الف) حوضه تركستان افغانستان – هندو كش كه در شمال توسط حوضه تاجیك از حوضه توران- تیان شان جدا گردیده است.
ب ) حوضه تركمن فراه رود در مركز و غرب افغانسنان
پ) حوضه رشته كوههای مركزی در مركز افغانستان
ت) حوضه بلوچ ، كه باعث رو راندگی بلوك هندوستان می گردد.

ج) گوه كابل، در محلی كه واحد های نا برجا(انتقالی) به حوضه بلوچ مر بوط می گردد و در حالیكه واحد های برجا به حوضه رشته كوههای مركزی مربوط می شود.
چ) كوههای پغمان و نورستان كه دارای شباهتها و قرابتهای غیر مشخصی با حوضه های تركستان- هندوكش و تركمن – فراه رود می باشد.

این حوضه ها تحت تاثیر كوهزاییهای زیر قرار داشته اند :

 پركامبرین

رخنمونهایی از دگرگونی، دگرشكلی و گرانیتی شدن مربوط به پروتروزویك در افغانستان شناخته شده است، مخصوصا مناطقی در نورستان(چمیروف و میرزاد،۱۹۷۲)، بدخشان(سلاوین،۱۹۸۴ و دسیو ۱۹۸۰)، كوههای پغمان(بولن ، ۱۹۷۲) و نواحیِ در گوه كابل (مینزیه،۱۹۷۷)، همگی به رخداد های پركامبرین نسبت به داده شده اند. توزیع این رخنمونها بیانگر این مطلب است كه اغلب حوضه های جغرافیای دیرینه و حوضه های ساختمانی افغانستان در زیرمجموعه سنگهای پروتروزویك كه احتمالا با سپر هندوستان، ایران مركزی و عربستان مرتبط است، قرار می گیرد.(ولفارت ۱۹۶۷ و اشتوكلین ۱۹۷۴).

 هرسینین

چینهای خمیده رو به جنوب، دگر گونی فشار بالا(بطور محلی همراه با گلاكوفان) و قسمتی از گرانو دیوریتهای موجود در هندو كش به ماقبل ویزین مر بوط می شوند( بولن و بوی ، ۱۹۷۷). این نشانه ها همگی مشخص كننده كوهزایی هرسینین می باشد. اما حوضه های جنوبی و مخصوصا حوضه های كوههای مركزی تحتد تاثیر این كوهزایی قرار نگرفته است(بلیز ۱۹۷۲ و بلیز و همكاران ۱۹۷۷).

رسوبات پا لئوزویك پیشین كه در شیب قاره ای پی سنگ تركستان افغانستان بر جای گذاشته شده است ، توسط این كوهزایی تحت تاثیر قرار گرفته است. سنگهای بازیكی و اولترابازیكی در درون توالیهای رسوبی امروزه بصورت آمفیبولیت و سرپنتین دیده می شود. این سنگها احتمالا نشانگر بقایای پوسته اقیانوسی از میان رفته ـ اقیانوس هندو كش- می باشند. در جنوب این اقیانوس ، كوههای پغمان و نورستان با سن پروتروزویك ،پی سنگ دیگری را تشكیل داده است.
طبق نظر بولن ، بستر اقیانوس هندو كش به زیر پی سنگ تركستان افغان فرو رانده شده است و در اثر برخورد بین پی سنگ تركستان افغان وپی سنگ پغمان – نورستان ، كمر بند هرسینین هندو كش حاصل شده است(بولن و بوی،۱۹۷۶ ) .
رشته كوههای پامیر شمالی۰ولاشف و كراچنكو ،۱۹۷۹) ، قراقروم شمالی(گانسر، ۱۹۶۴) و كون- لون(چانگ و چینگ، ۱۹۷۳) .از امتداد شرقی محتمل این كمر بند بوجود آمده است، در حالیكه كوههای بینالود(مجیدی ۱۹۷۸)در شمالشرقی ایران و بخشی از كمر بند های هرسینین اروپا ، احتمالا امتداد های غربی آن می باشد.

در هندو كش غربی، مخصوصا در رشته كوه بند بیان(فونتنات و همكاران، ۱۹۷۹) و در قسمت بالای دره غوربند(بولن وبوی، ۱۹۸۰)، كمربند هرسینین هندوكش، اثرات رخداد های تكتونیكی ویزئن را نشان می دهد. این رخداد ها ممكن است حاصل تشكیل شدن كمر بند هرسینین تیان شان باشد كه در خلال ویزئن بالایی تا كربونیفر میانی از بسته شدن فضای اقیانوسی تیان شان و نیز از نتیجه بر خورد بین پی سنگ تركستان افغان و پی سنگ توران بوجود آمده است (بورتمن ،۱۹۷۵، كراچنكو ۱۹۷۹). در نهایت، فضای اقیانوسی تیان شان احتمالا یك حوضه حاشیه ای از اقیانوس هندوكش تشكیل داده بوده است(بولن و بویکس ،۱۹۸۰).

 كیمرین پیشین

نشانه های مشخص رخداد های كیمرین پیشین در سه نقطه از افغانستان دیده می شود :
الف) لبه شمالی هندوكش (بولن و همكاران، ۱۹۷۷) كه دگر شكلیهای تر یاس بالایی و ژو راسیك زیرین بر روی رسوبات آتشفشانی- آواری نهشته شده در داخل یك ریفت اثر گذاشته و سپس با یك بالا آمدگی دنبال گردیده است. این منطقه كه “ زون دو آب“ نامیده می شود كمابیش بطور پیوسته در طول افغانستان ، از بدخشان تا مرز ایران ادامه دارد. این زون بطرف غرب در منطقه آق دربند در حوالی مشهد ظاهر می گردد و شاید بطرف شرق نیز تا پامیر و تبت كشیده شده است .
ب) سن هندوكش از ۲۰۰ تا ۲۲۰ میلیون سال تخمین زده شده است( دسیو و همكاران ، ۱۹۶۴ بلیز و دیگران ، ۱۹۷۰). ستیغهای گرانو دیوریتی تشكیلات پالئوزویك پامیر ، بدخشان و هندوكش غربی را قطع می كند . این ستیغهای گرانو دیوریتی احتملا در اثر فرورانش رو به شمال(متیو و همكاران ، ۱۹۷۹) یك پوسته اقیانوسی تریاسی مربوط به اقیانوس تركمن- فراه رود حاصل شده اند. كه در قسمت جنوبی حوضه تركمن- فراه رود توسط بلیز و همكاران (۱۹۷۸) شناسایی شده اند. از این رو ریفت(زمین درز) تریاسی شمال هندوكش بعنوان یك حوضه حاشیه ای اقیانوس تریاسی تركمن – فراه رود در نظر گرفته می شود.
پ) رشته كوههای مركزی كه در تریاس بالایی ظهور نموده اند، بدون دگر شكلی شناخته شده در یك وقفه چینه شناسی توسط بلیز و همكاران (۱۹۷۷) ، مشاهده شده است.

 كیمرین پسین

موارد مشخص كیمرین جدید توسط بلیز و همكاران (۱۹۷۸) از كوههای مركزی و توسط بولن(۱۹۸۰) از كوههای تركمن فراه رود گزارش شده است :
۱) چینهای ژوراسیك بالایی یا كرتاسه زیرین در حوضه تركمن فراه رود. این چینها رسوبات تر یاس تا ژوراسیك و سریهای افیولیتی نهشته شده در طول حواشی شمالی و جنوبی اقیانوس تركمن فراه رود را تحت تاثیر قرار داده است كه حوضه تركستان افغان – هندوكش و حوضه رشته كوههای مركزی را از هم جدا نموده است . این چینها اساسا بطرف شمال خمیدگی دارد.
۲) دگر گونی فشار متوسط شامل گلاكوفان. این دگرگونی در بخش جنوبی حوضه تركمن فراه رود وجود دارد و چینهای كیمرین جدید در آن دیده می شود كه بطرف جنوب زیاد می شود.
۳) گرانیتی شدن با سن تقریبی یكصد میلیون سال(مونتنات و همكاران،۱۹۷۹) كه در حوضه كوههای مركزی(در حاشیه شمالی آن) گسترش یافته است.

این نمودها یا مظاهر كوهزاییهای مختلف ممكن است بعنوان نتیجه فرورانش اقیانوس تركمن رود به زیر حوضه كوههای مركزی و برخورد حاصله مورد بررسی و توجه قرار گیرد. نشانه هایی از رخداد های كیمرین جدید نه تنها در حوضه تركمن –فراه رود دیده می شود ، بلكه بسیار دور تر از آن ، خصوصا در حوضه های تركستان افغان – هندوكش و كوههای مركزی نیز بدست آمده است. این نشانه ها و نمود ها كمربند كیمرین جدید را مشخص می كند كه اغلب افغانستان را در بر می گیرد. این كمر بند همچنین بداخل پامیر مركزی(دسیو، ۱۹۷۷ و ولاشف، ۱۹۷۷) گسترش می یابد بطوریكه در تبت این كوهزاییها باعث تقسیم آن به تبت شملی و جنوبی گردیده است .

كوهزایی آلپ

كل افغانستان بعنوان بخشی از كمربند آلپ محسوب میگردد :
رسوبات چین خورده تركستان افغان مربوط به مزوزویك – پالئوسن توسط رسوبات دگرشیب الیگو میوسن پوشیده میشود ( ویپرت ۱۹۶۴ ، چمیروف و میرزاد،۱۹۷۲ )، رخنمونهای كرتاسه حوضه تركمن – فراه رود و قسمتهایی از از كوههای مركزی كه توسط سیستم شكستگی همراه با راندگی ناگهانی ، شكسته شده اند (بلیز و۱۹۷۲ ، ۱۹۸۰)، تا رسوبات مزوزویك گوه كابل كه بداخل كرتاسه بالایی توسعه می یابد، همگی تحت تاثیر یك دگرگونی همزمان با تكتونیك كه از شرق به غرب افزایش می یابد قرار داشت(ماتیو و همكاران، ۱۹۷۸ ). این رسوبات بوسیله واحد های نابرجای متفاوت رورانده شده كه در بردارنده افیولیتهای تریاس – كرتاسه می باشد و همچنین اولترابازیتهای با سن نا مشخص الحاق شده به سفره روراندگی كابل را شامل می شود(منیزیه ۱۹۷۷).

بطور مشابهی رسوبات پالئوزویك – مزوزویك – سنوزویك پلاتفرم هندوستان بوسیله ملانژ های افیولیتی رورانده شده اند و همچنین توسط رسوبات تریاس – ژوراسیك پهنه روراندگی “خوست“ رانده شده اند. قسمت جلویی این پهنه روراندگی توسط پیشروی رسوبات پالئوسن بالایی – ائوسن رشته كوه سلیمان مسدود شده است.(كازاینو ۱۹۷۹).

علاوه بر این ، پالئوسن بالایی – میوسن حوضه “كتواز“ نیز كه بوسیله این پهنه روراندگی نگهداشته شده است ، نشان می دهد كه گسلهای مورب همزمان با رسوبگذاری و كوتاه شدگی در خلال زمان كوتاهی( ) در میوسن بوجود آمده است(مولنار و تاپونیه ۱۹۷۵ و كازاینو ۱۹۷۹) ، در نهایت، اغلب پدیده های مورفو لوژیكی آلپی سراسر كشور (منطقه) به سن میو – پلیوسن می باشد.

این حركات آلپ احتمالا از بسته شدن یك فضای اقیانوسی نتیجه شده است.(ماتیو ۱۹۷۸) كه امروزه بوسیله افیولیت، ملانژهای افیولیتی و رسوبات پلاژیك پهنه راندگی كابل و خوست مشخص می گردد و نیز ممكن است از برخورد حاصل بین هندوستان و با اوراسیا بوجود امده باشد.

 این بسته شدگی مشخصا در موارد زیر نقش داشته است :
ـ گسترش و تكامل حوضه های رسوبی ـ آتشفشانی كال آلكالن با سن ژوراسیك – كرتاسه در قند هار اورزگان و “كجو“ كه بعنوان حوضه های حاشیه ای تشكیل شده اند(بورده و همكاران ۱۹۷۹)

ـ تشكیل محور گرانودیوریتی در ارغنداب واقع در شمال قندهار باسن حدود یكصد میلیون سال(ویتكینت،۱۹۷۳)، وسپس تشكیل محور گرانودیوریتی “سپین بولدك“ در جنوب قندهار به سن پالئوسن(مونتنات و همكاران،۱۹۷۹) یك فرورانش همخوان با این رخداد ها به زیر كوههای مركزی روی داده است، در محل لبه جنوبی آن كه احتمالا از ژوراسیك بالایی تا سنوزوئیك پیشین فعال بوده است. این برخورد حاصل شده، مسول راندگی پهنه كابل و خوست می باشد كه قبل از پایان یافتن پالئوسن روی داده است. برای پهنه خوست این راندگی از غرب به شرق اتفاق افتاده،یعنی از یك فضای اقیانوسی بلوچ واقع شده در بین بلوك كابل و پلات فرم هندوستان بوجود آمده است.
در پهنه كابل این راندگی توسط بعضی از محققین به وارد شدن از غرب قلمداد نموده اند ، با فرض نمودن فضای اقیانوسی كوچك كابل در بین بلوك كابل و كوههای مركزی ، كه یك حوضه گسترش یافته از اقیانوس بلوچ بوده است.

ـ سن تشكیل پوسته اقیانوسی كه امروزه ناپدید شده است، هنوز نامشخص مانده است.
وجود این نوع پوسته در زیر رسوبات پلاژیك بلوچ از تریاس میانی محتمل است ،اما تاكنون بوسیله شواهد صحرایی به اثبات نرسیده است. با این وجود ، انطباق بین حوضه بلوچ و حوضه زاگرس (ریكو و همكاران، ۱۹۷۷) و نیز مابین حوضه بلوچ و سوچور ایندوس در “لاداخ“ ( باسوله ۱۸۷۸) با این تفسیر در توافق است.