Размещено на http://www.allbest.ru/

Размещено на http://www.allbest.ru/

ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНСТВО ПО ОБРАЗОВАНИЮ

Федеральное государственное образовательное учреждение

высшего профессионального образования

«ЮЖНЫЙ ФЕДЕРАЛЬНЫЙ УНИВЕРСИТЕТ»

МЕТОДИЧЕСКОЕ ПОСОБИЕ

для студентов геолого-географического факультет, направления подготовки бакалавров 020300 «Геология» (модуль «Геология»)

“Основы геодинамического анализа при геологическом картировании”

А. Г. Грановский

Методическое пособие разработано кандидатом геолого-минералогических наук, заведующим кафедрой общей и исторической геологии, доцентом А.Г.Грановским.

Ответственный редактор

канд. геол.-мин. наук, доцент М.М.Рышков

Техническое редактирование,

инженер кафедры - О.Н.Болдырева

Печатается в соответствии с решением Ученого Совета геологии геолого-географического факультета ЮФУ, протокол № от сентября 2007 г.

СОДЕРЖАНИЕ

ВВЕДЕНИЕ

1. Понятийная (терминологическая) база

2. Типовые геодинамические обстановки

3. Изучение вещественных индикаторов палеогеодинамических обстановок

4. Осадочные формации как индикаторы геодинамических обстановок

5. Изучение микститовых комплексов как индикаторов геодинамических обстановок

6. Изучение метаморфических образований, как индикаторов геодинамических обстановок

7. Методы геохимической индикации палеогеодинамических обстановок

8. Геодинамические модели и методы их разработки

9. Основы применения геодинамического анализа при картировании

ЛИТЕРАТУРА

ВВЕДЕНИЕ

Дисциплина "Основы геодинамического анализа при геокартировании" является учебным курсом для студентов бакалавриата направления «Геология» 020300 (модуль «Геология»).

Цель преподавания дисциплины - знакомство студентов с современными методами геологического картирования и прогноза полезных ископаемых на основе геодинамического анализа территорий.

Курс "Основы геодинамического анализа при геокартировании" по учебному плану бакалавриата направления «Геология» читается на стационаре в объеме 42 часов (28 часов лекций и 14 часов лабораторных занятий) в 7 семестре 4 года обучения. Завершением изучения дисциплины является экзамен. Курс недостаточно обеспечен учебной литературой и методическими пособиями. В связи с этим значительная роль отводится лекционной части курса, использованию геологических планшетов по структурной геологии и изданных геодинамических и геологических карт разного масштаба и разных регионов.

Для, усвоения данной дисциплины студентам необходимы знания по курсам: «Минералогия», «Структурная геология», «Историческая геология», «Петрология», «Литология», «Геохимия», «Тектоника», «Региональная геология», «Металлогения», «Геология месторождений полезных ископаемых», то есть всем основным базовым курсам геологических специальностей. В свою очередь, владение понятиями и методами геодинамических исследований, делает осмысленными все основные положения перечисленных выше наук, позволяет научно обосновано восстанавливать этапы геологического развития земной коры и прогнозировать полезные ископаемые.

1. Понятийная (терминологическая) база

Основной теоретической базой геодинамического анализа является теория тектоники литосферных плит (ТЛП) и связанные с нею мобилистские представления о геодинамике и расслоенности литосферы [4,10,11,12,13].

Тектоносфера Земли включает земную кору и верхнюю мантию. Тектонические движения проявляются в поднятии и прогибании участков литосферы, в горизонтальных и вертикальных перемещениях блоков земной коры. Ряд геологов связывают складчатость и разрывы с колебательными (радиальными) движениями земной коры; другие связывают складчатость с тангенциальными движениями, а разрывы с радиальными; третьи все типы дислокаций связывают с тангенциальными движениями.

Наиболее широким признанием пользуется концепция тектоники литосферных плит, которая базируется на следующих положениях:

· внешняя упруго-хрупкая оболочка, именуемая литосферой, покоится на упруго-пластичной астеносфере;

· литосфера зонами сейсмической, тектонической и вулканической активности разбита на несколько (14) крупных блоков - литосферных плит;

· плиты перемещаются по поверхности астеносферы в виде единого ансамбля по законам сферической геометрии (теорема Эйлера);

· границы плит подразделяются на дивергентные, конвергентные и трансформные;

· движение плит носит компенсационный характер: спрединг океанского дна компенсируется поглощением литосферной плиты в зонах субдукции; радиус Земли в целом остается постоянным;

· причиной движения плит является конвекция мантийного вещества и энергии в виде замкнутых ячеек;

Комментариями к вышеизложенному может являться следующее: границы плит могут переходить одна в другую; субдукция не единственный компенсатор спрединга, но также еще коробление и торошение пород в зонах коллизии; субдукция и спрединг могут не совпадать во времени; конвекция не единственная причина движения плит, но также пульсация радиуса Земли, ротационные силы при её вращении, приливно-отливное действие Луны, гравитационное скольжение.

По режиму тектонических движений в составе земной коры выделяют платформы - устойчивые малоподвижные области и складчатые подвижные, линейно вытянутые пояса.

Геодинамическим анализом обычно называют исследование геологического строения и истории развития того или иного региона с позиции тектоники литосферных плит. В процессе геодинамического анализа всесторонне изучают тектоническую структуру региона и вещественный состав геологических комплексов, исследуют перемещения тектонических блоков и пластин, систематизируют палеоклиматические и палеомагнитные данные и на этой основе выполняют геодинамические реконструкции. К таким реконструкциям, прежде всего, следует отнести восстановление исходного географического положения, первичной формы и ориентировки структурно-формационных зон на различных этапах развития региона. При этом устанавливают положение этих зон по отношению к границам литосферных плит и определяют характер их преобразования в эпохи растяжения (деструкции) и коллизии. На основе результатов геодинамического анализа составляются: геодинамическая карта; геологическая карта, учитывающая результаты геодинамического анализа; карты закономерностей размещения и прогноза полезных ископаемых.

Геодинамический анализ включает: анализ и оценку геодинамических обстановок; палеогеодинамические реконструкции; разработку геодинамических моделей.

На основании результатов геодинамического анализа создаются геодинамические карты, геодинамические модели формирования и локализации полезных ископаемых, карты закономерностей размещения и прогноза полезных ископаемых с выделением и оценкой перспективных участков. В основе геодинамического анализа лежит актуалистический подход к изучению геологических формаций и обстановок прошлого.

Геодинамическая обстановка - совокупность магматических, седиментологических, структурообразующих и других процессов, обусловленных латеральными и вертикальными движениями литосферных плит, микроплит, блоков, потоков вещества и энергии.

Структурно-вещественный комплекс (СВК) - крупное геологическое тело, отличающееся смежных тел вещественными и структурными характеристиками, т.е. составом пород, дислоцированностью слоев, особенностями строения разреза, формой, размером и строением тел.

Геодинамический комплекс - естественная ассоциация структурно-вещественных комплексов, сформировавшихся в конкретной геодинамической обстановке.

Существуют первичные и вторичные СВК: например офиолитовый комплекс является первичным для обстановки спрединга. Но тот же офиолитовый СВК в составе олистостромового комплекса оказывается вторичным и является индикатором обстановки сближения, коллизии, характерной для границ плит.

Геодинамическая карта - изображение геологического строения участка земной коры, отражающее распределение геодинамических комплексов по площади и на глубину и входящих в их состав структурно-вещественных комплексов и других геологических тел, а также их вещественную характеристику, кинематику и возраст структурных форм. Для районов со сложным геологическим строением Симатический часто создаются карты по отдельным временным интервалам «срезам», например: домезозойской, допалеозойской или докиммерийской поверхности.

2. Типовые геодинамические обстановки. Горячие точки, континентальные рифты, пострифтовые внутриконтинентальные впадины (чехлы платформ), пассивные окраины континентов, океанические рифты

Все многообразие современных геодинамических обстановок можно свести к четырем основным типам: океанические бассейны, активные окраины континентов, пассивные окраины континентов, внутренние части континентов. В каждом из этих типов выделяются опорные геодинамические обстановки, которые в свою очередь могут быть подразделены на более мелкие элементы. Среди вещественных комплексов, выделяемых и изучаемых при геологической съемке, существуют наиболее информативные в геодинамическом отношении. К ним относятся офиолиты, вулканиты, гранитоидные комплексы, некоторые осадочные и метаморфические формации, микститовые комплексы, зеленые и глаукофановые сланцы и ряд других. Ниже кратко рассмотрены признаки горных пород и геологических структур (структурно-вещественных комплексов), формирующихся в типовых геодинамических обстановках, а также их минерагенические особенности.

Горячие точки. Эти структуры характеризуются специфическими магматическими формациями. В океанах с ними связаны островные сооружения (гайоты) и асейсмические хребты с утолщенной корой. Они сложены магматическими породами: интрузиями и лавами щелочного, ультраосновного щелочного и толеитового состава (кимберлитами, карбонатитами, нефелинитами, трахитами, базальтами, риолитами, исландитами, муджиеритами, гавайитами).

На континентах горячие точки выражены пологими сводово-купольными поднятиями диаметром до 100 км и амплитудой 50-200 м. Они осложнены небольшими (шириной 2-3 км) грабенообразными прогибами. С ними структурно связаны интрузивные комплексы центрального типа - штоками, дайками, трубками взрыва.

Минерагения горячих точек определяется развитием алмазоносных кимберлитов и лампроитов, щелочно-ультраосновных с карбонатитами комплексов центрального типа. С ними связаны месторождения апатита, железа, меди, редких металлов.

Континентальные рифты. Они характеризуются резко сокращённой мощностью коры, до полного её выклинивания в зоне перехода континентальных рифтов в океанические (грабен Афар Восточно-Африканской рифтовой системы). Имеют симметричное строение: осевой грабен (рифтовая долина) шириной 40-50 и длиной десятки-сотни км; плечи рифта (фрагменты сводовых поднятий) шириной сотни и длиной сотни и тысячи км. Они представляют собой систему наклонных от рифтовой долины ступенчатых горстов. На плечах рифта развиты поля лавовых покровов, реже отдельные плутоны, дайковые пояса.

В рифтовой долине развиты осадочные и вулкано-плутонические комплексы. Это обычно континентальные, реже морские тощи: аллювиальные, озерно-болотные, лагунно-морские отложения, представленные конгломератами, песчаниками, алевролитами, глинистыми толщами, эвапоритами, обвально-оползневыми микститами-гравитационно-листрическими олистостромами. Магматические образования представлены породами ультраосновного-щелочного и щелочного в меньшей степени кислого состава: пикритами, толеитовыми и субщелочными базальтами, трахитами, базанитами, нефелинитами; щелочно-ультраосноными комплексами с карбонатитами, плюмазитовыми и субщелочными гранитами.

Для этих структур характерен молассоидный облик осадочных пород, грубая слоистость, косая слоистость, изменчивость фациального состава и мощности. Типичными структурами являются горсты и грабены, ограниченные выполаживающимися на глубине листрическими сбросами.

Металлогения континентальных рифтов определяется сульфидными медно-никелевыми, платиновыми и бедными хромитовыми месторождениями в раслоеных базит-ултрабазитовых интрузий; флюоритовыми месторождениями; редкометальными месторождениями тантала, ниобия, редких земель, апатита, связанных ультра-основными-щелочными интрузиями, карбонатитами, щелочными интрузиями, карбонатитами; порфировыми месторождениями молибдена, олово-вольфрамовыми и редкометальными месторождениями молибдена, олово-вольфрамовыми и редкометальными месторождениями, связанными с плюмазитовыми и субщелочными гранитами.

Внутриконтинентальные пострифтовые впадины. Эти структуры представляют собой осадочные чехлы древних и молодых платформ мощностью 4-5 км (а иногда до 15-20 км) в прогибах и 0-2 км на поднятиях гранит-метаморфического фундамента, состоящего из сильно переработанных комплексов предшествующих этапов.

Осадочные толщи представлены континентальными, прибрежно-морскими и мелководными морскими отложениями: песчаниками, алевролитами, глинами, карбонатами, эвапоритами, угланосными толщами, автохтонными и переотложенными корами. Магматические образования отсутствуют.

В структурном и текстурном отношении это ровно-слоистые толщи в пологих прогибах (синеклизах) и поднятиях (антеклизах) осложненные разрывами, флексурами, валами. К ним приурочены месторождения нефти, газа, горючих сланцев, каменных и бурых углей, бокситов, кварцевых песков, фосфоритов, марганца, осадочных железных руд.

Пассивные окраины континентов. В их строении выделяется прибрежная равнина, внешний шельф, внутренний шельф, континентальный склон и подножие континента. Осадочные толщи шельфа несогласно налегают на структурно вещественные комплексы континентальных рифтов предшествующего этапа развития. В пределах склона и подножия континентальна кора резко утоняется и переходит в кору океанического типа. На склоне развиты маломощные осадочные толщи, а у подножия континента их мощность достигает 10-12 км (зона лавинной седиментации). Магматические образования отсутствуют.

Прибрежная равнина сложена лагунно-континентальными терригенными отложениями, реже карбонатно-терригенными и эвапоритовыми. На внешнем шельфе накапливаются прибрежно-морские и мелководные терригенные, терригенно-карбонатные и карбонатные, а также углеродистые толщи.

На внутреннем шельфе образуются более глубоководные терригенные и карбонатные толщи. На континентальном склоне и у подножт

Ия континента - глубоководные терригенные отложения и турбидиты (флишевые толщи).

Мощность шельфовых толщ выдержанная, имеет параллельнослоистую, реже косослоистую текстуру. Для турбидитовых толщ характерны подводно-оползневые текстуры, тонкая градационная слоистость. Подводные шельфы обычно осложнены пологими впадинами и поднятиями.

Металлогения этих структур определяется месторождениями нефти и газа, пластовых и желваковых фосфоритов, стратиформными месторождениями полиметаллов.

Океанические рифты. Разрез пород океанической литосферы включает (сверху вниз): осадочный слой мощностью 0-1 км; лавовую толщу мощностью до 2 км с комплексом параллельных (пластинчатых) даек в нижней части; массивные и расслоенные породы кумулятивного комплекса общей мощностью 5-7 км. У их подошвы располагается поверхность Мохоровичича, ограничивающая разрез океанической коры. Ниже следуют мантийные реститовые (истощенные) перидотиты (метаморфичекие или тектонизированные). Непосредственно в в зоне рифта они отсутствуют, а в краевых наиболее древних зонах океанической литосферы достигают мощности 70-100 км. Океаническая кора подстилается серпентинизированными дунитами, гарцбургитами, лерцолитами верхней мантии.

Осадочные толщи этих структур представлены глубоководными кремнистыми, кремнисто-глинистыми, кремнисто-карбонатными, известково-туффитовыми и глинистыми породами. Характерны лавовые толщи - толеитовые базальты океанического типа, породы кумулятивного комплекса: габбро, габбро-нориты, габбро-анортозиты, дуниты, мантийные перидотиты - гарцбургиты, дуниты, лерцолиты ( в них кристаллы оливина деформированы в твердо-пластичном состоянии при высоких значениях мантийных Р и Т).

Структуры океанических рифтов представляют собой пакеты тектонических покровов, горсты, грабены, ограниченные листрическими сбросами современных океанах. В осадочных толщах широко развита ровная, тонкая слоистость, турбидитовые текстуры. Для лав характерны шаровая и канатная текстуры (пиллоу-лавы). Дайковые тела характеризуются односторонними зонами закалки - параллельные пластинчатые дайки.

В рельефе дна океанических бассейнов выделяют:

срединно-океанические хребты - сводовые поднятия на океаническом ложе. Образуются в зонах спрединга под влиянием мантийных диапиров. Высота над абиссальными равнинами 2-4 км, гребни на глубине 2-2.5 км. В осевой части они осложнены грабенами шириной до 40 км и глубиной до 1.5 км, представляющих собой рифты, где происходит спрединг и излияние базальтовых лав. На некотором удалении от оси спрединга происходит накопление кремнистых илов (радиоляриевых илов);

абиссальные плато - занимают основную площадь дна океанов, перемещаются под действием конвейерного механизма и представляют новообразованную океаническую кору с маломощным чехлом глубоководных глинисто-кремнистых осадков, местами с ленточной слоистостью. Магматические продукты - толеитовые базальты. Шаровая и канатная текстуры в лавовых комплексах

Характерными особенностями осадков является:

· общая красноцветность осадков в результате окисленности среды в связи с медленной седиментацией;

· почти полное отсутствие известковистых илов, т.к. ниже 3-3.5 располагается критическая глубина карбонатообразования, где за счет низких температур весь карбонат растворяется;

· глинисто-кремнистый состав осадков и очень малая скорость осадконакопления (1-10 мм/1000 лет);

· повышенное содержание железа, марганца и пониженное содержание органического вещества.

Вулканические внутриплитные поднятия - это подводные вулканы и вулканические острова, сложенные базальтами, вулканомиктовыми породами , туфами и рифогенными постройками. Они образуются возможно за счет прохождения плиты над мантийными плюмами (горячими точками).

Металлогения рифтов определяется: железо-марганцевыми конкрециями и корками; массивными и штокверковыми сульфидными медными и медно-никелевыми рудами кипрского типа в осадочных и лавовых толщах; вкрапленными и сплошными хромитовыми рудами в основании кумулятивного комплекса и в метаморфических перидотитах; асбестовыми месторождениями в измененных перидотитах; никелевыми месторождениями в корах выветривания по перидотитам.

Островодужные системы. Эти системы характеризуются крутым погружением под островную дугу зоны субдукции и полярной зональностью строения. От фронта к тылу островодужной системы выделяют: глубоководный желоб, невулканическую дугу (аккрецонную призму), преддуговой или междуговой прогибы, зоны вулканической дуги (фронтальную, осевую, тыловую), задуговый глубоководный бассейн, континентальный склон и шельф окраинного моря.

Глубоководный желоб и невулканическая дуга сложены осадочными толщами мощностью до 4 км. Они перекрывают фундамент, образованный породами океанической коры и включают: вулканогенно-терригенные алевролиты, песчаники, гравилиты; кремнисто-глинистые, туффито-глинистые породы; эдафогенные брекчии. В структурах аккреционных призм эти породы чередуются с глыбовыми микститами, гравитационными олистостромами, меланжами и грязевовулканическими брекчиями. Часто встречаются отторженцы океанической коры: ультрабазиты, базальты, метаморфиты.

Основными признаками этих комплексов являются оползневые и турбидитовые (флишевые) текстуры, покровно-чешуйчатые и горсто-грабеновые структуры.

В верхних частях аккреционных призм (чешуях) располагаются более древние породы, а в нижних - более молодые. Метаморфические породы характеризуются ассоциациями высокого давления и низких температур - глукофановые и зеленые сланцы.

Металлогения этих структур характеризуется месторождениями нефти и газа в слабо литифицированных толщах, месторождениями сурьмы, ртути джаспероидного и лиственитового типа.

Междуговый прогиб. Сложен осадочными терригенными, терригенно-карбонатными и карбонатными толщами мощностью до 5-6 км. Основными типами пород вляются вулканогенно-терригенные алевролиты,печаники, гравилиты, карбонаты, туффито-кремнистые породы; олистостромовые (обвально-оползневые)тощи с обломками пород вулканической и невулканической дуг.

Основными текстурами являются тонкослоистые и грубослоистые (флишевые). Для внешних зон прогиба, прилегающих к аккреционному клину характерно формирование конседиментационных чешуй. Металлогения прогибов определяется месторождениями нефти и газа.

Фронтальная зона вулканической дуги. Сложена чередующимися между собой вулканогенно-осадочными и осадочными толщами мощностью до 12 км. Они представлены вулканогенно-терригенными, вулканогенно-клстическими алевролитами, песчаниками, гравелитами; известково-туффитовыми алевролитами и песчаниками; рифогенными известняками.

Лавовые толщи сложены базальтами, андезито-базальтами.ю ндезитами и риолитами толеитового, реже известково-щелочного типа. Реже встречаются мелкие тела плагиогранитов, тоналитов, габбро.

Обычно в осадочных толщах встреча встречаются обвально-оползневые, косо и ровнослоистые текстуры. Для субаквальных лавовых потоков характерна шаровая текстура и столбчатая отдельность в наземных потоках. Широко развиты горсты, грабены, вулканические постройки.

С этими структурами связаны вулканогенно-осадочные и гидротермальные (штокверковые, жильные) сульфидные медно-цинковые руды уральского типа, железорудные месторождения вулканогенно-осадочного и скарнового типа, гидротермальные месторождения золота.

Осевая зона вулканической дуги. Разрезы осевой части дуги имеют сложное строение и резкую фациальную изменчивость. Они определяются переслаиванием вулканических продуктов пестрого состава и вулканогенно-осадочных пород межгорных депрессий.

Магматические породы представлены андезито-базальтами, андезитами, риолитами и базальтами известково-щелочного типа и комагматичными им диоритами, гранитами, габбро.

У наземных вулканитов обычно столбчатая отдельность. У субаквальных вулканитов обычна подушечная отдельность. Вулканоплутонические постройки осложнены горстами и грабенами.

Металлогения осевых зон определяется медными, медно-порфировыми, часто с золотом месторождениями, связанными с плутонами кислого, реже среднего и основного состава. Месторождения олова, вольфрама и молибдена, связаны с нормальными гранитоидами. Характерны также золото-серебряные месторождения эпитермального типа (Аметистовое, Камчатка).

Тыловые зон вулканической дуги. В разрезе пород обычно чередование вулканогенных и вулканогенно-осадочных толщ общей мощностью до 12 км. Для них характерны риолиты, дациты, андезито-базальты, обычно известково-щелочных серий с комагматичными телами кислого и среднего состава.

Структуры обычно оползневые, обально-оползневые, текстуры - грубослоистые, в осадочных толщах. В эффузивах - столбчатая отдельность. Вулканоплутонические постройки осложнены горстами и грабенами.

Металлогения определяется вулканогенно-осадочными стратиформными и гидротермальными (штокверково-жильными) свинцово-цинковыми месторождениям типа Куроко, грейзеновыми оловянно-вольфрамовыми месторождениями в гранитоидах литий-фтористого типа, жильными полиметаллическими месторождениями, месторождениями сурьмы.

Задуговый глубоководный бассейн. В его строении принимают участие осадочные тощи, мощностью до 4-5 км, ниже которых располагается разрез океанической коры, представленный шаровыми лавами, параллельными дайками, кумулятивным комплексом.

Среди осадочных пород преобладают глубоководные глинистые, кремнисто-глинистые, реже алевролитовые и песчаниковые толщи, а также вулканогенно-осадочные толщи. Базальты этой структуры сходны по составу с океаническими и островодужными. Терригенные осадки краевых частей бассейна со стороны вулканической дуги содержат примесь лав и пирокластики.

Текстуры в осадочных породах - ровнослоистые, реже косослоистые, турбидитовые и обвально-оползневые. В лавах подушечная и канатная отдельность.

Металлогения изучена слабо. Предполагаются месторождения массивных сульфидных руд кипрского типа, а также вулканогенно-осадочные месторождения.

Континентальный шельф окраинного моря. Включает осадочные тощи мощностью до 10-12 км в зонах лавинной седиментации. Они представлены терригенными, плохо сортированными полимиктовыми морскими и прибрежно-морскими, а также континентальными осадками, реже хемогенными терригенно-карбонатными и карбонатными породами. Обломочный материал поступал при размыве смежного континента.

В толщах континентального склона и подножия характерны турбидитовые (флишевые) текстуры, а в прибрежно-морских осадках обычны косослоистые и ровнослоистые текстуры

Для континентального шельфа окраинных морей характерны аллювиальные и прибрежно-морские россыпи редких металлов и золота, стратиформные месторождения свинца, цинка, нефтяные, газовые, угольные месторождения.

Субдукционные системы активных континентальных окраин. Характеризуются относительно пологим погружением под континент зоны субдукции, полярной зональностью строения, подобно островодужным системам. От фронта к тылу располагаются: глубоководный желоб, аккреционная призма, вулкано-плутонический пояс, спорадически присутствующие зоны тыловых рифтов, пояс тыловых надвигов и гранитоидных интрузивов.

Особенности геологических структур и горных пород глубоководного желоба и аккреционнной призмы активных окраин континентов по основным параметрам аналогичны островодужным системам, описанным ранее. Остальные зоны характеризуются своеобразием, что позволяет отличать их от образований островных дуг.

Вулкано-плутонические пояса. В разрезе верхней части пояса развиты вулканогенно-осадочные толщи мощностью в несколько километров. Они прорваны комагматическими эффузивам плутонами. Фундамент поясов сложен комплексами косолидированной континентальной коры предшествующих эпох. Обычно это коллаж террейнов (фрагментов докембрийской коры, островодужных и океанических комплексов, океанских островов, пассивных окраин континентов) окончательно консолидированных коллизионными процессами.

Выделяется два типа поясов. Первый - андийский с равными объемами вулканических и плутонических пород. Второй - кордильерский, в котором преобладают плутонические образования. И, вероятно, третий - калифорнийский, в котором наряду с вулкано-плутоническими образованиями развиты и осадочные тощи в грабеновых структурах.

Основными породами поясов являются базальты, андезито-базальты.ю андезиты, андезидациты, дациты, риолиты, известково-щелочного типа. Преобладают породы среднего и кислого состава представленные лавми.ю туфами и отложениями пирокластических потоков (игнимбритами и сваренными туфами). Породы трахитового, трахилипаритового и риолитового составов преобладают в удаленных от фронта областях активных окраин.

Состав интрузивных пород (в основном известково-щелочной серии) варьирует от диоритов и габбро-диоритов до лейкократовых двуслюдяных гранитов. Во фронтальной и осевой части пояса преобладают гранитоиды I-типа (гранодиориты, монцониты). В тыловой части пояса - гранитоиды S-типа (кварцевые монцониты гранодиориты, двуслюдяные граниты).

Среди структур поясов выделяются крупные вулканические постройки щитовых и стратовулканов, мелкие вуланоструктуры, дайки и субвулканические тела; батолиты; кальдеры и вулкано-тектонические депрессии с отложениями пирокластических потоков, межгорные прогибы с вулканогенно-осадочными толщами.

Во фронтальной части поясов в связи с гранитами I-типа связаны медно-порфировые и медно-молибден-порфировые, скарновые с железом, медью и вольфрамом, жильные медные, золото-серебряные с цинком и свинцом месторождения. В эффузивных - эпитермальные золото-серебряные и ртутные, иногда магнетит, гематит-апатитовые месторождения.

В тыловых зонах вулкано-плутоничеких поясов с гранитоидами S-типа связаны оловянно-вольфрамовые, скарновые полиметаллические с серебром и медью, порфировые медно-молибденовые месторождения.

Зоны тыловых рифтов. Представляют собой грабены с мощными осадочными и вулканогенными толщами от первых до 10 км, сложенными молассамич, часто угленосными. Здесь же присутствуют покровы риолитов, трахитов, трахибазальтов и других пород субщелочного и щелочного состава, а также лейкократовых гранитов.

В структурном отношении это система горстов и грабенов, осложненных надвигами. С ними связаны месторождения молибдена, олова, ртути, бериллия, урана, флюорита, РЗЭ, а также жильные месторождения со свинцом, цинком, золотом, серебром, месторождения каменного и бурого угля.

Пояс тыловых надвигов и гранитоидных интрузивов. Эти пояса характеризуются широким развитием надвигов с падением сместителей навстречу зоне сместителя. Ширина надвиговых зон - до десятков и сотен км. Взаимосвязано с надвиговыми поясами располагаются дугообразно изогнутые в сторону континент пояса гранитоидных интрузий.

В надвигообразование вовлекаются осадочные породы фундамента, в т.ч и древние кристаллические породы. Перед фронтом надвига накапливаются молассоидные континентальные толщи. Анатектические гранитоиды представлены лейкократовыми разностями S- и А-типа, реже щелочными гранитами.

С ними связаны олово-вольфрамовые месторождения. Жильные полиметаллические месторождения. В поднадвиговых осадочных толщах образуются месторождения нефти и газа, каменного угля.

Коллизионные зоны (пояса). Большинство древних орогенных поясов представляют собой коллизионные зоны геологического прошлого. В молодых орогенных поясах процессы коллизии продолжаются и в настоящее время.

Коллизионные зоны имеют сложное строение и включают: покровно складчатые пояса, межгорные и остаточные впадины, вулканические пояса, пояса гранитных батолитов, предгорные впадины и краевые прогибы.

Покровно-складчатые пояса характеризуются мощностью 60-80 км и связаны с тектоническим скучиванием по субгоризонтальным и полого-наклонным зонам тектонической расслоенности литосферы разнотипных геодинамических комплексов предшествовавших этапов развития.

Мощность терригенных пород в предгорных, межгорных и остаточных впадинах варьирует от 5 до 10 км. Мощность эффузивных толщ в вулканических прогибах достигает нескольких километров. В основании разрезов впадин и прогибов развиты нижние молассы, терригенные лагунно-морские сероцветы и пестроцветы. В верхней части разрезов присутствуют верхние (континентальные) молассы: конгломераты, песчаники с небольшой долей алевролитов и глинистых пород. Характерны мощные толщи угленосных и эвапоритовых пород.

В вулканических поясах развиты субщелочные породы непрерывного базальт-андезит-липоритового состава сходные по геохимическому составу с аналогичными образованиями континентальных рифтов и субдукционных обстановок.

В поясах гранитных батолитов развиты граниты стандартного и литий-фтористого типов, причем вторые сходны с гранитоидами континентальных рифтов и субдукционных обстановок. Невскрытые гранитные пояса маркируются роями даек пестрого состава.

Для осадочных пород предгорных и межгорных прогибов характерны массивные и косослоистые текстуры, грубая зернистость и плохая сортировка обломочного материала, резкая фациальная изменчивость. В вулканических поясах наземные лавовые покровы имеют столбчатую отдельность.

Межгорные впадины обычно представляют собой рамповые структуры, внутренние части которых слабо деформированы, а в краевых зонах вблизи надвигов развита мощная шовная складчатость.

Предгорные впадины и краевые прогибы во внутренних частях имеют покровно-складчатое строение, а во внешних частя, прилегающих к стабильным блокам или к древним платформам, развиты пологие брахиформные структуры.

Покровно-складчатые зоны представляют собой ансамбли складчатых надвиговых, шарьяжных и сдвиговых разрывных структур, а также структур ламинарного течения пород: кливажа, метаморфической сланцеватости и будинажа. В вертикальных разрезах коллизионных областей выделяется три тектонофациальных этажа: верхний - эпизона (безкливажные складки изгиба; средний-мезазона (кливажные складки) и нижний-катазона (метаморфическая кристаллизационная сланцеватость, течение).

Особенно деформированы породы в пределах шовных зон. Среди них выделяются региональные шовные зоны - крупные разрывы, со смещением тектонических блоков находящихся на некотором удалении друг от друга и составляющих ансамбль единой геодинамической обстановки. К другой группе относятся сутуры - мощные зоны тектонических нарушения надвигового типа, по которым происходило сочленение континентальных блоков (террейнов), ранее удаленных на большое расстояние и формировавшихся в различных геодинамических обстановках. Такие сутурные зоны, как правило, вмещают фрагменты океанической коры (офиолитовые комплексы, офиолитовые швы).

В краевых прогибах, межгорных и остаточных впадинах размещаются многочисленные месторождения нефти и газа, а также каменного угля. Менее развиты эвапоритовые и меденосные проявления. К поясам гранитных батолитов приурочены гидротермальные, скарновые, грейзеновые, и пегматитовые олово-вольфрамовые, жильные полиметаллические месторождения. К шовным зонам приурочены гидротермально-метаморфогенные месторождения золота, сурьмы, ртути. В офиолитовых швах иногда сохраняются руды, свойственные океанической коре: сульфиды кипрского типа, хромиты, а также сформированные в условиях динамометаморфизма месторождения асбеста, нефрита.

Зоны трансформных разломов. Эти структуры достаточно уверенно устанавливаются в океанических областях и менее уверенно на континентах. В океанах они характеризуются увеличенной мощностью земной коры.

Они включают эдафогенные образования, образованные за счет дробления океанической коры и проявления субщелочного базальтового магматизма и внедрения протрузий ультрабазитов.

Металлогения зон трансформных разломов практически не изучена.

3. Изучение вещественных индикаторов палеогеодинамических обстановок

Минеральный и химический состав, строение, мощность, распространенность, последовательность образования и другие характеристики пород представляют наиболее ценный материал для геодинамических реконструкций. Формации пород и их закономерные сочетания характеризуют опорные геодинамические обстановки. В свою очередь фации пород отвечают более локальной (конкретной) геодинамической обстановке. Важную роль при этом играют литогенетические исследования, основной целью которых является выделение литотипов пород, обладающих едиными литогенетическими признаками и характеризующихся общими условиями образования.

К числу наиболее информативных комплексов пород, являющихся индикаторами геодинамических обстановок следует отнести: офиолиты, зеленые и голубые сланцы, олистостромы, вулканиты, гранитоиды, осадочные и метаморфические формации.

Офиолиты. Это - ассоциация горных пород, встречающаяся почти в каждом складчатом поясе. Она включает (снизу вверх): серпентинитовый меланж; дунит-гарцбургитовый комплекс состоящий из чередующихся слоёв оливиновых и оливин-ортопироксеновых пород, не несущих следов магматической дифференциации в закрытых камерах (их иногда называют комплексом мантийных реститовых или метаморфических перидотитов); кумулятивный комплекс, в виде расслоенных интрузий перидотитов, пироксенитов, габбро, анартозитов, габбро-норитов с расслоенными и массивными текстурами, образовавшихся из последовательного накопления продуктов ранней кристаллизации; аккумуляция материала у дна магматической камеры называется кумулус; новые минералы выпавшие из расплава называются интеркумулус; они цементируют ранние; комплекс амфиболитов и габбро-амфиболитов; ассоциация параллельно-полосчатых диабазовых даек - подводящих каналов для залегающих выше подушечных лав, комплекс спилитизированных базальтовых лав с шаровой и подушечной отдельностью, комплекс глубоководных кремней или кремнисто-карбонатных осадков.

Офиолитовые ассоциации в разрезах складчатых областей являются блоками и чешуями океанической коры, маркирующими швы замкнувшихся океанов прошлых эпох. Они могут быть подвинуты под океаническую литосферу или надвинуты на неё в процессе замыкания океанов.

Зеленые и голубые сланцы. Эти образования тесно связаны с комплексами пород ультраосновного состава. Это метабазальтовые и метасланцевые породы, названые празинитами, которые состоят из вторичного амфибола (актинолита), эпидота, хлорита, а также альбита, карбоната. Они возникают за счет вулканогенно-осадочных формаций, часто содержат глаукофан (голубые глаукофановаые сланцы). Их образование происходит в условиях относительно низких температур и высоких давлений. В результате изучения этих комплексов была выявлена прогрессивная метаморфическая зональность (Миясиро, Банно, 1958), а в 1960 году А. Миясиро ввел в геологию понятие о парных метаморфических поясах, один из которых относится к типу низкого, а другой - высокого давления. Они связаны с субдукционными процессами. В 1970 году Р.Колман ввел понятие обдукции - процесса шарьирования зеленосланцевых и офиолитовых комплексов в процессе коллизии и орогенеза. Выходы зелёных и голубых сланцев с прогрессивной метаморфической зональностью, являются индикаторами сутурных швов на месте существовавших ранее субдукционных зон.

Олистостромы (дикий флиш). Генетически связаны с флишевыми комплексами (взаимные переходы), отличаются от тектонических брекчий и тиллитов, часто приурочены к подошвам доскладчатых тектонических покровов, подошвам шарьяжей. Иногда образуется во фронте (лобовой части) движущегося покрова в бассейн седиментации. Среди дикого флиша выделяют слабо нарушенные комплексы осадочно-оползневого образования, названные К. Мильорини (1933) орогеническими оползнями, а Дж.Флоресом (1955) олистостромами (применим только к осадочным тектонически не переработанным толщам), а Л.Шермерхорном (1966) введен универсальный термин микстит. Олистостромы могут иметь различное происхождение, но чаще всего приурочены к границам шарьяжных пластин в разрезах складчатых областей, обусловленных коллизионными или субдукционными обстановками.

Вулканиты. В основе теории тектоники литосферных плит лежит противопоставление базальтоидного толеитового вулканизма океанов андезитовому и кислому вулканизму островных дуг и окраинно-континентальных орогенов андийского типа. Толеиты это наиболее распространенный петрохимический тип базальтов, насыщенных или даже пересыщенных SiO₂ , в отличие от щелочных базальтов недосыщенных кремнезёмом. Они имеют афировую структуру. Состоит из лабрадора, авгита, гиперстена, горблендита, редко оливина; характерно присутствие стекла, по которому могут развиваться Q-Fsp гранофиры; эти породы характерны для зон спрединга, срединно-океанических хребтов.

Существует один из важнейших в геологии законов - закон Куно, который заключается в следующем: содержание многих химических элементов - калия, рубидия, цезия, бария, стронция, редких земель - в вулканитах определяется глубиной гипоцентров под вулканом и размером пути, который должны пройти мантийные дифференциаты, флюиды, газы при их восхождении от сейсмофокальной зоны к земной поверхности. Состав вулканических серий всегда прямо связан с их генезисом. Существует ряд методов , позволяющих достаточно точно определять первоначальную геодинамическую обстановку формирования вулканитов. Это обычно диаграммы по петрохимическим и геохимическим данным. При этом используются редкоземельные элементы, рубидий-стронциевое и стронций-калдьциевое отношения. Используются также фосфор-калиевое и калий-титановое отношения. Перспективным являются соотношения изотопов свинца в базальтах, соотношения глинозёма и диоксида титана. Популярны методики разделения основных вулканитов океанического, островодужного, континентально-рифтового происхождения и базальтоидов горячих точек на континентах и в океанах, предложенные Дж.Пирсом и Дж. Канном. Удобна методика Н.Л.Добрецова, основанная на данных полных силикатных анализов, без определения малых и редких элементов. Существует методика определения скорости спрединга, основанная на зависимости скорости спрединга от содержания в базальтах диоксида титана. При скорости более 5 см в год в базальтах резко уменьшается количество вкрапленников и повышается содержание TiO_2. Существуют и другие методики, основанные на фациальной принадлежности вулканитов, наприметр, их пузыристости;,изменения состава газовых включений и других признаках.

Гранитоиды. Гранитоиды это главный продукт субдукционного процесса. Огромное значение для понимания их природы и зональности имеет закон Куно. В литературе чаще всего употребляется терминология разных типов гранитов Б.Чаппела и А.Уайта. Это коровые S-граниты, возникающие за счет переплавления осадочных толщ земной коры и I-граниты, возникающие за счет плавления базитового субстрата и легкоплавких компонентов ультраосновных пород мантии. В грубом приближении 1-граниты в целом соответствуют биотит-роговообманковой тоналитовой ассоциации, а S-граниты - двуслюдяной ассоциации гранитов нормального ряда. С S-гранитами связано вольфрамовое, оловянное оруденение, а с 1-гранитами - меднопорфировое, молибденовое, иногда золото-серебряное.

Выделяется также дополнительная группа анорогенных А-гранитов-щелочных гранитоидов с высоким содержанием кремнезема, щелочей, фтора, циркония, ниобия, гафния, иттрия и редкоземельных элементов и низким содержанием кальция, бария, стронция, а также группа М-гранитов (спрединговых) - высококальциевых щелочноземельных плагиогранитов. Таким образом, существуют граниты, возникающие в результате переплавления пород осадочного происхождения, палингинеза и анатексиса и плутоны, образованные при застывании глубинных магм и выплавок мантийного происхождения. Чаще всего гранит это смесь переплавленного корового вещества (S-компоненты) и возгонки мантийных дифференциатов (I-компоненты).

В островодужных и раннеорогенных гранитоидах преобладает 1-компонента; в позднеорогенных и субсеквентных гранитоидах большую роль играет переплавленный метаосадочный материал, то есть S-граниты . Но почти никогда не бывают чисто осадочные S-граниты, а 1-граниты чисто мантийного происхождения.

В настоящее время, основываясь на статистическом анализе содержаний породообразующих малых и редких химических элементов в гранитах, таких как рубидий-ниобий-итрий, тантал-гафний, неодим-самарий, иттербий, достаточно уверенно выделяются гранитоиды островодужного, коллизионного и внутриплитного типа.

4. Осадочные формации как индикаторы геодинамических обстановок

С помощью осадочных формаций можно определять три уровня обстановок: общий, для выделения опорных геодинамических обстановок (например, шельф); средний, для определения отдельных крупных элементов обстановок (часть шельфа); детальный, для определения мелких элементов обстановок (пляж, дельта).

При анализе осадочных и вулканогенно-осадочных формаций необходимо учитывать состав, строение, мощность, последовательность образования отложений, а также климатическую, циркумконтиненталную и тектоническую зональность.

Климатическая зональность определяет зоны биогенного осадконакопления карбонатных (тропики, субтропики) и кремниевых (умеренный пояс) осадков, зоны пустынь, зоны ледникового разноса.

Циркумконтинентальная зональность выражена в приконтинентальном и приокеаническом седиментогенезе. Тектоническая зональность обусловлена сменой формаций в зависимости от перемещения плит от зон спрединга к зоне субдукции.

Важным фактором при реконструкции обстановок является установление глубины накопления осадков. Признаками малой глубины является присутствие непереотложенной мелководной фауны и флоры, наличие био- и хемогенных карбонатов (арагонит, магнезит), шамозитовых и фосфатных осадков.

Для глубинных осадков характерна батиметрическая зональность, выражаемая исчезновением карбонатных осадков на больших глубинах. В тропиках -4,5-4,7 км, а в умеренных -3,0-3,5 км, в турбидитах до 5,0-5,5 км.

Некоторые формации, такие как - молассовая, олистостромовая, флишевая могут образовываться в разных обстановках. Так, у подножья континентального склона они представлены подформациями дикого флиша - песчаной, глинистой, карбонатной - до нескольких км; в островных дугах подформациями - вулканомиктовой песчаной, карбонатно-вулканомиктовой - до нескольких км; в глубоководных желобах - вулканомиктовой алевро-песчаной, глинисто-кремнисто-вулканомиктово-песчаной, алевро-песчаной и дикого флиша - до сотен м.

Если формации и их сочетания характеризуют определенные опорные геодинамические обстановки, то фации, как части формаций представляют собой геологические тела, возникшие в более локальной обстановке. Фациальный анализ включает выделение внутри толщ, свит, формаций геологических тел, состоящих из одной породы или совокупности пород, обладающих общностью литологического состава, органических остатков и текстурных особенностей и, следовательно, характеризующихся сходными условиями образования. Установление закономерных сочетаний фаций по латерали и вертикали в пределах свит позволяет выделить конкретные палеогеографические обстановки, а по ним уже восстановить опорные геодинамические обстановки.

5. Изучение микститовых комплексов как индикаторов геодинамических обстановок

картирование индикатор палеогеодинамический микститовый

Это хаотические комплексы, сформировавшиеся в результате тектонического, гравитационного, ледникового и магматического способов переноса обломочного матернала. Выделяются: гравитационные (в-микститы), тектоно-гравитационные (бв-микститы), тектонические (б-микститы, тектонические брекчии, меланжи).

Гравитационные микститы - хаотические скопления несортированного материала, сформировавшиеся в водной среде в результате оползневых процессов. Они имеют стратиграфические границы, значительную мощность и морфологически представляют пластообразные тела значительной протяженности (десятки километров), переменной мощности с нижним стратиграфическим или эрозионным контактом. В разрезе и по латерали могут чередоваться и замещаться нормальными осадочными отложениями.

Тектоно-гравитационные микститы - хаотические скопления разных по составу и возрасту обломочных пород, сформировавшихся в водной среде, но несущие признаки первичного тектонического воздействия (брекчиевые текстуры, зеркала скольжения, глинки трения). Они обычно приурочены к зонам глубинных разломов и крупным надвигам. В литературе за обоими типами микститов закрепился термин олистостромы, введенный Г. Флоресом в 1955 г.

Олистострома состоит из двух компонентов - матрикса и включенных в него обломков и глыб (олистолитов и олистоплаков). Матрикс представлен различными породами и часто зависит от состава обломков. Изучение состава матрикса и обломков позволяет получить информацию об амплитуде и скорости перемещения осадконакопления. В целом в матриксе преобладает пелитовый материал, реже псаммитовый и псефитовый. Вблизи крупных глыб отмечаются шлейфы грубообломочного материала с уменьшением материала на удалении от глыб. Стратификация осадков обычно отсутствует или проявлена фрагментарно. В случае развития олистострома во флише отмечается ритмичное переслаивание песчаников, алевролитов, аргиллитов при подчиненном значении мергелей. Для микститов тектоно-гравитационного происхождения характерно присутствие в матриксе частиц, обломков пород, испытавших тектоническую проработку, с образованием красной гематитизированной глинки, катаклазированных зерен минералов. Для внутреннего строения матрикса, типично присутствие признаков оползневых дислокаций - мелкая дисгармоничная складчатость, следы течения и облекания обломков.

Включения в матриксе представлены обломками различного состава, генезиса, размера и могут соответствовать всем породам бортов бассейна или фундамента, могут быть привнесенными при шарьировании их из других регионов. Размер самый разнообразный до нескольких километров. Формы зависят от размеров и состава. Крупные блоки (олистоплаки) обычно вытянуты и ориентированы в одном направлении и при картировании могут быть приняты за моноклиналь. Олистолиты и мелкие обломки обычно имеют неправильную форму, неокатаны, остроугольны.

Нижняя и верхняя границы вытянутых пластин-олистоплак нередко совпадают со слоистостью пород. Выделяют: эндоолистостромы - микститы имеющие идентичный (одинаковый) состав обломков и матрикса; аллолистростром - тектоно-гравитационный микстит, обломки которого состоят из пород, перемещенных на значительное расстояние и не распространенных в бассейне седиментации. Выделяют также дистальный олистостром, расположенный в нескольких километров от фронта надвига и проксимальный олистостром - в десятках километров от фронта надвига.

Наиболее тесно олистостромовые комплексы связаны с флишевой и молассовой формациями. Выявление положения олистостромовой формации в вертикальном и латеральном ряду среди других геологических формаций позволяет оценить амплитуду перемещения и восстановить геодинамическую обстановку данной территории.

Особенности изучения тектонических микститов (меланжей). Это ассоциация пород (меланжи, брекчии) смесь разнообразных по форме, составу, генезису пород, хаотически распределенных в тонкоперетертой связующей массе. Они слагают тела обычно вытянутой формы с отчетливыми границами и могут быть откартированы. Меланжи часто приурочены к границам тектонических пластин. Одним из наиболее распространенных типов тектонических микститов является серпентинитовый меланж, который в зависимости от состава обломков подразделяется на мономиктовый (офиолитокластический), с включениями габбро, диабазов, базальтов, кремнистых алевролитов и полимиктовый , с примесью другого материала. Цемент в обоих типах представлен серпентинитом, реже обломками серпентинизированных ультраосновных пород.

...