а. г. грановский - Южный федеральный университет

ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНСТВО ПО ОБРАЗОВАНИЮ
Федеральное государственное образовательное учреждение
высшего профессионального образования
«ЮЖНЫЙ ФЕДЕРАЛЬНЫЙ УНИВЕРСИТЕТ»
А. Г. ГРАНОВСКИЙ
МЕТОДИЧЕСКОЕ ПОСОБИЕ
для студентов геолого-географического факультет, направления подготовки бакалавров 020300
«Геология» (модуль «Геология»)
“Основы геодинамического анализа при геологическом
картировании”
2007
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 геологогеографического факультета ЮФУ, протокол № от
2
сентября 2007 г.
СОДЕРЖАНИЕ
С.
ВВЕДЕНИЕ
4
1.
Понятийная (терминологическая) база.
5
2.
Типовые геодинамические обстановки.
9
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
картировании
применения
геодинамического
ЛИТЕРАТУРА
анализа
24
30
32
36
38
43
при 46
48
3
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.
4
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;
5
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
комплексов,
структуру
исследуют
региона
и
вещественный
перемещения
тектонических
состав
блоков
геологических
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
преобразования в эпохи растяжения (деструкции) и коллизии.
результатов геодинамического анализа составляются:
характер
их
На основе
геодинамическая карта;
геологическая карта, учитывающая результаты геодинамического анализа; карты
закономерностей размещения и прогноза полезных ископаемых.
6
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
геодинамического
анализа
лежит
перспективных участков. В основе
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
7
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
поверхности.
8
или
докиммерийской
Типовые геодинамические обстановки. Горячие точки,
2.
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
9
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
алевролитами,
отложения,
глинистыми
представленные
толщами,
микститами–гравитационно-листрическими
конгломератами,
эвапоритами,
песчаниками,
обвально-оползневыми
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.
10
Типичными
структурами
являются
горсты
и
грабены,
ограниченные
выполаживающимися на глубине листрическими сбросами.
Металлогения континентальных рифтов определяется сульфидными медноникелевыми, 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, олововольфрамовыми
вольфрамовыми
и
редкометальными
и
месторождениями
редкометальными
молибдена,
месторождениями,
олово-
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 гранитметаморфического 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)
флексурами, валами.
и
поднятиях
(антеклизах)
осложненные
разрывами,
К ним приурочены месторождения нефти, газа, горючих
сланцев, каменных и бурых углей, бокситов, кварцевых песков, фосфоритов,
марганца, осадочных железных руд.
11
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
12
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 (пиллоулавы). 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
13
удалении
от
оси
спрединга
происходит
накопление
кремнистых
илов
(радиоляриевых илов);
абиссальные
перемещаются
плато
под
–
занимают
действием
основную
конвейерного
площадь
механизма
и
дна
океанов,
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 медноникелевыми рудами кипрского типа в осадочных и лавовых толщах; вкрапленными
и сплошными хромитовыми рудами в основании кумулятивного комплекса и в
14
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
турбидитовые
признаками
этих
комплексов
являются
оползневые
и
(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.
15
Междуговый
прогиб.
Сложен
осадочными
терригенными, терригенно-
карбонатными и карбонатными толщами мощностью до 5-6 км. Основными типами
пород вляются
карбонаты,
вулканогенно-терригенные алевролиты,печаники, гравилиты,
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
гидротермальные месторождения золота.
16
и
скарнового
типа,
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
месторождениям
(штокверково-жильными)
типа
Куроко,
грейзеновыми
17
свинцово-цинковыми
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, кремнистоглинистые, реже алевролитовые и песчаниковые толщи, а также вулканогенноосадочные 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 прибрежноморскими, а также континентальными осадками, реже хемогенными терригеннокарбонатными 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
18
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.
19
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 меднопорфировые 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
20
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
полиметаллические
связаны
олово-вольфрамовые
месторождения.
В
месторождения.
поднадвиговых
осадочных
Жильные
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.
21
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 базальтандезит-липоритового состава сходные по геохимическому составу с аналогичными
образованиями континентальных рифтов и субдукционных обстановок.
В поясах гранитных батолитов развиты граниты стандартного и литийфтористого 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.
22
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 олововольфрамовые, жильные полиметаллические месторождения. К шовным зонам
приурочены гидротермально-метаморфогенные месторождения золота, сурьмы,
ртути. В офиолитовых швах иногда сохраняются руды, свойственные океанической
23
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.
24
Изучение вещественных индикаторов палеогеодинамических
3.
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
геодинамической обстановке.
отвечают
более
локальной
(конкретной)
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; дунитгарцбургитовый комплекс состоящий
оливин-ортопироксеновых
пород,
из чередующихся слоёв оливиновых и
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, габброноритов
с
расслоенными
и
массивными
текстурами,
образовавшихся
из
последовательного накопления продуктов ранней кристаллизации; аккумуляция
25
материала у дна магматической камеры называется кумулус; новые минералы
выпавшие из расплава называются интеркумулус; они цементируют ранние;
комплекс амфиболитов и габбро-амфиболитов; ассоциация параллельнополосчатых диабазовых даек – подводящих каналов для залегающих выше
подушечных лав, комплекс спилитизированных базальтовых лав с шаровой и
подушечной отдельностью, комплекс глубоководных кремней или кремнистокарбонатных 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 вулканогенноосадочных 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.
26
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
27
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 TiO2. 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
28
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,
внутриплитного типа.
29
коллизионного
и
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,
30
карбонатной – до нескольких км; в островных дугах подформациями –
вулканомиктовой песчаной, карбонатно-вулканомиктовой – до нескольких км; в
глубоководных желобах – вулканомиктовой алевро-песчаной, глинисто-кремнистовулканомиктово-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.
31
5. Изучение микститовых комплексов как индикаторов
геодинамических обстановок.
Это хаотические комплексы, сформировавшиеся в результате тектонического,
гравитационного, ледникового и магматического способов переноса обломочного
матернала. Выделяются: гравитационные (β-микститы), тектоно-гравитационные
(αβ-микститы), тектонические (α-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
32
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 – тектоногравитационный 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.
33
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.
Существует также терригенный (автокластический) меланж, обломочная
фракция
которого
метаморфических
и
цемент
пород
в
состоят
различных
из
осадочных,
комбинациях.
магматических
Этот
тип
и
плохо
диагностируется.
Тектонические меланжи характеризуются следующими общими признаками: в
отличие от олистостром цемент всегда несет на себе следы тектонической
проработки; в цементе присутствуют обломки пород различного состава и генезиса;
нижний контакт меланжа всегда тектонический. Законы нормальной седиментации
по отношению к тектоническому меланжу не применимы. Они чаще всего, также как
и олистостромы приурочены к пограничным структурам в участках повышенной
34
тектонической активности. В олистостромах матрикс всегда моложе олистолитов и
олистоплаков, а в меланжах (терригенных) как правило, матрикс древнее
включенных глыб. При картировании очень важно знать возраст главных
компонентов меланжей. Их диагностика и внутренне строение возможно только при
детальном картировании (1:10000 и крупнее) с отрисовкой слагающих их
компонентов.
35
6. Изучение метаморфических образований, как индикаторов
геодинамических обстановок.
Выделяется три типа метаморфизма: геотермально статический (обычно
называемым региональным), зеленосланцевый (собственно зеленосланцевый и
глаукофансланцевый), плутонический (симатический и сиалический).
Процессы метаморфизма
в основном связаны с зонами конвергенции
литосферных плит. Для них характерно чередование в пространстве и времени
сжатия и растяжения, восходящих и нисходящих тектонических движении, высокого
и низкого потоков тепла, но при общем преобладании процессов сжатия.
Геотермально-статический метаморфизм. Для этого типа метаморфизма
характерны ассоциации гранулитовой и амфиболитовой фаций. Они прявлялись в
двух совершенно различных геотермальных режимах, один из которых имел место в
раннем архее, а второй существовал на протяжении всей последующей истории.
Особенностью
раннего
архея
являлись
высокотемпературные
условия
формирования пород (850-950оС) при относительно малых глубинах.
Зеленосланцевый метаморфизм. Собственно зеленосланцевый метаморфизм
протекает в относительно спокойной обстановке сжатия в интервале температур от
300 до 500оС и давлении 8-9 кбар. Метаморфические реакции протекают за счет
энергии тектонических деформаций, а не за счет внешнего термального воздействия.
Глаукофансланцевый метаморфизм по температуре соответствует зеленосланцевой
и низам эпидот – амфиболитовой фаций. Он узко локализуется в зонах шириной
сотни метров – первые километры и характеризуются наличием высокобарических
минералов, то есть протекает в геодинамических режимах высоких и сверхвысоких
давлений. Разброс температур от 220 до 550оС с устойчивым глаукофаном при 220-
36
410оС и давлении 400-1200 МПа. При 420оС глаукофан исчезает и замещается
кальциевым амфиболом.
Высоко и низкобарический типы метаморфизма образуют пары в зонах
субдукции, причем высокобарический (глаукофан-сланцевый) пояс располагается
на океанической стороне (совпадает с глубоководным желобом), а зеленосланцевый
(низкобарический и высокотемпературный) приурочен к континентальной зоне
(обычно к осевой зоне островной дуги). К глаукофановым поясам приурочены
высокобарические эклогиты и жадеиты, образование которых происходит в зонах
избыточного давления, которые разделены областью тектонической разгрузки.
Наиболее широко они известны в структурах альпийского орогенеза.
Плутонический (симатический) метаморфизм. Он связан со становлением
габбро-гипербазитовых комплексов при их перемещении в верхние горизонты
земной коры. Метаморфизм вызван плутоническими массами, транспортирующими
глубинную энергию в верхние горизонты коры. Особенностями этого метаморфизма
является
сочетание
регрессивных
преобразований
габбро-гипербазитов
с
прогрессивным метаморфизмом пород обрамления, т. е. габбро-гипербазиты
являются теплоносителями и передатчиками динамического давления. Ранний этап
связан с формированием гнейсовидных гарцбургитов, метадунитов, энстатитов и др.
При
этом
отмечается
регрессивная
направленность
процесса
от
высокотемпературной гранулитовой ступени (в условиях верхней мантии) до
низкотемпературной зеленосланцевой стадии (в континентальной коре).
Сиалический метаморфизм. Относится к самым распространенным из
петрогенетических явлений во всей истории Земли и обусловлен, прежде всего,
формированием гнейсово-мигматитовых комплексов. Они включают гнейсовое ядро
и сланцевое обрамление. Метаморфизм в этих зонах различный по температуре и
давлению. Обычно в сиалических поясах низкого давления степень метаморфизма
37
понижается от осевой части в обе стороны. Вдоль этой оси располагаются граниты,
одновозрастные с метаморфизмом, а полингенные метасоматические граниты
размещаются на некотором удалении от неё.
7. Методы геохимической индикации палеогеодинамических обстановок
Структурно-вещественные
комплексы
разных
палеогеодинамических
обстановок обладают статистически вполне определенными и достоверными
геохимическими характеристиками. Использование таких эталонных характеристик
позволяет выделить критерии геохимической индикации конкретных структурновещественных комплексов [5,7,8].
В соответствии с принципами актуализма установление (идентификация)
геодинамических обстановок производится путем сравнения петрохимических
параметров пород, особенностей распределения в них малых и редких элементов,
различных химических и изотопных отношений в структурно-вещественных
комплексах геологического прошлого с соответствующими параметрами известных
эталонных геодинамических обстановок.
Так, например, активный вулканизм проявляется вдоль границ плит: в
срединно-океанические хребтах (дивергентные границы плит), в пределах активных
континентальных окраин и островодужных систем (конвергентные границы плит).
Кроме того, вулканизм связан с континентальными рифтами, с формированием
океанических островов, с глубинными разломами внутриплитных обстановок
(трапповый магматизм и магматизм обстановок горячих точек). Перечисленные
обстановки
характеризуются
индивидуальными
особенностями
состава
вулканических пород и их геохимического облика, в соответствии с условиями
образования. При этом известково-щелочные вулканиты, в том числе андезиты и
38
островодужные толеиты связаны с конвергентными границами. Считается, что
количество воды привносимой в мантию погружающейся океанической плитой
контролирует объем формирующегося андезитового расплава, а распределение
температур и степень плавления мантийного субстрата определяют щелочность
магм. Эти процессы, в свою очередь, контролируются характером и скоростью
взаимодействия плит. Взаимодействие мантии и коры сложно и неоднозначно.
Наряду с поступлением материала из деплетированной верхней мантии (обедненной
крупнообъемными элементами – K, Rb, легкими РЗЭ и др.) наблюдается привнос
(инъекция) глубинной необедненной мантии. В океанах обнаружены базальты явно
происшедшие из необедненной мантии. Для них характерны относительно высокие
концентрации некогерентных литофильных элементов с большими ионными
радиусами, высокие отношения Ce/Yb, Rb/Sr, Rb/K, по сравнению с большинством
океанических лав [20]. Отношение
87
Sr/86Sr у этих базальтов смещено в сторону
более высоких значений, чем у базальтов СОХ. Это Азорские острова, Исландия,
Галапогос, Тристан-да-Куэнья и другие.
Следует
отметить,
что
проявления
магматизма
противоположных
геодинамических режимов (сжатия, растяжения) наряду с явными чертами различия
обладают
определенным
сходством.
Ряд
магматических
серий
являются
«сквозными» и называются неспецифическими, тогда как другие характерны только
для определенных обстановок и называются специфическими [15].
К специфическим сериям зон растяжения относятся: толеитовая серия
базальтов СОХ и толеитовая пикрит-базальтовая серия океанических островов,
трансформных разломов, континентальных рифтов и траппов; K-Na щелочная серия.
Специфическими
шошонитовая
серии.
для
В
то
зон
же
сжатия
время
являются
породы
известково-щелочная
K-Na-субщелочной
и
серии
неспецифичны, т.к. участвуя в строении островных дуг, континентальных рифтов,
39
внутриплитных областей и океанических островов они сохраняют близкие
особенности минералогического и геохимического состава.
В зонах субдукции проявлены вулканиты от толеитового (примитивные дуги)
до известково-щелочного (развитые островные и окраинно-континентальные дуги)
и затем щелочного (тыловые зоны вулканических дуг) состава. Эти же особенности
проявляются и в эволюции интрузивных пород в пределах вулкано-плутонических
поясов (от известковых к известкаово-щелочным и щелочным породам). Такие
закономерности могут быть объяснены уменьшением возраста магматизма в одном
месте, а также увеличением расстояния центров магматизма от оси активного
глубоководного желоба. Это свидетельствует о существовании единых факторов при
становлении интрузивных и экструзивных магм из латерально-гетерогенной мантии.
В настоящее время сопоставление состава исследуемых СВК с эталонными
комплексами-индикаторами позволяют получить достаточно надежные выводы о
палеогеодинамической обстановке конкретного геологического объекта. При этом,
необходимо отметить, что дополнительные трудности вносят метаморфические
преобразования пород. Для принятия окончательного решения о принадлежности
СВК к той или иной обстановке необходим учет всех геологических признаков.
Необходимым
условием
данных
исследований
является
применение
инструментальных методов количественного анализа с ошибкой не более 20% от
стандарта, использование проб пород не измененных или слабоизмененных
вторичными
процессами
со
стабильными
концентрациями
элементов-
идентификаторов.
Идентификацию магматических комплексов необходимо проводить на трех
уровнях: петрохимическом (анализ породообразующих минералов), геохимическом
(анализ элементов-примесей) и изотопном.
40
Для классификации вулканогенных пород с целью выделения толеитовой,
известково-щелочной,
субщелочной
и
щелочной
серий
удобно
применять
петрохимические критерии с использованием систем диаграмм [9]. Для этих целей
рекомендуется
схема
последовательных
операций
для
дискриминации
петрохимических серий из выборки химических анализов изверженных пород
конкретных геодинамических обстановок.
Грубую идентификацию базальтов можно производить с помощью тройной
диаграммы MgO-FeO-Al2O3 для пяти типов базальтоидного магматизма [19].
Дж. Пирсом [17] разработаны многокомпонентные диаграммы путем
обработки большого количества химических анализов базальтов различных
геодинамических обстановок с помощью метода дискриминантных функций.
Существует ряд жестких требований к работе с этими диаграммами [3].
На более высоком уроне разрешения выполняются задачи идентификации
обстановок на основе распределения микроэлементов. С этой целью используются
треугольные диаграммы Zr - Ti/100 – Y × 3 и Zr - Ti/100 – Sr/2 [18].
Кроме описанных тройных диаграмм для идентификации базитов широко
применяются простые и наглядные двойные диаграммы. Некоторые из них
построены на основе распределения титана (в форме металла или оксида). Это
связано с значительной контрастностью его распределения в базитах разных
геодинамических обстановок. Существуют диаграммы Ti – Zr в трех вариантах.
Более сложными являются диаграммы Ti/Cr – Ni, а также Ti/100 – Cr [14].
Дж.Пирсом с коллегами предложена диаграмма Cr – Y для разделения
базальтов СОХ, островных дуг, и внутриплитных обстановок. Ими же построены
весьма информативная диаграмма
Th/Yb – Ta/Yb для классификации пород от
толеитовых серий до щелочных.
41
В настоящее время широко применяются диаграммы, построенные на основе
сопоставления изучаемых пород с нормативными горными породами, например,
хондритами метеоритов, принимаемыми за аналог примитивной (первичной) мантии
и базальтами СОХ, рассматриваемыми в качестве базальтовой выплавки из
истощенной верхней мантии.
Наиболее предпочтительными для употребления являются оценки содержаний
редкоземельных элементов (РЗЭ) в хондритах, приводимых М. Масуда и др. [16].
При
этом,
необходимо
напомнить,
что
корректность
идентификации
геодинамической обстановки при помощи подобных диаграмм, может достигаться
только в сочетании их с методами петрологии.
Геодинамическая идентификация гранитоидов как продуктов, в основном,
субдукционных и коллизионных зон в общем виде выражается в определении I-типа
или S-типа гранитоидов. Существуют также способы выделения геохимических
особенностей
гранитоидов связанных
с океаническими
и
островодужными
обстановками. Тесная связь гранитоидов различного состава между собой, по
сравнению с вулканитами затрудняет использование геохимических методов для
решения указанных задач. Применяется двухкоординатная диаграмма RB –(Nb+Y),
показанная на рис. Она позволяет различать коллизионные,
внутриплитные и
островодужные гранитоиды и также плагиограниты СОХ.
Выделение гранитов островодужных и окраинно-континентальных типов
может решаться с помощью диаграмм распределения элементов КИЛ и ВЗИ.
Использование редкоземельных элементов (РЗЭ) позволяют идентифицировать
гранитоиды трондьемитового ряда, принадлежащие океанической, окраинно- и
внутриконтинентальной обстановкам [1].
Приведенные диаграммы не исчерпывают всего
количества разработок,
посвященных данной проблеме. В то же время, они показывают достаточно широкие
42
возможности
геохимических
методов
идентификации
магматических
пород,
относящихся к различным геодинамическим обстановкам.
8. Геодинамические модели и методы их разработки
Разнотипные геодинамические обстановки тесно взаимосвязаны друг с другом.
Основной
методический
построения
принцип
геодинамических
разработки
карт
геодинамических
определяется
тем,
моделей
что
и
изменение
геодинамических процессов в каком-либо сегменте литосферной плиты неизбежно
вызывает изменение этих же характеристик в смежных участках и всем ансамбле
плит. Следовательно, исследование конкретных территорий должно базироваться на
анализе региональных материалов, а разработка моделей должна осуществляться на
глобальном, региональном и локальном уровнях.
К
глобальным
1:10000000
и
моделям
мельче.
относятся
Региональному
геодинамические
уровню
отвечают
карты
масштаба
мелкомасштабные
геодинамические карты (1:1000000, 1:2500000, 1:500000) и модели крупных
сегментов литосферных плит [2,16,17].
Локальному уровню отвечают крупно- и среднемасштабные геодинамические
карты, а также модели формирования отдельных регионов и геодинамических
комплексов.
Основным
направлением
моделирования
является
подбор
актуалистических аналогов исследуемых объектов и оценка уровня необратимых
эволюционных изменений моделируемых явлений. В основе же геодинамических
реконструкций лежат разработки теории литосферных плит.
Реконструкция
палеогеодинамических
последовательных операций:
43
обстановок
включает
ряд
1)
определение соответствия изучаемого объекта эталонным хорошо
изученным современным или кайнозойским
обстановкам (опознание СВК-
индикаторов);
2)
изучение
и
оценка
характера
структурно-метаморфических
преобразований пород и соответствие их эталонным объектам;
3)
изучение пространственно-временных взаимоотношений структурно-
вещественных комплексов и характера структурных ансамблей (зональностей
разного типа);
4)
палинспастические реконструкции;
5)
оценка глубинного строения исследуемого региона;
6)
обобщение
и
разработка
геодинамической
модели,
отражающей
эволюцию и смену геодинамических режимов.
Палеогеодинамические реконструкции осуществляются для определенного
временного
уровня (временного среза), особенно в областях, где совмещены
разновозрастные СВК. Последовательность моделирования обычно производится от
молодых геотектонических циклов к более древним. При этом происходит как бы
последовательное снятие более молодых СВК и восстановление пространственных
взаимоотношений более древних СВК и образованных ими геологических структур.
Средне-
и
крупномасштабное
геодинамическое
картирование
может
проводится при геолого-съемочных работах, но может быть и самостоятельным
видом работ. В нем наряду со стандартными методами картирования используется
геодинамический анализ. Результатом картирования является геодинамическая
карта. Она сопровождается глубинными геодинамическими разрезами, схемами,
боле детальными картами врезками.
Карта
сопровождается
специальной
системой
условных
обозначений,
называемой легендой. В ней показано развитие во времени исследуемого объекта
44
земной коры. Обычно легенда составляется в виде таблицы, содержание которой
отвечает геологическим особенностям региона.
Слева
сверху
вниз
располагаются
эпохи,
отвечающие
определенным
взаимодействиям плит и этапы, соответствующие определенным геодинамическим
обстановкам. Возрастные интервалы обозначаются индексом. Правее приводится
геодинамическая характеристика каждой эпохи, этапа, стадии. Например: эпоха Взаимодействие океанической и континентальной плит Pz1; этап – субдкция, сжатие
(Cm-O); стадия – сближение островной дуги
и междугового бассейна. В
соответствии каждой стадии по горизонтали приводятся и отстраиваются
фрагментарные разрезы СВК. Каждый разрез, в виде вертикальной колонны отвечает
определенной геодинамической структуре, название которой надписывается над
соответствующей
колонной.
Сама
колонна
состоит
из
прямоугольников,
отвечающих элементам разреза. В левой части прямоугольника находится индекс
возраста СВК. В правой части наносится крап, соответствующий составу пород и
закрашивается цветом соответствующей геодинамической обстановки. Под каждой
колонной отдельными прямоугольниками изображается свойственный данной
ситуации магматизм. В них индексом изображается возраст, а крапом состав пород.
От прямоугольников магматических образований вверх отводятся узкие полоски до
уровня самого молодого СВК, прорываемого данным магматическим комплексом.
Горизонтальные
ряды
образуются
всеми
вертикальными
колоннами,
отвечаемыми конкретной стадии Справа в отдельной графе, на уровне стадии
приводятся цветные обозначения типа и стиля деформаций, а также векторы
доминирующих напряжений. Колоны условных знаков, отвечающих разрезам
каждой стадии, изображаются над обозначениями разрезов, развитие которых они
продолжают.
Таким
образом,
в
легенде
отражается
сквозная
эволюция,
установленная по индикаторам обстановок в определенном эрозионном срезе. Ниже
45
под легендой располагаются изображения прочих обозначений. Это границы СВК,
палеоструктуры, ассоциации СВК отдельных геодинамических обстановок, стадий,
этапов. Специальными знаками выделяются границы нормальных латеральных и
вертикальных совмещений и граница тектонических совмещений.
Геодинамическая карта должна сопровождаться достаточным количеством
глубинных разрезов, которые располагаются на отдельных листах фобозначения, что
и на карте. Более детальные карты-врезки сопровождаются собственными
легендами.
Геодинамические карты по содержанию структурной нагрузки, количеству
выделенных СВК и их возрастному расчленению сопоставимы с традиционными
геологическими картами или превосходят их. Геодинамическое картирование
базируется на предварительно разработанных моделях, и именно их выбор,
оптимизация и поверка являются основными задачами исследований.
9. Основы применения геодинамического анализа при картировании
Последовательность работ при геодинамическом картировании включает:
составление предварительной карты на базе имеющихся фондовых и литературных
материалов; полевые и камеральные работы для проверки предварительных моделей
и прогнозных схем, а также разработки новых материалов для построения моделей,
карт и прогнозных оценок; обобщение материалов и составление новых
геодинамических моделей и карт с прогнозной оценкой изучаемой территории.
Предварительный этап. Этап включает предварительный геодинамический
анализ, еще на стадии составления проекта работ. Это палеогеодинамические
реконструкции с выделением предварительных моделей и прогнозных следствий.
Результаты исследований кладутся в основу методики предполагаемых работ. При
46
этом
используются:
метод
аналогии
на
основе
принципа
актуализма
(в
геологических комплексах прошлого следует ожидать присутствие того же спектра
полезных ископаемых, что и в современных обстановах); разрабатываются
геодинамические модели формирования и локализации полезных ископаемых.
Полевой этап. Включает проведение специализированных наблюдений и
опробования для выявлении информативных признаков геодинамических условий
формирования геологичесих тел, проведение палеогеодинамических реконструкций.
В основе лежат литологические (седиментологические), палеовулканические,
структурные наблюдения и отбор проб для палеомагнитных и геохимических
исследований
Полевые геодинамические работы определенного масштаба проводятся в
пределах всей изучаемой территории и более детально по линиям опорных
геотраверсов и на отдельных участках.
В
процессе
геодинамических
полевых
обстановок
исследований,
выявляются
с
использованием
отдельные
геологические
критериев
тела
и
совокупности тел, образующих конкретные геодинамические комплексы, из объема
и границ. Геодинамические комплексы прослеживаются на местности и в глубину с
использованием данных геофизики и бурения. При детальных исследованиях для
обоснования
палеогеодинамических
реконструкций
составляются
стратиграфические разрезы, отбираются пробы и образцы горных пород и
проводится детальное картирование опорных участков.
Камеральный этап. Производится всесторонняя оценка геодинамических тел,
объем и взаимоотношения геодинамических комплексов. Составляются графические
и поясняющие текстовые материалы, прежде всего, геодинамические карты данного
масштаба, палеогеодинамические схемы основных этапов развития региона, карта
закономерностей размещения полезных ископаемых на геодинамической основе.
47
В заключение отмечаются важнейшие прогнозно-поисковые следствия
результатов применения геодинамического анализа, требующих дальнейшей
проверки и рекомендации по проведению дальнейших работ.
ЛИТЕРАТУРА
1.
Aрт Дж. Г. Некоторые элементы-примеси в трондьемитах – их значение для
выяснения генезиса магмы и палеотектонических условий. //Трондьемиты, дациты и
связанные с ними породы.-М.: Мир, 1983. С. 99-105.
2.
Геодинамическая карта СССР масштаба 1:2500000. Мингео СССР, 1989.
3.
Геодинамический анализ при геологическом картировании. (Методические
рекомендации). М.: ИМГРЭ, 1989. 56 с.
4.
Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Моралев В.М. Глобальная геотектоника,
магматизм и металлогения. -М.: Недра, 1976. -231 с.
5.
Зоненшайн Л.П. , Савостин Л.А. Введение в геодинамику. -М.: Недра, 1979. -
311с.
6.
Зоненшайн
Л.П.,
Кузьмин
М.И.,
Натапов
Л.М.
Фанеорозойские
палинспастические реконструкции территории СССР. //Геотектоника, 1987, №6. С.
3-19.
7.
История развития Уральского палеоокеана. Зоненшайн Л.П., Матвеенков В.В.
(редакторы). -М.: Ин-т океоналогии АН СССР, 1984. -165 с.
8.
Лутц Б.Г. Геохимия океанического и континентального магматизма. -М.:
Недра, 1980. -247 с.
9.
Магматические горные породы. Т.6. Эволюция магматизма в истории Земли
(Богатиков О.А., Богданова С.В., Борсук А.М. и др.). -М.:Наука, 1987. -439 с.
10.
Новая глобальная тектоника (тектоника плит). -М.: Мир, 1974. -472 с.
48
11.
Пейве А.В., Руженцев С.В., Трифонов В.Г. Тектоническая расслоенность и
задачи изучения литосферы континентов. //Геотектоника, 1983, №1. С. 3-13.
12.
Унксов В.А. Тектоника плит. -Л.: Недра, 1981. -2888 с.
13.
Хаин В.Е. Тектоника плит двадцать лет спустя (размышления о прошлом,
настоящем и будущем) //Геотектоника, 1988, №6,. С. 3-17.
14.
Шараськин А.С., Злобин С.К., Кузнецова С.Я. Геохимические особенности
офиолитов желоба Тонго. //Океанический магматизм, эволюция, геологическая
корреляция.- М.: Наука, 1986. С. 241 249.
15.
Шарков Е.В., Цветков А.А. Магматические серии и геодинамические режимы
океанов и континентов. //Океанический магматизм – эволюция, геологическая
корреляция.- М.: Науа, 1986. С. 6-25.
16.
Masuda M., Nakamura N., Tanaka K. Fine structure mutually normalized rare-earth
patterns of chondrites. // Geochim. Et Cosmochim, Acua, 1973, v.37, №1. P. 239-248.
17.
Pearce J.A. Statistical analysis of major element patperns of basalts. // Earth Planet
Sci. Lett., 1983, v.65, № 1. P. 15-43.
18.
Pearce J.A.,Cann J.R. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using
trace element analyses. // Earth Planet Sci. Lett., 1973, v.19, № 1. P. 290-300.
19.
Pearce T.H., Gormann B.E., Brikett T.C. The relationship between major element
chemistry and tectonic environment of basic and intermediate volcanic. //Earth Planet Sci.
Lett., 1977, v.36, № 1. P.121-123.
20.
Verma S.P., Schilling J.G.Waggonen D.G. Neodimium isotopic evidence for
Galapogos Hotspot-apreading centre system evolution. //Nature, 1983, v. 306.
49