Тектоническое и металлогеническое развитие складчатых поясов с позиций новой глобальной тектоники

Основы мобилизма как научного направления о преобладающем значе­нии горизонтальных (тангенциальных) движений земной коры заложены трудами А. Вегенера и ряда других исследователей. В 50-х годах гипотезы мобилизма получили подтверждение при исследованиях с использованием палеомагнитного метода и исследованиях морского дна. Это привело к созданию неомобилистских геотектонических гипотез "расширения морского дна" и "тектоники плит", объединенных в концепции новой глобальной тектоники (НГТ). В общем виде складчатая (складчато-аккреционная) система в мобилистических трактовках определяется как «межплнтная шовная» зона планетарного характера, которая образуется за счет аккреционного скучивания тектонических блоков, сложенных образованиями континентального и океанического происхождения на границах литосферных плит, а также вовлечения в структуру системы краевых частей плит и продуктов их взаимодействия, относящихся к ассоциациям пассивных и активных палеоокраин и коллизии. Исходя из предположения о существовании трех разновидностей плит с океанической, промежуточной и континентальной корой, Ковалев проанализировал некоторые особенности механизма развития земной коры и вместо одной сложной модели геосинклинального пояса предложил использовать несколько простых моделей подвижных зон (срединно-океанические хребты, пассивные и активные континентальные окраины, островные дуги, окраинные моря и др), возникающих на краях литосферных плит при сдвижении их, надвигании одной плиты на другую, а также при разрыве и расхождении плит.

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.