Геологические исследования ведутся комплексно и включают

- определение стратиграфической последовательности и возраста отложения;

- изучение литологического состава и условий накопления осадков;

- изучение эффузивных и интрузивных образований, метаморфизма, тектоники;

- определение этапов формирования геологического строения территории;

- изучение месторождений полезных ископаемых и геологических обстановок их размещения.

Обобщение результатов комплексного исследования геологического строения территории позволяет:

- установить приуроченность полезных ископаемых к различным литолого-стратиграфическим комплексам, магматическим телам, структурным формам;

- выявить связь возникновения полезных ископаемых с теми или иными геологическими факторами и процессами;

В итоге можно дать научный прогноз вероятности образования тех или иных полезных ископаемых в пределах изучаемого региона.

 

Глубинное строение Земли

Земля на основании геофизических исследований разделяется на три геосферы: земную кору, мантию и ядро.Эта модель строения Земли разработана в первой половине XX века сейсмологами Х. Джефрисом и Б.Гутенбергом.

Средний радиус Земли ~ 6 370 км.

Ядро Земли – центральная, наиболее глубокая геосфера. Средний радиус 3,5 тыс. км. Делится на внешнее и внутреннее ядро (субъядро). Внутреннее субъядро имеет радиус 1225 км. Температура в центре ядра 5000˚С, плотность – 12,5 г/см³, давление-сверхвысокое. Предполагают, что внутреннее ядро твердое, а внешнее – жидкое, плотность внешнего ядра 10г/см³.

Граница между мантией и внешним ядром (граница Вихерта-Гутенберга) располагается на глубине 2 900 км. На этой границе скорость распространения продольных волн уменьшается с 13,6 км/с (в мантии) до 8,1 км/с (в ядре), а скорость поперечных волн – с 7,3 км/с до нуля, это означает, что внешнее ядро жидкое.

В отношении химического и минерального состава ядра существуют две основные гипотезы:1)ядро железо-никелевое с примесью серы и кислорода; 2)ядро состоит из метализованных силикатов, уплотнившихся под влиянием сверхвысоких давлений в центре планеты.

Мантия Земли расположена между земной корой и ядром Земли в интервале глубин 35 – 2900 км. Верхняя её граница проходит на глубине от 5 – 10 до 70 км по границе Мохоровичича. Граничная скорость сейсмических волн 8,0 – 8,2 км/с.

Верхняя мантия состоит из ультраосновных пород типа перидотита с гранатом. Плотность пород более 3,3 г/см³, скорость продольных волн 8,0 – 9,0 км/с. Внутри верхней мантии на глубинах 100 – 150 км располагается слой с частичным плавлением вещества – астеносфера(от греч. »астенос»-слабый) . С астеносферой связаны магматизм, тектоническая активность и другие эндогенные процессы.

Верхнюю (надастеносферную) твердую часть мантии и земную кору выделяют как литосферу, являющуюся верхней твердой оболочкой Земли. Земная кора вместе с верхней мантией, включающей астеносферу, называют тектоносферой.

Нижняя мантия залегает на глубине 670 – 700 км. Границей нижней и верхней мантии служит сейсмический раздел, выделяемый по скачку увеличения сейсмических скоростей. В нижней мантии наблюдается увеличение плотности вещества, связанное с изменением минерального состава пород.

Земная кора – это верхняя каменная оболочка Земли, сложенная магматическими, метаморфическими и осадочными породами. Мощность коры от 7 до 70 – 80 км.

Выделяют два основных типа земной коры – континентальный и океанический и два переходных – субконтинентальный и субокеанический.

Кора континентального типа развита в пределах материков и характеризуются наиболее полным разрезом, в котором выделяются три слоя – осадочный, гранитно-метаморфический и базальтовый.

1. Осадочно-вулканогенный слой сложен горизонтально или пологозалегающими терригенными, карбонатными, хемогенными и осадочно-вулканогенными породами толщиной от 0 до 25 км. Плотность пород 1,7 – 2,55 г/см³, скорость продольных сейсмических волн от 3,5 до 5,0 км/с.

2. Гранитно-метаморфический слой сложен гранитойдами и метаморфическими образованиями, а также интрузивами кислого, среднего и основного состава. Толщина слоя 10 – 20 км, плотность пород 2,65 – 2,75 г/см³, скорость продольных сейсмических волн 5,5 – 6,3 км/с. Этот слой выходит на поверхность на щитах и на значительной части площади складчатых поясов.

3. Базальтовый, или гранулит-базитовый, слой сложен преимущественно глубокометаморфизованными породами гранулитовой фации и интрузивами основного и ультраосновного состава. Толщина слоя 15 – 20 км, скорость прохождения продольных сейсмических волн 6,5 – 7,3 км/с, плотность пород 2,9 – 2,95 г/см³.

В трехслойной модели земной коры выделяют четкие пограничные разделы:

- подошва осадочного – кровля гранитного слоя с граничной скоростью 6,2 км/с;

- между гранитным и базальтовым слоями находится поверхность Конрада с граничной скоростью 6,8 км/с;

- между базальтовым слоем и мантией – граница Мохоровичича с граничной скоростью 8,0 – 8,2 км/с.

Кора океанического типа развита в пределах дна Мирового океана и отличается от континентальной более простым строением (она лишена гранитного слоя) и меньшей мощностью, от 5 до 12 км.

По геофизическим данным в океанической коре выделяют три слоя.

1. Первый слой образован рыхлыми морскими осадками мощностью от нескольких сотен метров до 1,5 км. Скорость продольных сейсмических волн 2 – 4 км/с.

2. Второй слой образован чередованием базальтовых лав с подчиненными прослоями карбонатных и кремнистых пород. Мощность слоя 1 – 2 км. скорость прохождения продольных сейсмических волн 4,0 – 4,6 км/с.

3. Третий слой образован основными породами, насыщенными ультраосновными интрузиями (габбро, пироксениты). Мощность слоя 5 км, скорость сейсмических волн 6,4 – 7,0 км/с. Под третьим слоем располагается мантия.

Кора субокеанического типа развита в пределах котловин окраинных и внутриконтинентальных морей(южная котловина Каспия, Черное, Охотское, Японское и др.), от океанической коры отличается большей мощностью осадочных пород (4 – 10 км), залегающих на базальтовом слое. Суммарная мощность субокеанической коры изменяется от10 – 11 до 20 – 25 км.

Кора субконтинентального типа характерна для окраины материков и островных дуг(Алеутской,Курильской) и от континентальной коры отличается меньшей мощностью (до 25 – 30 км), а также нечеткостью, постепенностью границы между гранитным и базальтовым слоями.

Химический состав ЗК (по А.Е.Ферсману, 1939г.) определяется прежде всего кислородом в форме оксидов(49,13 вес.%),кремнием(26,0%) и алюминием(7,45%). Существенную роль играют железо(4,2%), кальций (3,25%), натрий(2,4%),калий (2.35%) и магний (2.35%) . На долю прочих химических элементов приходится 2,97%.

По степени тектонической активности в земной коре выделяют платформы устойчивые, малоподвижные участки земной коры и геосинклинали – чрезвычайно подвижные зоны, превращающиеся в процессе развития в складчатые системы.

Платформы характеризуются малой подвижностью, слабым расчленением на области поднятий и погружений, малыми амплитудами колебательных движений, меньшим развитием магматизма, по сравнению с подвижными поясами (геосинклиналями). Платформы образуются на месте ранее существовавших геосинклинальных областей, поэтому выделяют два структурных этажа – складчатый фундамент и осадочный чехол. В основании осадочного чехла выделяют переходный комплекс (рис .4.1).

Фундамент формировался в геосинклинальных условиях и состоит из сложно дислоцированных метаморфизованных осадочных и вулканогенных формаций, пронизанных гранитными интрузиями. На древних платформах складчатый фундамент соответствует гранитно-метаморфическому слою.

Переходный комплекс заполняет авлакогены – узкие надразломные структуры типа ступенчатых грабенов, заполненных молассообразными формациями.

Осадочный чехол сложен различными пологозалегающими формациями платформенного типа. Платформенный комплекс характеризуется 1)широким распространением морских мелководных, наземных и лагунных типов осадков, кор выветривания, продуктов их переотложения;2)выдержанностью на больших площадях вещественного состава и мощности отложений; 3)отсутствием метаморфизма осадков; 4) практическим отсутствием магматизма (кроме траппов и массивов щелочных пород); 5)крупными, очень пологими структурами; 6)осадочными формациями – индикаторами: писчего мела, глауконитовых кварц-аркозовых песчаников и глин с желваками фосфоритов,глинисто-опоковых глин, каолиновых глин, кварцевых песков и нек.др.

Возраст платформы определяется возрастом её фундамента. Выделяют (рис.4.1) древние платформы – кратоны ,сложившиеся уже в первой половине протерозоя(эпикарельские) и молодые платформы – квазикратоны, или метаплатформенные области, возникшие позже: эпибайкальские (байкалиды), эпикаледонские (салаириды и каледониды), эпигерцинские (герциниды), эпимезозойские (ранние мезозоиды-киммериды, поздние-ларамиды). Области альпийской складчатости (альпиды)ныне характеризуются орогенным развитием. Участки древних и молодых платформ, вовлеченные в горообразование в неоген-четвертичное время, выделяют как области эпиплатформенного орогенеза.

 

СТУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ПЛАТФОРМ

Выступы докембрийского фундамента на поверхности платформы называются щитами. Они обладают большой устойчивостью; осадочный покров, как правило, отсутствует.

Опущенные участки платформы, перекрытые осадочным чехлом различной мощности, называются плитами. В пределах плит выделяют антеклизы и синеклизы.

Антеклизы – это поднятия, соответствующие областям относительно неглубокого погружения фундамента, прикрытые маломощным осадочным чехлом (Волго-Уральская, Воронежская, Белорусская и т.д.).

Синеклизы – это впадины, соответствующие областям глубокого погружения фундамента, заполненные мощной толщей осадочных пород (например, Прикаспийская, Московская синеклизы).

Взаимоотношение платформенных и геосинклинальных областей выражается тремя тектоническими формами: 1) краевыми швами, 2) краевыми прогибами и 3) вулканическими поясами.

Геосинклинальные и складчатые области. Геосинклинальные области – это линейные области высокой подвижности земной коры с сильной магматической активностью (преобладанием погружений и накоплением мощных толщ морских, а иногда частично и континентальных осадочных и вулканогенных пород).

По степени развития магматизма выделяются два типа геосинклинальных зон – эвгеосинклинали и миогеосинклинали.

Эвгеосинклиналная зона закладывается над глубинным разломом и представляет собой глубокий прогиб с интенсивным проявлением эндогенных процессов.

Миогеосинклинальная зона закладывается в приплатформенной части и менее активна. Тектонотип эвгеосинклинальной зоны – Восточный Урал, миогеосинклинали – Западный Урал.

Развитие геосинклиналей

Геосинклинали закладываются либо на океанической, либо на континентальной коре в результате раздвига с обнажением при этом «базальтового слоя» или верхней мантии.

В развитии геосинклиналей выделяют два этапа: главный и орогенный. в каждом этапе выделяют две стадии: в главном – стадия начального погружения и стадия собственно геосинклинальная; в орогенном – ранняя и поздняя стадии.

Главный этап – геосинклинальный – начинается стадией начального погружения в условиях растяжения земной коры. Геосинклиналь в это время представляет собой углубляющийся морской бассейн с эвгеосинклинальной и миогеосинклинальными зонами, разделенными геоантиклинальным поднятием. Наиболее активна эвгеосинклинальная зона. Формирующие её глубинные разломы обычно достигают мантии и служат путями проникновения базальтовой магмы. Узкий и очень глубокий прогиб, возникающий вдоль разломов, заполняется морскими осадками. На стадии начального погружения в эвгеосинклинали преобладает региональный метаморфизм в условиях высоких давлений и температур.

В миогеосинклинали на стадии начального погружения формируется аспидная формация умеренной мощности. Магматические породы обычно отсутствуют, степень метаморфизма низкая и проявляется в образовании мусковит-хлоритовых и биотит-хлоритовых пород.

По мере развития геосинклинали прогибы дифференцируются, в них разрастаются поднятия, образуются цепочки выступающих из моря островов – геосинклиналь вступает в зрелую стадию развития. Вокруг поднятий накапливается огромное количество обломочного материала. В конце зрелой стадии эвгеосинклиналь замыкается и выходит из-под уровня моря.

Геосинклинальный тектонический режим характеризуется комплексом пород со следующими признаками: преимущественно морской тип осадков при наличии глубоководных отложений; линейный характер структур; сильная дислоцированность слоев; резкие изменения мощностей и вещественного состава пород вкрест простирания складчатых структур; повышенный метаморфизм пород; насыщенность разреза магматическими телами; наличие толщ и структур, сформировавшихся в условиях резко расчлененного подводного рельефа и высокой сейсмичности; специфический набор осадочных и магматических формаций (кремнисто-сланцевых, кремнисто-карбонатных, яшмовых, аспидных, флишевых, спилито-диабазовых и др.) и офиолитовые ассоциации пород.

В орогенный этап развития характерны сжимающие усилия горизонтальных движений и восходящие вертикальные движения. На раннеорогенной стадии на месте эвгеосинклинали воздымается молодое складчатое сооружение. Как бы компенсируя крупное воздымание, на месте миогеосинклинали между платформой и складчатым сооружением закладывается краевой прогиб.

На поздней стадии происходит общее сводовое воздымание, складчатое сооружение разрастается в ширину, захватывая значительную часть миогеосинклинали.

Признаки орогенного комплекса: широкое распространение континентальных отложений, накопившихся в условиях расчлененного горного рельефа; преобладание осадков озер и лагун ненормальной (повышенной или пониженной) солености; преимущественно брахиформный глыбовый тип структур с неравномерно деформированными слоями; наличие толщ и структур, образовавшихся в условиях высокой сейсмичности; чередование продуктов кислого наземного магматизма с лавами основного состава; наличие одновозрастных крупных гранитных массивов; молассовый тип формаций.

Орогенный этап сопровождается складчатостью с образованием крупных надвигов и шарьяжей. Метаморфизм на поздней стадии угасает. Постепенно складчатое сооружение утрачивает тектоническую активность, подвергается процессам эрозии и денудации и после разрушения горных систем превращается в основание платформ.

Для платформенного комплекса характерно: широкое распространение морских мелководных, наземных и лагунных осадков, кор выветривания и продуктов их переотложения; выдержанность на больших площадях вещественного состава и мощности отложений; отсутствие метаморфизма и магматических комплексов (за исключением траппов и массивов щелочных пород); специфический набор осадочных формаций, среди которых индикаторами являются формации писчего мела, глауконитовых глин с желваковыми фосфоритами, кварц-аркозовых песчаников, глинисто-опоковых, каолиновых глин, кварцевых песков и нек.др.