Геологические условия образования месторождений с позиции мобилистской концепции.

Основные положения широко используемой в настоящее время мобилистской концепции или тектоники литосферных плит были разработаны в 60—70-е гг. XX века Р.С. Дитцем, П.В. Гилдом, Ф.И. Савкинсом, А. Митчеллом, М. Гарсоном, Л.П. Зоненшайном, В.Е. Хаиным и многими другими учеными.

Основу концепции составляет орогенический цикл Уилсона, который обычно охватывает промежуток времени 200—250 млн лет. Цикл разделяется на пять стадий:

-внутриконтинентального рифтообразования;

-расширения океанического дна;

-поглощения океанической коры;

-столкновения литосферных плит;

-заключительная (стабилизационная) (рис. 6).

I. Стадия внутриконтинентального рифтообразования или магматизм и металлогения горячих точек. В соответствии с конвективной моделью развития земли, разрабатываемой Е.В. Артюшковым, Л.П. Зоненшайном, С.А. Ушаковым, А.А. Ковалёвым и другими учёными, в ослабленных участках литосферных плит мантийные магматические струи нагревают литосферу, образуют купольные поднятия, в ядрах которых генерируются кислые, реже основные, щелочные магмы. В результате в однородных платформенных блоках возникают системы радиальных, а внутри орогенных поясов линейных рифтов (их иногда называют приразломными или тафрогеосинклиналями).

С возникшими в эту стадию геологическими структурами тесно ассоциируют следующие типы и группы месторождений полезных ископаемых.

1. В межматериковых рифтах накапливаются рассолы и металлоносные осадки с медью, цинком, серебром и другими элементами (впадины Красного моря).

2. В рифтовых зонах континентов формируются базито-ультрабазитовые расслоенные интрузии с медно-никелевыми, платиновыми, хромитовыми и титаномагнетитовыми месторождениями (Бушвельдское, ЮАР; Великая Дайка, Зимбабве; Норильское, Печенга, Россия).

3. В зонах тектономагматической активизации предрифтовой стадии образуются:

а) алмазоносные кимберлитовые и лампроитовые трубки (Южная Африка, Якутия, Австралия);

б) улътрабазито-щелочные интрузии с карбонатитами. В них заключены месторождения; апатито-магнетитовые с флогопитом, вермикулитом и флюоритом (Ковдорское, Россия); карбонатитовые тантало-ниобиевые, редкоземельные, урановые и медно-молибденовые месторождения (Южная Африка, Канада и др.);

в) интрузии нефелиновых сиенитов с апатит-нефелиновой и редкоземельной
минерализацией (Хибинское, Россия);

г) интрузии щелочных гранитов с олово-вольфрамовыми грейзенами и тантало-ниобиевыми жильными месторождениями (Джос, Нигерия; Рондония, Бразилия).

4. Во внутриконтинентальных рифтах формируются: в терригенных толщах стратиформные полиметаллические руды (Салливан, Канада; Маунт-Айза, Австралия; Гамсберг, ЮАР), урановые месторождения роллового типа (Канада); в эвапоритовых комплексах залежи натриевых и калиевых солей, магнезиты, фосфориты.

II. Расширение (спрединг) океанического дна. В процессе прогрева в зонах мантийных струй единый континент раскалывается на несколько частей. Этот процесс контролируется двумя геодинамическими режимами, связанными с вращением земли и конвективным движением вещества в мантии.

1. - Один режим проявляется при перемещении континентальных блоков в восточном направлении. В этом варианте скорость движения блоков всегда медленнее течения вещества в астеносфере.

2. Другой режим характерен для плит, движущихся в западном направлении. Их скорость превышает скорость течения астеносферных струй.

В эту стадию возникают срединно-океанические хребты, представляющие собой глубинные расколы литосферы, по которым в придонные области поступает мантийный магматический материал (главным образом базальтовые толеитовые магмы). Он формирует океаническую кору. По мере удаления в обе стороны от оси хребта отмечается удревнение возраста коры.

Спрединговая стадия разделяется на две подстадии — начальную и зрелую. Начальная подстадия (Красноморский тип) фиксирует самые ранние моменты зарождения океана после раскола единой континентальной плиты (Красное море). Зрелая (Атлантический тип) подстадия характеризуется вполне развившемся океаническим бассейном с четко обособившимся центральным поднятием (срединно-океаническим хребтом). С одной стороны от поднятия развиваются процессы активной, а с другой стороны — пассивной окраины расколовшегося континента.

В эту стадию месторождения полезных ископаемых формируются в следующих геологических ситуациях.

1. В областях срединно-океанических хребтов, на их склонах и в осевых рифтах образуются вулканогенно-осадочные колчеданно-полиметаллические и оксидные железомарганцевые месторождения.

2. В глубинных зонах океанических хребтов вблизи или ниже границы Мохоровичича формируются в дунитовых комплексах линзы хромитов (кайнозойские месторождения Кубы); в массивах перидотитов никелевые, титаномагнетитовые, золоторудные и платиноидные руды (верхнемезозойские месторождения Филиппин, Италии, Греции и др.).

3. В зонах трансформных разломов образуются стратиформные баритовые и вулканогенно-осадочные колчеданно-полиметаллические залежи (Прииртышский рудный район, Казахстан, девонские месторождения).

4. На пассивных окраинах континентов, рассеченных рифгами, накапливается осадочная серия, включающая в основании стратиформные медные руды, в средней части толщи эвапоритов и в верхней — фосфоритовые пачки. В захороненных карбонатных отложениях шельфа образуются эпигенетические пластовые свинцово-цинковые и барит-флюоритовые месторождения.

III. Поглощение (субдукция) океаническом плиты. Предыдущая стадия расширения океанического дна приводит к тому, что в сформировавшемся бассейне в зонах активных континентальных окраин происходит поддвигание океанической плиты под более легкую континентальную. Образуется зона Беньофа-Заварицкого. В зависимости от географического положения возникающих зон выделяют два основных тектономагма-тических типа систем — западный и восточный.

Западный или Андийский тип. Субдукция, связанная с охлаждением и увеличением плотности базальтов при движении океанической плиты на восток приводит к формированию пологопа-дающей зоны Беньофа-Заварицкого и образованию вследствие латерального сжатия системы дуг (островных, вулкано-плутонических и магматических), вытянутых вдоль континентальной окраины.

В возникшей системе можно выделить четыре основных структурно-металлогенических элемента (с запада на восток), внешнюю дугу и глубоководный жёлоб, вулкано-плутоническую дугу, тыловодужный магматический пояс и краевой бассейн сжатия.

1. Внешние дуги и глубоководные желоба. В процессе движения океанической плиты на восток морские осадки тектонически наращиваются над зоной субдукции, формируя внешнюю дугу. В ее пределах образуется чешуйчатый флишевый комплекс с пластинами океанической коры. Здесь выводятся на поверхность возникшие ранее месторождения офиолитовой ассоциации:

а) колчеданные кипрского типа в эффузивах основного состава;

б) хромитовые, тальковые, асбестовые и магнезитовые в ультрабазитах. Формируются низкотемпературные золото-кварцевые жилы. В троге внешней дуги возникают золотые россыпи.

2. Вулканоплутоническая (магматическая) дута отделяется от внешней узким трогом. В ее пределах широко развиты известково-щелочные лавы среднего и кислого состава, а в ядерной части дугового хребта располагаются гранодиоритовые и гранитные плутоны. С ними ассоциируют: медно-молибденпорфировые м олово-вольфрамовые месторождения. В связи с андезитовым вуланизмом отмечаются потоки магнетит-гематит-апатитовых лав и стратифицированные проявления сурьмы, вольфрама и ртути.

3. Тыловодужный магматический пояс. Мощное давление континентальной плиты создает в тыловой части зоны субдукции систему чешуйчатых надвигов, падающих на восток и значительно утолщающих континентальную кору. В этой геодинамической обстановке формируются интрузии анатектических гранитов с олово рудными месторождениями.

4. Завершает систему меридиональных геологических структур краевой бассейн сжатия. Он выполнен терригенными осадками и содержит инфильтрационное урановое оруденение в песчаниках, залежи солей в эвапоритовых толщах и угольные пласты.

Восточный или Японский тип тектономагматической системы возникает при движении континента на запад. На его восточной границе формируется активная окраина. В данном случае скорость перемещения континента более высокая, чем скорость течения вещества астеносферы. Субдукция догоняющей океанической плиты происходит по крутопадающей зоне Беньофа-Заварицкого и приводит к напряжению растяжения в тыловой части дуги. В результате развивается тыловодужный спрединг и краевой бассейн.

Рудоносность как внешней, так и вулканоплутонической дуги в целом соответствует описанной для западного типа систем. Отличие заключается в более интенсивном проявлении вулканических процессов, риолитовом составе лав и широком распространении колчеданно-полиметаллических стратиформных цинково-медно-свинцовых месторождений с высокими содержаниями золота и серебра и выделенных в самостоятельный тип Куроко. Кроме того, в базальтах, ассоциирующих с риолитами, встречаются месторождения серы, ртути и золота. Меднопорфировые руды, связанные с диоритовыми интрузиями, обеднены молибденом и обогащены золотом.

IV. Столкновение в системах «континент-континент» и «континент—дуга». В стадию столкновения можно выделить два режима — пассивный и активный. В первом случае процесс субдукции протекает в обстановке постепенно затухающей тектонической активности. Подобная ситуация в настоящее время наблюдается в районе Средиземного моря. Сближение краёв континентов (в данном случае Африканского и Европейского) обычно протекает вплоть до их смыкания. Во втором варианте наблюдается активное столкновение континентов с возникновением межконтинентального орогенного пояса, аналогичного современной горной системе Памира и Гималаев.

Сближение континентов приводит к закрытию океана; исчезновению остаточного бассейна между ними; возникновению надвигового пояса форланда и бассейна форланда. Место сочленения плит маркируется сутурной зоной.

В надвиговом поясе форландов формируются анатектические плюмазитовые граниты с олово-вольфрамлвыми месторождениями (третичные интрузии Гималаев, триасовые массивы Малайзии и др.); лейкократовые синтектонические граниты, содержащие урановое оруденение (герцинские граниты Центрального массива Франции и др.). В бассейнах форландов образуются медные и урановые инфильтрационные месторождения в терри-генных толщах (третичные молассовые комплексы Индии и Пакистана). В сутурных зонах встречаются вулканогенно-осадочные колчеданные месторождения офиолитовой ассоциации, образованные в более ранние стадии и выведенные тектоническими процессами на дневную поверхность (меловые вулканиты Кипра, ордовикские офиолиты Ньюфаундленда). В глубинных частях сутурных зон возникают месторождения жадеита, нефрита и ювелирных корундов (меловые комплексы Бирмы).

В системе столкновения континент—вулканическая дуга происходит захлопывание восточного океана и соединение разрозненных обломков континентальных плит в единый монолит.

Столкновение дуги с континентом сопровождается надвиганием офиолитов на континентальный форланд с образованием тектонического покрова. При этом оказываются поднятыми на поверхность колчеданно-полиметаллические месторождения ранних стадий цикла Уилсона (обдуктированные офиолиты). В бассейнах хинтерланда и форланда накапливаются: миогеосинклинальные осадки со стратиформными месторождениями медно-ванадиево-урановых руд; толщи эвапоритов и угольные формации. В надвиговом поясе форланда возникают анатектические граниты с месторождениями олова, вольфрама, урана, иногда серебра, никеля и кобальта.

V. Заключительная стадия. Эта стадия завершает цикл Уилсона. Для нее характерно возвращение единого континента в его первоначальное состояние, затухание тектонических и магматических процессов, формирование систем амагматических рифтов, выполненных мелководными терригенно-карбонатными осадками с седиментогенными месторождениями и эпитермальными полиметаллическими и инфилътрационными урановыми рудами. В эту стадию появляются поздние континентальные вулканические пояса с золото-серебряными и полиметаллическими месторождениями.

Фиксистская концепция развивается ведущими геологами уже более 100 лет и далеко не исчерпала всех своих потенциальных возможностей. Наиболее яркое воплощение она получила в трудах Ю.А. Билибина и его последователя В.И. Смирнова. В различных вариантах идеи геосинклинального рудогенеза поддерживали и развивали Е.Т. Шаталов В.Н. Козеренко, Ю.Г .Старицкий, А.Д. Щеглов и многие другие Согласно этой концепции в земной коре выделяют три типа глобальных структур: геосинклинали, платформы и области тектоно-магматической активизации.

Главнейшими факторами развития земной коры служат геосинклинальные системы — генераторы подавляющей массы эндогенных месторождений полезных ископаемых.

ГЕОСИНКЛИНАЛЬ (греч. geo — Земля, sinklino — наклоняюсь) — область длительного и интенсивного складкообразования земной коры. (Понятие в науке устаревающее. Более широко ныне употребляют теорию тектоники плит). Процесс формирования геосинклинали начинается с узкого и длинного (в сотни километров) прогиба глубокого дна океана между материками или вдоль непрочного стыка океанического дна с материком. Под тяжестью накопленных морских осадков прогиб приближается или достигает астеносферы. Возникают трещины, разломы, сдвиги. Усиливаются проникновения магмы и интрузий, сопровождающиеся геохимическими преобразованиями, метаморфизацией рыхлых отложений, минерализацией и образованием рудных полезных ископаемых.

Начинается складкообразование, подъем отдельных участков в виде островов. Завершается процесс возникновением мощных складок с обширными интрузиями, с горным рельефом, появлением антиклинория (например, Большой Кавказ, Кордильеры, Верхоянское нагорье и другие).

Схема развития геосинклинали:

http://www.geonature.ru/

ГЕОСИНКЛИНАЛЬ, огромный бассейн или впадина, где находятся залежи осадочных отложений и вулканических горных пород тысячеметровой толщины, накопившиеся за время медленной просадки пород в течении долгих геологических периодов. Ныне этот термин почти вышел из употребления. см. также СИНКЛИНАЛЬ. Геосинклинали - место рождения гор. Это обширные участки земной коры, где могут накапливаться огромные слои осадочных пород и отложений (А), Там, где геосинклинали образовались между двумя сталкивающимися плитами земной коры (В), осадочные породы и отложения могут быть вытеснены вверх в виде широких горных кряжей, известных как геоантиклинали (С). Дальнейшее сжатие может привести к образованию полноценных горных хребтов (D). Обычно весь процесс сопровождается повторной кристаллизацией или плавлением пород под действием давления, что приводит к появлению метаморфических, плутонических и вулканических горных пород, примером чего могут служить гнейсы, гранит и риолиты

. http://dic.academic.ru/dic.nsf/ntes/1029/ГЕОСИНКЛИНАЛЬ

 

Согласно В.И.Смирнову в истории развития геосинклиналей выделяется три главных стадии: ранняя, средняя и поздняя.

На ранней стадии развития в них наблюдается общее погружение и накопление мощных толщ морских осадочных и вулканогенных пород. Из осадочных пород для этой стадии характерны флиши (закономерное тонкое чередование песчаников, глины и мергелей), а из вулканических – лавы основного состава. На средней стадии, когда в геосинклиналях накапливается толща осадочно-вулканических пород мощностью 8-15 км, процессы погружения сменяются постепенным воздыманием, осадочные породы подвергаются складкообразованию, а на больших глубинах – метаморфизации, по трещинам и разрывам, пронизывающим их, внедряется и застывает кислая магма. В позднюю стадию развития на месте геосинклинали под влиянием общего воздымания поверхности возникают высокие складчатые горы, увенчанные активными вулканами с излиянием лав среднего и основного состава; впадины заполняются континентальными отложениями, мощность которых может достигать 10 км и более. С прекращением процессов воздымания высокие горы медленно, но неуклонно разрушаются, пока на их месте не образуется холмистая равнина – пенеплен – с выходом на поверхность «геосинклинальных низов» в виде глубоко метаморфизованных кристаллических пород. Пройдя геосинклинальный цикл развития, земная кора утолщается, становится устойчивой и жесткой, не способной к новому складкообразованию. Геосинклиналь переходит в иной качественный блок земной коры – платформу.

Современными геосинклиналями на Земле являются области, занятые глубоководными морями, относимыми к группам внутренних, полузамкнутых и межостровных морей.

http://glyby.ucoz.ru/index/geosinklinali_i_platformy/0-5