Основы геодинамического анализа при геокартировании

А. Г. ГРАНОВСКИЙ
“Основы геодинамического анализа при геологическом картировании”
Конспект лекций для студентов очного отделения специальности “Геология”
Факультет – геолого-географический
Кафедра – общей и исторической геологии
Курс –4
Семестр – 7
Лекции – 28 часов
Практические занятия – 14 часов
Экзамен – 9 семестр
"Основы геодинамического анализа при геокартировании" является спецкурсом для
студентов очного отделения специальности «Геология».
Цель преподавания дисциплины – знакомство студентов с современными методами
геологического исследования и картирования территорий на основе геодинамического
анализа.
Спецкурс "Основы геодинамического анализа при геокартировании" по учебному
плану специальности «Геология» 011100 читается на стационаре в объеме 42 часов (28 часов
лекций и 14 часов лабораторных занятий) в 9
семестре 5 года обучения. Завершением
изучения дисциплины является экзамен. Спецкурс слабо 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:
геология»,
«Структурная
«Геохимия»,
«Геология
«Историческая
геология»,
месторождений
полезных
«Петрология»,
ископаемых»,
«Литология»,
«Металлогения»,
«Тектоника», «Региональная геология».
Тема 1
(2 часа). Понятийная (терминологическая) база. Геодинамическая
обстановка, структурно-вещественные комплексы, геодинамический комплекс, модели
современных геодинамических обстановок, модели палеогеодинамических обстановок,
палеогеодинамические рекострукции,
Основной торетической базой геодинамического анализа является теория тектоники
литосферных плит (ТЛП) и связанные с нею мобилистские представления о геодинамике и
расслоенности литосфер [14, 28,31,3638].
Тектоносфера 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,
базирующаяся 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:
геологическая
карта,
учитывающая
результаты
геодинамическая карта;
геодинамического
закономерностей размещения и прогноза полезных ископаемых.
анализа;
карты
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.
Тема
2
(2 часа). 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 минерагенических особенностей.
Океанические бассейны
Главной особенностью океанических бассейнов является океанический тип земной
коры, в строении которой выделяются (сверху вниз): глубоководгные глинисто-кремнистые
осадки; базальты (толеиты, пересыщенные кремнеземом, с оливином, иногда суб- или
щелочные базальты); параллельные дайки диабазов; габбро и габроамфиболиты с рвущими
телами
ультрабазитов
и
плагиогранитов.
Океаническая
кора
подстилается
серпентинизированными дунитами , гарцбургитами, лерцолитами верхней мантии.
Срединно-океанические хребты - это 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 (110 мм/1000 лет);
 повышенное содержание железа, марганца и пониженное содержание органического
вещества.
Вулканические внутриплитные поднятия – это подводные вулканы и вулканические
остьрова, сложенные базальтами, вулканомиктовыми породами , туфами и рифогенными
постройками. Образуются возможно за счет прохождения плиты над мантийными плюмами.
Металлогения океанских бассейнов определяется железо-марганцевыми конкрециями
и корками; железо-марганцевыми осадками; массивными
штокверковыми сульфидными
медными и медно-цинковыми рудами кипрского типа в вулканогенно-осадочной толще;
вкрапленными
и
сплошными
хромитовыми
рудами
кумулятивного
комплекса
в
метаморфических перидотитах, асбестовые месторождения в перидотитах; никелевые
месторождения в корах выветривания по перидотитам.
Тема 4
(2 часа). Изучение вещественных индикаторов палеогеодинамических
обстановок.
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.
Офиолиты. Это - ассоциация горных пород, встречающаяся почти в каждом
складчатом поясе. Она включает (снизу вверх) серпентинитовый меланж, дунит-
гарцбургитовый комплекс 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 (расслоенные интрузии, образовавшиеся из последовательного
накопления продуктов ранней кристаллизации. Аккумуляция – у дна магм. камеры - кумулус,
Новые минералы из расплава – интеркумулус - цементируют ранние ) перидотитов,
пироксенитов, габбро, анартозитов, габбро-норитов с расслоенными и массивными
текстурами, комплекс амфиболитов и габбро-амфиболитов, ассоциацию параллельнополосчатых 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. 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. Была выявлена прогрессивная метаморфияческая
зональность (Миясиро, Банно, 1958), а в1960 году А. Миясиро ввел в геологию понятие о
парных метаморфических поясах (1976), один из которых относится к типу низкого, а другой
–высокого давления. Они связаны с субдукционными процессами. А в 1970 году Р.Колман
ввел понятие обдукции - шарьирование зеленосланцевых и офиолитовых комплексов в
процессе коллизии и орогенеза. Таким образом, выходы зелёных и голубых сланцев с
прогрессивной метаморфической зональностью, являются индикаторами сутурных швов на
месте существовавших субдукционных зон.
Олистостромы (дикий флиш). Генетически связаны с флишевыми комплексами
(взаимные переходы), отличаются от тектонических брекчий и тиллитов и часто приурочены
к подошвам доскладчатых тектонических покровов, подошвам шарьяжей. Часто 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 и субдукционными
обстановками.
Вулканиты.
В
основе
теории
тектоники
литосферных
плит
лежит
противопоставление базальтоидного толеитового вулканизма океанов (толеиты - наиболее
распространенный петрохимический тип базальтов, насыщенных или даже пересыщенных
SiO2 , в отличие от щелочных базальтов недосыщенных кремнезёмом. Имеет афировую
структуру. Состав -
лабрадор, авгит, гиперстен, Hbl, редко Ol, характерно присутствие
стекла, по которому могут развиваться Q-Fsp гранофиры; характерны для зон спрединга,
СОХ) андезитовому и кислому вулканизму островных дуг и окраинно-континентальных
орогенов андийского типа.
Существует один из важнейших в геологии законов – закон Куно (1959,1961):
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 (1971, 1973,1975).
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, пузыристости, 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 Iграниты, 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
переплавления
в результате
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 1-компонента преобладает; в позднеорогенных и субсеквентных гранитоидах
большую роль играет переплавленный метаосадочный материал. Но почти никогда не
бывают чисто осадочные S-граниты или даже чисто коровые, 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.
Изучение осадочных формаций как индикаторов геодинамических обстановок.
С помощью осадочных формаций можно определять три уровня обстановок: общий,
для выделения опорных обстановок (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
приокеаническом
седиментогенезе.
зональность
выражена
Тектоническая
в
приконтинентальном
зональность
обусловлена
и
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 КГК -4,5-4,7 км, а в тропиках -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 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-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 сходными условиями образования.
Установление закономерных сочетаний фаций по латерали и вертикали в пределах свит
позволяет выделить конкретные палеогеографические обстановки, а по ним выделять
опорные геодинамические обстановки.
Изучение микститовых комплексов. Это хаотические комплексы, сформировавшиеся в
результате тектонического, гравитационного, ледникового и магматического способов
переноса обломочного матернала. Выделяются: гравитационные (β-микститы), тектоногравитационные
(αβ-микститы),
тектонические
(α-микститы,
тектонические
брекчии,
меланжи).
Гравитационные
–
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 км), 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 несущих признаки
первичного тектонического воздействия (брекчиевые текстуры, зеркала скольжения, глинки
трения). Обычно приурочены к зонам глубинных разломов и крупным надвигам. В
литературе за обоими типами микститов закрепился термин олистостромы, введенный Г.
Флоресом в 1955 г.
Олистостром состоит из двух компонентов – матрикса и включенных в него обломков
и глыб (олистолитов и олистоплаков). Матрикс представлен различными породами и часто
зависит от состава обломко. Изучение состава матрикса и обломков позволяет получить
информацию об амплитуде и скорости перемещения осадконакопления. В целом в матриксе
преоюладает пелиовый 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 ихз других регионов. Размер самый разнообразный до
нескольких км. Формы зависят от размеров и состава. Крупные блоки (олистоплаки) обычно
вытянуты и ориентированы в одном направлен6ии 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 имющие 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 км от фронта надвига и проксимальный олистостром – в
десятках км 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 оуенить амплитуду
перемещения и воостановить геодинамическую обстановку данной территории.
Особенности изучения тектонических микститов (меланжей).
Это ассоциация пород (меланжи, брекчии) смесь разнообразных по форме , составу,
генезису пород, хаотически распределенных в тонкоперетерой связующей массе.
Они
слагают тела обычно вытянутой формы с отчетливыми границами и могут быть
откартированы. Часто приурочены к границам тектонических пластин. Одним из наиболее
распространенных типов тектонических микститов является серпентинитовый меланж,
который в зависимости от
(офиолитокластический),
с
состава обломков
включениями
габбро,
пдразделяется на мономиктовый
диабазов,
базальтов,
кремнистых
алевролитов и полимиктовый , с примесью друговго материала. Цемент в обоих типах
представлен серпентинитом, реже обломками серпентинизированных ультраосновных пород.
Существует также терригенный (автокластический) меланж, обломочная фракция
которого и цемент состоят из осадочных, магматических и метаморфических пород в
различных комбинациях. Этот тип 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 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.
Изучение метаморфических образований.
геотермально
статический,
глаукофансланцевый),
зеленосланцевый
плутонический
Выделяется три типа метаморфизма:
(собственно
(симатический
и
зеленосланцевый
сиалический).
и
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 220-410оС). При давлении 4-12 кбар.
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 габброгипербазитовых 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
распространенным
из
низкотемпературной зеленосланцевой стадии (в континентальной коре).
Сиалический
метаморфизм.
Относится
к
самым
петрогенетическиъх явлений во всей истории Земли и обусловлен формированием гнейсовомигматитовых 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 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.
1. Вопросы к экзамену по спецкурсу «Основы геодинамического анализа при
геокартированиии»
2. Понятия о геодинамическом анализе. Геодинамическая карта, геодинамическая
обстановка, структурно-вещественный комплекс, геодинамический комплекс.
3. Геодинамические обстановки: океанические бассейны (строение, тип коры, состав
осадков, магматизм, металлогения).
4. Активные окраины континентов (желоба, дуги, окраинные моря, окраинноконтинентальные вулканические пояса).
5. Пассивные окраины континентов (шельф, континентальный склон, подножие)
6. Внутренние
части
континента
(внутриплитные
магматические
зоны,
рифты,
внутриплитные (коллизионные) складчатые пояса.
7. Вещественные индикаторы геодинамических обстановок (офиолиты, зеленые и
голубые сланцы, олистостромы, вулканиты, гранитоиды).
8. Микститовые комплексы как индикаторы геодинамических обстановок.
9. Осадочные формации как индикаторы геодинамических обстановок.
10. Метаморфические образования как индикаторы геодинамических обстановок.