МИКРОКОНТИНЕНТЫ ТЕТИСА

Наиболее крупным был Индосинийский микроконтинент, расположенный к югу от Южно-Китайской платформы и отделенный от нее Вьетлаосской ветвью Палеотетиса. На востоке он выходит к впадине Южно-Китайского моря, а на западе и юго-западе ограничен Юннань-Малайской ветвью Палеотетиса. Фундамент массива обнажен на востоке, в Контумском выступе во Вьетнаме.
Его наиболее древние образования - комплекс Каннак, условно отнесены к архею, поскольку явно более молодой, слабее метаморфизованный комплекс Нгоклинь датирован в 2,3 млрд лет. Комплекс Каннак сложен различными, в том числе двупироксеновыми и гранат-пироксеновыми гнейсами, чарнокитами, эндербитами и, таким образом, метаморфизован в гранулитовой фации, а предполагаемыми протолитами этих пород являются основные метавулканиты. Верхняя часть комплекса метаморфизована слабее, содержит мраморы и, скорее всего, образована по карбонатным и глинистым осадкам. Комплекс вмещает также гранито-гнейсы.

Нижнепротерозойский комплекс Нгоклинь состоит в нижней части из гнейсов, амфиболитов, кристаллических сланцев, кварцитов, мраморов, а в верхней части из кристаллических сланцев той же амфиболитовой фации, но в основном по терригенным породам, а не вулканогенным и карбонатным, как нижняя часть. Последняя интенсивно гранитизирована.

Породы, могущие относиться к среднему протерозою, обнажаются к северу от Контумского выступа, в куполе Фу-Хоат в Вьетлаосской складчатой системе. Это интенсивно метаморфизованные и мигматизированные терригенно-карбонатные отложения, прорванные гранитами с возрастом 1,3-1,0 млрд лет.

В неопротерозое и первой половине палеозоя Индосинийский массив испытывал поднятие. В среднем девоне в северной части массива возник вулкано-плутонический пояс, связанный с субдукцией океанической коры Вьетлаосской ветви Палеотетиса.

В позднем девоне поднятия усилились, сопровождаясь складчатыми деформациями, но в раннем карбоне возобновились погружения и массив был покрыт мелким морем, в котором накапливались карбонатно-терригенные осадки. В центральной части массива в ранней перми образовалась суша, но в поздней перми на нее наложилась впадина с отложением лимнической угленосной формации. Здесь же проявился наземный кислый вулканизм и внедрялись интрузии гранитоидов. Поднятия центральной части массива и вулканизм продолжались и в триасе; на периферии шло накопление мелководных или континентальных карбонатно-обломочных осадков. В юре и раннем мелу после индосинийского орогенеза в обрамлении массива на всей его площади господствуют континентальные условия, а в позднем мелу в его северо-западной части возникает крупная впадина - синеклиза Корат, с накоплением мощной (до 1,4 км) толщи солей.

Вторым микроконтинентом являлся Синобирманский, расположенный в тех же широтах и отделенный от Индосинийского Юннань-Малайской раннекиммерийской складчатой системой. Орографически микроконтиненту соответствует плато Шан, но на севере массив продолжается на территории Китая (Юннань), на востоке - на территории Таиланда, а южная часть достигала о-ва Суматра.
Фундамент массива включает раннедокембрийские образования, выделенные в комплекс Могок, нижняя часть которого метаморфизована в гранулитовой фации и по сходству своего состава - двупироксеновые кристаллические сланцы, гранат-силлиманит-кордиеритовые гнейсы, мраморы, эыдербиты, гранито- и сиенито-гнейсы -с комплексом Каннак Индосинийского массива может быть отнесена к архею. Верхняя же часть комплекса Могок сходна с комплексом Нгоклинь последнего массива и, соответственно, может считаться нижнепротерозойской.
Несогласно на комплексе Могок в Синобирманском массиве залегает мощная флишоидная формация, испытавшая интенсивную складчатость, но слабый метаморфизм, прорванная долеритами, диоритами и гранитами с возрастом 982 и 834 МА и несогласно перекрытая верхним кембрием. Принадлежность этой толщи к среднему и, возможно, низам верхнего протерозоя очевидна, и, таким образом, фундамент данного массива имеет практически тот же возраст, что и фундамент платформы Янцзы.

Начиная с позднего кембрия и в течение всего палеозоя и значительной части мезозоя Синобирманский массив был покрыт мелким морем, в котором шло накопление маломощных карбонатно-терригенных осадков, а в центральной части массива временами выступали острова - поставщики обломочного материала. Примечательно появление в верхах карбона - низах перми ледниково-морских отложений - явное свидетельство принадлежности массива к Гондване. Но в перми к западу от массива появляется глубоководный прогиб с турбидитами, указывая на его отделение от индостанской части Гондваны и начало самостоятельного дрейфа.

Северо-западнее Синобирманского массива и севернее Гималаев в пределах современного Тибета в Тетисе существовали еще два блока с докембрийской континентальной корой - Северо-Тибетский (массив Цзянтан, или Тангла), и Южно-Тибетский (Гандин или Лхаса). Их разделяет в настоящее время шовная зона Банггонг-Нуцзян, продукт позднекиммерийской (яншаньской) коллизии. Северо-Тибетский блок состоит из двух самостоятельных террейнов, разделенных сутурой индосинийского возраста. Только в южном из этих террейнов присутствуют нижнепермские тиллиты и обнаружена холодноводная фауна гондванского типа, а на востоке указанной сутуры в верхней перми - катазиатская флора. Палеозойская часть чехла обоих блоков маломощная и прерывистая, но мезозойская достигает значительной мощности и характеризуется развитием до нижнего мела как морских, так и континентальных, угленосных от верхнего триаса до верхней юры, пестроцветных в мелу отложений. При этом на Южно-Тибетском блоке до середины мела преобладает карбонатонакопление; фауна носит средиземноморский, тетический характер.
Проявления вулканизма известны на обоих блоках, а начиная с поздней юры вдоль южного края Южно-Тибетского блока развивается вулкано-плутонический пояс, связанный с суб-дукцией коры Неотетиса.

После коллизии обоих блоков в середине мела образовался единый Тибетский массив, который стал испытывать возрастающее поднятие, усилившееся после столкновения в эоцене Индии с Евразией и приведшее в плиоцене к образованию Цинхай-Тибетского высокого плоскогорья.

В общем южная группа микроконтинентов, как и северная, имеет в фундаменте раннедокембрийский комплекс, метаморфизованный в гранулитовой-амфиболитовой фациях. Он надстроен слабее метаморфизованными позднедокембрийскими образованиями, а его окончательная консолидация наступила позднее, чем в северной группе, в середине, а не в начале позднего рифея. Южные микроконтиненты, особенно Индосинийский, в большей степени чем северные подверглись позднейшей переработке.