минерагения. Учебнометодическое пособие по курсу Минерагения Казань 2017 удк 55 551. 479 (4757) (083. 75) Печатается по решению
 Скачать 1.89 Mb.
|
габброидами. По мере удаления от осевой зоны (на склонах СОХ) мощность осадочного чехла постепенно возрастает. Описанный комплекс пород, включающий ультрамафиты, мафиты (габбро и базальты) и глубоководные осадки, носит название офиолитовой ассоциации. В древних структурах типа СОХ в его состав входят ультрамафиты дунит-гарцбургитовой формации, вулканиты спилит-диабазовой (натриевых базальтов) и плутониты габбровой формаций, ассоциирующие и перекрываемые глубоководными (терригенными, терригенно-кремнистыми, кремнистыми, черносланцевыми) осадками. Ультрамафиты представляют собой рестит – тугоплавкий остаток, образующийся при деплетировании (процессе выплавления из вещества примитивной мантии базальтовой составляющей) пиролита, и в виде блоков (диапиров) проникший в верхние, приповерхностные части рифтогенно-спрединговых структур – области относительно пониженного давления. Следующим в направлении к континентальным блокам элементом «ансамбля» являются абиссальные океанические впадины (равнины), располагающиеся на глубинах 3,5-7 км. Они представляют собой плоские или чаще – холмистые равнины с подводными горами и хребтами вулканического происхождения высотой от первых сотен метров до 1 и более километра. Абиссальные равнины разделены горными хребтами и валообразными поднятиями, среди которых различают: 1) океанические кряжи (глыбовые горы тектонической природы); 2) подводные плато; 3) цепи вулканических гор и отдельные вулканы; 4) плосковершинные подводные вулканические горы (гийоты) на глубинах до 2,5 км. Среди вулканических комплексов, слагающих подводные (и частью выходящие на дневную поверхность) горы, преобладают вулканиты щелочно-базальтовой формации (толеитовые базальты: TiO2=2,5%, K2O=0,3-0,4%; щелочные базальты: TiO2=2,7-8%, K2O>1%), перекрывающие офиолитовую по составу океаническую кору. Выше и ниже этих пород залегают глубоководные глинисто-известковисто-кремнистые по составу геологические комплексы, в том числе железо-марганценосные. Пассивные окраины континентов (атлантический тип континентальных окраин, по В.В.Белоусову) и микроконтинентов представляют собой вовлеченные в опускание периферийные (обращенные к океану) части литосферных материковых блоков, функционирующие на океанической стадии развития подвижных поясов. В составе пассивных окраин в направлении от континента к океану выделяются следующие элементы (в скобках генетические и формационные типы формирующихся отложений): - прибрежная низменность (терригенная аллювиальная, дельтовая, лимническая, лагунная, прибрежно-морская формации); - шельф (материковая отмель), располагающийся между береговой линией и линией крутого перелома профиля дна к материковому склону; внешний край шельфа находится в среднем на глубине 180-200 (от 50-60 до 400 и более метров) м (песчано-конгломератовая, песчаная и др. терригенные и карбонатные формации прибрежно-морского типа); - континентальный (материковый) склон крутизной от 3-5 до 10-15°, располагающийся между бровкой шельфа и ложем океана до глубин 2000-2500 м; поверхность склона неровная, имеет обычно сбросово-ступенчатый характер; характерной формой его рельефа являются прорезающие его поперек, врезанные в скальные или рыхлые породы подводные каньоны длиной в сотни км, глубиной до 1 км и шириной 1-1,5 км, в устье которых располагаются мощные конусы выноса (терригенные, терригенно-кремнистые и кремнисто-карбонатные формации), в нижней части склона – оползневые отложения); - материковое (континентальное) подножие, представляющее собой полого (первые градусы) наклонную к океану равнину, окаймляющую основание материкового склона полосой до 1000 км в ширину и представляющее собой аккумулятивный шлейф, нижняя кромка которого находится на глубине 2-4 (иногда 5) км (терригенно-карбонатные, часто нефтеносные отложения большой мощности). На шельфе и континентальном склоне нередко отмечаются грабенообразные прогибы рифтовой природы, выполнение терригенными и карбонатными отложениями континентального и морского генезиса повышенной мощности. Островодужная (субдукционная) стадия (табл. 1) – стадия формирования разнотипных островодужных систем – следует за океанической, а ранние ее подстадии нередко по времени совпадают с океанической. Иначе говоря, океанические (рифтогенно-спрединговая, абиссальных впадин и пассивных континентальных окраин) и островодужные геодинамические обстановки в различных частях одного и того же подвижного пояса могут проявляться синхронно. При этом, геологические комплексы, сформированные в океанической обстановке в каждом данном (конкретном) сегменте подвижного пояса всегда будут древние островодужных, ибо субстрат (основание), в котором и на котором функционирует любая островодужная система образуется в предшествующий островодужному океанический период. Процесс расхождения литосферных континентальных плит бесконечно продолжаться не может: на определенной стадии развития рифтогенно-спрединговых структур вследствие различных скоростей движения конвективных течений и материковых блоков возникает проблема пространства. В природе она преодолевается путем формирования зон субдукции (пододвигания океанической коры под океаническую или континентальную) или обдукции (надвигания – шарьирования океанической коры на океаническую или континентальную). В соответствие с этим выделяют два типа островодужных систем: - энсиматические – области пододвигания-надвигания океанических плит под и на океанические; - энсиалические – области пододвигания (и локального надвигания - шарьирования и обдукции) океанической коры под континентальную; эти структуры называются также активными континентальными окраинами. Энсиматические островные дуги имеют ширину в сотни километров и простираются на многие тысячи километров. Они представляют собой «ансамбль» тектонических структур, в состав которого входят (в направлении от океана к материку): - погружающаяся в зону субдукции океаническая плита [в относительно малоглубинных частях зон субдукции в обстановке высоких стрессовых напряжений и низких-умеренных температур (t°=300-500°C, P – 6-8 до 14 кбар) за счет глинистых осадков формируются глаукофановые сланцы, происходит частичная дегидратация мафитов и ультрамафитов; в глубинных частях зон субдукции происходит полная дегидратация ультрамафитов и формирование апогаббровых эклогитов; позднее, следуя механизму глубинной обдукции умеренно- и глубокометаморфизованные мафиты и ультрамафиты могут быть подняты с глубин и войти в состав аккреционной призмы основания невулканической дуги (см. ниже)]; - глубоководный желоб (осевая его зона маркирует границу пододвигаемой и надвигаемой океанических плит), представляющий собой ваннообразную глубоководную депрессию (современные структуры этого типа имеют глубины от 5 до 11 км) и характеризующийся вулканогенно-осадочным осадконакоплением (алевролиты, песчаники, гравелиты, крупно-глыбовые оползневые отложения, туфогенно-глинистые порoды, флишоиды; - невулканическая дуга, или преддуговый бассейн (пространство между глубоководным желобом и вулканической дугой) с поверхности представляет собой область мелко-, глубоководного седиментогенеза, где формируются вулканогенно-терригенные (с туфогенным материалом), терригенные и терригенно-карбонатные отложения мощностью до 5-6 км); в тектоническом отношении невулканическая дуга – это аккреционная призма (серия тектонических пластин, падающих в сторону от глубоководного желоба к островой дуге и сложенных геологическими комплексами пододвигаемой и надвигаемой плит, в том числе офиолитами поверхностных и глубинных частей зон субдукции и слабо метаморфизованными офиолитами надвигаемой плиты); - вулканическая (магматическая) надсубдукционная дуга, характеризующая формированиеам в ее контурах в морской и континентальной обстановке мощных (до 10-12 км) вулканических и осадочно-вулканических комплексов, в основании которых залегают (и постелью которых являются) офиолиты (в порядке последовательности формирования): контрастная риолит-базальтовая формация (TiO2<1%, K2O=0,5% и более) с бонинитами (базальты с содержанием MgO12%,SiO257%,TiO2-0,1-0,3%) базальт-андезит-базальтовая и базальт-андезит-дацит-риолитовая (непрерывно дифференцированнная) формации андезитовая формация в ассоциации с прибрежно-морскими флишоидными осадками, вулканогенно-осадочными и континентальными отложениями; в глубинных надсубдукционных зонах островных дуг формируются интрузивные комагматы названных вулканических формаций, принадлежащие габбро-плагиогранитовой, габбро-диорит-плагиогранитовой, диорит-плагиогранитовой и др. формациям; - задуговый надсубдукционный глубоководный (окраинный спрединговый, тыловодужный) на океанической коре бассейн, в составе которого выделяются зоны: 1) спрединговые центры (подобные СОХ), в которых формируются офиолиты, а также присутствуют вулканиты риолит-базальтовой, бонинитовой и андезит-базальтовой формаций; все они перекрыты и перемежаются с осадочными преимущественно терригенными комплексами небольшой и умеренной мощности, содержащими пепловый материал; 2) ложе бассейна, сложенное осадочными флишоидными комплексами и глубоководными отложениями мощностью до нескольких километров; 3) континентальный шельфовый бассейн, по структурному положению и составу осадков аналогичный пассивным континентальным окраинам, но сложенный наряду с терригенными, также и вулканогенно-терригенными толщами от прибрежно-морских до глубоководных (мощность их достигает 5-10 км). Энсиалические островные дуги (окраинно-континентальные вулкано-плутонические пояса, активные континентальные окраины), представляют из себя надсубдукционные (находящееся над зонами субдукции) области – зоны сопряженного пододвигания (субдукции) и надвигания (обдукции) океанической коры под и на континентальную (или субконтинентальную). В составе энсиалических дуг выделяются следующие структурные элементы (тектонические структуры): - океаническая плита; - глубоководный желоб; - преддуговой бассейн; - вулкано-плутонический пояс; - пояс тыловых рифтов и бассейнов. Первые три структуры по строению и вещественному (формационному) составу подобны аналогичным структурам энсиматических дуг. Формационный облик геологических комплексов, слагающих вулкано-плутонические пояса в составе активных континентальных окраин, по сравнению с энсиматическими дугами существенно иной. В их пределах типоморфными являются следующие геологические формации: - вулканоегнные [андезитовая, риолитовая, базальт-(трахит)-риолитовая и др.]; - интрузивные [тоналит-гранодиоритовая, диорит-гранодиоритовая, габбро-гранодиорит-гранитовая и др.]; - осадочные [преимущественно континентальные и, реже, морские]. Пояс тыловых рифов и бассейнов, в пределах активных континентальных окраин как бы занимающей место тыловодужного спредингового бассейна энсиматических дуг сложен континентальными молласами и вулканогенными породами варьирующего состава (щелочными базальтами, риолитами) и их комагматами. Коллизионная стадия развития подвижных поясов (табл. 1) протекает в обстановке действия напряжений сжатия, когда происходит столкновение (коллизия) континентальных блоков земной коры с континентальными, островодужными и океаническими. Основные геологические события, происходящие во временных рамках стадии – это блоковые вертикальные и покровно-надвиговые перемещения пластин океанической и континентальной коры, интенсивная складчатость стратифицированных комплексов, гранитоидный магматизм и региональный зональный метаморфизм. Геоморфологическим итогом стадии является формирование горного сооружения. Тектонические структуры, возникшие и функционировавшие в коллизионную стадию, распределены зонально. В направлении от палеоконтинента к палеоокеану в зоне коллизии выделяют следующие структуры: - краевой предгорный прогиб; - пояс тектонических покровов; - сутурная зона. - вулкано-плутонический пояс; Краевые (предгорные) прогибы наложены на пассивные окраины платформ. Они характеризуются покровно-складчатым (внутренние, обращенные к подвижному поясу зоны) или простым складчатым (брахиформы) строением. Выполнены прогибы, в основном, терригенными отложениями обычно большой (до 5-10 км) мощности. Нижняя часть разреза краевых прогибов сложена глубоководными терригено-кремнистыми, лагунно-морскими серо- и красноцветными отложениями (нижние молласы); верхняя (и наиболее мощная) – континентальными красноцветными терригенными (конгломераты, песчаники и др.). Пояса тектонических покровов (аллохтоны, зоны обдукции) представляют из себя ансамбль покровно-надвиговых и складчатых структур, сложенных палеокеаническими и островодужными комплексами, перемещенными из областей формирования последних на окраины относительно стабильных литосферных блоков (бывшие пассивные окраины континентов и микроконтинентов периода проявления до коллизионных событий), в основном, с континентального или переходного типа корой. Амплитуды (зафиксированные) горизонтальных перемещений океанических и островодужных пластин на континентальные окраины исчисляются многими десятками – первыми сотнями километров. Вулкано-плутонические пояса (ВПП) – это линейно вытянутые (шириной в десятки-сотни и длиной – многие сотни и тысячи км) области интенсивного проявления вулканических и/или интрузивных процессов, а на глубинных уровнях – процессов высокоградиентного регионального метаморфизма. ВПП приурочены к краевым и осевым частям древних континентальных блоков (палеомикроконтинентов) и межблоковым (зонам столкновения) зонам. В их контурах формируется следующие геологические формации магматического ряда: - базальт-андезит-риолитовая, андезитовая, дацит-риолитовая и риолитовая; - группа гранитных формаций с преобладанием K-Na- и K-гранитов (адамеллит-гранитовая, гранодиорит-гранитовая, гранит-мигматитовая, сменяющиеся во времени лейкогранитовой и гранитовой), образующих крупные интрузии – батолиты. Области проявления высокоградиентного (до 150-180° на 1 км по латерали) зонального метаморфизма и сопровождающего их гранитоидного магматизма (см. выше) развиваются в глубинных частях древних блоков континентальной коры (палеомикроконтинентах и, в меньшей степени, палеоконтинентах). В ходе шарьирования мощных (n*1-n* 10км) океанических и островодужных блоков-пластин на континенты и микроконтиненты в глубинных их зонах в условиях повышенных и высоких температур и давлений формируются глубоко-, умереннометаморфизованные (P-T условия от амфиболитовой до зеленосланцевой) орто- и парапороды. На наиболее глубоких уровнях (в континентальной коре и низах аллохтонов) происходят процессы мигматизации и гранитогенеза. Сформированные здесь гранитные расплавы проникают в средние-верхние части разреза палеомикроконтинентов, формируя здесь разнофациальные интрузии разного состава и глубинности и, на глубинных уровнях – гранито-гнейсовые купола. В строении палеомикроконтинентов наблюдается зональность (от центра и периферии): орто- и параметаморфиты амфиболитовой и субгранулитовой фаций с интенсивным проявлением гранито-гнейсового тектогенеза сланцевое (метаморфиты зеленосланцевой – эпидот-амфиболитовой фаций) обрамление, нередко с интрузиями гранитов. Отметим здесь, что наиболее молодые (лейкогранитовые) и, в частности, бериллиеносные (с изумрудной минерализацией) интрузии гранитов формировались в малоглубинных (1-3 км) условиях. В геоморфологическом отношении пояса тектонических покровов и вулкано-плутонические пояса представляли собой в период формирования более или менее протяженные горные хребты различной высотности (например, современный Малый Кавказ). Естественно, эти хребты были разделены между собой и синхроонными им платформами более или менее масштабными межгорными и предгорными впадинами. Осадконакопление в их контурах происходило в континентальных (формирование разнообразных по генетической принадлежности – аллювиальных, пролювиальных, склоновых и др. отложений, объединяемых в молассовую формацию) и морских (например, четвертичные отложения Куринской и Рионской впадин на Кавказе) обстановках. Сутурные зоны или, как их образно называют, «следы исчезнувших океанов», представляют собой линейно вытянутые серии блоков-пластин, сложенных офиолитами (часто с преобладанием ультрамафитов) и называемых поэтому также офиолитовыми (ультрамафитовыми, гипербазитовыми) поясами, маркирующих обычно границы палеоконтинентальных (в т.ч. палеомикроконтинентальных) и палеокеанических (на начало коллизионных событий) сегментов подвижного пояса. Они представляют собой корневые (не разрушенные последующей эрозией) зоны аллохтонов, обдуцированных в коллизионную стадию на континентальные окраины. Большая часть поясов тектонических покровов в настоящее время представляет собой клиппы – фрагменты некогда гигантских перекрытий окраин континентов. В качестве примера сутурных зон могут быть названы зона ГУГР (зона Главного уральского глубинного разлома), маркирующая палеограницу между континентальным (Западный Урал) и океаническим (Восточный Урал) секторами Палеуральского ранне-среднепалеозойского океана. В строении коллизионных зон нередко большая роль принадлежит также океаническим и островодужным вулканогенным и вулканогенно-осадочным образованиям, интенсивно деформированным и расчлененным разрывными нарушениями. Обычно они слагают линейно-вытянутые сутурные зоны (см. выше), но нередко (Урал) образуют и широкие (до 100 и более километров) пояса, заключенные между палеоконтинентальными блоками (Магнитогорский и Тагильский «мегасинклинории» на Урале). При достаточно высокой деформированности эти геологические комплексы метаморфизованы обычно на уровне, не превышающем зеленосланцевой фации. Нередко эти осроводужные и океанические образования перекрыты отложениями коллизионной стадии (молассы) и прорваны интрузиями того же возраста. Кроме того участками установлена синхронность разрывно-складчатых деформаций, которым подвергались, с одной стороны, островодужно-океанические и, с другой, коллизионные по времени формирования отложения. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||