Геохронология докембрийских формаций [1970 Тугаринов А.И., Войткевич Г.В.

К древнейшим формациям Индии принадлежат гнейсы фундамента, залегающие ниже так называемого эпархейского несогласия (пуранской группы), впервые отнесенные к архею в 1907 г. Т. Холлендом. Еще в 1880 г. среди этих пород Р. Брюс выделил древнейшие толщи дарварской системы, слагающие синклинории северо-западного простирания в фундаменте Южной Индии, к югу от области развития деканских траппов в Южном Бомбее и Майсуре. Затем докембрийская толща Майсура была описана У. Смитом (1915 г.). Б. Рама-Рао в 1940 г. на основании проведенных им геологических исследований произвел наиболее полное расчленение системы Дарвар (табл. 70). Общая мощность дарварской толщи, исходя из этой схемы, несомненно превышает 10 км. Нижний дарвар везде сложен комплексом вулканогенных отложений, измененных в зеленокаменные породы (рис. 54).

Таблица 70. Разрез докембрия в Майсуре. По Б. Рама-Рао (1940)

Рис. 54. Схематическая геологическая карта дарварских пород Южной Индии. По М. С. Кришчану: 1 - деканские траппы; 2 - карнулские и бимасские толщи; 3 - верхний куддапах; 4 - куддапахские траппы; 5 - нижний куддапах; 6 - клосепетские граниты; 7 - чарнокиты; 8 - дарварские породы

Выше дарварской системы залегают чемпионские гнейсы и гнейсы Майсура, подвергшиеся интенсивной мигматизации, и, наконец, чарнокитовые породы, распространенные в центральных частях Южной Индии и в Восточных Гатах.

К наиболее поздним магматическим проявлениям докембрия Южной Индии, согласно Б. Рама-Рао и М. Кришнану, относятся граниты Клосепет. Древний возраст этих формаций впервые подтвержден А. Холмсом, установившим возраст монацита из пегматитов Бангалура 2300 млн. лет.

Измерения изотопного состава свинца, выделенного из амфиболит-пироксеновых сланцев и галенита Колара, относящихся к нижнему дарвару, показали по изотопному отношению Рb²⁰⁷/Рb²⁰⁶ в обыкновенном свинце ~2900 млн. лет (рис. 55, 56). Полученные данные сопоставлены с изотопным составом галенита месторождения Читалдург. Значение Pb²⁰⁷/Pb²⁰⁶ 0,203 указывает на вероятный возраст этих пород около 2900 млн. лет. Этот вывод основан на том, что галенит возник в результате мобилизации свинца самих толщ при их перекристаллизации в гранулитовую стадию метаморфизма (Б. Рама-Рао). Подобное значение возраста близко к верхнему пределу возраста древних формаций основного состава других докембрийских разрезов (например Приднепровья Украины, нижних карелид Балтийского щита и др.).

Рис. 55. Геохронологическая схема кристаллического фундамента Индийского щита. По А. П. Виноградову и А. И. Тугаринову: 1 - господствующие простирания структур; 2 - значения возраста (в млн. лет)

Рис. 56. График значений возраста амфиболитов Колар и гнейсов района Аравалли

Ортиты мигматитов, развивающихся по гнейсам майсурского типа в районе г. Бангалур, показали сходящиеся значения возраста 2700 млн. лет. В то же время, по существу в пределах того же региона, монациты из пегматитов, ассоциирующих с гранитными телами клосенетского типа, дали хорошо сходящиеся по разным изотопным отношениям значения 1900-2100 млн. лет (см. табл. 78). Весьма показательно, что значения возраста, полученные для тех же древних мигматитов аргоновым методом, оказались более юными (2300-2400 млн. лет); по-видимому, это связано с частичной потерей аргона (табл. 71).

Подобные соотношения значений возраста свойственны породам древнейших докембрийских щитов вообще. Так, например, для древнейших формаций основного состава Приднепровья Украинского щита и карелид Балтийского щита характерны значения возраста от 3000 до 3500 млн. лет, а большинство прорывающих их интрузий в областях нижнепротерозойских геосинклиналей относится к эпохе 2100-1800 млн. лет.

Следующей по возрасту является область сложного складчатого пояса Восточных Гат, образующих отчетливо выраженную горную систему, состоящую из кряжей северо-восточного простирания. Восточные Гаты сложены главным образом гранитами, чарнокитами и кондалитами. С запада к Восточным Гатам прилегает впадина, сложенная куддапахскими породами. Облик горной страны Восточные Гаты получили в результате поднятия в пост-куддапахское время и последующей денудации. Породы, слагающие область Восточных Гат, высокометаморфизованы, в них широко развиты гранат и силлиманит. В породах этого типа особенно распространены кондалиты - кварц-гранат-силлиманит-графитовые сланцы, иногда с присутствием полевого шпата. Из магматических пород здесь развиты чарнокиты, обнаруживающие интрузивный контакт с кондалитами и местами испытавшие вторичное изменение - альбитизацию и мирмекитизацию. В некоторых местах залегают своеобразные гибридные породы, возникшие в результате взаимодействия марганецсодержащих отложений с интрузивными породами (Л. Фермер назвал их кондруитами). Они состоят из спессартит-андрадитового граната, ортоклаза, апатита и марганцевого пироксена, присутствующих в разных количественных соотношениях. Кондалиты Восточных Гат являются, по мнению многих исследователей, продуктами наиболее глубинных зон метаморфизма.

Продолжением Восточных Гат на северо-востоке, вероятно, являются некоторые структуры плоскогорья Шиллонг (Ассам), которые находятся на общей линии простирания. На юго-западе Гаты, по всей вероятности, переходят в некоторые структуры о. Цейлон.

Ранние представления о возрасте толщ Восточных Гат базировались на измерениях возраста самарскита и ортита из пегматитов, прорывающих эти формации, выполненных без изотопного анализа свинца и показавших 1570-1760 млн. лет (А. Холмс, У. Асватанарайяна, С. Карункаран и др.).

А. П. Виноградовым, А. И. Тугариновым и другими исследователями был измерен возраст цирконов, выделенных Муртти из чарнокитов и кондалитов. Во всех изученных образцах они дали совпадающие значения возраста по Рb207/Рb206, равные 2600 млн. лет (см. табл. 78).

По данным Муртти, среди пород Восточных Гат выделяется три типа акцессорных цирконов: в апикальных частях массивов чарнокитов северо-западного побережья Бенгальского залива наблюдаются хорошо оформленные кристаллы однородного циркона; в кондалитах тех же районов присутствуют окатанные, округлые зерна циркона; наконец, в глубоких срезах гранитоидов катазоны встречаются цирконы сложного строения - внутренние ядра обычно мутные, округлой формы, но периферии они обрастают прозрачным цирконом второй генерации, образующим правильные кристаллы.

По морфологии кристаллов циркона можно судить, что их возникновение должно быть связано с ранними этапами метаморфизма первичноосадочных формаций Восточных Гат. Таким образом, полученные значения возраста по Pb²⁰⁷/Рb²⁰⁶ грубо характеризовали время седиментации этих толщ, поскольку их метаморфогенное перерождение, по-видимому, следовало непосредственно за седиментацией.

Верхний предел возраста формаций Восточных Гат оказался несколько более древним, чем предполагавшийся А. Холмсом и др. Проведенные измерения возраста ортитов из пегматитов Неллуру и Дарабандама показывают значения от 1900 до 2100 млн. лет (см. табл. 78).

Как показывают данные, полученные свинцово-изохронным методом, возраст пегматитов Восточных Гат и района Бангалура (Клосепет) идентичен. Однако обыкновенный свинец района Восточных Гат в отличие от центральных районов Южной Индии аномально обогащен РЬ²⁰⁷, что указывает на различные условия седиментации формаций Восточных Гат и Дарвара.

Следовательно, накопление осадков в Восточных Гатах происходило в интервале от 2600 до 2000 млн. лет, т. е. уже после завершения формирования кристаллического фундамента Дарварского пояса. Этим достаточно хорошо объясняется причина появления структур северо-восточного простирания Восточных Гат, срезающих северо-западные структуры Дарвара. На юге Индии, в южном продолжении Восточных Гат, отмечаются области более юного магматизма, датируемые 550-700 млн. лет, отражающие влияние Цейлонской орогении.

Севернее Восточных Гат, в южной части провинции Бихар, находится наиболее крупная и интересная в металлогеническом отношении рудная провинция Сингхбхум (рис. 57).

Рис. 57. Схематическая геологическая карта района Сингхбхума с данными измерений возраста горных пород Рудные залежи: 1 - урана, 2 - апатита, 3 - меди, 4 - железа; 5 - натровый гранит; 6 - эпидиорит; 7 - граниты Сингхбхума; толща Данджури: 8 - амфиболитовые сланцы, эффузивы, 9 - песчаники конгломераты; 10 - железорудная серия; 11 - сланцы, кварциты серии Чайбаса. Цифры на парте - значения возраста (в млн. лет)

Этот район представлен в южной части (близ Чампуи) древней метаморфической серией, сложенной плагиоклаз-роговообманковыми, диопсид-мусковитовыми сланцами, подвергшимися интенсивной гранитизации, превратившими значительную часть толщи в гранодиоритовые гнейсы. Отдельные минералы этой толщи датированы Ar/К методом 3300-3100 млн. лет. Согласно выводу, сделанному авторами этих определений Т. С. Саркар, А. Саха и Д. Миллер, время накопления этой древней метаморфической толщи более 3300 млн. лет, возраст же метаморфизма около 3200 млн. лет.

Сингхбхумские граниты, прорывающие этот метаморфический комплекс, датированы 2700 млн. лет.

Следующей в разрезе является так называемая железорудная серия, оконтуривающая Сингхбхумский массив гранитов с севера. Т. С. Саркар и др. приписывают этой железорудной серии более древний возраст, чем сингхбхумским гранитам. Однако возраст метаморфических минералов из этой серии, датируемый 2400 млн. лет, оказывается моложе древних гранодиоритов. В то же время в северо-восточной части массива известны отдельные гранитоиды, явно пересекающие железорудную серию с возрастом 2100 млн. лет. Таким образом, более вероятен предел времени накопления железорудной серии 2700-2400 млн. лет.

Следующие после этого мощные излияния эффузивов Чайбаса, занимающие северную часть региона с нарастающими мощностями к северу, отложения формации Дхальбхум были прерваны так называемой Сингхбхумской орогенией.

В течение этого орогенного цикла (1600 млн. лет) возник так называемый Медный пояс в виде дуги, обращенной к северу, оконтуривающий область развития железорудной формации на юге. Вдоль этого пояса наблюдается мощная зона дробления, сопровождающаяся внедрением альбититов (натровых гранитов), сопровождающихся образованием метасоматических апатитовых, медноколчеданных залежей и урановой минерализацией (Джадагуда).

Измерения возраста показали, что возраст сингхбхумских гранитов, равно как и натровых гранитов, в данном районе свинцово-изохронным методом определяется в 2100 млн. лет. Возраст апатита и магнетита из метаморфической толщи составляет, по данным свинцово-изохронного метода, 1950±50 млн. лет, т. е. в пределах точности измерения время становления гранитов и возраст метаморфических минералов достаточно близки. В отличие от них возраст уранинит-апатитовой минерализации метасоматических залежей Сингхбхумэ (Джадагуды) значительно моложе - 1600 млн. лет (рис. 58). Последняя дата совпадает с измерениями возраста альбититов и сланцев аргоновым методом - 1500 млн. лет, что, возможно, свидетельствует о связи метасоматических залежей с позднейшим метаморфизмом всего региона.

Рис. 58. График значений возраста метасоматитов Джадагуды (Сингхбхум) в млн. лет. Цифры у кружков соответствуют номерам образцов в табл. 78

Дальнейшие события в этом районе выразились в излиянии лав Дальма и накоплении осадочной толщи Кольхан, завершившихся заключительным всеобщим метаморфизмом как северной, так и южной части региона, вплоть до Ноамунди датируемым 850-900 млн. лет.

В северной части штата Бихар распространены геологические формации орогенного пояса Сатцура, которые простираются в восток-северо-восточном направлении - от области развития деканских траппов до области Гая и нижнего течения р. Ганг, где структуры пояса скрываются под покровом аллювия.

Система Сатпура характеризуется сложным сочетанием осадочных метаморфических и изверженных горных пород. Особенно широко развиты пегматиты около Бихара, к северо-западу от Калькутты, известные как крупнейшие месторождения слюды и простирающиеся от области Гая на востоке до области Бхагалпур на западе. Догондванские породы залегают к югу от р. Ганг в следующей стратиграфической последовательности:

К югу от данного района железорудная серия подстилается серией Гангпур, которая по петрографическому сходству сопоставляется с залегающей к западу серией Заузар. Обе эти древние серии характеризуются присутствием мраморов и вместе с железорудной серией гранитами и пегматитами, залегающими согласно по отношению к складчатости, образуют типичный древний орогенный пояс. Этот пояс простирается примерно в том же направлении, что и пояс Сатпура. Название пояса и серии дано по горному хребту Сатпура, в котором сланцы, мигматиты и граниты простираются в восток-северо-восточном направлении. Л. Фермор в 1936 г. отнес эти породы к продолжению геологической структуры, залегающей под деканскими траппами в виде так называемого комплекса Чоти-Нагпур. М. Крукшенк сопоставляет их с серией Заузар и частично с комплексом кварц-гематитовых пород, которые могут быть эквивалентными чисто железорудной серии. В восточном направлении продолжение пояса Сатцура представлено, вероятно, серией Шиллонг на плато Ассам, отделенном от Бихара широким понижением по долинам Ганга и Брахмапутры.

Радиоактивные минералы в пределах складчатого пояса Сатцура встречаются в некоторых пегматитах Бихара вблизи Сингара и Ранчи. Возраст этих минералов исследовался классическим свинцовым методом В. Р. Крейнером, А. Холмсом, Т. С. Саркаром, А. П. Виноградовым, А. И. Тугариновым и др. Результаты этих исследований позволили окончательно принять значение возраста 960 млн. лет как дату интенсивного пегматитообразования, охватившего этот регион (рис. 59).

Рис. 59. График значений возраста минералов пегматитов Сатпурского пояса (в млн. лет). Цифры у кружков соответствуют номерам образцов в табл. 78

Следует отметить, что явно дискордантное положение пегматитовых тел по отношению к вмещающим их гнейсам оставляло открытым вопрос о времени накопления самого осадочного субстрата этой метаморфической толщи. Одно определение возраста ампангабеита из пегматитов в районе Бенди (см. табл. 78, обр. 37) показало хорошо сходящееся значение возраста - 1230 млн. лет, свидетельствующее о разновозрастности пегматитовых тел Сатпурского пояса и, вероятно, о значительно более древнем возрасте самой вмещающей формации. Косвенным указанием на время седиментации толщи является обыкновенный свинец микроклина, указывающий на вероятные вариации возраста толщи около 1500 млн. лет.

Областью наиболее юных тектоно-магматических проявлений в докембрии Индии на основании единичных определений возраста пегматитов, выполненных А. Холмсом, У. Асватанарайяной и др., является Раджастхан. Здесь выделяются три разновозрастных докембрийских комплекса:

1) гнейсовый комплекс северного и северо-западного простирания, образующий наиболее древний фундамент района, на котором отложились позднейшие формации;

2) комплекс складчатого пояса Аравалли в основном северо-восток - юго-западного простирания, которое по мере приближения к деканским траппам, покрывающим структуры пояса, переходит в южное и юго-восточное;

3) комплекс складчатого пояса Дели, повторяющего простирание гор Аравалли, сложенного в основном так называемой делийской системой.

Образование этих комплексов завершилось формированием крупнозернистых пегматитов с богатой редкометальной минерализацией, причем между доделийскими и постделийскими пегматитами наблюдается отлетливое различие. Более древние доделийские пегматиты среднезернистые, часто рассланцованные и нарушенные позднейшими тектоническими движениями; характеризуются крайне скудной минерализацией. Постделийские пегматиты - грубозернистые, массивные, лишены последующих нарушений; отличаются богатой минерализацией и во многих местах содержат радиоактивные минералы (уранинит, монацит, самарскит), цо которым были выполнены возрастные определения свинцовым методом, показавшие вариации от 740 до 580 млн. лет.

Как отмечалось выше, система Дели несогласно залегает на более древнем комплексе (так называемой серии Райало) и несогласно же перекрывается породами виндийской системы. Полный разрез делийской системы (по М.Кришнану, 1949) в пределах главного синклинория имеет следующий вид:

После отложения делийской системы произошла интенсивная складчатость, сильно нарушившая первичное залегание пород системы. (В данном случае под названием "система" мы подразумеваем крупный комплекс, близкий к объему серии в представлении советских геологов.) Как показывают мощность, петрографический состав и структура делийской системы, она представляет собой типичную геосинклинальную толщу тектонического цикла Дели.

Этот цикл завершается в Индии интрузиями эринпурского магматического комплекса, представленного различными типами пород с ведущим значением гранитов. Последние состоят главным образом из крупнозернистых разностей и сопровождаются пегматитами и аплитами. Кроме того, выделяют еще маланийскую интрузивную серию, внедрившуюся в отложения делийской системы. Она представлена так называемыми джалорскими и сиванскими гранитами, которые считаются более молодыми, чем эринпурские. Породы маланийской интрузивной серии залегают в ненарушенном состоянии на араваллийских отложениях, но проявляют отчетливо выраженное несогласие с вышележащими верхневиндийскими породами. Исходя из геологических соотношений, возраст маланийской интрузивной серии является предположительно постделийским, может быть, нижневиндийским. Таким образом, после завершения отложения делийской системы в пределах Делийского орогенного пояса последовали два этапа (цикла) проявлений магматизма - эринпурский и затем маланийский.

В работе по геологии Раджастхана А. М. Хирон (Heron, 1953) произвел сопоставление докембрийских комплексов этой области (табл. 72).

Таблица 72. Стратиграфическая схема докембрия Раджастхана. По А. М. Хирону

Современная оценка возраста всех выделенных геологических формаций Раджастхана основывается как на приведенных выше единичных измерениях А. Холмса и У. Асватанарайяны для наиболее юных магматических циклов, так и на последних данных, полученных А. П. Виноградовым и др.

Возраст комплекса полосчатых гнейсов (типа Бандельканд) косвенно устанавливается по возрасту терригенной минерализации (цирконов) в сланцах Аравалли, измеренной свинцово-изохронным методом в 3500±500 млн. лет. Если, исходя из прямого залегания толщи Аравалли на комплексе полосчатых гнейсов, допустить, что последние служили источником терригенного материала араваллийских сланцев, то возраст 3500±500 млн. лет отвечает времени метаморфизма этих формаций. Аргоновым методом верхний предел возраста прорывающих гнейсы пегматитов был установлен 1500 млн. лет. По-видимому, эти данные подтверждают представление М. Кришнана о том, что в Восточном Раджастхане протягиваются древние толщи дарварской системы, имеющие субмеридиональное простирание и продолжающиеся на юге под покровом траппов Декана до их выхода на поверхность в районах Южного Бомбея и Майсура.

Время накопления толщи Аравалли устанавливается по изотопному составу обыкновенного свинца данной формации (1500 млн. лет) (табл. 73) и прорыванию ее гранитами и пегматитами (1100 млн. лет). Следует отметить, что интрузии и пегматиты аналогичного возраста рвут также и залегающую выше серию Дели (эринпурские граниты). Приведенные данные еще раз подчеркивают высказанное ранее при описании геологии Раджастхана обстоятельство, что первые юные значения возраста, полученные для самых поздних пегматитов А.Холмсом и У. Асватанарайяной (730-580 млн. лет), характеризовали значительно более поздний магматический цикл.

Как уже отмечалось, к молодым образованиям докембрия Индии относится так называемая пуранская группа Т. Холленда. К этой группе обычно относят куддапахскую систему Мадрасского района, серию Каладги в области Махратти, пакальскую серию бассейна р. Гдавари, пенганские слои долины р. Пранхиты, биджаварскую серию Бандельканда (Центральная Индия), систему Дели Раджастхана и гвалиорскую систему у г. Гвалиор. На породах куддапахской несогласно залегают породы виндийской системы, которая является наиболее молодой в верхнедокембрийском разрезе Индостана.

По широко распространенному среди индийских геологов мнению (М. Кришнан, Д. Н. Вадиа и др.), делийская система представляет собой стратиграфический эквивалент системы Куддапах. Отдельные части ее распределены в различных местах Индийского щита, где они носят местные наименования. Типичным районом развития этой системы является штат Мадрасна юге п-ова Индостан (рис. 60). Общим для отложений, относимых к куддапахскои системе, является залегание их на денудированных и дислоцированных слоях древних дарварских и других гнейсовых комплексов. Куддапахские отложения представлены глинистыми сланцами, известняками, кварцитами, песчаниками и конгломератами. В целом породы системы слабо затронуты метаморфизмом и лишь местами превращены в филлиты. Палеонтологически они почти не охарактеризованы, лишь в 1943 г. М. Р. Ширвастава описал в Куддапахе находки водорослевых структур.

Рис. 60. Схематическая геологическая карта Куддапахской впадины Мадраса. По М. С. Кришнану: 1 - карнулские породы; 2 - верхний куддапах; 3 - нижний куддапах с силлами траппов; 4 - дарварские породы

Впервые куддапахская система была выделена В. Кингом в 1872 г. в Куддапахском округе провинции Мадрас. В этом районе куддапахские и сопутствующие им отложения залегают в виде полумесяца, выгнутой стороной обращенного к западу. Падение пород вдоль этой части отложений пологое, на вогнутой стороне - крутое, со сжатыми складками, сопровождаемыми надвигами. Стратиграфическая последовательность отложений системы Куддапах следующая:

Складчатость куддапахских пород обычно сопоставляется со складчатостью делийского комплекса Раджастхана. Однако А. Холмс (1954а) приравнивал цикл Дели к циклу Куддапах условно. Первые измерения абсолютного возраста подтвердили мнение А. Холмса. Так, У. Асватанарайяна на основании изотопного состава свинца галенитовых прожилков, секущих верхи куддапахскои серии, установил значения их возраста около 1450±50 млн. лет (табл. 74).

Значение возраста, аналогичное приведенным в табл. 74, было получено А. И. Тугариновым, Л. Л. Шаниным и др. для глауконита ряда формаций, подстилающих виндиискую толщу и являющихся аналогами куддапахскои серии. Таким образом, возраст куддапахскои серии и ее аналогов оказался нижнерифейским, и они либо синхронны, либо являются даже более древними формациями, чем серия Дели в Раджастхане (рис. 61).

Рис. 61. Схематическая карта распространения позднедокембрийских платформенных осадков Индии с данными измерений возраста по глаукониту: 1 - траппы Декана; 2 - осадки виндийской системы; 3 - осадки куддапахской серии и ее аналогов; 4 - кристаллический фундамент Индийского щита. Цифры на парте - значения возраста глауконитов (в млн. лет)

Отложения виндийской системы развиты на севере Индийского щита, в районе между горами Аравалли, Гангом и деканскими траппами. Значительная часть этих отложений залегает под деканскими траппами к северу от р. Нарбады. Еще севернее они слагают хребет Виндийских гор. По предварительным данным, породы виндийской системы охватывают 100 000 км², помимо 80 000 км², скрытых под деканскими траппами. На большей части этой территории развиты верхние стратиграфические горизонты системы, залегающие со значительным угловым несогласием на куддапахских или более древних породах. В ее разрезах наблюдаются эрозионные несогласия, отмеченные конгломератами и позволяющие произвести расчленение системы на ряд отделов. В составе ее четыре свиты, или, по терминологии индийских геологов, серии (табл. 75).

Таблица 75. Сводный стратиграфический разрез виндийской системы и данные измерений возраста по глауконитам

Отложения виндийский системы слабо дислоцированы и в основном залегают спокойно. Весь разрез системы отражает ее формирование в лагунно-континентальных условиях. В породах многих горизонтов системы наблюдаются волноприбойные знаки, а в самых верхних ее частях (бандерская серия), отделенных от серии Рева горизонтом алмазоносных конгломератов, наблюдаются тонкие прослойки гицса, чередующиеся с песчаниками и глинистыми сланцами; последнее обстоятельство указывает на аридные условия формирования осадков в конце виндийского периода.

В структурном отношении район развития виндийских пород представляет собой впадину, а песчаники на поверхности образуют плато. На большей части площади песчаники виндийской системы залегают горизонтально, только на северо-западе и юго-востоке впадины отмечаются признаки дислокаций. Таким образом, отложения этой системы отражают платформенные условия формирования осадков.

Осадочная толща пород виндийской системы Раджастхана прорывается изверженными породами маланийской группы, представленной гранитами, гранофирами, порфиритами и риолитами, породами, образующимися иногда при платформенных стадиях земной коры.

По мнению индийских геологов, стратиграфическими эквивалентами виндийской системы являются: карнулская система в Мадрасе, биманская серия в штате Хайдарабад, суллавайская серия долины р. Годавари. В литологическом отношении эти отложения повторяют типичный разрез виндийской системы, нижние части которой представлены фациями эпиконтинентального моря, а верхние - отложениями лагунно-континентальных, полупустынных условий.

Первоначальные представления о возрасте виндийской серии были различны. Некоторые исследователи (Фокс) пытались отождествить ее с палеозойскими осадками; при этом они исходили из залегания поздневиндийских осадков на породах системы Дели, верхний предел возраста которых ранее совпадал с нижней границей кембрия. И. Оруден, известный исследователь виндиискои системы, считает, что возраст виндийских пород может быть любым - от альгонка до девона.

Эта неопределенность была разрешена после первых измерений абсолютного возраста глауконитов из четырех горизонтов виндийской системы - серий Кеймур и Семри, выполненных А. И. Тугариновым, Л. Л. Шаниным, Г. А. Казаковым и М. И. Аракелянц. Как видно из табл. 75, время накопления серии Кеймур лежит в пределах 940-910 млн. лет, т. е. относится к началу верхнего рифея, а серии Семри охватило период 1400-1100 млн. лет (по существу весь средний рифей). Характерно, что в территориальном отношении осадки нижней серии виндийской системы распространены значительно шире верхней.

Полученные значения, позволившие отнести виндийскую систему к нижней половине верхнего протерозоя современной докембрийской шкалы, вызвали необходимость увязать эти данные с значениями возраста магматических и пегматитовых проявлений Сатпурского пояса и Аравалли, варьирующих около 1000 млн. лет. Так как серия Семри прорвана интрузиями долеритов и на ней с явным перерывом залегает серия Кеймур, в которой аналогичные интрузии обнаружены не были, можно допустить, что эта тектоно-магматическая эпоха, имевшая место 1 млрд. лет назад, совпадающая с гренвильской эпохой магматизма Северной Америки, отражает крупные события в геосинклинальных областях рифейского времени по западной и восточной периферии Индийского щита. В то же время в центральных областях Индии, достигших платформенной стадии тектонического развития, происходило накопление осадков виндийской системы платформенного типа. Так, Ф. Ахмад обратил внимание на исключительное постоянство литологии виндийских пород на обширной территории Индостана, свидетельствующих об эпейрогенических движениях кратогена в период их накопления. Он отмечает, что, за исключением крайнего юго-запада, виндийская толща нигде не подвергалась орогенезу и виндийские отложения до сих пор в большинстве районов лежат совершенно горизонтально.

Невольно возникает мысль о том, что формация Дели может рассматриваться как возрастной аналог нижневиндийских осадков в геосинклинальных зонах, явившихся ареной интенсивного магматизма 1000 млн. лет назад. По-видимому, не случайно отложения серии Семри устанавливаются только в области развития араваллийских и более древних формаций, в то время как залегающие на породах системы Дели в Северо-Западной Индии индийские осадки относятся к более юным сериям виндийской системы (рис. 62).

Рис. 62. Схематические карты распространения осадков виндийской системы. По Ф. Ахмаду: а - серия Семри, б - серия Бхандер; 1 - территория суши, 2 - территория осадконакопления

Полученные для виндийской системы возрастные данные позволяют значительно снизить и верхний предел возраста араваллийской толщи (1400 млн. лет), что совпадает с прямым определением возраста свинца сланцев, равным 1500 млн. лет, приближающим ее к сходным по металлогеническому облику метаморфическим породам района Сингхбхума (Чайбаса - Данджури).

Из изложенного в данном разделе материала следует, что виндийская система это длительно накапливающаяся и сложная по геологической истории формация, формирование которой продолжалось более 500 млн. лет (1400-900 млн. лет назад) и относилось к началу верхнего докембрия, а сам процесс осадкообразования сопровождался серьезными перерывами.