Литература

Бауман Л., Тишендорф Г., Введение в металлогению-минерагению, пер. с нем.,М., 1979.

Б и л и б и н Ю. А., Металлогенические провинции и металлогенические эпохи, М., 1955;

Смирнов В. И., Очерки металлогении, М., 1963;

М а г а к ь я н И. Г., Металлогения, М., 1974;

Щеглов А. Д., Основы металлогенического анализа, 2 изд., М., 1980.

("Путь в XXI век", под ред. ак. Д.С.Львова, М., Экономика, 1999 г.):

Из книги А.П. Паршева. Почему Россия не Америка. -М.: 2001,-с. 59-60.

МИНЕРАГЕНИЯ (от ср.-век. лат. minerа — руда и греч. -geneia, в сложных словах — происхождение, создание+ a. minerageny; н. Mineralbildung; mineralogenie; и. minerogenia) — раздел геологии, изучающий региональные геологические закономерности формирования и размещения месторождений всех разновидностей полезных ископаемых.

Разделяется на общую, частную и генетическую минерагению. Общая минерагения исследует эпохи формирования всех групп полезных ископаемых и их совокупное распределение по структурно-формационным зонам. Частная минерагения характеризует эти процессы для отдельных разновидностей полезного ископаемого. Генетическая – изучает происхождение того или иного вида полезного ископаемого.

Основоположники минерагении— В.А. Обручев, С.С. Смирнов, Ю.А. Билибин, за рубежом — французский геолог Л. де Лоне.

Минерагения исходит из того, что на последовательных этапах истории геологического развития земной коры, в её крупных структурных подразделениях со свойственными им процессами осадконакопления, тектоники и магматизма закономерно возникают строго определённые группы месторождений. Этот процесс по-разному протекает в различных геоблоках земной коры (геосинклиналях и на платформах, мобильных поясах, дне океана и т.п).

Повторяемость сходных процессов формирования рудных месторождений в геологической истории Земли приводит к возникновению последовательных МИНЕРАГЕНИЧЕСКИХ ЭПОХ, а образование аналогичных групп рудных месторождений в сходных геологических условиях — к возникновению МИНЕРАГЕНИЧЕСКИХ ПРОВИНЦИЙ и МИНЕРАГЕНИЧЕСКИХ ЗОН различного типа и ранга.

Вот если бы еще знать, когда возникли месторождения, с толщами пород какого возраста они связаны! Но месторождения полезных ископаемых формировались в недрах Земли и на ее поверхности на всем протяжении длительной истории геологического развития каменной оболочки нашей планеты, насчитывающей около четырех миллиардов лет. Однако ученые установили два важных обстоятельства. Во-первых, одинаковые полезные ископаемые, содержащие одни и те же виды минерального сырья, формировались многократно, начиная от древнейших геологических периодов до самого позднего времени. Во-вторых, концентрации минеральной массы, сопровождавшиеся образованием тех или иных месторождений, протекали кратковременно, как бы вспышками, разделенными длительными перерывами — периодами затишья. Повторяющиеся периоды образования тех или иных групп минерального сырья принято называть эпохами формирования полезных ископаемых. Выделяются, например, эпохи углеобразования, среди которых, как утверждал академик П. И. Степанов, особенно важны каменноугольная, пермская, юрская и третичная. Академик И. М. Губкин наметил особо богатые нефтью раннесилурийскую, средневерхнедевонскую, раннекаменноугольную, позднекаменноугольную, меловую и третичную эпохи. Академик Н. М. Страхов выделяет семь главных и девять второстепенных эпох образования осадочных месторождений руд железа, марганца и алюминия.

Наиболее крупный раздел минерагении — МЕТАЛЛОГЕНИЯ (от греч. metallon — металл и -geneia, в сложных словах — происхождение, создание * a. metallogeny; н. Metallogenese; ф. metallogenie, metallogenese; и. metalogenia) — раздел геологии, исследующий региональные геол. закономерности формирования и размещения рудных месторождений полезных ископаемых. Служит научной основой прогноза распространения и возможности обнаружения различных групп рудных месторождений.

Особенно примечательны эпохи формирования эндогенных месторождений металлов, или, как их еще иногда называют, металлогенические эпохи. Они соответствуют геологическим циклам развития верхней оболочки Земли. В истории формирования земной коры выделяется пять главных геологических циклов и соответствующих им пять главных металлогенических эпох. Самый древний, архейский, цикл охватывает период от 4,5 до 2,5 млрд. лет от нашего времени. Последующий, протерозойский, цикл протекал от 2,5 до 1,65 млрд. лет. Более поздний, рифейский, цикл длился от 1,65 до 0,6 млрд. лет. Еще более поздний, палеозойский, цикл развивался от 0,6 до 0,25 млрд. лет. Наконец, самый последний, мезозойско-кайнозойский, цикл продолжается от 0,25 млрд. лет до наших дней.

Металлогенические эпохи, эпохи формирования рудных месторождений, отвечающие основным этапам геологического развития земной коры. Архейская М. э. выделялась по глубоко метаморфизированным месторождениям железистых кварцитов и сравнительно ограниченным по распространению керамическим пегматитам. Раннепротерозойская М. э. отличалась широким распространением метаморфогенных руд (джеспилиты, итабириты), ураносодержащих золотоносных конгломератов, медистых песчаников, магматических месторождений хрома, титана, меди, никеля. Среднепротерозойской М. э. также были свойственны метаморфогенные месторождения железа и металлоносных конгломератов; кроме того, в это время формировались древнейшие колчеданные медные, свинцово-цинковые и гидротермальные урановые месторождения. Раннерифейская М. э. характеризовалась формированием метаморфогенных месторождений железа, марганца, а также магматических месторождений железа, марганца, а также магматических месторождений сульфидных медно-никелевых руд и редкометальных пегматитов. Позднерифейская М. э. отличалась массовым развитием месторождений медистым песчаников, проявлением гидротермальных месторождений золота, меди, олова и вольфрама. Каледонская М. э. характеризовалась преобладанием месторождений, связанных с базальтоидной магмой и представленных магматическими месторождениями железа, титана, хрома, платиноидов; известны также гидротермальные месторождения золота. Герцинская М. э. отличалась разнообразными полезными ископаемыми; среди них - магматические месторождения железа, титана, хрома, платиноидов; скарновые месторождения железа и меди; колчеданные месторождения меди, свинца и цинка; пегматитовые и грейзеновые месторождения вольфрама, олова, лития, бериллия; гидротермальные месторождения меди, свинца, цинка, молибдена, золота, урана. Альпийская М. э. выделялась по развитию разнообразных плутогенных и вулканогенных гидротермальных месторождений меди, цинка, свинца, золота, вольфрама, олова, молибдена и особенно сурьмы и ртути.

Лит.: Смирнов В. И., Очерки металлогении, М., 1963; Твалчрелидзе Г. А., О главнейших металлогенических эпохах Земли, "Геология рудных месторождений", 1970, т. 12, №1.

Площади распространения полезных ископаемых подразделяются на:

1) провинции,

2) области (пояса, бассейны),

3) районы (узлы),

4) поля,

5) месторождения,

6) тела.

Этот перечень составлен от наибольших к наименьшим территориям размещения полезных ископаемых.

Провинция полезных ископаемых представляет собой крупный участок земной коры, относящийся к платформе, складчатому геосинклинальному поясу или дну океана, с размещенными в его пределах и свойственными ему месторождениями. Например, выделяют Уральскую провинцию, Кавказскую провинцию, провинции Русской и Сибирской платформ, дна Тихого, Индийского океанов и др. В связи с дифференциацией науки о полезных ископаемых по видам минерального сырья иногда выделяются провинции - металлогеническая, угленосная и нефтегазоносная. Среди металлогенических отмечаются провинции допалеозойских платформ, каледонских, герцинских, мезозойских и альпийских складчатых поясов, современных океанических дуг. Угленосные провинции, или площади, разделяются по основным эпохам массового угленакопления на карбоновые, пермско-юрские, верхнемеловые—третичные и послетретичные (П. Степанов). Нефтегазоносные провинции группируются в провинции внутриплатформенных впадин, впадин краевых частей платформ, предгорных прогибов, периферических частей горных сооружений и межгорных впадин (И. Брод).

Область полезных ископаемых занимает часть провинции и характеризуется набором определенных по составу и происхождению месторождений полезных ископаемых, приуроченных к одному или группе тектонических элементов первого порядка, определяющих геологическое строение территории провинции (антиклинории и синклинории, внутренние и периферические зоны геосинклиналей, срединные массивы, наложенные мульды, зоны активизации, краевые прогибы, щиты, синеклизы и др.). В связи с тем, что в складчатых сооружениях эти тектонические элементы, контролирующие положение областей полезных ископаемых, обычно имеют линейно-вытянутый характер, распределение месторождений в их пределах приобретает поясовый характер.

Пояса полезных ископаемых могут быть разными по составу. Выделяются металлогенические, или рудные пояса, пояса угленакопления и нефтегазоносные пояса. Следует отметить, что речь идёт не о таких грандиозных поясах, как Монголо-Охотский пояс А. Ферсмана, Тихоокеанский пояс С. Смирнова или карбоновый пояс угленакопления П. Степанова, охватывающих целые секторы земного шара и относящихся, в сущности, к линейно-вытянутым провинциям полезных ископаемых. Размеры поясов колеблются в широких пределах. Так, например, полиметаллический пояс Рудного Алтая вытянут в длину на 300 км при ширине около 40 км, рудный пояс Кордильер достигает длины более 2500 км при ширине свыше 100 км. Области непрерывного или почти непрерывного распространения пластовых осадочных полезных ископаемых нередко приобретают характер бассейнового размещения месторождений.

Бассейны полезных ископаемых свойственны месторождениям:

-нефти (Волго-Уральский, Западно-Сибирский, Восточно-Сибирский и др.);

-угля (Кузнецкий, Донецкий, Канско- Ачинский, Тунгусский и др.);

-нерудных полезных ископаемых (соляные бассейны Артемовско-Славянский, Соликамский, Иркутский, Стассфуртский и др.);

-рудных месторождений (Криворожский и Западно-Сибирский - железорудные, Никопольский - марганцевый и др.).

Площади бассейнов полезных ископаемых различны и измеряются от нескольких сот (Криворожский бассейн) до нескольких сот тысяч квадратных километров (Тунгусский угольный бассейн Сибири или Западный и Восточный буроугольные бассейны внутренней части США).

Район полезных ископаемых составляет часть области и обычно характеризуется местным сосредоточением месторождений, в связи с чем он нередко называется узлом полезных ископаемых. Рудные узлы угленакопления с той или иной степенью отчетливости выделяются на общем фоне рудоносных и угленосных областей. Площади рудных узлов достигают сотен и первых тысяч квадратных километров; площади узлов угленакопления имеют большие размеры. Примером рудных узлов могут служить 29 узлов полиметаллических месторождений, выделенных С. Смирновым на территории Восточного Забайкалья.

Рудное поле представляет собой группу месторождений, объединяемых общностью происхождения и единством геологической структуры. Площади рудных июлей обычно имеют размеры от нескольких до десятков квадратных километров. Поля полезных ископаемых состоят из месторождений, а последние из тел полезных ископаемых.

Телом, или залежью, полезного ископаемого называется локальное скопление природного минерального сырья, приуроченное к определенному структурно-геологическому элементу или комбинации таких элементов.

Области, районы, поля месторождения и тела (полезных ископаемых могут полностью обнажаться на поверхности земли и относиться к открытым, быть частично закрытыми перекрывающими их породами и принадлежать к полузакрытым или быть полностью погребенными и квалифицироваться как закрытые. Среди закрытых, месторождений полезных ископаемых выделяются невскрытые, или слепые, до которых не дошел уровень эрозионного среза после их образования, и перекрытые, которые были образованы на поверхности земли или вскрыты в прошлые геологические времена эрозией, а затем погребены под толщей молодых отложений.

В настоящее время существуют две концепции развития Земли и закономерностей формирования полезных ископаемых: фиксистская и мобилисткая.

Соотношение между геосинклинальной и мобилистской моделями рудообразованя.

Геосинклинальная концепция, ядро которой составляет полистадийная гипотеза развития складчатых поясов, представляет собой фундаментальное эмпирическое обобщение, аккумулировавшее опыт более чем столетних исследований геологов всего мира. Она даёт реальную, но неполную картину земной коры, упрощая многие геологические явления. Главный недостаток данной концепции заключается в отсутствии удовлетворительного объяснения металлогении двух типов резко контрастных структур земной коры — океанических и континентальных плит. Кроме того, она не дает удовлетворительного объяснения механизма формирования и особенностей магматизма и металлогении таких глобальных структур как срединно-океанические хребты, активные и пассивные окраины континентов, причин и больших масштабов горизонтальных тектонических движений и некоторых других металлогенических проблем.

Мобилистская концепция более объективно и полно описывает происхождение и металлогению основных структур земной коры и позволяет всесторонне оценить глобальные геологические процессы, приводящие к формированию месторождений полезных ископаемых. Однако в современном виде эта концепция еще далека от совершенства. Она относительно удовлетворительно объясняет тектоно-магматические и металлогенические процессы мезо-кайнозоя, но более древние геологические события еще ждут своего объяснения. Слабым звеном данной концепции является также отсутствие теоретически обоснованных моделей развития земли с учетом накопленного эмпирического геологического материала. Особенно сложные и противоречивые представления касаются ранней истории нашей планеты. Много неясного связано и с современными данными о строении литосферы, верхней и нижней мантии и ядра, а от них зависят наши знания об источниках рудного вещества и глубинных уровнях формирования месторождений. Несмотря на отмеченные недостатки мобилистская концепция, умело интегрируя основные объективные факты геосинклинальной гипотезы, шаг за шагом по мере успехов всех естественных наук приближает нас к пониманию сложных эволюционных процессов, приведших к возникно­вению в определенных структурах и в определенные эпохи аномальных скоплений рудного вещества.

Стадии цикла Уилсона и стадии геосинклинального цикла В.И. Смирнова тесно взаимосвязаны. Ранняя геосинклинальная стадия соответствует трем стадиям Уилсона — внутриконтинентального рифтообразования, расширения океанического дна и поглощения океанической коры. Средняя стадия идентична стадии столкновения литосферных плит и поздняя аналогична заключительной (постколизионной) стадии мобилистского цикла. Даже из беглого сопоставления обеих схем видно, что мобилистские представления позволяют учесть большее разнообразие процессов циклического тектоно-магматического развития не только подвижных складчатых поясов, но и всех остальных планетарных структур: океанических и континентальных плит, орогенных поясов, различных типов зон Беньофа-Заварицкого и др.

С точки зрения мобилистской концепции Основными элементами структур Земли являются разновозрастные (от молодых к древним) структуры: рифтогенные, тектономагматической активизации, разнотипные и разновозрастные подвижные области, нередко с массивами (микроконтинентами), молодые и древние платформы с разновозрастными комплексами чехла и кристаллического фундамента. Принципиально значимыми структурными элементами являются планетарные и региональные граничные системы. К ним принадлежат окраинно-континентальные и внутриконтинентальные вулканогенные пояса, краевые и перикратонные прогибы. Последние обычно переходят в складчато-надвиговые системы. На границах щитов (иногда внутри них) размещаются линейные зоны полиметаморфизма. Важную роль играют термотектонические структуры, большей частью мезозойско-кайнозойские: горячие пятна, горячие линии и горячие поля.

Основные элементы пассивных транзиталей (шельфовых плит): краевые плато, впадины, в том числе и депоцентры с мощным (до 18км) осадочным заполнением, структурные ступени и континентальный склон. Главные элементы активных транзиталей: островные дуги, преддуговые и задуговые бассейны, поднятия (массивы) с корой континентального типа, приконтинентальные и приостроводужные шельфовые зоны, а также различные по составу вулкано-плутонические и офиолитовые ассоциации.

В океанских структурах выделяются: срединно-океанские подвижные пояса - талассиды (их сводовые части с осевым рифтом и фланги), ранние и поздние океанские плиты, межплитные переходные зоны, внутриокеанские желоба, микроконтиненты, океанские земли (оленды), блоки пород основного и ультраосновного состава, вулканотектонические структуры, центры спрединга, утратившие активность, трансформные и демаркационные разломы.

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