12. Стадии развития древних платформ. Осадочные формации чехла и платформенный магматизм

Стадии развития платформ:

1. Стадия кратонизации (Ri). Существовала Пангея I. Поверхность суперконтинента испытывала общее поднятие, и накопление осадков, в основном континентальных, происходило на ограниченных площадях. Широкое развитие покровов кислых эффузивов и туфов. Более древние породы подвергались калиевому метасоматозу, внедрению крупных расслоенных плутонов. Магматизм и метаморфизм данной стадии свидетельствует о повышенном тепловом и флюидном потоке.

2. Авлакогенная стадия (R2-V1). Начало распада суперконтинента и обособления отдельных древних платформ, характеризуясь господством растяжения и образованием многочисленных рифтов и целых рифтовых систем, затем перекрытых чехлом и превращенных в авлакогены. Выполнены эти палеорифты-авлакогены обломочными континентальными и мелководно-морскими осадками - кварцитами, аргиллитами, строматолитовыми карбонатами.

На молодых платформах стадия кратонизации не выражена, а авлакогенная проявлена образованием рифтов.

3. Плитная стадия. Переход от орогенного режима к платформенному. Замещение авлакогенов прогибами. Начало накопления осадочного чехла. Выделяют ряд циклов, которые соответствуют тектоническим циклам (герцинский, киммерийский, альпийский).

Магматические формации платформ:

1. трапповая формация;

Ее основным элементом является наземная плато-базальтовая вулканогенная формация, состоящая из пород толеит-базальтовой магмы — долеритов, диабазов, диабазовых порфиритов, базальтов и их туфов. Значительно реже встречаются андезиты, риолиты, лимбургиты, нефелиновые базальты. Наряду с по­кровами весьма многочисленны пластовые интрузии (силлы) габбро-диабазового или долеритового состава. Таковы трапповые формации Сибирской платформы (девон, верхняя пермь — триас), Южной Афри­ки, Южной Америки и Восточного Индостана (верхи триаса — низы мела), Восточной Африки и Западного Индостана (верхи мела — низы палеогена). Трапповые формации известны и в позднем докембрии ряда древних платформ. Часть излияний носила трещинный характер, причем выделявшие лавы трещины, ныне заполненные дайками, иногда дости­гали большой протяженности.

2. кимберлитовая формация;

Породы этой формации выполняют алмазоносные трубки взрыва (Сибирь, Южная Африка).

3. щелочно-базальтовая формация (карбонатиты).

Осадочные формации платформ: Выделяют 2 ряда: гумидной и аридной обстановок. Ряды начинаются с континентальных формаций:

• гумидные - сероцветные отложения с каолинитом;

• аридные - пестроцветные терригенные отложения с карбонатом и гипсом. Они переходят в лагунные формации:

• гумидные - паралические угленосные отложения;

• аридные - эвапориты (соленосные отложения).

Затем трансгрессивные терригенные формации: аридные и гумидные. Затем карбонатные платформенные формации, которые соответствуют max трансгрессии:

• гумидные - мергельно-известняковые отложения;

• аридные - известняково-доломитовые отложения.

Далее формации повторяются в обратном порядке, включая покровно-ледниковые формации (в самом конце).

50. Понятие о фациях метаморфизма Классификация Н.А.Елисеева (1963 г.

цеолитовая фация, фация зеленых сланцев, фация глаукофановых сланцев,

эпидот-амфиболитовая фация, альмандин-амфиболитовая фация, гранулитовая фация, эклогитовая фация. В природе эти фации совместно не встречаются. Общепринято выделение 3-х типов метаморфизма или фатальных серий: Тип А - низких давлений (3-4 кбар), Тип Б - средних давлений (4-8 кбар), Тип В - высоких давлений (8-15 кбар). Выше начинается переплавление базальтов. В пределе каждой серии выделяются фации метаморфизма, основанные на времени существования: Тип А: метаморфизм низких давлений. Приурочен к зонам, характеризующимся тепловым потоком. По Т и Р похож на контактовый метаморфизм, но отличается высоким объемом проявления регионального метаморфизма и значительной глубиной образования (10-15 км), но на самом деле почти на поверхности.

Выделяют 2 фации: цеолитовую фацию в настоящее время не выделяют. Образуются при погружении осадков на глубину. В процессе диагенеза образуются цеолиты. В терригенных, осадочных и вулканогенных породах проявляется интенсивная альбитизация и замещение цеолитами, вулканическими стеклами, образуется гейландит, Т 200°С.1. Зеленосланцевая фация. Т 350-600°С, Р до 3 кбар. Подразделяется на 2 субфации: биотитовая, андалузитовая. Типичные минералы: хлориты, мусковит (серицит), вторичный амфибол (актинолит), роговая обманка. 2. Кордиерит-амфиболитовая фация. Т 650-730°С, Р 3-4 кбар. По мере увеличения температуры выделяют 3 субфации: андалузит-кордиерит-мусковитовая, силлиманит-кордиерит-мусковит-альмандиновая,3)силлиманит-кордиерит-ортоклаз-альмандиновая. Породы этой фации внешне похожи на породы зеленосланцевой фации, сланцеватая текстура. Тип Б: метаморфизм средних давлений, для складчатых областей, наиболее распространен.

1. Фация зеленых сланцев. Т 500-700°С, Р 3-7 кбар. Парагенезис: хлорит (Fe+Mg+Q), мусковит хлоритовый, биотит хлоритовый, актинолит хлоритовый. Текстура пород сланцеватая, часто оталькованная, иногда серпентинизирована Запрещенные ассоциации: ставролит, кордиерит, силлиманит плагиоклаз с An >20% (кислый). Образуются тальк-карбонатные сланцы (первичные породы - у/о, осн.), главные минералы хлорит, эпидот, альбит + карбонаты. В краевых частях складчатых областей часто встречается метакарбонатно-тремолитовая порода, которая в определенных участках развивается до вторичных амфиболитов.2Эпидот-амфиболитовая фация. Т 500-650°С,Р3-7 кбар. Минералы: зеленая роговая обманка, кислый PI, ставролит, эпидот, биотит, гранаты. В отдельных породах встречаются парагенезисы: мусковит-кварц, актинолит-эпидот, ставролит-гранат. Не встречаются: КПШ,хлорит (в jMg). Типы пород: кристаллические сланцы, гнейсы, эпидот-альбитовые сланцы. 3. Апьмандин-амфиболитовая фация. Т 650-800°С, Р 3-7 кбар. Минералы: роговая обманка, плагиоклаз (андезин), альмандин, биотит-мусковит- плагиоклаз-ортоклаз-силлиманитовый парагенезис. Не встреч.: хлорит, RPrx. Образуются парагнейсы, ортогнейсы, мигматиты, амфиболиты, мрамора (по карбонатным породам). Выделяют 3 субфации: 1) ставролит-альмандиновая, 2)кианит-ставролит-альмандиновая, 3) силлиманит-альмандиновая. Тип В: высоких давлений.1. Гранулитовая фация. Т 750-1000°С, Р 4-5 - 12-13 кбар. Все образования относятся докембрийскому фундаменту. Они образуют удлиненную или линейную зону среди пород амфиболитовой фации. Парагенезис: гиперстен-гранат-ортоклаз-кордиеритовый. Нет: амфибола. Преобразования в виде реакций: Биотит и силлиманит образуют ассоциацию КПШ+гранат+НгО Биотит —> гиперстен +КПШ+ Н2О. Образуются породы: гранулиты (осн. PI, гиперстен., диопсид.), лейкократовые гранулиты (О.+КПШ+Р1+остаточный мусковит), чарнокиты (Q+КПШ+гиперстен), гиперстеновые сланцы (Q+Mgt+диопсид+гиперстен), двупироксеновые сланцы (гиперстен+диопсид). Тип С: давление 8-14 кбар. 1. Фация глаукофановых сланцев. Т 200-400°С, Р 8-10 кбар. Породы развиты в областях допалеозойских рифтогенных структур (Урал, Япония). По основным порода, грауваккам, туфам основного состава, кремнистым сланцам. Минералы: глаукофан, лавсонит Ca[Al2Si2O8]*2H2O, щелочной пироксен, эпидот, минералы, характерные для зеленых сланцев. Нет: биотит, альбит, диопсид, альмандит, кордиерит, плагиоклаз, роговая обманка. Породы сильно пересыщены Na, это объясняется наличием привноса. Породы близки к основным породам. Часто встречаются с эклогитами, со сланцеватой текстурой. 2. Фация глаукофан-альмандиновых (дистен-мусковитовых) сланцев. Соответствует эпидот-амфиболитовой фации. Т 500-650°С, Р 12-15 кбар. Минералы: дистен-ставролит-кварцевый парагенезис, дистен-мусковит-кварцевый парагенезис. Нет: ПШ, хлорит. Породы: дистен-ставролитовые сланцы, дистен-мусковитовые сланцы, амфибол- глаукофановые сланцы. 3. Фация дистеновых гнейсов и амфиболитов. Т600-850°С, Р15-17 кбар. Парагенезисы: дистен-ПШ-кварцевый, дистен-Р1 (осн.), есть биотит, роговая обманка, кордиерит. Нет: силлиманит, ставролит, кордиерит-гранатовый парагенезис. Породы: дистеновые гнейсы.4. Эклогитовая фация. По условиям образования близка к гранулитовой, бывают переходы. Т 800-1000°С (верхняя граница - переход в плавление базальта),Р до 15 кбар. Парегенезис: гранат (пироп альмандин)+амфоцит+ рутил, дистен диопсидовый, гранат-диопсидовый. Нет: гиперстен-плагиоклазовый парагенезис, ставролит, силлиманит, кордиерит, вторичный амфибол, плагиоклаз. Высокая плотность пород 3,3-3,6 г/см3. Ab-я составляющая входит в анфоцин, Ап-я - в гранат. Гранатовая составляющая содержит до 25-70 % пиропового компонента. Второстепенные минералы: КПШ, Ab, Q, дистен, рутил, биотит, глаукофан, слюда, эпидот, роговая обманка, их наличие указывает на регрессивный метаморфизм. Встречаются часто, образуют блоки или вытянутые полосы среди пород других фаций метаморфизма (гранулиты, амфиболиты). Встречаются обломки эклогитов как ксенолиты в кимберлитах и у/о породах. Экпогиты - продукты метаморфизма верхней мантии. Уровень образования - граница Мохо (зона перехода базальтов в экпогиты). Этот переход показывают сейсмические волны.

81. Колчеданные месторождения цветных металлов.

Колчеданные месторождения – это месторождения, возникшие в связи с поствулканической газогидротермальной деятельностью базальтовой магмы.

К колчеданным относятся месторождения, руды которых сложены преимущественно сульфидами железа. Минеральный состав отличается резким преобладанием пирита, пирротина, иногда марказита с примесью халькопирита, борнита, сфалерита, галенита, блеклых руд, реже других рудных минералов. Нерудные минералы развиты слабо и представлены обычно баритом, кварцем, карбонатами, серицитом, хлоритом, гипсом.

Колчеданные месторождения повсеместно связаны с субмаринными базальт-риолитовыми вулканогенными формациями ранней стадии геологического развития эвгеосинклиналей. В связи с этим они в главной своей массе входят в состав офиолитовых или зеленокаменных поясов, возникающих на месте геосинклинальных трогов, выполненных производными базальтовой магмы, а также их пирокластами, перемежающимися с прослоями осадочных пород. Значительно реже они встречаются в сланцевых комплексах с ограниченными продуктами раннего базальтового вулканизма. В пределах этих поясов колчеданные месторождения вытягиваются прерывистыми цепями, длина которых иногда достигает нескольких тысяч км.

Рудоносная базальт-риолитовая формация расчленяется на три субформации. К первой относятся монотонные недифференцированные 6азальты, с которыми связаны серно-колчеданные и очень редко медно-колчеданные месторождения кипрского типа. Ко второй относятся контрастно дифференцированные базальт-риолитовые толщи, к которым принадлежит большинство медно-колчеданных месторождений уральского типа.

К третьей относятся последовательно дифференцированные базальт-андезит-дацит-риолитовые формации, несущие полиметаллические месторождения рудноалтайского типа или типа Куроко (Япония).

Из колчеданных месторождений получают Сu, Рb, Zn, значительное количество Аg, Аu, Сd, Sе, Sn, Вe, Ва и др.

Геологические особенности колчеданных месторождений

Рудные тела типичных колчеданных месторождений имеют сложную конфигурацию. В них различают согласную с вмещающими породами пластообразную часть и систему секущих прожилково-вкрапленных руд, подпирающих согласное тело.

Месторождения сопровождаются ореолом гидротермально измененных пород серицит-хлоритового состава. Наблюдается зональность изменений: к рудному телу прилегает кварц-серицитовая зона, а далее - хлоритовая. Отмечены случаи, когда между кварц-серицитовой зоной и рудным телом находятся кварциты.

Положение региональных поясов вулканогенных пород с колчеданными месторождениями контролируется глубинными разломами, а полей

колчеданных месторождений в пределах поясов центрами вулканической активности. Положение и геологическая структура отдельных месторож­дений определяются приуроченностью их к центру и склонам положительных вулканических построек, прорезанных секущими сбросами и зонами дробления.

Колчеданные месторождения формировались на ранних стадиях всех циклов геологического развития. От древних к юным металлогеническим эпохам не отмечается принципиальной смены условий руд о образования и изменения характерных черт месторождений.

Геологические условия образования

Колчеданное рудообразование может проявляться неоднократно на всех стадиях вулканического цикла, но подавляющая масса колчеданов накапливается в конце вулканического цикла. Концентрированное рудообразование приурочено к периоду прекращения излияния лав, которое сменяется длительной поствулканической газово-гидротермальной деятельностью. При возрождении новых вулканических циклов могут формироваться несколько последовательных комплексов колчеданных месторождений. Все колчеданные месторождения рассматриваются как продукты восходящих минерализованных газово-гидротермальных потоков, генерированных глубинными вулканическими очагами. Часть рудного вещества этих потоков отлагалась на путях их подъема, формируя вулканогенные гидротермальные метасоматические залежи прожилково-вкрапленных руд. Другая часть достигала дна бассейна и выпадала, образуя вулканогенные гидротермально-осадочные пластовые залежи массивных руд.

Аналогичным образом формируются современные скопления колчеданных руд на дне современных океанов. В местах активной гидротермальной деятельности на дне океана образуются рудные постройки, достигающие 70 м в высоту и имеющие диаметр основания до нескольких сотен метров. Каждая такая постройка состоит из нескольких миллионов тонн рудного вещества. В пределах отдельных площадей располагается несколько десятков таких конусовидных холмов, увенчанных сверху трубообразными телами «черных курильщиков». В настоящее время эти проявления нигде не разрабатываются и представляют потенциальные медно-цинковые колчеданные руды будущего.

Пострудные тектонические деформации выводили колчеданные рудные тела из их первоначального субгоризонтального залегания, а метаморфизм преобразовывал вмещающие породы и руды. Метаморфическое преобразование нередко сопровождалось интенсивным рассланцсванием пород с развитием кварц-хлорит-серицитовых сланцев и альбитовых порфиритоидов. Вследствие метаморфизма происходило развальцовывание и разлинзовывание рудных тел, преобразование руд колломорфной текстуры в руды кристаллической, полосчатой и сланцеватой текстур, дробление хрупких минералов (пирит) и смятие пластических минералов (халькопирит, галенит).

Физико-химические условии образования.

Генеральная линия развития теории колчеданного рудообразования прокладывается под знаком развития концепции о вулканогенном гидротермально-осадочном генезисе колчеданных руд. По этой концепции гидротермальные растворы поствулканического происхождения проникали сквозь колонну предрудных вулканогенно-осадочных пород, гидротермально изменяли их и формировали зоны прожилково-вкрапленных руд. Когда растворы достигали дна, при резкой смене физико-химической обстановки происходило массовое отложение рудного материала с возникновением пластовых залежей массивных руд. Соотношение изотопов кислорода и водорода в газово-жидких включениях минералов колчеданных месторождений свидетельствует об участии морской воды в рудном процессе, а изотопов серы к признанию прямого магматического источника рудообразуюших веществ. Колчеданные месторождения формировались в придонных частях палеоморей. При этом пластовые залежи отлагались при сравнительно низком давлении, а колонна подстилающих их прожилково-вкрапленных руд, уходящая местами до глубины свыше 1000 м, формировалась в обстановке более высокого давления. В первом случае давление при глубине 500 м составляет 5МПа, а при максимальной глубине могло достигать 100МПа. Колчеданные месторождения, если принимать во внимание весь процесс образования — от переработки боковых пород до выпадения последних порций рудообразуюших минералов - создавались в широком температурном интервале от 500 до 40 С.

Классификации колчеданных месторождений

В группе колчеданных месторождений выделяется три класса: вулканогенно-гидротермально-метасоматический, вулканогенно-гидротермально-осадочный и комбинированный гидротермально-метасоматически-осадочный.

Вулканогенные гидротермально-метасоматические в чистом виде встречаются редко. Это преимущественно прожилково-вкрапленные, реже массивные руды, иногда в сочетании с жилами среди туфовых, лавовых и субвулканических пород. Их примером могут служить некоторые месторождения Малого Кавказа, Курильских островов и Японии.

Вулканогенно-гидротермально-осадочные встречаются чаше. Они имеют форму согласных пластовых залежей массивных руд. К ним принадлежат многие колчеданные месторождения Урала, Рудного Алтая, Большого Кавказа. Сибири, Средней Азии, а также крупнейшие провинции Канады, Норвегии, Испании, Португалии, Турции и других стран.

Комбинированные вулканогенные гидротермально-метасоматически-осадочные распространены также достаточно широко. Примером этого класса являются Гайское месторождение Урала, Рио-Тинто в Испании.

Рудные формации

1. Серно-колчеданная (преобладание в составе руд пирита).

2. Медно-колчеданная (главный минерал —халькопирит).

3. Колчеданно-полиметаллическая (главные минералы — галенит и сфалерит).

БИЛЕТ № 14

21. Геология, основные структуры и история развития Западно-Сибирской плиты.

В пределах Сибирской платформы выделяются: Лено-Енисейская плита, Алданский щит, Анабарский массив. Синеклизы – Тунгусская, Вилюйская, Тасеевская. Антиклизы – Анабарский массив, Олеинское поднятие, Алданская, Байкитская, Лебско-Ботубинская. Переходная структура (ступень) – Ангаро-Ленская. Такжк Ангаро-Вилюйская впадина, Рыбинская и Канская впадины, Юдомомайская впадина, Турухано-Норильская зона поднятий. Алданский щит – выделяется несколько блоков по составу и возрасту: Чарский, Алеклинский, Иенгрский, Тимптоинский, Батамский, Становой. 3 серии – иенгарская – гиперстеновые гнейсы и кристаллические сланцы (мощность 6-7 км), тимптоинская – без кварцитов (мощность 6 км), жилтуминская – гнейсы и мраморы (мощность до 10 км). Все серии метаморфизованы в гранулитовой фации. Верхний архей и нижний протерозой – троговый комплекс – вулканогенно-осадочные образования зеленосланцевой и амфиболитовой фации. Верхняя часть – железисто-кремнистая формация. Вулканические породы – метаморфизованные лавы основного состава, преврщенные в зеленокаменные сланцы и амфиболы. Становая зона выделяется становой комплекс, одновозрастный. Отложения интенсивно переработанные гранитоиды с нижнепротерозойским и верхним мелом. Анабарский массив развит анабарский комплекс. В его составе: далдынская, верхнее-анабарская и хапчанкая серии. Далдынская – меланократовые гиперстеновые гнейсы. Верхнее-анабарская – лейкократовые гпиперсетновые гнейсы с мраморами. Хапачатская – биотит-гранатовые и гранат-гиперстеновые гнейсы с мраморами. Общая мощность до 15 км.анабарский массив перекрыт породами рифея. Урало-Монгольский пояс к началу мезозоя превратился в складчатую страну, спаявшую Восточно-Европейскую, Сибирскую и обе Китайские древние платформы в единый материк — Лавразию. На площади пояса в мезозойскую эру господствовали процессы денудации. Активное прогибание с морским осадконакоплением в мезозое происходило в западной части пояса, где на разнородном складчатом основании формировался платформенный чехол Тимано-Печорской, Западно-Сибирской и на севере Туранской плиты. Центральная часть Урало- Монгольского пояса — от Казахского нагорья и Тянь-Шаня на западе

до северо-восточных районов Китая на востоке в мезозое представляла собой возвышенную область — Центрально-Азиатское поднятие. Мезозойские отложения здесь накапливались в изолированных впадинах (Карагандинская, Нарынская, Кузнецкая, Минусинская, Тувинская, Ис- сыкульская, Ферганская, впадины Внутренней Монголии, Северного Китая и др.). В восточной части пояса некоторые мезозойские впадины имели значительные размеры (Зейско-Буреинскаявпадина, впадина Сунляо и др.). Триасовый период характеризовался господством субаэральной обстановки. Отложения триаса, ныне распространенные локально в грабенообразных прогибах, первоначально занимали более широкие площади. В раннюю и среднетриасовую эпохи б аридной обстановке накапливались пирокластические толщи и лавы среднего и основного состава типа сибирских траппов. В позднем триасе происходили процессы рифтообразования. В грабенах, занятых озерами и долинами рек, формировались угленосные толщи большой мощности (Челябинский грабен). Климат стал влажным, теплым, в связи с чем кое-где на Тянь-Шане формировались бокситоносные коры выветривания. Юрский период. С юрским периодом связано начало формирования большинства впадин Центральной Азии и чехла плит молодой платформы. Отложения нижней юры развиты только в наиболее глубоких частях впадин, в то Бремя как среднеюрские повсеместно слагают основание разреза плит и большинства впадин. Нижняя и средняя юра обычно представлены континентальными угленосными отложениями (до 700 м), образовавшимися в заболоченных равнинах. Только на крайнем севере Западно-Сибирской плиты в разрезе средней юры присутствуют аргиллиты, алевролиты и песчаники (около 500 м) с морской фауной, связанные с трансгрессиями со стороны Арктического океана. В позднеюрское время на Западно-Сибирской плите произошло расширение площади морского осадконакопления, и она превратилась в огромный морской залив, окруженный холмисто-увалистой равниной, занимавшей территорию Урала, Казахстана, Алтая и Восточной Сибири. В этом заливе формировались глины, алевролиты с тонкими прослоями известняков, а на соседних возвышенных участках происходило образование мощной коры выветривания, которая содержит целый комплекс рудных полезных ископаемых (бокситы, никель, железо и др.). В центральных и восточных районах Урало-Монгольского пояса верхнеюрские отложения представлены красноцветными континентальными обломочными накоплениями аридных равнин.