.

Особенности олифолитовой и магматической формаций

Язык: русский
Формат: контрольна
Тип документа: Word Doc
0 1136
Скачать документ

1. КОГДА ОБРАЗУЕТСЯ ОФИОЛИТОВАЯ ФОРМАЦИЯ? ЕЕ СОСТАВ

Офиолитовая формация, согласно определению, которое используется в
большинстве учебников по геологии обозначает совокупность
габбро-спилит-диабаз-перидотитовых пород, характерных для ранних стадий
развития геосинклиналей [4, с. 89].

Понятие офиолитовой формации применяется иногда как термин свободного
пользования, главным образом, для обозначения ассоциация метаморфических
и магматических пород основного и ультраосновного состава, характерных
для ранних стадий докембрийских тектоно-магматических циклов, когда
из-за сильной степени метаморфизма пород невозможно разделить в этих
ассоциациях эффузивные и интрузивные образования.

Вопрос о процессах образования офиолитовой формации и ее составе среди
ученных геологов является достаточно дискуссионным.

В.В.Белоусов (1964) обращает внимание, что для стадии устойчивых
нисходящих и некомпенсированных осадконакоплением движений характерен
активный базальтовый магматизм [3, с. 256].

В условия океанического дна формируется офиолитовая формация.

Офиолитовый комплекс представлен ультраосновными и основными горными
породами, амфиболитами, габбро- амфиболитами, спилитами, зелеными
сланцами, радиоляритами и диабазовыми дайками.

Р. Штауб рассматривал офиолиты как индикаторы глубинных тектонических
движений, что подтверждается сильной дислоцированностью пород
офиолитового комплекса и залеганием в виде гигантских пластин,
сопровождаемых гигантскими брекчиями, которая сцементирована пластичной
массой серпентинитов [3, с. 257].

По мнению А. А. Маркушева [5, с. 56], окраинные моря относятся к
эвгеосинклинальным депрессиям, в которых гипербазитовые магмы внедрялись
в вулканогенно-осадочные глубоководные отложения с образованием
офиолитовой формации.

Структуры окраинных морей проектируются на очаги глубокофокусных
(300-700 км) землетрясений, приходящих на смену очагам землетрясений
средней глубинности, (коррелирующихся с реликтовыми орогенными поясами
островных дуг) на пути превращения активных континентальных окраин в
пассивные.

Офиолитовые формации, формировавшиеся первоначально в структурах
окраинных морей, составляют основание геосинклинальных отложений
прогибов на пассивных континентальных окраинах, развивающихся в режиме
слабой спрединговой активности океанов. С усилением этой активности в
них развивается складчатость под боковым давлением литосферных плит,
начинающая новые циклы формирования складчатых орогенных поясов
континентов [5, с. 56].

Складчатое обрамление Тихого океана представляет собой глобальную
структуру, в которой ступени эволюции континентальной земной коры
сохранились в наибольшей мере, фиксируясь, хотя и в сложном
дискордантном залегании, складчатыми поясами, смещавшимися со временем в
сторону океанической впадины. Для них характерно парное строение с
внешними (океаническими) офиолитовыми (эвгеосинклинальными) складчатыми
поясами и внутренними (со стороны континента) поясами преобладания
карбонатно-терригенных пород. Разновозрастные офиолитовые складчатые
пояса фиксируют этапы развития складчатого континентального обрамления
Тихого океана.

Они относятся, согласно [4], к следующим возрастным рубежам:
протерозойскому (складчатая область Аделаида в восточной Австралии),
палеозойско-раннетриасовому, юрско-раннемеловому, меловому и
позднемеловому-плиоценовому.

Доскладчатые позднеплиоценовый и современный этапы развития
Тихоокеанского пояса представлены в эвгеосинклинальных котловинах
окраинных морей. Эоценовые, плиоцен-плейстоценовые и современные
депрессии накладываются в них на складчатую структуру Тихоокеанского
пояса, характеризуя радикальное преобразование ее мощной континентальной
коры в маломощную океаническую кору. Грандиозность этих процессов
наглядно выражена сопоставлением типичных колонок строения земной коры в
орогенных поясах, платформенных и шельфовых структурах и во впадинах
окраинных морей.

Изначально мощная континентальная кора, сформировавшаяся в
конструктивных процессах складчатости и орогенеза, превращается в
депрессиях окраинных морей в маломощную кору, сходную по строению с
океанической корой, что характеризует этот деструктивный процесс как
океанизацию континентальной коры на пути превращения активных
континентальных окраин в пассивные.

При этом офиолитовые эвгеосинклинальные формации, генерирующиеся в
рифтогенных прогибах окраинных морей, попадают в основание
геосинклинальных отложений прогибов океанического дна, свойственных
пассивным континентальным окраинам, на которых они устанавливаются по
магнитометрическим и сейсмическим данным.

Таким образом можно сделать ряд следующих выводов. Офиолитовая формация
широко распространена в разнообразных эвгеосинклиналях. Нижняя часть
разреза такой формации состоит из ультраосновных, часто
серпентинизированных пород – гарцбургитов, дунитов; выше располагается
так называемый расслоенный или кумулятивный комплекс габброидов и
амфиболитов; еще выше – комплекс параллельных даек, сменяющийся
подушечными толеитовыми базальтами, перекрываемыми кремнистыми сланцами.

Такая последовательность близка разрезу океанской коры. Значение этого
сходства трудно переоценить.

Офиолитовая формация в складчатых областях, залегающая, как правило, в
покровных пластинах, является реликтом, следами былого морского бассейна
с корой океанского типа. Отсюда не следует, что океан отождествляется с
геосинклинальным поясом.

Кора океанского типа могла располагаться только в его центре, а по
периферии это была сложная система островных дуг, окраинных морей,
глубоководных желобов, как и сама кора океанского типа могла быть в
окраинных морях. Последующее сокращение океанского пространства
приводило к сужению подвижного пояса в несколько раз. Океанская кора в
основании эвгеосинклинальных зон может быть как древней, так и
новообразованной, сформировавшейся при раскалывании и раздвиге
континентальных массивов.

2. МАГМАТИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИ ПЛАТФОРМ И МОБИЛЬНЫХ ПОЯСОВ

Для платформ характерен и специфический магматизм, проявляющийся в
моменты их тектономагматической активизации [4, с. 156].

Магматическая деятельность в пределах платформ, как уже указывалось,
проявляется в слабой степени.

Интрузии кислого и щелочного состава, известные на платформах, имеют
незначительные размеры и сконцентрированы главным образом на их
окраинах.

Значительно шире на платформах распространены магматические процессы,
приводящие к образованию основных пород, получивших название «трапповой
формации».

Наиболее типична трапповая формация, объединяющая вулканические продукты
– лавы и туфы и интрузивы, сложенные толеитовыми базальтами
континентального типа с несколько повышенным по отношению к океанским
содержанием оксида калия, но все же не превышающим 1- 1,5 %. Объем
продуктов трапповой формации может достигать 1-2 млн. км3 , как,
например, на Сибирской платформе. Очень важное значение имеет
щелочно-ультраосновная (кимберлитовая) формация, содержащая алмазы в
продуктах трубок взрыва (Сибирская платформа, Южная Африка) [4, с. 156].

Начальные и средние фазы траппового магматизма, по А. П. Лебедеву, были
главным образом эффузивными. В это время возникли покровы базальтов и
долеритов и накопилось значительное количество туфов. Заключительная
фаза выражена в образовании пластовых залежей (силлов), образующих
многоэтажные внедрения и реже секущие тела в виде жил, даек,
столбообразных штоков, трубок и иногда сети тонких неправильных жил
(штокверков). Время образования трапповой формации на платформах
связывается с периодами их общего растяжения.

Слабая интрузивная деятельность на платформах является основной чертой
их развития, отличающей платформы от складчатых областей. Возможно, что
переход из геосинклинальной стадии в платформенную вызывается главным
образом прекращением образования кислой магмы.

Подвижные пояса представляют вторую важнейшую категорию тектонических
областей континентов, а также зон перехода между ними и океанами. Они
были заложены в основном в позднем протерозое. В своем развитии они
проходят два главных мегаэтапа, смена которых происходила в разных
поясах и даже в разных частях одного пояса разновременно,—
геосиклинальный (местами еще не закончившийся) и постгеосинклинальный.

Геосинклинальный мегаэтап характеризуется наибольшей тектонической
подвижностью, выраженной в резко дифференцированных вертикальных (с
преобладанием погружений) и горизонтальных движениях большой амплитуды,
и в целом более высоким, хотя и непостоянным, термическим режимом в коре
и верхней мантии. В течение этого мегаэтапа протекают процессы
преобразования коры и усложнения структуры ее верхних горизонтов, в
связи с чем областям, находящимся на разных его стадиях, нельзя дать
общую структурную характеристику.

Постгеосинклинальный мегаэтап начинается с возникновения на месте
отмершего геосинклинального пояса (или его части) эпигеосинклинального
складчатого пояса (или области), тектоническая подвижность и термический
режим которого существенно уступают таковым геосинклинального мегаэтапа,
но заметно превосходят в этих отношениях древние платформы.

Современные представления о строении и эволюции геосинклинальных поясов
и областей еще недостаточно полны, схематичны и существенно различаются
в зависимости от положенных в их основу геотектонических концепций.
Заложение этих поясов и отдельных прогибов внутри них в одних случаях
происходило на коре океанического типа (это, вероятно, относится к
значительной части Тихоокеанского пояса), в других — на континентальной
коре.

Геосинклинальньм областям свойственны высокие скорости и масштабы как
вертикальных, так и горизонтальных движений, их резкая
дифференцированность на площади, линейность и субпараллелизм в
расположении частных тектонических зон, отличающихся по интенсивности и
направлению движений, обусловленные существованием многочисленных
продольных долгоживущих глубинных разломов.

В целом погружения на площади пояса превалируют над поднятиями, в итоге
формируются очень мощные толщи осадочного и вулканического материала, и
суммарный эффект опусканий далеко не полностью компенсируется поднятиями
на завершающих стадиях. В связи с большими скоростями вертикальных
движений, их контрастностью в крест простирания геосинклинальных
областей в; любой момент их развития обычно отсутствует полная
компенсация погружения аккумуляцией, а поднятий — денудацией, с чем
связан неровный, контрастный рельеф с сочетанием удлиненных.

Таким образом, можно сделать вывод, что магматические формации более
были распространены в пределах мобильных поясов.

Подвижные геосинклинальные пояса являются чрезвычайно важным структурным
элементом земной коры, обычно располагающимся в зоне перехода от
континента к океану и в процессе эволюции формирующим мощную
континентальную кору. Смысл эволюции геосинклинали заключается в
образовании прогиба в земной коре в условиях тектонического растяжения.
Этот процесс сопровождается подводными вулканическими излияниями,
накоплением глубоководных терригенных и кремнистых отложений. Затем
возникают частные поднятия, структура прогиба усложняется и за счет
размыва поднятий, сложенных основными вулканитами, формируются
граувакковые песчаники. Распределение фаций становится более
прихотливым, появляются рифовые постройки, карбонатные толщи, а
вулканизм более дифференцированным. Наконец, поднятия разрастаются,
происходит своеобразная инверсия прогибов, внедряются гранитные
интрузивы и все отложения сминаются в складки. На месте геосинклинали
возникает горное поднятие, перед фронтом которого растут передовые
прогибы, заполняемые молассами – грубообломочными продуктами разрушения
гор, а в последних развивается наземный вулканизм, поставляющий продукты
среднего и кислого состава – андезиты, дациты, риолиты. В дальнейшем
горно-складчатое сооружение размывается, так как темп поднятий падает, и
ороген превращается в пенепленизированную равнину.

3. ПОРОДЫ ГРУППЫ НЕФЕЛИНОВЫХ СИЕНИТОВ – ФОНОЛИТОВ

В этой группе преобладающими являются интузивные породы и им принадлежит
наибольшее разнообразие структур [1, с. 340]. Собственно говоря,
разнообразие свойственно не структуре пород в целом, а деталям структур,
что объясняется значительным развитием метасоматических преобразований,
свойственных щелочным породам.

Чаще всего встречается гипидиоморфизернистая структура, проявляющаяся
здесь в собой разновидности, которую называют агпаитовой. Характерное
отличие ее состоит в большем идиоморфизме бесцветных минералов –
нефелина и щелочного полевого шпата – по отношению к цветным минералам.

Нередко нефелин является наложенным, и такие породы следует называть
нефелинизированными.

Очень большое значение для структур нефелиновых сиенитов имеют
соотношение нефелина и щелочного полевого шпата; наблюдается больший
идиоморфизм то нефелина, то калишпата, а также очень тесные и
причудливые взаимные прорастания обоих минералов с образованием
дактилоскопических структур, обычно рассматриваемых авторами как
структуры замещения[1, с. 340].

Калиевый полевой шпат представлен различными разновидностями –
ортоклазом и анортоклазом, решетчатым и нерешетчатым микролином, в
породах Хибин – нередко микроклин – изопертитом.

Очень большую роль в некоторых нефелитовых сиенитах играет альбит.
Особенно характерны в этом отношении мариуполиты Приазовья; изучение их
в шлифах показывает постепенное замещение альбитом нефелина, с
превращением крупнозернистого уртита в мелкозернистый мариуполит. Альбит
замещает и цветные минералы, например, биотит.

Нефелиновые сиениты и родственные им уртиты характеризуется высоким
содержанием акцессорных минералов, которые по своему количеству могут
занимать место породообразующих минералов и влиять на характер структуры
пород, нередко образуя фенокристалы. Таковы, например, апатит и сфен в
нефелиновых сиенитах и уртитах Хибин, циркон в мариуполитах. Интесивное
метасоматическое развитие крупных идиопластов эвдиалита в луяврите
создает особую породу – эвдиалитит с криптобластовой структурой.

Уртиты обладают также гипидиоморфиозернистыми структурами с развитием
наложенных метасоматических преобразований в виде карбонатизации,
эвдиалитизации с проявлением графических структур замещения, например
эгрина нефелином, нефелина калишпатом, а также рекреационных структур.

Текстура нефелиновых сиенитов – фонолинов и уртитов гранитоидная, то
есть массивная или трахитоидная, с параллельным расположением
таблитчатых полевых шпатов. Наблюдаются полосчатая текстура, например у
миаскитов, гнейсовидная, или очковополосчатая, урисчорритов, параллельно
– линзовая у нефелин апатитовой породы Хибин, а также пегматоидная с
участками расходяще – лучистой текстуры. Часты также и «солнца» –
эгириновые, турмалиновые.

Особую подгруппу составляют псевдолейцитовые сиениты, характеризующиеся
наличием псевдолейцита, показывающего под микроскопом дактилоскопическую
структуру.

Нередко псевдолейцитовые образования являются очень крупными ( до 4 см в
длину) и имеющими очень сложную зональную структуру. Они играют роль
фенокристаллов; структура таких пород имеет характер порфировидной с
поликристаллической гипидиоморфиозернистой основной массой.

4. ГРАНУЛИТОВАЯ И ЭКЛОГИТОВАЯ ФАЦИЯ РЕГИОНАЛЬНОГО МЕТАМОРФИЗМА; УСЛОВИЯ
ОБРАЗОВАНИЯ, РАСПРОСТРАНЕНИЕ, ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

Под метаморфизмом понимают изменение и преобразование горных пород под
влиянием различных эндогенных геологических процессов, вызывающих
значительные изменения термодинамических условий (прежде всего
температуры и давления) [8, с. 20].

Все преобразования в горных породах при процессах метаморфизма
происходят путем их перекристаллизации в твердом состоянии. Метаморфизму
могут подвергаться горные породы любого происхождения – осадочные,
магматические и ранее существовавшие метаморфические.

Степень изменения первичных горных пород (степень метаморфизма) может
быть самой различной – от незначительных преобразований до полного
изменения состава и облика пород [8, с. 20].

По преобладающей роли в процессе тех или иных факторов, а также в
зависимости от масштабов явлений метаморфизма в пространстве выделяют
отдельные виды, или типы метаморфизма. Основными типами метаморфизма
являются региональный, контактовый и динамометаморфизм.

Региональный метаморфизм является наиболее распространенным и важным
видом метаморфизма, поскольку охватывает огромные площади или целые
регионы [8, с. 21].

Он проявляется в условиях, когда отдельные участки земной коры
испытывают длительное прогрессивное погружение, в результате чегогорные
породы перемещаются из верхних горизонтов земной коры в более глубокие.
Обычно прогибание компенсируется осадконаполнением и в качестве главных
факторов регионального метаморфизма, таким образом, выступает
петростатическое давление и температура, постепенное повышение которой
обусловлено геотермическим градиентом; существенную роль также может
играть односторонне боковое давление и химически активные вещества.

В глубинных зонах земной коры может проявляться особая стадия
регионального метаморфизма, называемая ультраметаморфизмом. Расплавы,
возникающие при ультраметаморфизме и имеющие обычно гранитный состав,
проникают во вмещающие породы, пронизывают их, образуя своеобразные
породы смешанного состава – мигматиты. Широко развиты мигматиты в
пределах древних щитов – Балтийского, Украинского, Алданского.

В настоящее время, говоря о зонах метаморфизма, имеют в виду всю
совокупность физико – химических условий, создающихся на той или иной
глубине. В соответствии с этим большинство исследователей для
характеристики процессов метаморфизма и классификации метаморфических
пород пользуются понятием о метаморфических фациях.

Принцип метаморфических фаций был предложен ученым П. Эскола (1915,
1920), сформулировавшим его следующим образом – в любой фации
метаморфизма, породы которой находятся в химическом равновесии и
достигли одинаковых условий температуры и давления, минеральный состав
каждой из этих пород определяется только общим химическим составом.

Отсюда следует, что минеральный состав метаморфических пород является
функцией их химического состава и физических условий мета- морфизма. При
разных термодинамических условиях из пород одного и того же химического
состава образуются породы, характеризующиеся разными минеральными
ассоциациями.

Под метаморфической фацией понимается группа пород разного состава,
образовавшихся в сходных термодинамических условиях. В качестве
показателей этих условий используют так называемые индекс – минералы,
устойчивые в строго определенных условиях температуры и давления.

Зависимость фаций от основых показателей и примеры пород приведены в
таблице 1 [1].

Таблица 1. Фации регионального метаморфизма

Тип метаморфизмаФации метаморфизмаДавление (МПа)Температурный интервал
(°C)Примеры породРегинальный метаморфизмЗелёных
сланцев200—900300—600Зелёные сланцы, хлорит-серицитовые
сланцыЭпидот-амфиболитовая500—650Амфиболиты, слюдяные
сланцыАмфиболитовая550—800Амфиболиты, биотитовые парагнейсыГранулитовая>
(700—800)Гранулиты, гиперстеновые парагнейсыКианитовые сланцы>
900500—700Кианитовые сланцыЭклогитоваяЭклогитыТаким образом,
гранулитовая фация – фация соответствующая температуре метаморфизма – от
750–800 0С до 900–1000 0С, давление от 4–5 кбар до 12–13 кбар.

Сверху по температуре и давлению поле фации ограничено линией плавления
базальта, устойчивости альмандина и доломита. Субфации не выделяются.

Эклогитовая фация – фация соответствующая температуре метаморфизма,
которая изменяется от 850 0С до 1000 0С, а давление превышает 14 кбар.

Нижний температурный предел фации фиксируется наличием граната с
содержанием пиропового минала не менее 50 %.

5. АГПАИТОВЫЙ ПОРЯДОК КРИСТАЛЛИЗАЦИИ МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД

Магматические горные породы образуются в результате затвердевания магм,
которые выходят в нижнюю часть земной коры или в верхнюю мантию [3, с.
93].

При подъёме вверх во время геотектонических процессов, магмы теряют
температуру и затвердевают. При затвердевании до выхода их на
поверхность земли, образуются породы, которые получили название
интрузивных, или плутонических.

Горные породы, образовавшиеся на большой глубине более 2 км, называются
также абиссальными, или глубинными. Магмы достигшие земной поверхности в
жидком состоянии и излившиеся из вулканов, образуют эффузивные, или
вулканические, горные породы. Они называются также излившимися породами.

Агпаитовый порядок кристаллизации магматических горных пород – это
особый ход кристаллизации магматического раплава, когда лейкократовые
минералы (полевые шпаты, фельдшпатиды) выделяются раньше меланократовых
(метасиликатов, слюд).

Агпаитовый порядок кристаллизации часто наблюдается в щелочных горных
породах.

Породы агпаитового ряда образуются, если Na2O + K2O больше или равно
Al2O3, если меньше Al2O3, – миаскитового с невысоким содержанием
химических элементов.

По Л. Н. Когарко, с появлением щелочного магматизма на границе архея –
протерозоя связывают резкую смену геодинамического режима Земли.
Происходит субдукция окисленной океанической коры, содержащей повышенные
концентрации летучих компонентов. Появление окисленной флюидной фазы
способствует началу крупномасштабных метасоматических процессов и
генезису щелочных магм, обогащенных рудными литофильными элементами.

Крупнейший в мире щелочной массив находится в Хибинах, меньшие его
площади встречаются на Урале, в Восточной Сибири, Гренландии, Южной и
Восточной Африке и других регионах.

В щелочной магме содержание Na и K достигает 15 %, в базальтах 5–7 %.
Количество SiO2 понижено, могут отсутствовать кварц, полевые шпаты,
основные породы нефелинового ряда.

По содержанию SiO2 одни щелочные породы относятся к ультраосновным,
другие – к основным и средним. В них могут концентрироваться Li, Rb, Сs,
Сa, Sr, Ti, Zr, Hf, Th,. Nb, Ta, U, Ga, Tl, P, F, Cl.

В некоторых видах щелочной магмы господствует окислительная или
восстановительная обстановка.

Амфотерные элементы образуют комплексные анионы с большим радиусом и
пониженной энергией кристаллической решетки, поэтому кристаллизация
начинается с бесцветных минералов и заканчивается цветными, что
противоположно порядку кристаллизации других магм. В щелочных магмах
высокая концентрация летучих F, Cl, CO2, S, P и др., а также большое
разнообразие минералов (в Ловозерском массиве около 300). Главные
минералы – нефелин, пироксен, апатит, полевые шпаты – содержат
изоморфные редкие элементы (Sr, РЗЭ, Rb, Cs, Gа, Nb, Ta).

Щелочные породы относятся к полигенетическим.

СПИСОК ИСПОЛЬЗУЕМОЙ ЛИТЕРАТУРЫ

1. Ананьев, В. П., Потапов, А. Д. Основы геологии, минералогии и
петрографии: Учебник для вузов/В. П. Ананьев, А. Д. Потапов.- М.:
Издательство «Высшая школа», 2008.- 400с.

2. Емельяненко, П. Ф., Яковлева, Е. Б. Петрография магматических и
метаморфических пород/П. Ф. Емельяненко, Е. Б. Яковлева.- М.:
Издательство МГУ, 1985.- 487с.

3. Карлович, И. А. Геология: 3-е изд. перераб. и доп. – М.: Трикста;
Академический проект, 2005.- 703с.

4. Короновский, Н. В., Общая геология: Учебник/ Н. В. Короновский.- М.:
КДУ, 2006.- 528с.

5. Маркушев, А. А., Бобров, А. Б. Метаморфическая петрология: Учебник/А.
А. Маркушев, А. Б. Бобров.- М.: Издательство МГУ, 2005.- 256с.

6. Основы минералогии, кристаллографии и петрографии [Текст]/Н. А.
Платов [и др.].- М.: МГСУ, 2007.- 158с.

7. Полянин, В. С. Структурная геология и геологическое картирование/В.
С. Полянин – Казань: Издательство Казанского государственного
университета, 2009.- 56с.

8. Сизых, А. И., Юденко, М. А. Петрография метаморфических пород:
Учебное пособие.- Иркутск: Издательство Иркутского университета,2007.-
123с.

Нашли опечатку? Выделите и нажмите CTRL+Enter

Похожие документы
Обсуждение

Оставить комментарий

avatar
  Подписаться  
Уведомление о
Заказать реферат
UkrReferat.com. Всі права захищені. 2000-2019