The lower Transvaal Supergroup cons

The lower Transvaal Supergroup consists of a mixed siliciclastic-carbonate ramp that grades upward into an extensive carbonate platform, overlain by banded ironformation. It was deposited on the Kaapvaal Craton between ~2.67 to ~2.46 Ga (Table 1; Armstrong et al., 1986; Barton et al., 1994; Walraven and Martini, 1995;Pickard, 2003; Dorland, 2004). Lower Transvaal Supergroup strata are extremely well preserved. Structural disruption is limited to gentle warping over most of the craton with locally steeper dips around the ~2.06 Ga Bushveld Complex (Walraven et al., 1990) and intense folding and faulting in the Kheis Belt and the Doornberg Fault Zone, which coincide with the western boundary of the Kaapvaal craton (Figure 1; Stowe, 1986; Beukes and Smit, 1987; Cornell et al., 1998). Postdepositional erosion limits the distribution of preserved strata, which does not reflect the extent and shape of the original depositional basin. The eastern half of the platform is traditionally called the Transvaal Basin (TB), whereas the western half is called the Griqualand West Basin (GB).Most outcrops experienced sub-greenschist facies metamorphism (Button, 1973b; Miyano and Beukes, 1984). However, amphibole is locally present due to Bushveld contact metamorphism in the Malmani Subgroup, and supergene alteration during late fluid flow produced local Pb-Zn, fluorite, and gold deposits in both the Malmani and Campbellrand subgroups (e.g., Martini, 1976; Clay, 1986; Duane et al., 1991; Tyler and Tyler, 1996; Duane et al., 2004). Early, fabric-retentive dolomite replaced most of the Malmani carbonates, particularly peritidal facies, which are also associated with chert replacement (Button, 1973b; Eriksson et al.,1975; Eriksson et al., 1976). However, significant amounts of the Campbellrand Subgroup still consist of limestone (Beukes, 1987; Sumner and Grotzinger, 2004). The Kaapvaal craton forms basement for the Transvaal Supergroup. It consists of diverse Archean granitoids, gneisses, and greenstone belts (see review in Poujol et al., 2003) with cratonic sediments as old as the 3.07 Ga Dominion Group, the >2837±5 Ma Mozaan Group, and the correlative Witwatersrand Supergroup (Armstrong et al., 1991; Gutzmer et al., 1999; Poujol et al., 2003). These are overlain by the 2740-2690 Ma Ventersdorp Supergroup (Armstrong et al., 1991; Schmitz and Bowring, 2003b), a succession of sedimentary and volcanic rocks including extensive flood basalts. Extrusion of the Ventersdorp Supergroup was associated with crustal extension and ultra high temperature metamorphism of the mantle lithosphere (Schmitz and Bowring, 2003a; b). Subsidence associated with slow cooling of the lithosphere likely provided accommodation space for the Transvaal Supergroup. A series of narrow basins filled with volcanics and siliciclastic sediments overlie cratonic basement where the Ventersdorp Supergroup is absent. They include the Derdepoort Belt, Tshwene-Tshwene Belt, Mogobane Formation, Buffelsfontein Group, Wachteenbeetje Formation, Bloempoort Formation, Godwan Group, and Wolkberg Group (Button, 1973a; Tyler, 1979; Hartzer 1989; Eriksson and Reczko, 1995; Catuneanu and Eriksson, 1999; Eriksson et al., 2001). These basins have been variously correlated to the Ventersdorp and lowermost Transvaal supergroups, and it is likely that they represent basins of various ages. The Derdepoort Belt contains felsic volcanics deposited at 2781±5 Ma (Wingate, 1998), which is older than the dated portions of the Ventersdorp Supergroup, which yields 2714±8 Ma zircons (Armstrong et al., 1991), although this age may not represent earliest Ventersdorp Supergroup volcanism (see discussion in Wingate, 1998). In contrast, volcanics in the Buffelsfontein Group are 2664±6 Ma, which is similar in age to the Schmidtsdrif Group, Transvaal Supergroup (Dorland, 2004). Based on the proportions of volcanic to non-volcanic deposits, it is reasonable to consider the Derdepoort and Tshwene-Tshwene belts equivalent to the Ventersdorp Supergroup, and the Buffelsfontein Group, Wachteenbeetje Formation, Bloempoort Formation, Godwan Group, and Wolkberg Group (“Wolkberg-equivalent units”) as associated with lowermost Transvaal Supergroup deposition until sufficient stratigraphic and age data are available to refine correlations. The Transvaal Supergroup unconformably overlies the Ventersdorp Supergroup, the Witwatersrand Supergroup, and granitic-greenstone basement (Figure 1; Button, 1973a; Beukes, 1977; 1979; Tyler, 1979; Clendenin et al., 1991; Els et al., 1995). The base of the Transvaal Supergroup in the TB is marked by 0-2 km of quartz arenite and shale forming the Wolkbergequivalent units (Figures 1 and 2; Button, 1973a; Tyler,
1979; Eriksson and Reczko, 1995; Hartzer, 1995;
Catuneanu and Eriksson, 1999). Isopach maps reveal large thickness variations in Wolkberg-equivalent units across the eastern Kaapvaal Craton related to paleotopography and differential subsidence (Button, 1973a; Tyler, 1979; Eriksson and Reczko, 1995; Hartzer, 1995), and deposition of at least the Buffelsfontein Group may overlap metamorphism in the Southern Marginal Zone of the Limpopo Belt (Barton and Van Reenen, 1992; Barton et al., 1995; Kreissig et al., 2001).
However, the Limpopo Belt contains abundant ~2.7 to ~2.6 Ga zircons, whereas detrital zircons in Wolkberg sandstones are dominantly older than ~2.9 Ga, suggesting that uplift of the Limpopo Belt did not provide sediment to the Wolkberg basin (Dorland, 2004). Thus, deposition and subsequent deformation of Wolkberg-equivalent units are unlikely to be related to Limpopo Belt uplift; rather deformation and subsidence may be due to residual extension after extrusion of the Ventersdorp Supergroup. Wolkbergequivalent sediments are unconformably overlain by the fluvial to shallow marine Black Reef Quartzite, which was broadly deposited over much of the craton with a sheet-like geometry (Eriksson et al., 2005). The Black Reef Quartzite grades upward into the Malmani carbonate platform (Button, 1973b; Clendenin et al., 1991; Els et al., 1995; Eriksson et al., 2005). In the GB, the base of the Transvaal Supergroup consists of mixed siliciclastic and carbonate rocks of the ~2.67 to ~2.65 Ga Schmidtsdrif Subgroup (Beukes, 1979; Dorland, 2004). The Schmidtsdrif Subgroup forms a sedimentary ramp that deepens southwestward and grades conformably upward into the carbonate platform of the Campbellrand Subgroup (Figure 2; Beukes, 1977; 1979; 1983a). The 2650-2500 Ma Campbellrand and Malmani subgroups are correlative and form an extensive carbonate platform (e.g., Button, 1976; Cheney, 1996; Martin et al., 1998). Preserved outcrops cover 190,000 km2 (Figure 1) and probably originally covered the entire Kaapvaal Craton, >600,000 km2 (Beukes, 1980; 1987). The platform is 1.5 to 2 km thick, with the predominantly peritidal facies in the north and east and deeper facies to the south and west (Figure 2; Beukes, 1987; Sumner and Grotzinger, 2004). Platform slope and basinal sediments are preserved near Prieska and are only about 500 m thick (Figures 1 and 2; Beukes, 1987; Sumner and Grotzinger, 2004). The ~2.5 to ~2.46 Ga Kuruman and Penge iron-formations conformably overlie the Campbellrand and Malmani subgroups, respectively (Figures 1 and 2). The Kuruman Iron Formation consists of deep water, microbanded iron formation (Beukes, 1984; Klein and Beukes, 1989), and the correlative lower Penge Iron Formation is lithologically similar. Both formed on a stable marine shelf below wave base and then shallowed to sea leve (Beukes, 1983b; Miyano and Beukes, 1997). Overall, Wolkberg-Schmidtsdrif to lower PengeKuruman deposition represents a genetically related package of sediments, whose accommodation space reflects evolution of the Kaapvaal craton after heating and thinning during Ventersdorp extrusion. They record the fluvial to marine transition during flooding of the craton, initiation of a long-lived, stable carbonate platform, drowning of that platform just prior to substantial iron-formation deposition, and subsequent shallowing back to sea level (e.g., Cheney, 1996; Martin et al., 1998; Eriksson et al., 2001).

Kết quả (Việt) 1:

Supergroup Transvaal thấp bao gồm một đoạn đường nối siliciclastic-cacbonat hỗn hợp các lớp đó trở lên thành một nền tảng rộng lớn cacbonat, và bởi dải ironformation. Nó được gửi trên nền Kaapvaal giữa ~2.67 để ~2.46 Ga (bảng 1; Armstrong et al., 1986; Barton et al., 1994; Walraven và Martini, 1995; Pickard, 2003; Dorland, năm 2004). Thấp Transvaal Supergroup tầng là rất tốt được bảo tồn. Sự phá vỡ cấu trúc được giới hạn trong hư hại nhẹ nhàng trên phần lớn của nền cổ với tại địa phương dốc hơn dips xung quanh thành phố ~2.06 Ga Bushveld phức tạp (Walraven và ctv., 1990) và cường độ cao gấp và đứt trong vành đai Kheis và vùng lỗi Doornberg, trùng với ranh giới phía tây của nền cổ Kaapvaal (hình 1; Stowe, 1986; Beukes và Smit, năm 1987; Cornell và ctv, 1998). Postdepositional xói mòn giới hạn phân phối địa tầng được bảo tồn, không phản ánh mức độ và hình dạng của lưu vực trầm tích ban đầu. Nửa phía đông của nền tảng theo truyền thống được gọi là lưu vực Transvaal (TB), trong khi một nửa phía Tây được gọi là lưu vực West Griqualand (GB). Hầu hết trồi lên có kinh nghiệm phụ-greenschist facies quá trình biến chất (nút, 1973b; Miyano và Beukes, 1984). Tuy nhiên, amphibol trình bày tại địa phương do Bushveld biến chất liên lạc trong nhóm con Malmani, và supergene thay đổi trong thời gian cuối dòng chất lỏng sản xuất địa phương Pb-Zn, fluorit, và tiền gửi vàng trong nhóm con Malmani và Campbellrand (ví dụ như, Martini, 1976; Đất sét, 1986; Duane et al., 1991; Tyler và Tyler, 1996; Duane et al, 2004). Đầu, vải nhớ lâu dolomit thay thế hầu hết Malmani cacbonat, đặc biệt là peritidal facies, cũng được liên kết với chert thay thế (nút, 1973b; Eriksson et al., 1975; Eriksson et al., 1976). Tuy nhiên, một lượng đáng kể của nhóm con Campbellrand vẫn còn bao gồm đá vôi (Beukes, năm 1987; Sumner và Grotzinger, năm 2004). Tầng hầm hình thức nền cổ Kaapvaal cho Transvaal Supergroup. Nó bao gồm đa dạng Thái granitoids, đá gơnai và greenstone thắt lưng (xem xét trong Poujol et al., 2003) với cratonic trầm tích như cũ là 3,07 Các Ga Dominion nhóm, các > 2837±5 Ma Mozaan nhóm, và các Witwatersrand Supergroup (Armstrong et al., 1991; Gutzmer et al., 1999; Poujol et al., 2003). Đây và bởi 2740-2690 Ma Ventersdorp Supergroup (Armstrong et al., 1991; Schmitz và Bowring, 2003b), một loạt các trầm tích và núi lửa đá bao gồm mở rộng lũ bazan. Phun ra của Ventersdorp Supergroup được liên kết với lớp vỏ mở rộng và biến chất nhiệt độ siêu cao của thạch quyển manti (Schmitz và Bowring, 2003a; b). Lún liên kết với chậm làm mát của không gian có khả năng cung cấp nơi ăn nghỉ thạch quyển cho Transvaal Supergroup. Một loạt các lưu vực hẹp đầy với volcanics và siliciclastic trầm tích che tầng hầm cratonic nơi Ventersdorp Supergroup là vắng mặt. Chúng bao gồm các vành đai Derdepoort, Tshwene-Tshwene vành đai, Mogobane hình thành, Buffelsfontein Group, Wachteenbeetje hình thành, Bloempoort hình thành, Godwan Group, và Wolkberg Group (nút, 1973a; Tyler, năm 1979; Hartzer năm 1989; Eriksson và Reczko, năm 1995; Catuneanu và Eriksson, 1999; Eriksson et al., 2001). Các lưu vực khác nhau đã được tương quan đến Ventersdorp và hạ Transvaal supergroups, và nó có khả năng rằng họ đại diện cho các lưu vực của lứa tuổi khác nhau. Vành đai Derdepoort chứa felsic volcanics gửi tại 2781±5 Ma (Wingate, 1998), mà là lớn hơn các phần ngày của Supergroup Ventersdorp, trong đó sản lượng 2714±8 Ma zircon (Armstrong et al., 1991), mặc dù tuổi này có thể không đại diện sớm nhất Ventersdorp Supergroup núi lửa (xem thảo luận tại Wingate, 1998). Ngược lại, volcanics trong nhóm Buffelsfontein là 2664±6 Ma, mà là tương tự như trong đại đội Schmidtsdrif, Transvaal Supergroup (Dorland, 2004). Dựa trên tỷ lệ của núi lửa phòng không núi lửa tiền gửi, đó là hợp lý để xem xét các vành đai Derdepoort và Tshwene-Tshwene tương đương với Ventersdorp Supergroup, và the Buffelsfontein Group, Wachteenbeetje hình thành, Bloempoort hình thành, Godwan Group, và Wolkberg nhóm ("đơn vị tương đương Wolkberg") là liên kết với lắng đọng Transvaal Supergroup hạ cho đến khi đủ địa tầng và tuổi dữ liệu có sẵn để tinh chỉnh mối tương quan. Transvaal Supergroup unconformably overlies Ventersdorp Supergroup, Witwatersrand Supergroup và tầng hầm granit greenstone (hình 1; Nút, 1973a; Beukes, 1977; năm 1979; Tyler, năm 1979; Clendenin et al., 1991; ELS et al., 1995). Các cơ sở của Supergroup Transvaal TB được đánh dấu bằng 0-2 km của thạch anh Arenit và đá phiến sét hình thành các đơn vị Wolkbergequivalent (hình 1 và 2; Nút, 1973a; Tyler,năm 1979; Eriksson và Reczko, năm 1995; Hartzer, năm 1995;Catuneanu và Eriksson, 1999). Bản đồ Isopach tiết lộ lớn dày biến thể trong các đơn vị tương đương Wolkberg trên nền Kaapvaal đông liên quan đến paleotopography và khác biệt giữa lún (nút, 1973a; Tyler, năm 1979; Eriksson và Reczko, năm 1995; Hartzer, 1995), và lắng đọng của ít nhất là Buffelsfontein nhóm có thể chồng lên nhau quá trình biến chất và trong khu vực biên phía nam của vành đai Limpopo (Barton và Van Reenen, 1992; Barton et al., 1995; Kreissig et al., 2001).Tuy nhiên, đai giáp Limpopo chứa phong phú ~2.7 để ~2.6 Ga zircon, trong khi zircon vụn ở Wolkberg cát dominantly cũ hơn ~2.9 Ga, gợi ý rằng nâng lên của vành đai Limpopo đã không cung cấp các trầm tích để lưu vực sông Wolkberg (Dorland, 2004). Vì vậy, lắng đọng và sau đó sự biến dạng của đơn vị tương đương Wolkberg có thể không liên quan đến vành đai Limpopo nâng lên; thay vì biến dạng và lún có thể là do phần mở rộng còn lại sau khi phun ra của Ventersdorp Supergroup. Trầm tích Wolkbergequivalent được unconformably và bởi fluvial nông cạn biển đen Reef quartzit, mà rộng rãi gửi qua nhiều nền với một hình học giống như tấm (Eriksson và ctv., 2005). Lớp thạch anh quartzit Reef đen trở lên vào Malmani cacbonat nền tảng (nút, 1973b; Clendenin et al., 1991; ELS et al., 1995; Eriksson et al., 2005). Trong GB, các cơ sở của Transvaal Supergroup bao gồm hỗn hợp siliciclastic và cacbonat đá của ~2.67 để ~2.65 Ga Schmidtsdrif nhóm con (Beukes, năm 1979; Dorland, năm 2004). Phân nhóm Schmidtsdrif tạo thành một đoạn đường trầm tích mà tăng thêm Tây Nam và lớp conformably trở lên thành nền tảng cacbonat của nhóm con Campbellrand (hình 2; Beukes, 1977; năm 1979; 1983a). 2650-2500 Ma Campbellrand và Malmani nhóm con được các và tạo thành một nền tảng rộng lớn cacbonat (ví dụ như, nút, 1976; Cheney, 1996; Martin và ctv, 1998). Được bảo tồn trồi lên bao gồm đạt được 190.000 km2 (hình 1) và có thể được bao phủ nền cổ Kaapvaal toàn bộ, > 600.000 km2 (Beukes, 1980; 1987). Nền tảng là 1,5 đến 2 km dày, với chủ yếu peritidal facies ở phía Bắc và phía đông và sâu sắc hơn facies về phía Nam và Tây (hình 2; Beukes, năm 1987; Sumner và Grotzinger, năm 2004). Nền tảng dốc và các basinal được giữ lại gần Prieska và chỉ được khoảng 500 m dày (hình 1 và 2; Beukes, năm 1987; Sumner và Grotzinger, năm 2004). ~2.5 để ~2.46 Ga Kuruman và Penge sắt-hình conformably che nhóm con Campbellrand và Malmani, tương ứng (con số 1 và 2). Sự hình thành sắt Kuruman bao gồm nước sâu, hình thành sắt microbanded (Beukes, 1984; Klein và Beukes, 1989), và sự hình thành sắt thấp hơn các Penge là tương tự như lithologically. Cả hai đều được hình thành trên một kệ ổn định biển bên dưới sóng cơ sở và sau đó shallowed đến biển m (Beukes, 1983b; Miyano và Beukes, 1997). Nhìn chung, Wolkberg-Schmidtsdrif để làm lắng đọng PengeKuruman đại diện cho một gói có liên quan về mặt di truyền của trầm tích, có chỗ ở space phản ánh sự tiến hóa của nền cổ Kaapvaal sau khi hệ thống sưởi và mỏng trong Ventersdorp đùn. Họ ghi lại fluvial biển quá trình chuyển đổi trong lũ lụt của nền cổ, giai đoạn khởi đầu của một nền tảng ổn định, dài sống cacbonat, chết đuối của nền tảng trước khi đáng kể hình thành sắt lắng đọng, và sau đó quay trở lại shallowing để mực nước biển (ví dụ như, Cheney, 1996; Martin và ctv, 1998; Eriksson et al., 2001).

Kết quả (Việt) 2:

Việc hạ thấp Transvaal siêu nhóm bao gồm một hỗn hợp siliciclastic-carbonate đoạn đường mà lớp trở lên vào một nền tảng cacbonat rộng, phủ bởi ironformation mangut. Nó đã được lắng đọng trên Kaapvaal Craton giữa ~ 2.67 đến 2.46 ~ Ga (Bảng 1; Armstrong et al, 1986;.. Barton et al, 1994; Walraven và Martini, 1995; Pickard, 2003; Dorland, 2004). Hạ tầng Transvaal siêu nhóm được bảo quản rất tốt. Gián đoạn cấu trúc được giới hạn cong nhẹ nhàng trên hầu hết các Craton với dips dốc cục bộ xung quanh ~ 2.06 Ga Bushveld Complex (Walraven et al., 1990) và gấp mãnh liệt và đứt gãy trong Kheis đai và các đới đứt gãy Doornberg, trùng với các Ranh giới phía tây của Craton Kaapvaal (Hình 1; Stowe, 1986; Beukes và Smit, 1987;. Cornell et al, 1998). Xói mòn Postdepositional hạn chế việc phân phối các tầng lớp nhân dân được bảo tồn, trong đó không phản ánh mức độ và hình dạng của các lưu vực trầm tích ban đầu. Nửa phía đông của nền tảng này là truyền thống được gọi là lưu vực Transvaal (TB), trong khi một nửa phía tây được gọi là Griqualand Tây Basin (GB) .Most mỏm kinh nghiệm tiểu đá phiến lục tướng biến chất (Button, 1973b; Miyano và Beukes, 1984). Tuy nhiên, amphibole là địa phương hiện nay do Bushveld xúc biến chất trong Malmani phân nhóm, và supergene thay đổi trong thời gian cuối dòng chất lỏng được sản xuất tại địa phương Pb-Zn, tiền gửi fluorit, và vàng trong cả hai phân nhóm Malmani và Campbellrand (ví dụ, Martini, 1976; Clay, 1986; Duane et al 1991,;. Tyler và Tyler, 1996;. Duane et al, 2004). Sớm, vải-dai dolomite thay thế hầu hết các cacbonat Malmani, đặc biệt là tướng peritidal, mà còn được kết hợp với đá phiến silic thay thế (Button, 1973b;. Eriksson et al, 1975;. Eriksson et al, 1976). Tuy nhiên, một lượng đáng kể các Campbellrand phân nhóm vẫn bao gồm đá vôi (Beukes, 1987; Sumner và Grotzinger, 2004). Các hình thức Kaapvaal Craton tầng hầm cho Transvaal siêu nhóm. Nó bao gồm các đá granitoid đa dạng Thái cổ, gneis, và thắt lưng greenstone (xem xét trong Poujol et al., 2003) với các trầm tích cratonic như cũ như 3.07 Ga Dominion Group,> 2837 ± 5 Ma Mozaan Group, và tương Witwatersrand siêu nhóm ( Armstrong et al 1991,;. Gutzmer et al, 1999;.. Poujol et al, 2003). Chúng được phủ bởi các 2740-2690 Ma Ventersdorp siêu nhóm (Armstrong et al, 1991;. Schmitz và Bowring, 2003b), một chuỗi các đá trầm tích và núi lửa bao gồm bazan lũ sâu rộng. Đùn của Ventersdorp siêu nhóm được kết hợp với lớp vỏ mở rộng và siêu biến chất nhiệt độ cao của thạch quyển manti (Schmitz và Bowring, 2003a; b). Lún kết hợp với làm mát chậm của thạch quyển có khả năng cung cấp không gian nơi ăn nghỉ cho Transvaal siêu nhóm. Một loạt các lưu vực hẹp đầy volcanics và trầm tích siliciclastic che tầng hầm cratonic nơi Ventersdorp siêu nhóm vắng mặt. Chúng bao gồm các Derdepoort Belt, Tshwene-Tshwene Belt, Mogobane Formation, Buffelsfontein Group, Wachteenbeetje Formation, Bloempoort Formation, Godwan Group, và Wolkberg Group (Button, 1973a; Tyler, 1979; Hartzer 1989; Eriksson và Reczko, 1995; Catuneanu và Eriksson năm 1999;. Eriksson et al, 2001). Các bể chứa đã được khác nhau như tương quan với Ventersdorp và supergroups Transvaal thấp nhứt, và có khả năng là họ đại diện cho lưu vực các độ tuổi khác nhau. Các Derdepoort Belt chứa volcanics felsic gửi tại 2781 ± 5 Ma (Wingate, 1998), mà là lớn tuổi hơn phần ngày của Ventersdorp siêu nhóm, trong đó sản lượng 2714 ± 8 Ma Zircon (Armstrong et al., 1991), mặc dù tuổi này có thể không đại diện sớm nhất Ventersdorp siêu nhóm núi lửa (xem thảo luận trong Wingate, 1998). Ngược lại, volcanics trong Nhóm Buffelsfontein là 2.664 ± 6 Ma, mà là tương tự như trong độ tuổi đến Schmidtsdrif Group, Transvaal siêu nhóm (Dorland, 2004). Dựa vào tỷ lệ của núi lửa đối với tiền gửi không núi lửa, nó là hợp lý để xem xét các vành đai Derdepoort và Tshwene-Tshwene tương đương với Ventersdorp siêu nhóm, và Nhóm Buffelsfontein, Wachteenbeetje Formation, Bloempoort Formation, Godwan Group, và Wolkberg Group ("Wolkberg đơn vị -equivalent ") như kết hợp với thấp nhứt Transvaal siêu nhóm lắng đọng cho đến khi đủ địa tầng và tuổi tác dữ liệu có sẵn để tinh chỉnh các mối tương quan. Transvaal siêu nhóm unconformably overlies các Ventersdorp siêu nhóm, Witwatersrand siêu nhóm, và granit-greenstone tầng hầm (Hình 1; Button, 1973a; Beukes, 1977; 1979; Tyler, 1979; Clendenin et al, 1991;.. Els et al, 1995) . Các cơ sở của Transvaal siêu nhóm trong TB được đánh dấu bằng 0-2 km của thạch anh arenit và đá phiến sét hình thành các đơn vị Wolkbergequivalent (Hình 1 và 2; Button, 1973a; Tyler,
1979; Eriksson và Reczko, 1995; Hartzer, 1995;
Catuneanu và Eriksson, 1999). Bản đồ Isopach lộ biến thể lớn có độ dày trong các đơn vị Wolkberg tương đương ở miền Đông nước Kaapvaal Craton liên quan đến paleotopography và sụt lún khác biệt (Button, 1973a; Tyler, 1979; Eriksson và Reczko, 1995; Hartzer, 1995), và lắng đọng của ít nhất là Tập đoàn Buffelsfontein có thể trùng biến chất trong Marginal Khu phía Nam của Limpopo Belt (Barton và Văn Reenen năm 1992;. Barton et al, 1995;. Kreissig et al, 2001).
Tuy nhiên, các Limpopo Belt có chứa phong phú ~ 2,7 đến ~ 2,6 Ga Zircon, trong khi Zircon vụn trong Wolkberg đá cát là dominantly cũ hơn ~ 2,9 Ga, gợi ý rằng nâng lên của Limpopo Belt đã không cung cấp phù sa của sông Wolkberg (Dorland, 2004). Do đó, lắng đọng và biến dạng tiếp theo của Wolkberg tương đương đơn vị không có khả năng liên quan đến Limpopo Belt nâng lên; chứ không phải biến dạng và lún có thể do phần mở rộng còn lại sau khi phun ra của các Ventersdorp siêu nhóm. Trầm tích Wolkbergequivalent được unconformably phủ bởi các sông ngòi để biển nông Đen Reef Quartzit, được gửi rộng rãi hơn nhiều của Craton với một hình học giống như tấm (Eriksson et al., 2005). Các lớp Đen Reef Quartzit trở lên vào các nền tảng cacbonat Malmani (Button, 1973b; Clendenin et al, 1991;.. Els et al, 1995;. Eriksson et al, 2005). Trong GB, các cơ sở của Transvaal siêu nhóm gồm đá siliciclastic và cacbonat hỗn hợp của ~ 2,67 đến 2,65 ~ Ga Schmidtsdrif phân nhóm (Beukes, 1979; Dorland, 2004). Các Schmidtsdrif nhóm nhỏ tạo thành một đường dốc trầm tích sâu sắc hơn ở hướng tây nam và lớp conformably trở lên vào các nền tảng cacbonat của Campbellrand phân nhóm (Hình 2; Beukes, 1977; 1979; 1983a). Các 2650-2500 Ma Campbellrand và Malmani nhóm này là tương ứng và hình thành một nền tảng cacbonat rộng (ví dụ, các nút nhấn, 1976; Cheney, 1996;. Martin et al, 1998). Mỏm bảo quản bao gồm 190.000 km2 (Hình 1) và có lẽ ban đầu được bao phủ toàn bộ Kaapvaal Craton,> 600.000 km2 (Beukes, 1980; 1987). Các nền tảng là dày 1,5-2 km, với các tướng chủ yếu peritidal ở phía bắc và phía đông và tướng sâu hơn về phía nam và phía tây (Hình 2; Beukes, 1987; Sumner và Grotzinger, 2004). Độ dốc nền tảng và trầm tích basinal được bảo quản gần Prieska và chỉ rộng khoảng 500 m dày (hình 1 và 2; Beukes, 1987; Sumner và Grotzinger, 2004). The ~ 2,5 ~ 2,46 Ga Kuruman và Penge sắt-formations conformably che các Campbellrand và Malmani phân nhóm, tương ứng (Hình 1 và 2). Các Kuruman sắt hình thành gồm có nước sâu, hình thành sắt microbanded (Beukes, 1984; Klein và Beukes, 1989), và tương ứng thấp hơn Penge sắt Formation là lithologically tương tự. Cả hai được hình thành trên một thềm biển ổn định dưới đây cơ sở sóng và sau đó shallowed để leve biển (Beukes, 1983b; Miyano và Beukes, 1997). Nhìn chung, Wolkberg-Schmidtsdrif hạ PengeKuruman lắng đại diện cho một gói liên quan di truyền của các trầm tích, có không gian nơi ăn nghỉ tại phản ánh sự tiến hóa của Craton Kaapvaal sau khi làm nóng và làm loãng trong Ventersdorp đùn. Họ ghi lại các sông ngòi để chuyển biển trong lũ lụt của Craton, khởi một nền tảng, cacbonat ổn định lâu dài, chết đuối của nền tảng mà chỉ cần trước khi đáng kể sắt hình lắng đọng, và shallowing tiếp theo trở lại với mực nước biển (ví dụ, Cheney, 1996 Martin et al, 1998;.. Eriksson et al, 2001).