11. Континентальные платформы (кратоны), возраст, строение фундамента и осадочного чехла

Платформы - это относительно устойчивые глыбы континентальной коры, поперечником 3-4 тыс. км и ограничиваются со всех сторон горно-складчатыми сооружениями. Выделяют молодые и древние платформы. Деление производится по возрасту складчатых структур фундамента платформ. Древние имеют возраст фундамента 2100 млн.л (AR-PR), а молодые - все остальные (эпикаледонские). В строении платформы выделяют фундамент и осадочный чехол.

Строение фундамента.

Для древних платформ фундамент имеет глыбово-блоковую структуру и сложен породами AR-ro возраста. Главные структурные элемента: гранит-зеленокаменные области (ГЗО) и гранулито-гнейсовые пояса (ГГП).

ГЗО представляют собой крупные массивы, в поперечнике достигающие 100-н км. В их пределах выделяются линейные структуры - зеленокаменные пояса (ЗП), ЗП разделяются гранито-гнейсовыми полями.

ЗП ориентированы параллельно друг другу и протягиваются в длину до 1000 км при ширине в 100-ни км. В поперечном разрезе они имеют форму синклинория и характеризуются сложной многократной складчатостью. Они сложены слабометаморфизованными основными вулканитами фации зеленых сланцев. Мощность осадочно-вулканогенного выполнения ЗП достигает 10 и более км. Разрез имеет 3-х членное строение:

• нижняя часть сложена ультраосновными вулканитами (коматиитами) с участием обломочных пород, представленных железистыми кварцитами и селицитами (прослоями кремней);

• средняя часть сложена вулканитами среднего и кислого состава, они аналогичны вулканитам островных дуг, обломочные породы встречаются редко;

• верхняя часть представлена грубообломочными молласами, которые залегают с перерывом и несогласием на нижних образованиях.

Развитие ЗП заканчивается складчато-надвиговыми деформациями, региональным метаморфизмом и формированием гранитных комплексов с высоким содержанием К2О. В основании некоторых ЗП обнаруживают конгломераты с галькой гранитов и гнейсов более древней континентальной коры, консолидированной к концу AR. Эта кора была представлена серыми гнейсами с возрастом 3,5-3,8 млрд.л.

Можно сделать вывод, что ЗП возникли в обстановке растяжения древней коры и имеют рифтогенную природу.

ГГП разделяют и обрамляют ГЗО, которые возникли к концу AR, но более широкое распространение получили в PRi. Эти пояса сложены основными вулканитами и обломочными породами в амфиболитовой и гранулитовой фациях метаморфизма. Они характеризуются складчато-надвиговой структурой, осложненной многочисленными поперечными разломами, и полого надвинуты на смежные ГЗО. В ГГП обнаружены метаофеолиты, что позволяет предположить их развитие в условиях растяжения и последующего разрыва древней континентальной коры. Внутренняя структура ГГП осложнена гранито-гнейсовыми куполами, широко развиты пегматитовые поля (Становой хребет Сибирской платформы).

Среди AR-x ЗП выделяют 2 генерации:

1. 1-й генерации (до 3,5 млрд.л.). Для них характерно:

1. Петельчатый, сложный в плане рисунок.

2. Отсутствуют в основании продукты континентального размыва.

3. Симметричный характер метаморфизма, падающий от периферии к центру.

4) Они не ранжируются по размеру.

5) Возраст ЗП субсинхронен с возрастом сопряженных гранито-гнейсовых куполов.

6) Гранитоиды ТТГ-ассоциации и ЗП-1 находятся в очень сложном взаимоотношении.

2. 2-й генерации (3,5-2,5 млрд.л.). Для них характерно:

1. Четко выраженный линейный характер и большая протяженность, измеримая 10-ми и 100-ми км.

1. Присутствие в основании продуктов континентального размыва.

2. Азональный характер метаморфизма (однонаправленный).

2. Всегда более молодой возраст по сравнению с образованиями сопряженной ТТГ-ассоциации.

5) Наличие продуктов деятельности примитивных островных дуг (N-гранитоиды). Для ЗП-1 более характерны коматиитовые базальтоидные образования, а для ЗП-2

базальтоиды представлены толеитами.

ЗП-1 - Исуа в Юж.Гренландии, Юж.Африка, Австралия, Канадский щит, Кольский п-ов, УЩ и ВКМ.

ЗП-2 - Зап.Австралия, БЩ, Канадский щит, ВКМ.

К раннепротерозойским линейным структурам фундамента относятся протогеосинклинали, которые вытягиваются до 1000 и более км при ширине в 100-ни км. В строении выделяют внешние и внутренние зоны. Внешние зоны сложены обломочными и карбонатными породами шельфового типа, они залегают моноклинально, местами осложняются плоскими поднятиями платформенного типа. В направлении внутренних зон моноклинальные структуры постепенно замещаются складчато-надвиговым строением, появляются покровы и силы базальтов и долеритов. Внутренние зоны сложены флишевыми глубоководными образованиями, которые интенсивно дислоцированы в систему узких опрокинутых складок, осложненных надвигами и шарьяжами, возрастает роль основного вулканизма, близкого по составу к толеитовым базальтам. В центральных частях появляются гранитные батолиты. Развитие протогеосинклинали завершается складчатыми деформациями, региональным метаморфизмом и формированием горно-складчатого сооружения.

Протоплатформы. AR-e блоки в PR1 развивались в платформенном режиме. Значительные их площади перекрыты осадочным чехлом, часто большой мощности, который слабо метаморфизован, залегает субгоризонтально, что позволяет относить эти структуры по особенностям тектонического режима к древним платформам. В состав чехла кроме осадочных пород (кварцито-песчаники, аргиллиты, карбонаты) нередко входят покровы силлов и основных вулканитов (аналоги трапповой формации). В пределах протоплатформ выделяются линейные структуры, которые относятся к протоавлакогенам. Они заполняются слабо метаморфизованными континентальными отложениями аллювиально-озерной природы.

Структура платформенного чехла.

Платформа - 1-го порядка.

2-го порядка - щиты, плиты, зоны периклинального опускания.

3-го порядка - синеклизы, антеклизы, авлакогены.

Щиты - это крупные структуры в поперечнике до 1,5-2 км. Представляют собой выходы докембрийских кристаллических пород. Они не имеют осадочного чехла и представляют собой области устойчивых поднятий. От смежных плит щиты отделяются зонами ступенчатых разломов (БЩ, УЩ, КЩ, Алданский щит).

Плиты - характеризуются глубоким залеганием фундамента с мощностью осадочного чехла до 3-5 км, в поперечнике 2-2,5 тыс. км (Русская плита). В пределах плит выделяют синеклизы, антеклизы и авлакогены.

Антеклизы - крупные сводовые поднятия с углом падения пород на крыльях менее 1°. Характерна сокращенная мощность чехла до 0,5-1 тыс. км. В разрезе - перерывы и поверхности несогласий, ступенчатое строение крыльев с понижением в сторону смежных синеклиз. Длина до 500 км, ширина 100-200 км. Типичным тектонотипом является Воронежская антеклиза, ограниченная с юга Днепрово-Донецким, а с запада Пачелмским авлакогенами. В сводах некоторых антеклиз выходят породы кристаллического массива (ВКМ).

Синеклизы - крупные плоские впадины, которые характеризуются более полным стратиграфическим разрезом и более глубоководными типами отложений. В направлении смежных антеклиз происходит постепенное уменьшение мощности стратиграфических горизонтов, а местами их выклинивание (краевые поверхности несогласия). Например, Московская синеклиза.

Авлакогены - представляют собой линейные узкие грабены, ограниченные системой ступенчатых сбросов длиной до 500-600 км, шириной первые 100-ни км. Представляют собой древние палеорифты, образующиеся в обстановке растяжения коры вдоль ослабленных зон, выполнены континентальными и мелководно-морскими отложениями с покровами и силами платобазальтов, габбродиабазов.

Зоны перикратонных опусканий - характеризуются полого-моноклинальным или ступенчато-моноклинальным залеганием в сторону складчатых подвижных поясов. Они сопрягаются или с краевыми прогибами или со складчатыми сооружениями. Зоны представляют собой внутренний элемент пассивных окраин и отвечают внутреннему шельфу. От плит они отличаются повышенной мощностью осадочного чехла до 10-12 км и более глубоководным составом осадков. Их внешняя граница проводится по первым молласовым образованиям.

Обычно осадочный чехол отделяется от фундамента резко выраженным региональным несогласием, а окончание образования пород фундамента от начала накопления осадочного чехла—значительным интервалом времени, измеряемым десятками или даже сотнями миллионов лет. Однако это относится в полной мере лишь к древним платформам с докембрийским фундаментом. В более молодых платформах различия между фундаментом и чехлом выражены значительно менее резко, и между ними нередко вклинивают-промежуточные по степени складчатости и метаморфизма структур­ные ярусы.

Возраст платформы определяется по возростным соотношениям фундамента и осадочного чехла.

42. Главнейшие типы магматических формаций и их эволюция в истории Земли.

Магматическая формация – это ассоциация изверженных горных пород, неоднократно повторяющихся во времени и пространстве, характеризуются общностью состава, металлогенической специализацией, условиями залегания и соотношением с окружающей средой. Магматический комплекс – конкретное проявление магматической формации в определенном месте и времени в едином каком-то регионе. Характерно определенное положение в структуре земной коры и минерагеническая минерализация.

Граничные признаки формаций:

1. Учитывается фациальные принадлежности

2. Петрографический состав пород, то есть в том числе полнота проявления сингенитического ряда пород. Ряды бывают полные и неполные, сингенитеские и непрерывные.

3. По сериальной принадлежности.

4. По типу дифференцированности.

Классификация по структурно-тектонического признаку:

1)магматические формации собственногеосинклинальных этапов развития подвижных поясов.

2)формации орогенных этапов развития подвижных зон.

3)формации устойчивых областей.

4)некоторые типы формаций щитов и древних платформ.

Классификация по вещественному составу:

1.ультрамафические

2.мафические

3.семество мафически-салические

4.салические.

В истории земли принято выделять четыре стадии тектоно-магматической эволюции:1)лунная стадия (стадия первичной коры) – более 3,8 млрд.лет;2)нуклеарная – 3,8-2,5 млрд.лет; 3) кратонная – 2,5-1,5 млрд.лет; 4)континентально-океаническая 1,5 млрд.лет и поныне.

1. Лунная стадия охватывает период от образования земли в результате аккреации протопланеты до прекращения бомбандировки земли крупными метеоритами. Наличие магматических пород среди древних образований земли , луна разделилась на ядро и мантию и кору. Первичная кора уничтожена, предполагается проявление магматизма на рубеже 3,8-3,5 млрд.лет. эклогиты представляют земной эквивалент лунной коры. Земная кора имела существенно базальтовый и андезитовый состав. Базальтовый магматизм имел гомодрамную эволюцию. Высокомагнезиальные и высокотитанистые породы сменялись на титан-железистые породы. На конечных этапах этой стадии возрастала роль высокоглиноземистых (анортозитов, глиноземистых базальтов) и кислых пород. Эта стадия развития практически безрудна.

2. Нуклеарная стадия завершилась образованием протоконтинентов. На этом этапе характерен ареальный площадной характер магматизма. Формируются породы нормальной щелочности, толеитовой и известково-щелочной серий с развитием в их составе коматиитов. Широко представлены ультрамафитовые интрузивные породы и формируются породы гранито-гнейсовой серии (серые гнейсы). Развиты процессы ультраметаморфизма. В результате этих процессов формируются гранито-гнейсы и чарнокиты. Формации завершающего этапа нуклеарной стадии связаны с зеленокаменными поясами в пределах жестких щитов и куполов древних платформ. В щитах появляются щелочные граниты с пониженными значениями рубидия к стронцию и бария к стронцию отношений. На завершающем этапе начинают формироваться крупные дифференцированные ультрамафит- мафитовые плутоны. На конечной стадии появляются анортозитовые, габбро-анортозитовые массивы. Эволюция магматизма гомодромная возрастает роль кремнезема, калия, уменьшается магний, железо, кальций. Породы многократно подвергаются метаморфизму гранулитовой, амфиболитовой фации. Для этого характерны месторождения, приуроченные к зеленокаменным поясам, в том числе к коматиитам (никель-кобольтовые, медно-цинковые, медно-полиметалические, золото-серебрянные). А также известны месторождения хромита, МПГ, медь, никель, кобальт, титаномагнетитовые месторождения в расслоенных интрузивах. Известны также пегматитовые месторождения лития, бериллия, тантала, олова, мусковита. Железорудные месторождения на Алданском щите (скарнового типа).

3. Кратонная стадия характеризуется объединением сформированных ранее в предыдущую стадию протоконтинентов в стабилизированные кратоны с типичным платформенным чехлом и зонам внутрикратонной активизации. Мощность коры достигает 40 метров. Площадь континентов увеличивается в несколько раз. Магматизм контролируется вытянутыми структурами, при этом магматизм связан не только с зеленокаменными поясами, но и со складчатыми структурами. Сформировалось более 90 процентов ныне существующей коры, постепенно снижается роль коматиитов. Образуются гранито-гнейсы, мигматиты, чарнокиты, граниты-рапакиви, анортозиты. Повышается роль калия в магматических образованиях по сравнению с натрием. Увеличивается многообразие магматичесикх формаций. Индикаторной формацией являются граниты-рапакиви и анортозиты. Впервые появляются траппы базальт-долеритовой формации, щелочно-ультраосновные породы с карбонатами,кимберлиты, альпинотипные гипербазиты офиолитовых поясов, щелочные граниты и щелочные сиениты.

4. Континентально-океаническая стадия подразделяется на континентальную (1,5-0,25 млрд.лет) и собственно-океаническую (0,25-по ныне), то есть выделяются две подстадии. Континентальная подстадия охватывает время от рифея до мезозоя. Земная кора достигает своей зрелости, идет формирование складчатых областей и зон тектоно-магматической активизации, при этом происходит ее прерспределение и плавление мантийного вещества, появляются крупные глубинные разломы и к ним прурочены проявления щелочных, щелочно-ультраосновных, трахитов, фонолитов, кимберлитов. Широко проявлена дунит-гарцбургитовая формация, спилит-кератофировая тоналит-плагиогранитовая габбро-плагиогранитовая. Для регионов со зрелой корой характерны формации известково-щелочного ряда. Типоморфные формации субщелочных лейкократовых литий-фтористых гранитов, а также щелочных формаций нефелиновых сиенитов. Характерной для этих формаций является редкометальная минерализация. Континентально-океаническая стадия ознаменовалась распадом Гондваны, образованием современных континентов, образованеим Атлантического, индийского овеанов. Для этой стадии характерен дифференцированный магматизм с проявлением мантийно-корового взаомодествия. Пробладающими являются формации толеитовой, щелочно-базальтоидной известково-щелочной серии (островные дуги). На континентах развиты базальт-андезитовая, плагиогранитовая, базальт-липаритовая, гранитовая, аляскитовая, щелочно-ультраосновная, кимберлитовая, лампроитовая. Континентально-океаническая стадия по разнообразию магматических формаций превосзодит все предшествующеи стадии. Эволюция магматизма гомодромная. В стабилизированных областях наблюдаются ареальные проявления базальт-долеритовых трапповых формаций (Африканкая, Индийская, Сибирская платформы). Интенсивность эндогенного рудообразования возрастает от безрудной лунной стадии к нуклеарной с проявлением железа, хрома, марганца, титана, ванадия, платиноидов, где преобладающими являюися сидерофильные элементы, через кратонную к континентально-океанической, где среди рудных преобладают сидерофильные и халькофильные элементы – вольфрам, молибден, ололво, сурьма, эолото, серебро, рутть. Континентально-океаническая стадия включает следующие металлогенические этапы:1)гренвильский -1,5-1,0млрд.лет,2)байкальский-1,0млрд.лет-600млн.лет, 3)каледонский – 600-400 млн.лет, 4)герцинский – 400-250 млн.лет, 5)киммерийский – 250-100 млн.лет, 6)альпийский – менее 100 млн.лет.

73. Остаточные и инфильтрационные месторождения.

Экзогенные месторождения (поверхностные, гипергенные, седиментогенные) связаны с геохимическими процессами, протекавшими в прошлом и развивающимися в настоящее время на поверхности и в приповерхностном слое Земли.

Месторождения выветривания связаны с корой выветривания, в которой полезные ископаемые накапливаются ввиду выноса поверхностными водами бесполезных соединений и в результате переотложения части ценных веществ в нижней зоне коры выветривания и ниже ее.

Остаточные месторождения железо-кобальт-никелевых руд связаны с корами выветривания аподунитовых и апоперидотитовых серпентинитов, формируются в обстановке тропического и субтропического климата мезозойского, третичного и четвертичного времени. Месторождения известны на Южном Урале, Бразилии, Новой Каледонии, Индонезии и других странах.

На ранней стадии формирования коры освобождается магний и выносится в нижнюю часть коры. В верхней части зрелой коры накапливаются остаточные продукты разложения серпентинитов, состоящие в основном из гидроокислов железа. Никель в материнских породах находится преимущественно в оливине, отчасти в ромбическом пироксене. Из оливина и пироксена никель переходит в серпентин, а при его выветривании в водный раствор, выносится из верхней части в глубь коры и отлагается в виде вторичных силикатов никеля.

Месторождения бурых железняков. При выветривании серпентинитов происходит концентрация не только никеля, но и железа. Возникают при этом остаточные месторождения железа, облагороженные примесями Ni, Мn, Сr и носят название природно-легированных руд.

Остаточные месторождения магнезита образуются при разложении серпентинитов водой, богатой углекислотой. Высвобождающийся при

этом магний переходит в раствор, выносится из верхней части коры и переотлагается в виде карбоната на глубине.

Месторождения марганца возникают при выветривании разных пород, обогащенных марганцем в виде карбонатов, силикатов и безводных оксидов. Они преобразуются в минералы четырехвалентного Мn (вернадит, псиломелан, а затем пиролюзит, устойчивый в коре выветривания). Образуются крупные остаточные месторождения с содержанием Мn в десятки процентов (месторождения Кубы, Индии, Габона, Бразилии и других стран).

Месторождения бокситов. Среди остаточных месторождений бокситов различают две разновидности - площадные и карстовые. Площадные или латеритные формировались в обстановке щелочного разложения различных глиноземсодержащих (щелочных, кислых, основных) пород в условиях жаркого и влажного климата. Известны мезозойские, третичные и четвертичные месторождения Бразилии, Гвинеи, Индии, Австралии, США и др. Карстовые бокситы выполняют полости раскарстованных карбонатных пород. Они известны в Средиземноморской провинции (Испании, Франции, Греции, Турции), в Африке, в нашей стране на Тимане, Урале. Минеральный состав как латеритных, так и карстовых определяется наличием моногидратных (бемит, диаспор) и трехгидратных (гиббсит) соединений глинозема.

Месторождения каолинов формируются в коре выветривания полевошпатовых кислых и щелочных пород.

Инфильтрационные месторождения

К инфильтрационным месторождениям принадлежат месторождения U, Сu, Fе, S. Наиболее важны уран-редкометальные месторождения. Их объединяют в группы с разными названиями - эпигенетические, гидрогенные, песчаникового типа, ролловые и т.п. Для них характерно: расположение в областях аридного климата, наличие зон внутрипластового окисления, приуроченность к проницаемым водоносным горизонтам песчаников, расположенным внутри водоупоров, локализация в местах скоплений органического вещества, пространственная связь с ватами, флексурами, осложняющими крылья пологих синклиналей, ролловая форма рудных тел, выраженная в серповидных в поперечных сечениях и лентовидных в плане рудных залежах.

Переотложение происходит на геохимических барьерах механического (торможение в движении вод, водонепроницаемые экраны) и физико-химического (резкое изменение щелочно-кислотных и окислительно-восстановительных условий) характера. В пустынных областях происходит интенсивное выпаривание, с которым связаны концентрации ряда элементов. Кроме того, в кислородсодержащих водах могут накапливаться металлы, которые в окислительных формах дают хорошо растворимые соединения. К таким компонентам относятся U, V, Se, Мо. Нисходящие потоки кислородных подземных вод формируют зоны пластового окисления (ЗПО), которые распространяются от области питания по падению водоносных горизонтов на десятки и даже сотни километров, проникая на глубину до 700 м. По мере проникновения кислород расходуется на окисление восстановленных компонентов. Уран-редкометальное оруденение локализуется на окончании ЗПО. Концентрации элементов могут быть как в оксидных, так и в восстановленных формах. Согласно вариациям Еh изменяется минеральный состав руд. В зоне оруденения осаждаются новообразования в виде самородного селена, урановых окислов (урановые черни, настуран), коффинит. В небольших концентрациях могут осаждаться оксидные соединения U, V и селениды. Необходимым условием рудообразования является присутствие восстановителей (сероводород, водород, углеводороды).

Для большинства месторождений характерной формой являются роллы, которые часто образуют многоярусные зоны. В целом, морфология определяется распределением проницаемости и скоростью фильтрации, размещением восстановителей.

Рассмотренные инфильтрационные месторождения объединяются в одну рудную формацию редкометально-урановых руд. Она включает ряд субформаций: урановые и уран-редкометальные (селен-ванадий-рений-редкие земли-урановые) в песчаниках чехла активизированных молодых платформ; уран-угольные в лимнических бассейнах межгорных впадин; урановые в палеодолинах.

Месторождения меди. Некоторые геологи полагают, что медные руды в пластах песчаников представляют собой продукты инфильтрационного переотложения из пород, содержащих рассеянную медь, или из разрушающихся коренных месторождений.

Месторождения железа. Эти месторождения в основном сидеритового состава рассматривают как продукты взаимодействия грунтовых железосодержащих вод с пластами карбонатных пород, по которым они протекали.

Месторождения серы. Формирование залежей самородной серы происходит под воздействием углеводородов, фильтрующихся сквозь массы гипса и ангидрита.

2СаSO₄ + СН₄ - 2СаСJ₃ - 2Н₂O + S₂

БИЛЕТ № 16