая в складки, слагает подводную окраину Макрана непосредственно в висячем крыле современной зоны субдукции. Последная намечается по расположению очагов землетрясений, прослеживаемых до глубины 80-100 км, и определению их фокальных механизмов. Эта сейсмофокальная зона наклонена сначала очень полого, а затем испытывает более крутой наклон к северу. Строение Макранской аккреционной призмы осложнено, подобно многим другим таким призмам, проявлениями глиняного диапиризма и грязевого вулканизма.

Макранская зона на западе сливается с южным продолжением Восточно-Иранской флишевой зоны, а на востоке отклоняется к северо-востоку и по другую сторону Чаман-Мукурского разлома находит свое продолжение в Катавазском прогибе, расположенном в тылу Белуджистанской (Сулейман-Киртарской) складчатой системы. Этот прогиб выполнен дисгармонично смятым нижнепалеогеновым флишем - его нижняя часть, более тонкоритмичная, смята в узкие складки, а верхняя, более грубая по составу, в широкие синклинали, разделенные гребневидными антиклиналями. Катавазский прогиб выклинивается на севере, в районе Кабула, зажатый между ограничивающими его разломами. Здесь между его окончанием и Чаман-Мукур-ским разломом расположен небольшой, но своеобразный Кабульский блок древней континентальной коры. Нижняя часть кристаллического фундамента блока сложена гнейсами, гранатово-слюдяными сланцами и амфиболитами с прослоями кварцитов и мраморов, метаморфизованными в альмандин-амфиболитовой и даже гранулитовой фации. Породы эти выступают в ядрах гранито-гнейсовых куполов. Радиометрические датировки (К-Аг метод) дали для них явно омоложенные позднепротерозойские значения, но истинный возраст данного комплекса скорее всего раннедокембрий-ский. Он несогласно, с конгломератами в основании, перекрывается слабее метаморфизованным комплексом, предположительно нижне- или среднепротерозой-ским. Древнее ядро Кабульского блока с востока и юго-востока окаймляется байкальским комплексом основных вулканитов, габбро и диабазов (офиолитовая ассоциация?), метаморфизованных в глаукофановой фации.

Чехол Кабульского блока, резко несогласно залегающий на докембрийском фундаменте, представлен мощной карбонатной формацией верхнепермско-юр-ского возраста, перекрытой меловой терригенно-вул-каногенной толщей. На эти пологоскладчатые образования тектонически налегает офиолитовый покров, обдуцированный с юго-востока, где вдоль контакта Кабульского блока с Катавазским прогибом протягивается полоса офиолитового меланжа. Покров этот, расчлененный на несколько останцов, частично запечатан нижнепалеогеновыми обломочными отложениями - очевидно краевой фацией катавазского флиша.

Кабульский блок рассматривается рядом исследователей как отторжеиец Индостанского кратона, западную погребенную границу которого проводят вдоль Чаман-Мукурского разлома. Но возможно и другое толкование-этот блок может быть отторженцем Центрально-Афганского микроконтинента.

Белуджистанская (Сулеймап-Киртарская) складчатая система простирается вдоль северо-западного края Индостанской платформы, отделяясь от нее прерывистой полосой передовых молассовых прогибов. На юге она срезается берегом Аравийского моря, а на севере широтным разломом Сароби, по которому на ее северное окончание надвинуто сооружение Кохис-тана и Хазары, связанное уже с Гималаями. Белуджис-танская система общей длиной более 2000 км состоит из двух звеньев - северного, которому соответствует хребет Сулеймановых гор, и южного, выраженного хребтом Киртар. Оба они характеризуются восточной вергентностью и в плане вырисовываются в виде выпуклых к востоку фестонов, на сочленении которых в северо-западном направлении протягивается грабен Сиби, заполненный молассами.