Геодинамический анализ образований Воронцовской серии

Размещено на http://www.allbest.ru/

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ Воронежский Государственный Университет

Геологический факультет

Кафедра полезных ископаемых и недропользования

КУРСОВАЯ РАБОТА

по теме: «Геодинамический анализ образований Воронцовской серии»

Воронеж

2008 г.

Содержание

1. Геологическое строение центральной части Воронежского кристаллического массива

1.1 Стратиграфия

2. Общее геологическое описание Воронцовского метаморфического комплекса

2.1. Площадное распространение

3. Геодинамический анализ образований Воронцовскои серии

3.1 Континентальный рифтогенез

3.1.1 Генетическая систематика проявлений рифтогенеза

3.1.2 Магматизм континентальных рифтов

3.1.3 Рассеянный рифтогенез

3.2 Пассивные континентальные окраины

3.2.1 Генетическая систематика пассивных окраин

3.2.2 Пассивные окраины рифтогенного происхождения

Список используемой литературы

1.Геологическое строение центральной части Воронежского кристаллического массива

Воронежский кристаллический массив - крупная по размеру (500 тыс. км) структура, занимающая центральную часть Восточно-Европейской платформы и представляющая собой сравнительно неглубоко погребенное блоковое поднятие (выступ) древнейших пород фундамента.

Воронежский кристаллический массив имеет сложное блоково-складчатое строение. Его главными составляющими элементами являются 3 структурно-формационные зоны: КМА, Лосевская, Калач-Эртильская. Они разграничиваются глубинными разломами, резко отличаются между собой набором и составом структурно-вещественных пород и в свою очередь подразделяются на более мелкие таксономические структурные единицы.

1.1 Стратиграфия. Ранний архей Обоянский комплекс (AR, ob)

геологический континентальный кристаллический рифт

Разрез стратифицированных образований данного региона начинается обоянским комплексом (бывшая серия) раннеархейского возраста. По латерали выделяются подразделения как собственно обоянского комплекса, так и его фациальные ассоциации:

донская, сложенная преимущественно диорито-гнейсами, гнейсо-диоритами, гранодиорито-гнейсами - в пределах Лосевской шовной зоны и в Варваринском мезоблоке;

россошанская, представленная ритмичным чередованием плагиогней-сов биотитового, биотит-амфиболового, реже - гранат-биотитового состава, иногда с амфибол-магнетитовыми породами, мигматитами по перечисленным породам - в пределах Россошанского блока мегаблока КМА;

3) брянская, сложенная биотит-кордиеритовыми, биотит-силлиманитовыми, кварцитовидными, часто графитовыми гнейсами, кальцифирами оливин-пироксен-доломитовыми, гранат-пироксен- магнетитовыми и гиперстен-магнетитовыми железистыми породами - в пределах Брянского блока мегаблока КМА.

Все три типа разреза достаточно уверенно картируются по своим геофизическим характеристикам и вскрыты целым рядом буровых скважин.

Михайловская серия (AR₂ mh)

Стратиграфически выше с дизъюнктивными границами (реже с угловым и стратиграфическим несогласием) залегают верхнеархейские образования Михайловской серии.

Образования этой серии развиты к западу от Лосевско-Мамонского глубинного разлома и представлены вулканогенными породами основного, среднего и кислого составов, в различной степени мигматизированными. Реже отмечаются туфы и туфопесчаники. Среди образований Михайловской серии выделяются: александровская свита (амфиболиты и амфиболовые сланцы) и лебединская свита, сложенная в основном, метаэффузивами основного, среднего и кислого составов, их туфами и туфопесчаниками.

Метаморфизм отвечает амфиболитовой фации (средне- крупнозернистые амфиболиты, разнозернистые габбро-амфиболиты) почти всегда обладают повышенным уровнем намагниченности, щёлочности, железистости и переменными а и V_p. По петрофизическим и петрохимическим признакам метабазиты, не затронутые постметаморфическими изменениями, соответствуют толеит-баз альтам.

Верхний архей - нижний протерозой Лосевская серия (AR₂ PRils)

Впервые метаморфизованные метавулканиты и ассоциирующие с ними сланцы, развитые в пределах Лосевской шовной зоны были выделены Ю.С Зайцевым в 1965 году в качестве самостоятельной лосевской серии раннего протерозоя (Зайцев и др., 1966ф).

Ареал серии по геофизическим данным пространственно приурочен к протяжённой (около 300 км), невыдержанной по ширине ( от 0,5-1 км на юге до 25-30 км на севере) и сложной по морфологии Лосевской шовной структуре общей площадью примерно 1250 км , где сформировался специфический структурно-вещественный комплекс, включающий вулканиты основного и кислого состава, а также гранодиорит-плагиогранитные и габброидные интрузивы. Около 40% площади структуры занимают гранитоиды усманского комплекса и 10% представлено образованиями воронежской свиты. Лосевская серия вскрыта рядом буровых скважин (скв. 0150, 7638, 7640, 7643, 7800, 7803, 7805-7807, 7651-7653 и др.). Восточная граница распространения лосевской серии ограничивается зоной Лосевско-Мамонского глубинного разлома. Контактовые взаимоотношения с песчаниково-сланцевой воронцовской серией отчётливо тектонические. Западная представляется менее четко выраженной, проводится по дугообразным линиям разломов на северо-запад до широты г. Ливны, а далее под прямым почти углом на северо-восток. Образования формации, судя по керну буровых скважин, характеризуются крутым (60-80) залеганием; суммарная мощность пород лосевской серии оценивается до 3500 м (нижней толщи до 1500 м, верхней - до 2000 м) (Которгин, 1986).

По данным В.М. Богданова с соавторами (1976) и по геофизическим данным в поле развития лосевской серии принято выделять нижнюю толщу (вулканогенный тип разреза), представленную породами метадиабаз-амфиболитовой формации (метадиабазы и метаандезиты, амфиболиты,

ортосланцы основного, реже среднего состава) и верхнюю толщу (вулканогенно-осадочный тип разреза), представленную породами метадацит-риолит-метатуфопесчаноково-сланцевой формации (метадациты, метариолиты, метаандезиты и метадиабазы, метатуфы, метатуффиты, метатуфопесчаники с прослоями сланцев кварц-биотитовых, кварц-двуслюдяных, альбит-хлоритовых, метаалевролитов и метапесчаников). Следует отметить, что четкого разделения на пачки нет. В разрезах скважин присутствуют в довольно частом чередовании как основные, так и кислые вулканиты, гомодромный характер вулканизма, вероятно, имеет место лишь в общем плане.

В целом образования лосевской серии испытали региональный метаморфизм с образованием довольно однотипных минеральных парагенезисов, устойчивых, главным образом, в условиях высокотемпературной области фации зеленых сланцев в меньше мере в низкотемпературной области фации эпидотовых амфиболитов.

Для пород серии характерны высокие значения коэффициентов вариации Мо, Ag, Pb и Sn (от 200 до 300% и выше), а также наличие отдельных геохимических проб с высоким содержанием Мо и Ag (20 и 30 породных кларков, соответственно) (табл. ). Кроме того, исследованиями (Богданов и др., 1981) в породах лосевской серии установлены повышенные содержания Аи (от 0,12-0,15 до 1,5г/т; скв. 7782; 120,5м., 122,0-124,6м; 7808, 266-266,8м).

Нижний Карелии

Курская серия

(PRiks)

Породы курской серии слагают крылья крупных синклинорных структур -Тим-Ястребовской, Волотовской и ядра более мелких, которые хорошо картируются геофизическими методами, благодаря наличию в их составе железистых кварцитов. Курская серия делится на две свиты [5]; нижнюю -стойленскую и верхнюю - коробковскую. Коробковская свита, расчленена на четыре подсвиты (снизу вверх): нижнюю железорудную, нижнюю сланцевую, верхнюю железорудную и верхнюю сланцевую.

Воронцовская серия

(PR_lVc)

В пределах исследуемой территории широким распространением пользуются песчаниково-сланцевые отложения воронцовской серии, которые условно подразделены на нижнюю, существенно песчаниковую, и верхнюю, существенно сланцевую часть. Нижняя часть сложена, в основном, метапесчаниками, метаалевролитами, иногда огнейсованными, и сланцами, имеющими резко подчиненное значение. Верхняя - углерод со держащими сланцами, метаалевролитами с подчиненными прослоями метапесчаников.

Нижняя толща

(PRi vcO

Отложения встречены в южной части площади развития воронцовской серии. Они слагают антиклинальную структуру субмеридионального простирания. Переклинальное замыкание структуры осложнено разрывными нарушениями северо-восточного и северо-западного направлений. Породы серой, темно-серой окраски, мелко-среднезернистые, массивные, иногда сланцеватые, реже слоистые, псаммитовые, бластопсаммитовой структуры. Метапесчаники (биотит-пол евошпат-кварцевые и биотит-кварц-полевошпатовые). Структура в основном -лепидогранобластовая. Мощность от первых метров до 4-6 м. Чаще 3-4 м.

Верхняя толща

(PRlVC₂)

В пределах изучаемой территории песчаниково-сланцевые образования верхней толщи воронцовской серии развиты значительно шире, чем нижней. Они слагают фрагмент западного крыла крупной синклинальной структуры. Породы представлены ритмично переслаивающими филлитовидными сланцами, метаалевролитами, метапесчаниками и вулканомиктовыми песчаниками. Мощность ритмов 1,6 -1,5 м.

Воронежская свита

(PRjvr)

Образования воронежской свиты залегают с несогласием на породах лосевской серии и прорывающих их гранитоидах усманского комплекса. На изучаемой территории эти отложения имеют довольно значительное распространение в центральной и северной частях района. Отложения представлены вулканогенно-осадочными образованиями!

Она уверенно картируется по туфогенно-кластогенному и вулканогенному набору пород, слабому метаморфизму низкотемпературной ступени фации зелёных сланцев и пологому (10 - 40 ) залеганию пород. Структурированием повышенных гравитационных аномалий удалось детализировать её строение с локализацией нижней метабазитовой части разреза.

Образования воронежской свиты строго индивидуальны в петрохимическом и петрофизическом плане. Так, метабазиты и метапорфироиды характеризуются максимальными среди всех других метабазитов калиевой щёлочностью - 1,5-1,8 %, значением коэффициента окисления (0-0,35), содержанием Si0₂ 52,0-54,0 %, минимальными концентрациями FeO (4,5-5,0 %), MgO (6,2-6,8 %). В составе пород, наряду с амфиболитами, в различных количествах сохранены пироксены (диопсид, авгит, гиперстен), практически всегда присутствуют биотит, кварц, хлорит, аморфновидные продукты. Породы воронежской серии, в сравнении с пространственно сближенными с ними метабазитами лосевской серии, при пониженной а (2,87 г/см³) обладают высокими % (4200 * 10"⁵ СИ) и Jn (до 20000-10" ³Аш). Значительное преобладание остаточной намагниченности над индуктивной (Q-Jn/Ji ~ 6-9 до 20), вероятно, обязано специфической природе ферромагнитных фаз в данных объектах, которые представлены в них частично первично магматическими, а в основном метаморфометасоматическими минералами (преобладает магнетит), что определяет термохимическую природу намагниченности.

2. Общее геологическое описание воронцовского метаморфического комплекса

2.1 Площадное распространение

Воронцовский метаморфический комплекс (ВМК) занимает юго-восточную часть Воронежского кристаллического массива (ВКМ). В восточной части ВКМ, на перекрытой осадочным чехлом (мощностью от 80 до 800 м и более) поверхности кристаллического фундамента образования занимают зону (Хоперский блок) шириной 100-150 км, вытянутую с северо-запада на юго-восток на 500-600 км. Западной границей распространения является зона Лосевско-Мамонского глубинного разлома Восточная граница с Камышинским блоком Волго-Уральского сегмента ВЕП не имеет четкого выражения в связи погружением поверхности кристаллического фундамента на глубину более 800 м. По этой причине недостаточно определенно выделяются юго-восточная и северозападная границы распространения воронцовского метаморфического комплекса. Кроме того, отсутствуют четкие геофизические критерии отличия полей развития слабо метаморфизованных пород воронцовского метаморфического комплекса и более молодых метаморфизованных отложений воронежской свиты, широко развитых в северо-восточной части ВКМ. К западу от Лосевско-Мамонского глубинного разлома развиты интенсивно гранитизированные образования обоянского метаморфического комплекса архея и метаморфизованные преимущественно вулканогенные породы лосевской серии раннего протерозоя. Они достаточно четко отличаются как по вещественному составу, так и по физическим свойствам от преимущественно метатерригенных пород воронцовского метаморфического комплекса.

Нижняя толща (VCi)

Лежит в основании разреза ВМК. Выходы ее на поверхность кристаллического фундамента приурочены к ядрам крупных антиклинальных структур. Характерен интенсивный метаморфизм и мигматизация ее отложений. Наиболее распространены биотитовые и гранат-биотитовые гнейсы. Характерно также наличие прослоев графитовых гнейсов выделяющихся по физическим* свойствам, прежде всего, высокой электропроводностью. Это позволяет расчленять нижнюю толщу (в пределах Подколодновского гнейсово-мигматитового поля) на три пачки.

Нижняя пачка - безграфитовая, сложена преимущественно первично псаммитовыми отложениями. Они представлены грубослоистыми биотитовыми, реже гранат-биотитовыми, амфибол-биотитовыми гнейсами с мелкими телами мелкосреднезернистых ортоамфиболитов. Максимальная мощность пачки около 400 м.

Средняя - графитовая пачка сложена преимущественно первично пелитовымии отложениями; в разрезах скважин представлены биотитовыми, гранат-биотитовыми, гранат-кордиеритовыми, графитовыми гнейсами с согласными телами ортоамфиболитов мощностью до 10 - 15 м. Мощность отдельных литологических разновидностей различна - от 5 - 10 см до 30 - 40 м. В целом преобладают грубослоистые разрезы. Ритмичность переслаивания более соответствует паралическому типу, однако, из-за высокой степени метаморфизма интерпретация ритмичности затруднительна. Максимальная мощность пачки до 2000 м.

Верхняя - безграфитовая пачка сложена преимущественно мелкозернистыми биотитовыми и гранат-биотитовыми гнейсами - первично алевропсаммитовыми отложениями. В отличие от нижних пачек, здесь присутствуют прослои мусковит-биотитовых гнейсов; амфибол-биотитовые гнейсы и амфиболиты развиты незначительно. Нередко наблюдается мелкоритмичное переслаивание отложений. Максимальная мощность верхней пачки около 800 м.

Стратиграфическая последовательность охарактеризованных выше пачек определена на основании представлений о геологической структуре гнейсово-мигматитовых образований. В пределах наиболее разбуренного Подколодновского участка они образуют крупную чашеобразную синклинальную структуру. Представления об антиклинальной структуре с опрокинутыми крыльями частично срезанных эрозией гнейсово-мигматитового куполов обоснованы геологическими особенностями проявления «правильной» метаморфической зональности, подобной типу «термальных антиклиналей» (Ревердатто, 1974).

Средняя терригенная толща (VC₂)

С постепенным переходом, участками, возможно, с локальным перерывом, нижняя (вулканогенно-терригенная) толща перекрывается отложениями средней -терригенной толщи. Они слагают присводовые и сводовые части крупных антиклинальных структур. Отложения толщи метаморфизованы в целом слабее, чем вышеописанные отложения. Вещественньй состав ее и характер переслаивания пород заметно отличаются от остальных выделенных нами толщ. Главной особенностью вещественного состава является присутствие мусковита в парагенезисе с биотитом, а также нередкое преобладание кварца над плагиоклазом в минеральном составе метапсаммитов. Существенно мусковитовые сланцы (метапелиты) наблюдаются очень редко, они образуют маломощные (2-5 см) прослои. Преобладают мусковит-биотитовые сланцы, содержание биотита в которых заметно больше, чем мусковита. Ритмичность переслаивания отложений относится к паралическому (трансгрессивно-регрессивному) типу.

Терригенная толща достаточно уверенно расчленяется на две пачки: нижнюю - метапсаммитовую и верхнюю- преимущественно метапелитовую. Нижняя пача сложена мусковит-биотитовыми, реже биотитовыми метапсаммитами, кристаллическими слануами и гнейсами. Встречены единичные маломощные прослои (5-15см) графитовых гнейсов. Верхняя пачка представлена мусковит- биотитовыми, ставролитсодержащими, андалузитовыми, ставролит-анадалузитовыми сланцами с прослоями мусковит-биотитовых, реже биотитовых и ставролитсодержащих метапесчаников и кристаллических сланцев. Средняя вулканогенно-терригенная толща (VC₃).

Отложения этой толщи наиболее широко распространены. Она заметно отличается от вышеописанной терригенной толщи, прежде всего отсутствием мусковитовых или биотит-мусковитовых метапелитов. Отличительной чертой также является присутствие в составе толщи карбонатсодержащих метапсаммитов и флишевый тип ритмичности отложений верхней пачки. Следует отметить и присутствие метавулканитов, преимущественно среднего состава. Судя по редким находкам метавулканитов, можно полагать, что вулканизм в области накопления воронцоского комплекеса проявлялся локально и относительно кратковременно. Следовательно, вулканогенно-терригенные отложения средней толщи должны быть фациально-изменчивыми по площади. Действительно, это подтверждается тем, что в районах удаленных от участков развития вулканогенных пород характерным признаком толщи является только широкое развитие карбонатсодержащих метапсаммитов и биотитовый состав метапелитов, так как общие условия седиментации в раннепротерозойском бассейне, вероятно, были мало изменчивыми.

В составе толщи представляется возможным выделять две пачки.

Нижняя пачка преимущественно метапелитовая, сложена биотитовыми, гранат-биотитовыми сланцами, метаалевролитами и кристаллическими сланцами, реже полимиктовыми метапсаммитами, амфибол-биотитовыми кристаллическими сланцами, метапорфиритами. Местами встречены довольно мощные (до 40м) пласты углеродистых сланцев, реже метаморфизованные карбонатные отложения.

Верхняя пачка - флишевая, сложена ритмично чередующимися биотитовыми сланцами, метаалевролитами, олигомиктовыми и полимиктовыми, часто карбонатсодержащими, метапсаммитами. Характерна невыдержанность мощности отдельных ритмов и отдельных слоев ритма в пределах даже небольшого (5 - 10 м) по мощности разреза. Чаще наблюдаются трехчленные ритмы: метапсаммит-метаалевролит-метапелит. Нижняя граница отчетливая, резкая. В основании ритма залегают наиболее крупные по зернистости метапсаммиты (часто карбонатсодержащие полимиктовые) постепенно переходящие к метаалевролитам и метапелитам. Мощность прослоев метапсаммитов различная, от долей сантиметров до 1 - 2 м, чаще всего 5-7 см. В двучленных ритмах отсутствуют или слабо выражены первично пелитовые прослои.

Верхняя толща (VC4)

Венчает разрез воронцовского метаморфического комплекса. Отложения этой толщи выполняют синклинальные структуры. К числу наиболее достоверных может быть отнесена крупная Панинско-Калачеевская (35х 140 км) структура, выделенная по комплексу геолого-геофизических признаков. Другие, более мелкие, выделены по данным разрезов единичных скважин. В составе толщи преобладают филлиты и метаалевролиты с довольно мощными (до 25 м) прослоями углеродистых сланцев. Филлиты и метаалевролитьы образуют тонкослоистое, микрослоистое ритмичное переслаивание. Подчиненную роль в разрезах играют серые полимиктовые, реже олигомиктовые, метапсаммиты. Нередко они образуют линзовидные (выклинивающиеся) прослои. Максимальная мощность прослоев метапсаммитов 3 - 5 м, а филлитов, филлитовидных сланцев и метаалевролитов до 25 - 30 м. Встречены отдельные тела метапорфиров сланцеватой текстуры среднего и кислого составов мощностью от 1 до 8 м.

Нижняя вулканогенно-терригенная толща (VC 1)

Образовалась в условиях континентального рифтогенеза. Об этом свидетельствует наличие амфиболов, образовавшихся по базальтам. Широко развита углеродистость (прослои графитовых гнейсов). Исходный состав горных пород, предположительно, песчано-глинистый.

3. Геодинамический анализ образований Воронцовской серии

3.1 Континентальный рифтогенез

3.1.1 Генетическая систематика проявлений рифтогенеза

Под процессом континентального рифтогенеза понимается образование линейных зон растяжения, в пределах которых происходит утонение земной коры и литосферы в целом, подъем разогретого глубинного вещества, что находит отражение в разнообразных геофизических полях и специфическом, преимущественно базальтоидном магматизме.

От океанических рифтов их континентальные аналоги отличаются, прежде всего, малой скоростью растяжения (<0,5 см/год) и, несомненно, меньшими масштабами образованиями коры океанического типа.

Если принять во внимание условия зарождения рифтов, их тектоническую позицию или иначе, место в цикле Уилсона, то достаточно различать, прежде всего, класс структур, отвечающих началу этого цикла. Их в полной мере можно считать внутриплитными, непосредственно генетически не связанными с событиями на границах плит. Сюда попадают рифты, образовавшиеся в период раскола континентов -- всякого рода «несостоявшиеся океаны». Многие из них тяготеют к пассивным окраинам континентов. Среди них отчетливо выделяются фрагменты трехлучевых систем -- авлакогены.

Следующей стадии цикла Уилсона отвечают рифты, связанные с субдукцией. Многие из них также считаются внутриплитными, хотя по существу они располагаются в глубоких тылах субдукционных зон. По аналогии с упомянутыми выше их можно назвать несостоявшимися окраинными морями.

Заключительной стадии цикла Уилсона соответствуют коллизионные рифты, среди которых широко распространены связанные со сдвиговыми дислокациями и развивающимися по схеме пул-апарт.

Возможна принципиально иная систематика рифтогенеза, в основу которой положена специфика конечной стадии развития рифта, степень завершенности развития структуры. Она может дополнять и детализировать систематику, о которой говорилось выше.

В рамках этой систематики наряду с рифтами допустимо рассматривать так называемые предрифтовые образования. К ним относятся, как правило, амагматичные зоны тектоно-термальной переработки, которые, характеризуются повышенным выделением первичного (нерадиогенного) гелия, развитием регионального метасоматоза, специфической дисперсной структурой коры и мантии, а также незначительным проявлением щелочно-базальтоидного магматизма. Следующий класс составляют всякого рода недоразвитые рифты, остановившиеся в своем развитии на той или иной стадии. И, наконец, можно выделять рифты, прошедшие все стадии тектоно-магматической эволюции. Для них характерен полный симметричный пространственно-временной ряд формаций. Особый интерес представляет систематика, базирующаяся на основных тектоно-физических факторах рифтогенеза. Среди отечественных тектонистов преобладает мнение, что все рифты можно подразделить на активные (они же сводовые) и пассивные (щелевые). Большинство зарубежных специалистов не без основания полагают, что термическое воздействие мантии способствует рифтогенезу, но само по себе не в состоянии привести

Рис. 1. Модели активного (А) и пассивного (Б) рифтогенеза к его развитию. Необходимой и достаточной причиной возникновения рифта являются растягивающие тектонические напряжения. С этой точки зрения практически все континентальные рифты могут считаться пассивными и активными одновременно.

3.1.2 Магматизм континентальных рифтов

По магмонасыщенности континентальные рифты варьируют в широких пределах: от практически амагматичных до таких, в которых за несколько миллионов лет накапливаются толщи вулканитов мощностью более 10--15 км. Эти различия могут быть следствием достаточно простой схемы процесса, сводящейся к следующему.

Рифтогенный вулканизм проявляется, когда в результате тектонических движений происходит растяжение и в конечном итоге разрыв литосферы. При этом мантийное (астеносферное) вещество оказывается в условиях меньшего давления, что приводит к его плавлению. Различие между катастрофическим выбросом вулканических масс в одних рифтах и более спокойным процессом в других отражает лишь различие в начальных условиях -- в частности, в температуре плавящегося вещества. Это положение согласуется как с количественными описаниями условий плавления пород, так и с эмпирическими данными.

Среди рифтогенных магматитов явно преобладают эффузивы, что свидетельствует об относительной сухости исходного расплава. Интрузивные фации и, в частности, анорогенные граниты характерны для рифтов, которые, так или иначе, сопряжены с субдукционным процессом. Это могут быть и синколлизионные рифты, локализованные над отмершими зонами субдукции.

Для подавляющего большинства рифтов типичны контрастные риолит-базальтовые серии. Условия их образования до сих пор остаются дискуссионными. Одни исследователи определяющую роль отводят процессу дифференциации магмы, другие -- смешению продуктов плавления разных субстратов.

Контрастность (бимодальность) магматических серий в рифтах, связанных с субдукцией, выражена, как правило, менее отчетливо; среди магматитов в заметных количествах встречаются породы среднего состава.

Еще одной характерной особенностью рифтогенного магматизма является преобладание пород повышенной щелочности в рифтах с малой магматической продуктивностью. Можно думать поэтому, что повышенная щелочность пород отражает, прежде всего, относительно невысокую степень плавления субстрата.

В одних рифтах доминируют породы натриевой и калиево-натриевой специализации, в других -- калиевой. Это до сих пор не получило однозначного объяснения. Не представляются убедительными попытки связать тип щелочности с разной глубиной генерации магмы или с исходной химической неоднородностью мантии. Вопрос кажется тем более сложным, что до сих пор для петрологов остаются неясными условия появления высококалиевых пород.

Существенно калиевая специализация рифтов возникает в результате плавления обогащенного калием субстрата. Последний же образуется, при мантийном метасоматозе, обусловленном латеральным градиентом давления в зонах субдукции, предшествовавшей или сопутствовавшей рифтогенезу.

Из рассмотренных представлений о факторах рифтогенеза вытекает необходимость предположения о неодинаковых условиях магмогенеза в осевой части рифта и на удалении от нее. Подобно океаническим рифтам их континентальные аналоги должны обладать и действительно обладают симметричными латеральными трендами. Эти тренды, выявляемые в виде петрологической и геохимической зональности, установлены практически во всех рифтах, изученных с достаточной детальностью.

На оси рифта, где геоизотермы наиболее приподняты и где с наибольшей полнотой проявлен декомпрессионный эффект, преобладают магмы, генерированные на меньших глубинах и при большей степени плавления субстрата. Вследствие этого происходит систематическое обогащение пород осевой части рифта магнием и кальцием при пониженном содержании щелочей и титана. На периферии рифта соотношение обратное. Надо заметить, однако, что идеально симметричные геохимические тренды наблюдаются редко. Чаще симметричный узор накладывается на асимметричный тренд, обусловленный влиянием предшествовавших геодинамических процессов.

3.1.3 Рассеянный рифтогенез

Под рассеянным рифтогенезом понимают такое проявление процесса, когда тектоническое растяжение и сопутствующие вулканические излияния не сконцентрированы в пределах единой доминирующей линейной зоны, а рассредоточены на достаточно широкой площади. К этому типу геодинамических обстановок относятся все трапповые провинции, рифтогенная природа которых сейчас ни у кого не вызывает сомнений. Наряду с четко выраженными областями рассеянного рифтогенеза и линейными рифтами можно выделить ряд структур промежуточного типа.

С точки зрения модельных построений, рассмотренных выше, формирование мощных базальтоидных толщ в областях рассеянного рифтогенеза допустимо связывать с доминированием глубинного разогрева в условиях слабопроявленных растягивающих тектонических напряжений. Как правило, разогрев обусловлен восходящим мантийным потоком -- плюмом, над шляпкой которого создаются условия дисперсного трещинообразования. Известны случаи, когда плюмажный режим сменяется линейным рифтогенезом, и наоборот.

Для областей рассеянного рифтогенеза, так же как и для линейных структур, возможен джампинг, отражающий реакцию упругой литосферы на меняющееся поле напряжений.

Характерной особенностью эволюционных петролого-геохимических трендов в областях рассеянного рифтогенеза является определенная симметрия, возникающая в результате смены подъема и разрастания магматического очага его погружением и затуханием. При этом пикриты и щелочные базальты сменяются толеитовыми базальтами, а затем вновь щелочными разновидностями базальтоидной магмы. Наряду с таким течением процесса нередко наблюдается его резкое прекращение, при котором регрессивная ветвь оказывается полностью или частично редуцированной. Такой тектоно-магматический коллапс скорей всего обусловлен резким снижением проницаемости среды -- закрытием трещин, что может быть следствием возобновления режима тектонического сжатия. Не исключено, однако, что последнее в значительной мере определяется изменением термического режима -- остыванием шляпки плюма. Таким образом, непрерывный процесс эволюции термического режима приводит к резким изменениям тектоно-магматической активности.

При сравнительном анализе траппов разных провинций выявляются существенные различия между ними. Как было показано, приблизительно 80 % суммарной дисперсии химического состава пород определяется совокупным воздействием четырех факторов. На первом месте стоит глобальное эволюционное истощение мантии относительно легкоплавкими компонентами -- элементами группы железа, что, вообще говоря, типично и для других типов магматических пород и геодинамических обстановок. Далее следует влияние глубинного разогрева -- интенсивности мантийного апвеллинга, что, как уже отмечалось, непосредственно влияет на массовость вулканических излияний, на полноту плавления субстрата, и, разумеется, на химический состав пород. Наиболее обширные базальтовые провинции формировались в период расколов суперконтинентов -- Пангей, т. е. тогда, когда глобальный разогрев мантии достигал максимальных значений. Фрагменты наиболее высокотемпературных (с минимальными значениями железистоти) базальтовых плато мезозойского возраста можно наблюдать, в частности, в пределах пассивных окраин континентов. Таковы широко известные долериты Карру, базальты Тасмании и Антарктиды. К ним же относятся наиболее ранние из деканских траппов. Более поздние базальтовые выплавки этого субконтинента по мере его удаления от головы

Гондванского плюма, постепенно становились все более щелочными и железистыми. В целом можно отметить как глобальную тенденцию закономерное увеличение железистости и щелочности пород в зависимости от степени их удаленности (в пространстве и во времени) от мест и эпох глобальных расколов Пангей.

На третьем месте по вкладу в общую дисперсию эволюционный фактор регионального уровня -- повышение основности пород с увеличением их, так называемого эпиплатформенного возраста. Эту закономерность, подмеченную впервые В. Л. Масайтисом (1970), зафиксировал также В, А. Кутолин (1970), установивший различие в составе траппов древних и молодых платформ. В. Л. Масайтис объяснял ее эволюцией подкорового вещества. Позднее на основе результатов анализа сопряженных вариаций геофизических и петрохимических данных эту тенденцию оказалось возможным увязать с процессом термической деградации недр, развивающимся с момента завершения формирования складчатого фундамента платформ.

Наконец, четвертое по значимости -- влияние химической и плотностной неоднородности литосферной части верхней мантии, обусловленное главным образом вариациями соотношения в ней железа и магния. .Такого рода неоднородности охватывают обширные регионы, достигая нескольких тысяч километров в поперечнике. Можно считать, что они отражают специфику геодинамического режима в период формирования складчатого фундамента платформ.

3.2 Пассивные континентальные окраины

3.2.1 Генетическая систематика пассивных окраин

В этот класс геодинамических обстановок попадают весьма различные по своему происхождению структуры. Одни из них являются типичными внутриплитными образованиями, в то время как другие, по крайней мере, в период их начального существования, отвечают консервативным (трансформным) границам между литосферными плитами. Всех их объединяет отсутствие активного субдукционного процесса. Другие процессы, в том числе протекающие весьма активно (прогибание, осадконакопление и др.), заставляют считать, что закрепившийся в литературе термин «пассивная окраина» не совсем точно отражает существо дела.

В генетическом плане можно выделить три типа пассивных континентальных окраин: эпирифтогенный (эпиконструктивный), эпитрансформный (эпиконсервативный) и эписубдукционный (эпидеструктивный). Наиболее распространенный тип -- эпирифтогенный. Его образование связано с раскрытием океана и начинается со стадии континентального рифтогенеза, при котором происходит утонение континентальной коры, сопровождающееся формированием грабенов и излиянием щелочных базальтов. Далее континентальный рифтогенез завершается разрывом сплошности континентальной коры, после чего начинает формироваться океаническая кора при массовых излияниях толеитовых базальтов уже в зоне океанического рифта.

Эпитрансформный тип пассивной континентальной окраины образуется в результате сдвиговых перемещений литосферных плит по трансформным разломам. При этом может произойти совмещение блоков литосферы с корой континентального и океанического типов.

Эписубдукционный тип пассивной континентальной окраины формируется в результате подхода к действующей зоне субдукции литосферного блока с повышенной плавучестью, исключающей возможность его субдуцирования. Процесс субдукции при этом блокируется и на какое-то время (в геологическом смысле), оно может оказаться непродолжительным, активная окраина континента переходит в режим пассивной. Далее геодинамические события могут развиваться по различному сценарию. Если сопряженная с рассматриваемой зоной субдукции спрединговая ось находится далеко (многие сотни и тысячи километров) и, следовательно, вблизи зоны субдукции продолжает оставаться достаточно мощная и холодная литосфера с отрицательной плавучестью, то процесс блокировки субдукции, как указывалось ранее, приведет к заложению новой зоны субдукции, расположенной мористее предыдущей. Существование пассивной окраины, таким образом, окажется недолговечным. Если же сопряженная спрединговая ось расположена вблизи зон субдукции и (или) блокировка субдукционного процесса произошла в результате их коллизии, то естественным следствием этого оказывается джампинг спрединговой оси в сторону открытого океана. В этом случае активная континентальная окраина на более длительное время перейдет в режим пассивной окраины.

В каком-то смысле экзотические типы пассивных окраин -- эпитрансформный и эписубдукционный -- представляют интерес не только в теоретическом плане. При определенных условиях они могут длительное время существовать в режиме пассивной окраины, и это обстоятельство следует принимать во внимание при палеогеодинамических реконструкциях. Выяснение генезиса пассивной окраины континента представляет и чисто практический интерес, поскольку разные генетические типы характеризуются неодинаковыми режимами термической эволюции. Последнее же в свою очередь, определяет перспективы нефтегазоносности пассивных окраин континентов.

3.2.2 Пассивные окраины рифтогенного происхождения

Рассмотрим здесь более подробно особенности строения и условий развития эпирифтогенного типа пассивной окраины, поскольку, как уже отмечалось, именно этот тип резко преобладает в современную эпоху, отличается, как правило, длительной историей формирования и, судя по результатам палеогеодинамических реконструкций, был широко распространен в геологическом прошлом.

В соответствии с историей развития в разрезе пассивной окраины с достаточной отчетливостью выделяются два структурно-вещественных комплекса: нижний -- доокеанический, рифтогенный и верхний -- синокеанический. Последний в свою очередь может быть подразделен на три подкомплекса (снизу вверх): рифтогенный, трансгрессивный и глубоководный. Первый из них сложен континентальными терригенными отложениями, вулканитами преимущественно щелочного ряда, эвапоритами, мелководными карбонатами. В трансгрессивном подкомплексе принимают участие морские осадки от мелководных в нижней части до глубоководных в верхней. В латеральном фациальном ряду глубоководного подкомплекса наиболее распространены глубоководные толщи, подобные накапливающимся в настоящее время на пассивных окраинах Северной Америки, Африки и других континентов. На пассивных окраинах можно выделить несколько структурных единиц, характеризующихся определенной морфологией и вещественным наполнением: шельф, континентальный склон и континентальное подножие. По условиям образования они различаются, прежде всего, глубиной моря и отделены друг от друга перегибами профиля дна -- бровкой шельфа, подножием уступа континентального склона, переходом от полого наклоненной поверхности аккумулятивного подножия к субгоризонтальной абиссальной равнине.

Протяженность современных пассивных окраин континентов составляет тысячи километров при ширине от нескольких сот до тысячи и более километров. В поперечном сечении осадочные отложения пассивной окраины имеют вид линзы с максимальной мощностью (до 15--20 км на Атлантической окраине Северной Америки) в области подножия и низов континентального склона, утоняющейся в сторону континента и абиссальной равнины.

Мощность земной коры меняется от 7--10 км во внешней части континентального подножия до 20--30 км и более во внутренней (материковой) зоне окраины. В пределах пассивной окраины происходит постепенное изменение типа земной коры от континентального (внутренняя часть шельфа) к субконтинентальному (внешний шельф и континентальный склон) и субокеаническому (континентальное подножие).

Характер границы перехода между континентальной и океанической корой остается невыясненным.

В зависимости от характера осадков выделяется несколько типов пассивных континентальных окраин: с преобладающим терригенным или карбонатным выполнением, с крупной речной дельтой, а также с наличием эвапоритов в основании толщи шельфовых осадков.

Рассмотрим вкратце главные структурные элементы пассивной континентальной окраины.

Шельф -- равнинная окраина континента, залитая водами океана, где глубина обычно не превосходит 200 м. Мелководье и непосредственная близость континента -- определяющие факторы седиментогенеза в данной обстановке. В пределах шельфа выделяются три зоны: прибрежная активного волнового взмучивания, относительно затишная среднего шельфа и гидродинамически активная внешнего края шельфа. В первой зоне осадочный материал обладает большой подвижностью, хорошо сортирован, преобладают крупнопесчаные фракции. Здесь происходит отмучивание осадка и удаление мелкой (пелитовой и мелкой алевритовой) части с выносом ее в сторону океана. Во второй зоне возрастает содержание тонких фракций, сортировка ухудшается, увеличивается концентрация органического вещества, скорость осадконакопления возрастает. В третьей зоне наблюдается погрубение гранулометрического состава осадка, резкое повышение содержание бентогенного известкового детрита, понижение (вплоть до нулевой) скорости осадконакопления. Такое трехчленное фациальное строение шельфа существует только в идеальных случаях. Во-первых, картина меняется при увеличении поступления аллохтонного материала (в зоне конусов выноса крупных рек). Во-вторых, оказывает влияние климатическая зональность: разные фациальные обстановки складываются в условиях ледовых, аридных, умеренных и экваториальных гумидных зон. Например, в ледовой зоне за счет ослабленной гидродинамики прибрежных вод резко возрастает роль тонких терригенных фракций, и в то же время здесь встречается грубообломочный неокатанный материал ледового разноса. В зоне действия конусов выноса рек также повышается роль тонких фракций.

Среди карбонатных осадков на шельфе, в зависимости от широты, на которой он находится, выделяются тепловодные кораллово-водорослевые (рифогенные) и относительно холодноводные ракушечные, мшанковые и детритовые отложения. Наиболее яркий пример кораллово-водорослевого комплекса -- Большой Барьерный риф, который расположен в краевой зоне шельфа. Но даже в этой обстановке основные поставщики карбоната -- не кораллы и водоросли, а моллюски, мшанки и фораминиферы. В аридных зонах наряду с биогенными карбонатами присутствуют хемогенные -- арагонит и доломит.

Таким образом, типоморфными обстановками шельфа являются следующие: сероцветная морская молассовая, рифовая барьерная, грубообломочная шнуровидная (формация бровки шельфа), угленосная паралическая и некоторые другие. Соответственно в фациальном отношении эти формации должны характеризоваться мелководными обстановками образования. При наличии на шельфе зоны влияния крупных рек резко увеличивается роль терригенных формаций, мощность которых достигает многих сот метров.

Континентальный склон представляет собой достаточно крутую наклонную поверхность между бровкой шельфа и ложем океана. Поперечный профиль склона осложнен уступами, грядами и депрессиями. В его поверхность врезаны крутосклонные U-образные каньоны, начинающиеся от бровки шельфа и кончающиеся на континентальном подножии. Относительная высота склонов над континентальным подножием 1000--4000 м. Подобный рельеф способствует гравитационным процессам переноса осадочного материала.

Наиболее характерные осадки склонов представлены подводными колювиальными отложениями -- гравититами. Накопление гравититов (в том числе турбидитов) происходит в нижних частях склонов, где разгружаются гравитационные потоки высокой плотности, спускающиеся по каньонам. Однако турбидиты могут встречаться и в более верхних, частях склона -- в зонах-ловушках (локальных депрессиях, на пологих частях ступеней склона и т. п.).

Поскольку гидродинамика придонных вод на склоне по сравнению с шельфом значительно ослаблена (скорость течения на порядок меньше), здесь появляется возможность для отложения материала алевропелитовых фракций (<0,05 мм) -- того самого материала, который при отмучивании сбрасывается с шельфа. Сюда же поступают в большом количестве и тонкие биогенные частицы -- аллохтонный биогенный детрит с шельфа и автохтонный планктон, присутствующий в водах над склоном. В результате на склоне накапливаются гемипелагиты. Как правило, они плохо сортированы и представляют собой смесь от песчаных до пелитовых фракций с преобладанием алевропелитовых. Доля крупных фракций обычно увеличивается к верхней части склона. Цвет осадков серый. Характерно высокое содержание органического вещества (до 1--3 % С_орг). Скорость накопления осадков в целом высокая (>30 мм/1000 лет и до 150 мм/1000 лет в зонах-ловушках). В районах устьев крупных рек она повышается. В результате формируются очень крупные подводные конусы выноса (до 2--3 тыс. км в длину, несколько сот километров в ширину и до 3--5 км мощностью). Создаются огромные призмы осадочных пород. Например, объем Бенгальского конуса, сформированного на продолжении рек Ганг и Брахмапутра, оценивается в 6 млн км . На крутых поверхностях профиля склона развиты алевропесчаные и песчано-гравийные осадки. Здесь же часто вскрываются более древние осадки и коренные породы.

Среди карбонатных осадков склона преобладают планктонные частицы, а в верхних частях склона -- бентоногенно-детритовые за счет разрушения комплексов бровки шельфа. Поскольку склон простирается на большие глубины, в карбонатонакопление в данной обстановке включается механизм КГК: с глубиной количество карбонатного материала уменьшается.

Типоморфными формациями, указывающими на наличие древнего континентального склона, являются флишевая и флишоидная песчаная и глинистая, олистостромовая (подводно-оползневая), иногда кремнистая. Мощность каждой из формаций достигает многих сот метров, кремнистой -- десятков метров.

Континентальное подножие представляет собой пологонаклонную в сторону океана поверхность аккумулятивного тела (осадочной призмы), прислоненного к основанию континентального склона (Мурдмаа, 1987). В сторону океана осадочная призма утоняется, наклон ее уменьшается, и она постепенно переходит в абиссальное плато. Мощность осадочных пород в зоне соприкосновения склона и подножия составляет 8--12 км.

Континентальное подножие является главной зоной разгрузки гравитационного переноса осадочного материала, следующего вниз по континентальному склону. Здесь накапливаются отложения зерновых, грязекаменных, пастообразных потоков и турбидитов. Последние в этой обстановке наиболее распространены, хотя ряд турбидных потоков может проходить по подножию транзитом, разгружаясь в краевой части океанического абиссального плато. Наряду с турбидитами достаточно широко представлены контуриты, образующие вдольсклоновые валы. Скорость осадконакоплсния в данной обстановке очень велика, составляет сотни миллиметров за 1000 лет. Здесь сосредоточены наибольшие объемы терригенного материала, уступающие лишь дельтам крупных рек. В терригенных осадках успевает захорониться значительное количество органического вещества (раковин фораминифер, нанопланктона, растительного детрита).

Один из существенных механизмов перемещения материала со склона на континентальное подножие -- крупномасштабное ротационное соскальзывание. В оползневых телах обычно проявлен набор синседиментационных деформаций -- от нормальных разломов растяжения до опрокинутых лежачих складок.

Итак, характерными формациями континентального подножия являются флишевые, флишоидные (дикий флиш, песчаная, глинистая и карбонатная) и олистостромовые (подводно-оползневые) формации, обычно образующие друг с другом тесную ассоциацию. Реже здесь встречается слоисто-известняковая (планктоногенная) формация. Как видно из этого перечисления, формации континентального склона и подножия во многом идентичны, но для последнего характерны значительно большие мощности геологических тел -- до нескольких тысяч метров.

В целом для пассивной окраины характерны латеральные ряды осадочных формаций от мелководных к глубоководным (от шельфа к абиссальной равнине) при практически полном отсутствии магматических образований.

На основе теоретических данных, сделаны выводы по геодинамическому анализу Воронцовских образований.

Нижняя вулканогенно-терригенная толща (VC 1)

Образовалась в условиях континентального рифтогенеза. Об этом свидетельствует наличие амфиболов, образовавшихся по базальтам. Широко развита углеродистость (прослои графитовых гнейсов). Исходный состав горных пород, предположительно, песчано-глинистый (псаммитовые отложения).

Средняя терригенная (VC 2) и средняя вулканогенно-терригенная (VC3) толщи

Образовалась в условиях пассивной континентальной окраины. Об этом говорят наличие карбонатов в разрезе. Практически полное отсутствие магматических образований. Слабая углеродистость. Ритмичность переслаивания отложений относится к параллическому (трансгрессивно-регрессивному) типу. Исходный состав горных пород, предположительно, песчано-глинистый (псаммитовые и пелитовые отложения).

Верхняя толща (VC 4)

Образовалась в обстановке моласс. Наличие метаэффузивов кислого и среднего состава. Отдельные тела метапорфиров.

Воронцовский флишоидный комплекс, сформирован на пассивной окраине Волго-Уралии, однако, по своей природе он оказался более сложным, чем предполагалось. Структура пассивной окраины на окраине Волго-Уральского континента сформирована, по крайне мере в три этапа:

1) этап собственно пассивной окраины (воронцовская серия);

2) этап перикратонного рифтогенеза рассеянного типа с дифференцированными ультрамафит - мафитовыми интрузиями мамонского и еланского комплексов;

3) последующий коллизионный этап проявил себя массовым гранитоидным магматизмом (бобровский комплекс).

Список используемой литературы

1. В. М. Ненахов, Ю. Н. Стрик, А. И. Трегуб, В. М. Холин, М. И. Шабалин «Минерагенические исследования территорий с двухъярусным строением», Москва, 2007.

2. И. И. Абрамович, В. Н. Зелепугин, С. В. Аплонов, Е. А. Борковая и др. «Основы геодинамического анализа при геологичнском картировании», Москва, 1997.

Размещено на Allbest.ru