Металлогения океанического ложа

Металлогения океанического ложа

Земная кора в пределах, океанического ложа делится на три слоя:

1. осадочный: мощность 0,5 км в среднем;

2. магматический, состоящий из базальтов и долеритов (комплекс парал.даек) с редкими прослоями осадков (средняя мощность около 2 км при возрастании под срединными хребтами до 5- 5,5 км.

3.магматический,габбровый, залегающий на перидотитах верхней мантии.

Земную кору океанов можно подразделить на кору подводных окраин континентов, переходных зон п.южг/ океанов.

Первые две характеризуются, как правило, континентальным и переход­ными типами коры. Согласно стандартной модели, в ее консолидированной части выделяются: 1) осадочный слой (от 0 до 20 км мощностью) со скоростями продольных волн 2-3 км с. 2) верхний слой консолидированной коры (гранитно-метаморф1гч:еск1ш) при мощности от 15—20 на платформах до 25-30 км - в горных сооружениях (скорость продольных волн 6-6,5 км /с) и 3) нижний слой консолидированной коры \ гранулит-базитовый). при мощ­ности 30-35 км и скорости продольных волн 6,4-7,7 км/с [93].

Главными структурами океанов:

1. Океанические плиты - это крупные изометричные плоские структур-: залегающие на глубинах 4-6 км и имеющие мощность земн (океанической) коры 6-8 км. В строении коры участвуют три слоя: осадочный - средней мощностью 0.4 км; вулканический - 1,7 км; базальтовый - 4,4 км. Поверхность океанических плит местами имеет холмистый рельеф за счет небольших вулканов (в Тихом океане около 10 тысяч).

2. Океанические рифтовые структуры соответствуют срединно-океаническим хребтам (СОХ), образующим единую мировую систему хребтов. СОХ - грандиозные подводные горные сооружения, состоящие из системы субпараллельных горстов и грабенов. В осевых их частях более глубокие грабены - рифтовые долины. СОХ сложены в основном базальтами с подчиненным количеством габбро, гипербазитов, серпентинитов. Особенностями СОХ: проявление современного вулканизма, повышенная сейсмичность, повышенный тепловой поток, разуплотненная верхняя мантия.

3. Вулканические пояса и поднятия возвышаются на 2-3 км над уровнем океана. Мощность земной коры до 15-20 км. Наиболее крупными вулканическими поясами являются Императорско-Гавайский (2700 км), а также поднятия Дарвина, Шатского и др.

4. Микроконтиненты - глыбы континентальной коры, вероятно, отколовшейся от смежных континентов. Земная кора в них имеет «гранитный» слой; мощность ее составляет 15-30 км. К микроконтинентам относятся: Исландия, Фолклендское плато, Мадагаскар, Цейлон, Новая Зеландия и другие.

5. Трансформные разломы ориентированы перпендикулярно простиранию СОХ. Последние смещаются по этим разломам. Трансформные разломы имеют удивительно прямолинейную форму, протяженность до 3000 м. Глубина грабенов вдоль них составляет 500-1500 м.

Полезные ископаемые океанов: промышленная добыча минерального сырья из морских месторождений осуществляется с 1620 года, когда в Шотландии из шахт, заложенных на островах и пройденных под дном моря, началась добыча угля. В Корнуолле (Англия) в XI веке также подводными шахтами разрабатывались месторождения олова. В настоящее время подобным образом отрабатывается более 100 месторождений угля, железа, меди, никеля. Кроме того, активно разрабатываются месторождения, образованные в морской среде. Это россыпные месторождения ильменита, рутила, циркона, монацита, касситерита, золота, алмазов, не говоря уж о строительных материалах - песке, гравии и прочем.

 

Металлогенические эпохи

По мнению академика В. И. Смирнова, металлогенические эпохи намечаются на основании повторяемости основных элементов тектонических событий, магматизма и рудообразования. Однако они не обладают строго фиксированными границами как во времени, так и в пространстве

Таким образом, под металлогеническими эпохами понимаются крупные отрезки геологического времени, на которые приходятся максимумы образования рудных месторождений, соответствующие главным периодам геологического развития крупных тектонических элементов земной коры.

Смирнов выделил 11 металлогенических мегациклов, с каждым из которых, кроме гренландского, закономерно сочетаются эндогенные месторождения:

гренландский - 5000 - 3800 млн лет,

кольский - 3800 - 2800 млн лет,

беломорский - 2800 - 2300 млн лет,

карельский - 2300 - 1800 млн лет,

готский - 1800 - 1500 млн лет,

гренвильский - J500 - 1000 млн лет,

байкальский -1000 - 600 млн лет,

каледонский - 600 - 400 млн лет,

герцинский - 400 - 250 млн лет,

киммерийский - 250 - 100 млн лет,

альпийский - 100 млн лет - новое время.

Металлогения СОХ.

как основные тектонические структуры земной коры рассматривались как подвижные внутриокеанические пояса. Суммарная протяженность Атлантического, Восточно-Тихоокеанского и Индийского поясов СОХ составляет около 60 тыс. км. По мнению многих исследователей СОХ возникают в обстановке растяжения между расходящимися плитами над границами конвекционных ячеек в мантии, где происходит подъем нагретого мантийного вещества. На участках СОХ происходит зонная плавка вещества мантии, превращающегося в подводные излияния базальтов и ультрабазитовые и базитовые интрузии. О металлогении СОХ пока можно делать только предположения. При наличии на склонах этих хребтов ультрабазитовых и базитовых интрузий не исключена связь с ними хромитовых, титаномагнетитовых, платиноворудных формаций, а также мелких месторождений медно-никелевой формации, асбеста и других видов полезных ископаемых. Еще одной важной для металлогении особенностью СОХ является формирование на их склонах осадков, преобразующихся в кремнистые и углеродисто-кремнистые сланцы аспидной формации, сильно обогащенные (в сотни и тысячи раз выше кларка) молибденом, ванадием, ураном, рением.

13. Рифтовые зоны на континентах (межматериковые, межконтинентальные рифты), подобно СОХ, возникают при раздвижении плит. Однако если в области СОХ мощность литосферных плит составляет 50-70 км и они обладают корой океанического типа (5-7 км), перекрытых маломощным чехлом пелагических глубоководных осадков, то под континентами с сиалической корой астеносфера залегает на глубинах 200-300 км. Рифтовые зоны в современных условиях изучены в Африке, на Байкале, в Донбассе, где они характеризуются щелочно-основным вулканизмом, с которым связаны редкоземельные, в том числе и карбонатитовые месторождения. Анализируя эволюцию раскрытия Атлантического океана, один зарубежный исследователь с соавторами пришел к выводу, что в начальную стадию образования океанов на окраинах расходящихся континентов создаются благоприятные условия для возникновения эвапоритовых толщ (соли). Выходы горячей рапы и отложения тяжелых металлов, установленные на дне Красного моря, позволяют предполагать на участках, прилегающих к рифтам, образование хемогенных осадочных месторождений минеральных солей, барита, стратиформные месторождения марганца (Эрба), железа, меди, свинца и цинка (Абу-Аиз, Джебель в Египте), а также эпигенетических стратиформных месторождений с инфильтрационным источником вещества, типа медистых песчаников, магнезитов, урано-ванадиевых и ураново-медных руд. В большинстве сульфидных проявлений в пределах красноморской рифтовой структуры присутствует органическое вещество (нефти) до 4,3 %.

2. Металлогения пассивных окраин континентов (ПОК). ПОК- стабильные геоструктуры литосферы. Под ними понимаются окраины атлантического типа, то есть переходные от континента к океану зоны (в их состав входят - край континента, шельф, материковый склон и его подножие), параллельные очертаниям материковой окраины, в пределах которых происходит накопление мощных невулканических осадочных толщ. К этому типу относятся северные окраины Евразии и Северной Америки, южные окраины Австралии и Индостана, западные - Северной к Южной Америки, Африки. Эти зоны сравнительно быстрого погружения заполняются терригенными осадками, образующимися за счет размыва прилегающих участков континента (миогеосинклиналь), хотя такие окраины принято считать сравнительно стабильными. В свое время Хедберг показал в них широкое проявление сбросово-глыбовой и соляно-куполъной тектоники при отсутствии магматизма. Эти процессы вызывают преобразование состава и регенерацию захороненного в осадках органического вещества, приводящих к возникновению нефтегазоносных месторождений (США, Австралия). Эвапориты образуются на ранних стадиях раскрытия океана в аридных условиях в так называемых отшнуровываемых от океана лагунах (Ангола, Бразилия). С накоплением толщ терригенно-кремнисто-карбонатной формации вблизи зоны апвелинга глубинных вод океана связывают образование сравнительно мощных залежей мезо-кайнозойских фосфоритов побережья Марокко, а также более древних (кембрийских) фосфоритов Казахстана и Монголии. С терригенно-карбонатной формацией связывают также формирование медистых сланцев (главный Медный пояс Центральной Африки), свинцово-цинковых месторождений (Миргалимсай), залежей барита и флюорита. Одним из наиболее характерных типов месторождений пассивных континентальных окраин являются прибрежно-морскне россыпи алмазов (Южная Африка), ильменита - рутила (Индия. Австралия), циркона и монацита (Индия). В зоне подножия континентального (материкового) склона образуются металлоносные черные сланцы, обогащенные органическим материалом, V, Mo, U, R и другими редкими рассеянными элементами.

9,6) Остр овные дуги и окра ин ные мор я

Островные дуги возникают при заложении новой зоны поглощения литосферной плиты и поддвиге одной плиты с океанической корой под другую. При этом пелагические осадки и океаническая кора частично соскребаются, метам орфизуются и причленяются к данной плите. Выплавляющиеся в зоне поддвига извеетково-щелочные магмы обеспечивают вулканическую деятельность, которая сопровождается интрузивным магматизмом и осадконакоплением.

Работами японских геологов (Matsucuma, Harikoshi, 1971.) и В. И. Смирновым (1964, 1968) показано, что стратиформные и жильные вулканогенно-осадочные и гидротермальные колчеданные медные и полиметаллические месторождения типа "куроко", а также метасоматические вулканогенные серные месторождения являются одними из важнейших промышленных типов эндогенных руд островодужно-окраин-номорских систем. С гидротермалитами связаны жильные мезо- и эпитермальные золоторудные, золото-серебряные месторождения. ассоциирующие с андезитовыми лавами. В зонах развития меланжа гюрмируются хромитовые, медно-никелевые, титаномагнетитовые месторождения

По строению и составу земной коры островные дуги подразделяются ча энсиматические и энсиалическиг, различающиеся также и по металлогении.

Под э н с и м а т и ч е с к и м и островными дугами понимают заложенные на океанической коре цепочки вулканических островов протяженностью до 2 тыс. км, с океанической стороны которых обычно располагается глубоководный желоб, а с противоположной - окраинное море. Примерами подобных островных дат являются: Рюкю, Марианская. Карибская, Соломоновых островов. Типовая схема строения островной дуги приводится в ряде работ (Кариг, 1975 и др.).

В результате изучения вещественного состава вулканитов в поперечном сечении тут выявлена закономерная смена относительно кислых толеитовых пород на выпуклой стороне дут через высокоглиноземистые базальты и породы известково-щелочной серии щелочно-оливиновыми базальтами - на вогнутой стороне. Одновременно, от внешнего края дуги к внутреннему, в целом растет калиевость пород. Аналогично увеличивается содержание калия и кремнезема в интрузивных породах диорит-гранодиоритовой формации, формирующих в пределах островных дут внутренние плутонические и метаморфические пояса.

Для субдукционных обстановок характерно образование месторождений, разнообразие типов которых связано с составом фундамента, особенностями продуктов вулканизма и осадконакопления на разных стадиях развития дуг. В современных энсимэтических дугах Тихого океана установлены скопления вулканогенных медно-цинковых колчеданных руд, месторождения мелно-порфировой (часто с золотом) формации (в связи известково-щелочными вулкано-плутоническими комплексами), а также золото-теллл рндной и золото-кварцевой (халцедоновой) формаций в андезнтовых и диоритовых породах. Из экзогенных месторождений промышленное значение имеют латеритные бокситовые залежи о. Реннелл, а также мелкие и средние по запасам россыпи золота ближнего сноса.

Э н с и а л и ч е с к и е островные дуги образуются при субдукции (под крутым утлом) древней океанической коры под пассивную или активную окраину континента на более поздней стадии развития океана (стадия оттор­жения микроконтинентов). В этот момент происходит подъем значительных мантийных масс в тыловой зоне отторгаемого микроконтинента и, таким образом, формирование молодой океанической коры. В последующие периоды по крутопадающим разломам происходит внедрение известково-щелочной и щелочной гранитоидной магм. Современными примерами энсиалических дуг являются Японская и Новозеландская,

Островные дуги описываемого типа существенно отличаются от энсиматических, в связи со значительными различиями в составе и мощности земной коры, составляющей фундамент микроконтинентов. Это отражается также и в металлогенических особенностях этих структур. Для них характерны полиметаллические колчеданные месторождения (тип Куроко - месторождения Мотояма, Усинотаи - в Японии. Ред-Дог - на Аляске) и пространственно сопряженными с ними проявлениями золото - серебряной (с теллуридами) низкотемпературной (гидротермальной) формации, а также месторождения самородной и колчеданной серы (Мацуо - более 10 млн т; Азума и другие месторождения северо-восточной Японии), ртутные (Новая Зеландия, Филиппины, Япония) и контактово-метасоматаческие (скарновые) месторождения Fe и Си, связанные, как правило, с гранитоидами. Мегаллогеническая зональность островодужных систем отражает их принадлежность к энсиматическому или энсиалическому типам и полноту проявлений вулканических комплексов. Обычно в строении островодужной системы выделяют три главных элемента: фронтальную дугу, зону межОугового спредиига ы тыловую (или остаточную) дугу.

Фронтальные дуги характеризуются полным набором типов оруденения всех стадий развития, тыловая же, наоборот, - только проявлениями ранней минерализации. Металлогеническая зональность в обоих случаях определяется латералъно-вертикальной зональностью по отношению к оси междугового епрединга ранних базальтоидных (б энсиматических дугах), андезитоидных и кислых (в энсиалических) комплексов пород, с которыми ассоциируют колчеданные Cu-Zn, Pb-Cu-Zn и Cr-Pb-Zn месторождения уральского, «куроко» и рудноалтайского типов. Дополняют эту зональность стратиформные железо-марганцевые и свинцово-цинковые месторождения среди пород карбонатно-кремнисто-терригенной формации, перекрывающих колчеданоносные формации, а также месторождения платиноидов и титаномагнетитовых руд габбро-длттит-клинопироксенитового комплекса. Поздние островодужные андезитовые ассоциации сопровождаются месторождениями медно-порфировой, золото-порфировой, скарновой формаций, а в межгорных прогибах над энсиматическими дугами в связи с формированием нижней карбонатно-терригенной молассы образуются золото-мышьяковые суль­фидные руды "карлинского" {воронцовского) типа (Филатов, Ширай, 1988). Элементы эндогенной металлогенической зональности закономерно повторяются как в молодых (современных), так и палеоостроводужных системах.

5) Активные окраины континентов являются одним из важнейших типов подвижных зон, возникающих в процессе сближения мобильных литосферных плит. Главный механизм, приводящий к тектономагматической деятельности или активизации сооружения на краю континента тот же, что и для островных дуг. В зоне поддвига выплавляются палингеннные гранитные магмы, образующие автохтонные пластоообразные батолиты. Поднимаясьпо глубинным разломам в верхнюю часть континентальной коры, эта магма приводит к образованию окраинных вулкано-плутонических поясов, слагающих край активной континентальной окраины и прилегающее нагорье. За нагорьем располагается межгорный прогиб, выполненный молассоидами. В качестве андийского типа рассматриваются окраины литосферных плит с относительно мощной континентальной корой, ограниченные глубоководным желобом, в область которого достаточно быстро поддвигается относительно молодая океаническая плита. Сравнительно высокая скорость субдукции земной коры является отличителъной особенностью активных окраин андийского подтипа, примером которых служит собственно западная окраина Южной Америки от Перуанско-Чилийского жёлоба до высокогорной зоны Анд). Предполагается, что окраинами андийского типа являются участки современной юго-западной оконечности Евразийской плиты (Апеннинский полуостров - Адриатика - о. Крит – о-ва Эгейского моря).

Активные континентальные окраины являются областями весьма интенсивной магматической деятельности. К ним приурочены многочисленные эндогенные месторождения разнообразных генетических и промышленных типов. С гранодиоритовыми плутонами палеогенового возраста связывают медно-порфировыеи молибден-медно-порфировые месторождения Чили (Чукикамата и др.), Перу, а также стратиформные залежи медно-сульфидных руд типа "манто" среди комагматических вулканических и вулканогенно-осадочных отложений.

26) ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ МЕТАЛЛОГЕНИИ ПЛАТФОРМ

Под платформами обычно понимаются относительно устойчивые по сравнению с подвижными поясами крупные консолидированные блоки земной коры, имеющие двухъярусное строение. Нижний ярус, или фундамент, образован геологическими формациями разновозрастных, обычно древних (AR, PR) складчатых областей, а верхний - относительно спокойно залегающий - осадочно-вулканогенными породами, образующими осадочный чехол.

Активизации

Области отраженной тектоно-магматической активизации (ОТМА) юзникают обычно в бортовых частях геосинклиналей, образуя сравнительно зкие - до 100-150 км пшриной зоны, вытянутые вдоль простирания геосинклинальных трогов Среди областей отраженной ТМА выделяют две принципиально различные группы (типы) В первую входят активизированные области геосинклинальных рам. в пределах которых проявляются магматические образования и эндогенные месторождения, по времени и сходные с соответствующими образованиями,

возникшими в смежных геосинклинальных прогибах.

Особенности металлогении этого типа впервые охарактеризованы В. И. Смирновым (1962). Им было показано, что в бортах некоторых геосинклиналей наряду с месторождениями предшествующих эпох известно сингенетичное и синхронное оруденение, возникающее в пределах геосинклиналей на разных этапах её развития. Среди таких месторождений встречаются хромитовые - в связи с шовными дайкообразными интрузиями дунит-перидотитового состава, реже - небольшие объекты пегматитового и гидротермального типа, связанные с гранитами. Наиболее широко в пределах областей ОТМА проявляются месторождения, возникающие на поздних стадиях геосинклиналей. К ним относятся литиевые, медно-молибденовые месторождения, а также связанные с ними золоторудные и полиметаллические объекты, ассоциирующиеся с трещинными интрузиями гранитов (Забайкалье, Горный Алтай, Родопы, Кокчетавский массив).

По интенсивности проявления оруденения В. И. Смирнов подразделил области ОТМА на четыре типа:

- интенсивно активизированные, с проявлениями магматизма и оруденения всех стадий, известных в данной геосинклинали;

ограниченно активизированные, с проявлением магматизма и оруденения одной из стадий данной геосинклинали;

слабо активизированные, с проявлением телетермалького оруденения поздней стадии развития:

с отсутствием изверженных пород и эндогенных месторождений" данного цикла.

Ширина зоны распространения оруденения не превышает 95-65 км от г: синклинали. Такая приуроченность месторождений полезных ископаемых узким, вытянутым вдоль бортов геосинклинали зонам характерна для зон ТМА и резко отличает их от изометричных областей автономной ТМА.

Вторая группа областей ОТМА изучена еще недостаточно. В её состав:. лят активизированные рамы геосинклиналей, в пределах которых ";ч")явля-ются магматизм и эндогенные месторождения, неизвестные в. меленых геосинклинальных прогибах, но синхронные определенным.талиям развития последних. В первую очередь, в эту группу следует отнести:\ дные образования некоторых наземных вулканических поясов в краевых астях геосинклиналей. Это. прежде всего, молибденовые и медные месторождения, ассоциирующие- с умереннокислыми по составу -убвулканитами, а также небольшие месторождения железа, золота, реже свинца и цинка (комплексные осадочно-вулканогенные месторождения РЬ, Zn. Мп и Ре атасуйского типа, известные в Успенской рудной зоне Казахстана).

10) Металлогения областей автономной тектоно-магматической

Активизации

По мнению А. Д. Щеглова (1986) и многочисленных его последователей, существует самостоятельная группа региональных тектонических структур, возникающих в послеплатформенную, континентальную, стадию развития земной коры, которые отличаются набором характерных признаков, позволяющих выделять их в ешостоятелъную категорию первого ранга, ооластей автономной тектоно -магматической активизации (АТМА). Для этих структур характерны следующие признаки: - возникновение в послеплатформенную континентальную стадию развития на жестком консолидированном субстрате разновозрастных складчатых областей;

- наличие самостоятельных тектонических элементов (вулканических впадин, зон разломов и прочее), для которых типичны наложенный характер, практически полная независимость в развитии от структур субстрата и специфические геологические формации;

- проявление на площади разновозрастных и разнотипных структур (платформ, складчатых областей, срединных массивов);

- формирование во многих районах на значительном удалении от одновозрастных геосинклиналей;

- широкое проявление щелочных основных магм и устанавливаемая общая антидромная эволюция магматических продуктов (от кислых к основным); всегда трещинный субвулканический характер интрузивных тел и их тесная связь с вулканитами; интенсивное проявление магматизма в центральных частях областей активизации в удалении от геосинклиналей;

- характерен разрез тектоносферы с резким уменьшением сиалического слоя за счет увеличения базальтового при общей незначительной мощности земной коры и относительно малых глубинах залегания мантии;

интенсивные гравитационные депрессии и отрицательные изостатические аномалии; высокие тепловые потоки; повышенная сейсмичность, характеризующаяся мелкофокусными землетрясениями,

- комплекс эндогенных месторождений, характерных только для данных структур, и наличие месторождений-индикаторов процессов ТМА,

В развитии областей АТМА отчетливо устанавливаются две с ам остоятел ь н ы е стад и и.

В первую стадию обычно возникают наложенные пологие прогибы, выполненные континентальными вулканогенно-обломочными формациями. Они образуются в связи с возникновением крупных разломов, придающих убстрату, на котором они закладывались, блоковое строение. Интрузии многофазны, вулканизм обилен (Забайкалье, Восточные Саяны. Восточная Монголия). На платформах и щитах эта стадия выражена неотчетливо и "фактически отсутствует. Ее проявление обычно отмечается в виде небольших покровов кислых и щелочных вулканитов (Зап. и Вост. Африка).

Втор ая стадия активизации обусловлена возникновением наложенных впадин, выполненных грубооблом очными континентальными угленосными отложениями. Эти структуры, как правило, обрамлены крупными зонами лолтоживущих тектонических нарушений (Забайкалье, Бразилия, Китай, Алдан, Зап. Африка).

Обычно при активизации платформ и щитов первая стадия в форме наложенных вулканогенных прогибов выпадает. Интрузивный магматизм, свойственный данной стадии, выражен очень отчетливо (Африканская платформа, Алдан). Области АТМА представляют собой, как правило, крупные рудные провинции, где каждой стадии свойственен специфический комплекс эндогенных месторождений. Наиболее пест рый спектр место рождений характер изует перв\то стадию. Здесь известны Sn~, W-, Мо-грейзены. редкометалльные карбонатнты. Та-ГЧЬ-пегматиты, среднетемпературные месторождения Sn, W, Mo, Aw; Pb -Zn, Си и месторождения пятиэлементной формации. Для них отмечается связь с малыми интрузиями и сериями даек (Джидинское месторождение в Забайкалье, урановые месторождения Канады, Эльдорадо, полиметаллы Кураминской зоны). Во вторую стадию во всех регионах формируются месторождения эпитермального типа, представленные флюорн iовыми, баритовыми, полиметаллическими, золоторудными и ртутными, урановыми, ннобиевыми и марганцевыми месторождениями (Забайкалье, Родопы, Зап. Африка, Бразилия),

Ведущий фактор локализации эндогенных. месторождений активизированных областей - тектонический. В ряде регионов большую роль играют благоприятные дитологичеекие факторы контроля, которые в сочетании со структурными определяют размещение богатых руд (Тянь-Шань). Роль магматического фактора в размещении и локализации месторождений полезных ископаемых менее универсальна и характерна, главным образом, для редкометаллъных месторождений первой стадии активизации, связанных с трещинными рудоносными интрузиями

В случае локализации полезных ископаемых в пределах лайковых поясов последние, естественно, выступают в качестве фактора контроля формирования областей АТМЛ я связанных с ними месторождений, происходивших в разное время. Наиболее широко распространены в областях ATM А мезозойские и кайнозойские месторождения; позднерифейские известны в некоторых активизированных областях складчатых зон и платформ (редкометалльные месторождения Вост. Саяна, Вост. Африки). В областях активизации восточноазиатского сегмента эндогенные месторождения возникают в мезозойско-кайнозойское время (Алдан, Монголия: Китай. Корея). Вторая стадия (с эпитермальными месторождениями) проявлена в основном в позднем карбоне - ранней перми (Зап. Африка, Европа).

О связях эндогенных рудных месторождений областей АТМА с глубинными процессами свидетельствуют некоторые геохимические особенности, в частности, присутствие в рудах ряда месторождений таких элементов, как кобальт в ферберитовых рудах округа Боулдер (Колорадо, США). Обращает на себя внимание концентрация в рудах месторождений АТМА марганца и углерода. Последний входит, главным образом, в состав различных карбонатов и, отчасти, битумов. Эти незначительные факторы косвенно подтверждают специфику оруденения АТМА и её глубинный (мантийный) характер. А Д. Щегловым; (1976) на основе проработки большого фактического материала по особенностям проявления эндогенного оруденения выделено девять типов областей ATM А.

Тип А. Области активизации с развитием редкоземельной минерализации в связи со сложными интрузивно-вулканогенными комплексами щелочных пород (Саяны. Вост. Африка. Бразилия). Для карбонатитовых месторождений характерно широкое проявление флюоритовой минерализации.

Тип Б. Области активизации с широким развитием высокотемпературных Zn-Pb, реже Мо и Be месторождений (Чешский. Центрально-Французский, Буреинский. Корнуолл и другие массивы).

Подтип Западио-АФриканский или Нигерийский - широкое развитие колумбитоносных гранитов.

Подтип Корнуоллъский - тесная связь оловянной минерализации с медной.

Подтип Чешского массива - наряду с редкометалльной минерализацией развиты полиметаллическая, урановая и пятиэлементная.

Тип В. Области активизации с преобладающим развитием вольфрамовых месторождений при подчиненном значении оловянных (Забайкалье, Вост. Монголия. Испания; Китай).

Подтип Испанской Мезетты - развитие золоторудных и полиметаллических месторождений, связанных с редкометалльными.

Тип Г. Области активизации с развитием Си. Мо. Pb-Zn месторождений (Скалистые горы, Карамазар).

Тип Д. Области активизации с развитием полиметаллических, медно-полиметаллических месторождений (Родопы).

Тип Е. Области активизации с преобладающим развитием урановых месторождений (Канадский щит). Тип Ж. Области активизации с преобладающим развитием флюоритовых. реже баритовых и полиметаллических месторождений (Чешский, Буреинский массивы).

Тип 3 Области активизации с развитием сурьмяных месторождений и полиметаллических месторождений.

Поотип Армориканск'о-ro массной ~ месторождения сурьмы (ГО. Африка, Китай).

Побтип Центрально-Французского массива - месторождения сурьмы, свинца и цинка (Гарц, Нигерия).

Тип И. Области активизации с развитием: сложной эпитермальной минерализации - F, Аи, Sb, Ba, Pb. Zn, Mn. (Скалистые горы. Забайкалье). Кайнозойские области активизации имеют ограниченное развитие. К ним относится Родопский массив (Болгария). Скалистые горы (США).

В 80-е годы XX века многие исследователи пришли к выводу о том, что процессы АТМА характерны не только для молодых, но и для древних эпох ("протоактивизация"). В этом отношении показательны работы Ы. Н. Белевцева по Украинском}' кристаллическому массиву, где выделяются зоны активизации протерозойского возраста, а также работы Я. Кутаны (1971). установившего в пределах Канадского щита крупную рифтовую зону, к которой тяготеют протерозойские и раннерифейские месторождения. Под этим же углом зрения рассматривают металлогению западного склона Урала В. А. Прокин, В. А. Верховцев, С. С. Карагодин (1986). Здесь же следует отметить работы В. И. Казанского, которым впервые даны отличительные особенности разрывных нарушений в областях активизации, показано их сверхдлительное развитие, особенно в пограничных зонах активизированных платформ. Исходя из идеи направленного развития земной коры для обозначения процессов переработки щитов и платформ в позднем докембрии. В. И. Казанский считает возможным использовать ермин протоактивизация. подооно тому, как древние подвижные зоны -; л званы "лротогеосинклиналями". а стабильные - "протоплатформами".

12) Металлогения срединных массивов

Срединными массивами (террейнами) называют устойчивые блоки земной коры, располагающиеся в пределах подвижных складчатых зон, снования которых сложеш докембрийскими метаморфическими комплексами. Такие структуры представляют собой обломки древних структур, сохраняющиеся в виде консолидированных масс на всех этапах геосинклинального развития данного участка земной коры.

В развитии срединных массивов выделяются три периода:

- связанный с образованием фундамента в архее - протерозое:

- связанный с геосинклинальным этапом развития областей, в пределах которых расположен массив и происходившие в связи с этим тектонические расколы, прогибания литосферы и т. д.;

- связанный с проявлением процессов автономной тектоно-магматической активизации.

В планетарном плане многие срединные массивы выступают как своеобразные "очаги минерализации", характеризующиеся специфическими особенностями:

а) на площади срединных массивов в ряде случаев совмещены рудные месторождения, характерные для принципиально различных структур земной коры - платформ, подвижных поясов (геосинклиналей), областей ТМА;

б) широкое развитие в их пределах гидротермальных месторождений, образующихся в связи с тектоно-магматической активизацией (Иранский массив -Cu-Мо. Кокчетавсклй - Си-Mo, Родопскнй - Сг);

в) ведущее значение в локализации полезных ископаемых имеют тектонические нарушения, являющиеся как рудоподводящими. так и рудоконтролирутощими элементами структуры;

г) практически для всех МПИ, за исключением докембрийских месторождений, характерны приповерхностные условия образования, многостадийность рудообразования в широком диапазоне температур, с преобладанием руд низкотемпературных стадий;

д) парагенетическая связь с магматизмом-вулканизмом (субвулканические интрузии);

е) в металлогении проявляется линейное, поясовое размещение ору-денения в краевых частях массивов и. прежде всего, в их обрамлении, в зонах долгоживуших крзтшых разломов с образованием поясов значительной протяженности (до сотен километров).

А. Д, Щеглов выделяет несколько (девять) типов срединных массивов. Примеры: хромитоносный пояс - Родопский массив, редкометаллъные пояса с развитием в связи с гранитами Sn-YV-оруденения в пределах Колымского или Гиссарского массивов; золоторудные пояса - Колымский и Кокчетавский массивы; ртутно-сурьмяные пояса - Буреинский массив; полиметаллические пояса - Таримский массив; медно-молибденовые пояса - Иранский, Омолонский массивы. Принципиальная схема металлогении срединных массивов показана на рис. 2.7.

39) Особенности металлогении вулканических поясов

Среди геологов нет единой точки зрения на природу вулканических поясов. Их структурное положение трактуется различными исследователями неодинаково. По мнению одних. вулканические пояса представляют собой самостоятельные крупнейшие структурные элементы земной коры. Другие исследователи (С. И. Апрелков.1972; Е. К. Устиев. 1959; В. Е. Хаия. 1970. А. Д. Щеглов. 1969) считают, что формирование некоторых из них связано с развитием оолее молодых геосинклинально-складчатых областей.

В. Е. Хаин полагает, что вулканические пояса представляют собой особую разновидность краевых швов. Краевые вулканические пояса располагаются по границе областей, продолжающих геосинклинальное развитие, и областей, только что ею закончивших. Обшей их особенностью является наложенный характер вулканических поясов и независимость развития по отношению к консолидированным структурам фундамента. Их положение определяют крупные дизьюнктивы (Охотский. Чукотский. При байкальский вулканические пояса). Обычно выделяют вулканические пояса, формирующиеся в связи с орогенным (коллизионным) этапом развития складчатых областей (первая группа), и вулканические пояса, обязанные проявлениям процессов автономной активизации (вторая группа).

П. М. Хренов, А А. Бухаров выделили четыре типа вулканических поясов, связанных с системами крупных глубинных разломов.

- пояса, расположенные в зоне краевого шва и наложенные на краевые части платформы (Прибалтийский);

- пояса, расположенные в зоне краевого шва (Енисейский);

- пояса, расположенные в краевой части платформы (Учуромайский);

- пояса, приуроченные к краевом} шву и краевой части складчатой зоны (пояса Станового нагорья. Охотско-Чукотский).

Наиболее ярким примером поясов, формирующихся в бортовых частях геосинклинально-складчатых систем, является Охотско-Чукотский вулканический пояс, протягивающийся на 3500 км.

Для вулканических поясов характерны следующие особенности, позволяющие рассматривать их в качестве своеобразных элементов геосин­клинально-складчатых областей:

1) наложенный характер и их независимость но отношению к структурам фундамента;

2) расположение в бортовых частях смежных геосинклиналей и тесная пространственная связь с последними: