Тектонические закономерности размещения и геодинамические условия формирования верхнедевонских вулканических формаций припятской зоны рифтогенеза
жүктеу/скачать 110.75 Kb.
|
- Бұл бет үшін навигация:
- Список литературы
ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАЗМЕЩЕНИЯ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ВЕРХНЕДЕВОНСКИХ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ФОРМАЦИЙ ПРИПЯТСКОЙ ЗОНЫ РИФТОГЕНЕЗАВ.С. КонищевИнститут геохимии и геофизики НАН Беларуси, Минск, vkon@ns.igs.ac.by Припятская зона рифтогенеза является западным окончанием Припятско-Днепровско-Донецкой рифтовой зоны и включает Припятский палеорифт и Брагинско-Лоевскую седловину, Южно-Припятское и Северо-Припятское плечи. Припятский рифт ограничен на севере и юге суперрегиональными Северо-Припятским и Южно-Припятским краевыми сквозькоровыми листрическими разломами амплитудой 3 4 км и подразделяется на Внутренний грабен и Северную зону степеней. Северная зона ступеней отделена на юге от Внутреннего грабена Червонослободско-Малодушинским региональным сквозькоровым листрическим разломом и разбита Речицко-Вишанским региональным сквозькоровым листрическим разломом на Речицко-Шатилковскую и Червонослободско-Малодушинскую ступени. Во Внутреннем грабене развиты лишь внутрикоровые разломы. На севере Припятская зона рифтогенеза ограничена от Жлобинской седловины Жлобинским листическим разломом мантийного заложения. Припятский рифт и рифтовая зона в целом симметричны. Вместе с тем имеются элементы их асимметрии. Так, на севере зоны выделяется пять листрических разломов мантийного заложения с южным падением плоскостей сбрасывателей, на юге только Южно-Припятский краевой разлом с северным наклоном плоскости сбрасывателя является мантийным, но и он в кровле мантии упирается в плоскость Червонослободско-Малодушинского разлома с южным падением и является по отношению к нему антитетическим. Под Припятской рифтовой зоной на глубине 35 45 км по подошве земной коры выделяется асимметричное поднятие с более крутым южным склоном и линза коро-мантийной смеси (астенолинза) в основании коры мощностью 5 10 км. Поднятие кровли астеносферы (астенолит) выделяется на глубине 80 90 км. Оно также асимметрично: в его кровле выделяется два выступа – один под осевой частью палеорифта и второй в зоне Северо-Припятского краевого разлома. Над северным выступом в мантии на глубине 60 70 км выделяется астенолинза, а выше в консолидированной коре – зона разуплотнения [Гарецкий и др., 1987]. Глубинная асимметрия рифтовой зоны на уровне мантии породила тектоническую асимметрию консолидированной коры и чехла, асимметрию в развитии рифтовой зоны и, как следствие, литологическую, геотермическую асимметрию, а также асимметрию нефтеносности и асимметрию вулканизма. Проявления позднедевонского рифтового вулканизма приурочены в основном к северной части рифтовой зоны: к Лоевской седловине и сопредельной восточной части Северной зоны ступеней, к Северо-Припятскому плечу и сопредельной части Жлобинской седловины. Первая, речицкая фаза вулканизма проявилась в начале позднего франа с началом рифтовой стадии в зоне Жлобинского листрического разлома мантийного заложения, ограничивающего с севере Припятскую рифтовую зону, в результате чего здесь сформировалась щелочная ультраосновная формация трубок взрыва. Бурением изучены 23 трубки взрыва, которые образуют Жлобинское поле диатрем в составе четырех кустов (Антоновский, Лучинский, Гадиловичский и Рогачевский). Диаремы в их верхней кратерной части сложены вулканокластическими, преимущественно эксплозивно-обломочными породами кратерной и жерловой фаций вулканизма (туфы, туфобрекчии, ксенотуфы, ксенотуфобрекчии), в низах кратерной части они чередуются с массивными брекчированными лавовыми породами, ниже вскрыты массивные трещиноватые и брекчированные магматические микрокристаллические породы субвулканических тел (некки и дайки). Слагающие трубки породы относятся к трем семействам щелочного ряда: щелочным пикритам, мелилититам и ультраосновным фоидитам (меленефелениты и их оливиновые и лейцит-оливиновые разности; мелалейцититы, в том числе нефелин-оливиновые, оливиновые и мелилит-оливиновые; мелилититы, представленные оливиновыми и лейцит-оливиновыми разностями; щелочные, преимущественно фельшпатоидные и мелилит-пироксеновые пикриты). Породы в разной степени изменены вплоть до полного замещения вторичными продуктами [Веретенников и др., 2001]. Породы щелочные и высококалиевые (отношение K2O/Na2O изменяется от 0,9 до 30), имеют повышенное содержание Ba, Sr, Pb, TiO2, Ni, Co, Cr и пониженное СаО. Высокое содержание Mg и отношение Ni/Co характерно для мантийных образований. Повышенная кремнекислотность(41,71%) и пониженная магнезиальность (13,9%) фоидитов и их обогащенность элементами, характерными для остаточных расплавов, свидетельствуют, что имели место процессы фракционирования по механизму гравитационной кристаллизации [Штефан Л.В., 1999]. По-видимому, они происходили уже в астенолите на глубине 80 100 км. Глубинная природа ультраосновной магмы подтверждается характером глубинных ксенолитов в трубках взрыва. Помимо большого количества ксенолитов осадочных пород в трубках взрыва выявлены ксенолиты различных кристаллических, в том числе глубинных пород: гранитов, амфиболитов, мафических гранатовых гранулитов, горнблендитов, реже – пироксенитов и перидотитов. Наиболее глубинными являются ксенолиты шпинелевых перидотитов, характерные для верхних, беспироповых фаций глубинности верхней мантии. Исключительное развитие щелочных ультрабазитов и характер глубинных включений свидетельствуют, что родоначальные магмы этого вулкано-магматического комплекса имеют мантийную природу и являются продуктами плавления вещества верхней мантии на глубинах 50 100 км и более. В то же время гранулиты формировались при РТ условиях 800о С и 10 кбар, соответствующих уровням нижней коры на глубине 35 км, а данные по распределению в них редкоземельных элементов указывают, что они образовались в результате метаморфизма габброидов известково-щелочной серии, сформированных в зонах субдукции океанической коры под Сарматию в раннем протерозое [Таран и др., 2000]. Формированием очагов рифтового вулканизма над древней зоной субдукции объясняется щелочной калиевый характер вулканических пород. Жлобинское поле диатрем приурочено к участку пересечения субширотного Жлобинского мантийного разлома, ограничивающего с севера зону рифтогенеза, и ряда сопутствующих ему разломов с субмеридиональной неотектонически активной Брагинско-Витебской зоной разломов древнего заложения и длительного развития. Она контролирует субмеридиональное течение Днепра и входит в состав планетарного Лапландско-Нильского линеамента. В этой зоне в районе г. Рогачева отмечается резкий изгиб Днепра, что может быть связано с правосторонним сдвигом по Жлобинскому и сопутствующим ему субширотным разломам, ограничивающим с севера Припятскую зону рифтогенеза. Листрические рифтовые разломы закрытые и не являются магмопроводящими, а поступление ультраосновной магмы в трубки взрыва имело место по разрывам поперечной зоны разломов, которая является широкой зоной дробления, субвертикальна и отличается большей раскрытостью. Жлобинское поле диатрем контролируется кольцевой структурой второго порядка, выделяемой по дешифрированию космических снимков. Юго-восточнее и ближе к Северо-Припятскому краевому разлому в пределах ступеней Северо-Припятского плеча и на Гомельской структурной перемычке изучены вулкано-плутонические образования Уваровичского поля второй, поздневоронежско-евлановской фазы вулканизма. Здесь в небольших вулканических постройках и их подводящих каналах скважинами вскрыты вулкано-кластические породы (туфы, ксенотуфы, туфо-и ксенобрекчии, карбонатные туффиты и туфоизвестняки). Слагающие их породы относятся к двум семействам класса щелочно-ультраосновных пород – щелочным пикритам и ультраосновным фоидитам (фельдшпатоидные, преимущественно нефелиновые пикриты, нефелин-оливиновые мелалейцититы). Вскрыты также вулканокластические породы, которые являются производными щелочных калиевых пикробазальтов, а также ксенолиты амфиболитов и габбро-анортозитов, которые вынесены из различных горизонтов земной коры [Таран и др., 2000]. Уваровичское поле вулканитов контролируется участком пересечения субширотного рифтового Малиновско-Глазовского мантийного разлома и поперечного Гомельского разлома субмеридионального простирания. На севере Брагинско-Лоевской седловины, в сопредельных частях Северной зоны ступеней и Гомельской структурной перемычки распространены евлановско-домановичская и елецкая вулканогенные толщи третьей и четвертой фаз вулканизма мощностью соответственно до 1900 и 1400 м. Они разделены толщей задонских преимущественно карбонатных отложений. Нижняя вулканогенная толща к западу замещается нижней евлановско-ливенской соленосной толщей, верхняя – елецкими глинисто-мергельными и карбонатными отложениями. Площадь их распространения превышает 2000 км2. Они сложены вулканическими туфами преимущественно агломератовой структуры с покровами и потоками лав, секущими и пластовыми субвулканическими телами, породами жерловых и прижерловых фаций, в петрографическом отношении не имеют существенных различий и образуют щелочную оливин-базальтовую (трахибазальтовую) формацию континентов. Эффузивные породы формации представлены щелочными и субщелочными трахитами, плагиотрахитами, трахиандезитами, трахибазальтами, оливиновыми меланефелинитами, меланефеленитами и нефеленитами, лейцитовыми нефелинитами и меланефелинитами, лейцетитами и мелалейцетитами, нефелиновыми лейцетитами и мелалейцититами, гиалопикритами и щелочными пикритами. Аналогичный состав имеет литокластический материал туфов и туффитов. Породы субвулканических фаций представлены сиенит-порфирами, сиенит-аплитами, вогезитами, миннет-вогезитами, шонкинитами, мончикитами, джумаритами, порфировыми пикритами; в жерловой фации встречаются сиенит-порфиры и микросиениты. Формация сложена разнообразными по составу средними, основными и ультраосновными породами, но в общем, состав пород преимущественно средний и основной щелочного ряда, при этом при сохранении щелочного характера разнообразие пород возрастает вверх по разрезу[Корзун и др., 1977; Веретенников и др., 2000]. На востоке в разрезе Шарпиловской скв. 1 выделяется вулканогенная толща мощностью 431 м еще одной, петриковско-лебедянской фазы вулканизма, сложенная туфами, туффитами и покровами щелочных трахитов, нефелинитов и лимбургитов[Корзун и др., 1977]. В пределах Внутреннего грабена в задонском горизонте с максимумом в среднезадонских (тремлянских) отложениях встречены прослои вулканических туфов и туффитов на Ельской, Восточно-Ельской, Стреличевской, Тульговичской, Восточно-Выступовичской, Николаевской, Гостовской, Каменской и Мозырской площадях. Западнее, севернее и восточнее эти породы не известны. Туфы и туффиты образуют прослои мощностью от первых сантиметров до нескольких метров и сложены обломками вулканического стекла серповидной, клиновидной, рогульчатой или неопределенной причудливой формы алевритовой и псаммитовой размерности. Вулканическое стекло нацело замещено анальцимом, часто вместе с кальцитом, реже одним кальцитом. Встречаются хлорит, каолинит, пирофиллит, монтмориллонит, шамозит и другие минералы постседиментационной переработки первичного пирокластического материала. Наибольшее содержание (70 80%) туффитового материала и продуктов его переработки отмечается в прослойках туффитов мощностью до 1 м, повышенные содержания (свыше 50%) отмечаются в цементе песчаников и алевролитов и наименьшее (до 5%) количество – в их обломочной части. Максимальную мощность (18 19 м) пласты туфов и туффитов имеют на Восточно-Ельской площади (скв. 12, 13, 14), где встречается наиболее крупный, до крупнопсаммитовой размерности витрокластический материал. К западу, северу и востоку пирокластический материал заметно мельче. Судя по легкой способности пород к цеолитизации, пирокластический материал щелочно-кислого состава [Корзун и др., 1989]. Это свидетельствует, что источник пирокластического материала не находился в северо-восточной части прогиба и на Брагинско-Лоевской седловине, где расположены основные очаги вулканизма, поскольку там нет вулканических пород задонского возраста. Это позволяет выделять задонскую фазу кислого щелочного вулканизма в пределах Внутреннего грабена. Его центр, по-видимому, находился в зоне Буйновичско-Наровлянского регионального внутрикорового разлома в районе пересечения с поперечными субмеридиональными разломами амплитудой от 600 до 1500 м, где в Восточно-Выступовичской скважине 1 в евлановских отложениях была вскрыта дайка гранита. Для заключительной, лебедянско-данковской фазы, которая развита уже на территории Украины и завершает рифтовый этап вулкано-плутонической деятельности, характерны мощные излияния основных, средних и кислых лав и отсутствие типичных ультраосновных пород. Они слагают трахибазальт-трахиандезит-трахилипаритовую формацию [Ляшкевич и др., 1982). На территории Припятского прогиба эта фаза вулканизма фиксируется прослоями с пепловым материалом в надсолевых девонских отложениях. Черниговско-Брагинская область вулкано-магматизма приурочена к участку пересечения рифтом субмеридионального Ядловско-Трактемировского (Одесского) трансрегионального разлома раннепротерозойского заложения и длительного развития, с которым связано образование поперечного выступа, разделяющего Припятский и Днепровско-Донецкий рифты и изменение их простирания с северо-западного на субширотное. Очевидно, субмеридиональные разрывные нарушения и были подводящими магматическими каналами. Субширотные рифтовые сбросы листрические, их плоскости закрыты и, хотя в Припятском прогибе они пересечены многочисленными скважинами, нигде на плоскостях сбросов не встречено магматических пород. В целом для северо-запада Припятско-Днепровско-Донецкой рифтовой зоны характерно гомодромное развитие вулканического процесса: от ультраосновных пород – к основным, средним и кислым, и весь вулкано-плутонический комплекс является бимодальным. Однако внутри него нередко отмечается антидромный порядок извержения, когда извержения нефелинитов и ультраосновных пород следовали после извержения трахитов, что свидетельствует о гравитационной дифференциации и последовательном опорожнении дифференцированных магматических очагов сверху вниз [Корзун и др., 1977]. Отмечается также последовательное смещение очагов вулканизма с запада на восток и с севера на юг от северного ограничения к центру рифтовой зоны, а также уменьшение калиевой щелочности пород с запада на восток. Особенности вулканизма в Припятской рифтовой зоне обусловлены закономерностями формирования Припятско-Днепровско-Донецкой рифтовой зоны. Заложение в среднем девоне задугового океанического бассейна Палео-Тетис II к югу от Восточно-Европейской платформы привело к нарушению гравитационного равновесия в земной коре и течению на юг в сторону океана вещества ее нижней пластичной части. Фронт течения двигался на север вглубь континента пока не встретил на своем пути ослабленную осевую зону Сарматского щита, где на фронте течения была разорвана как верхняя хрупкая часть земной коры, так и нижняя мантийная часть литосферы [Лобковский и др., 1989]. Это привело к изотермической декомпрессии в астеносфере, ее селективному плавлению, компенсационному изостатическому всплыванию разуплотненного мантийного вещества и образованию выступа астеносферы в виде диапира (астенолита), прорыву вещества астеносферы по зоне разрыва и формированию линзы коромантийной смеси (астенолинзы) в основании земной коры. Сформировалась двухъярусная система континентального рифтогенеза, которая предопределила всю последующую тектоно-магматическую эволюцию рифтовой зоны. Палеорифт формировался по модели простого сдвига при смещении на юг Украинского щита и стабильном положении Белорусской и Воронежской антеклиз, при этом основная зона растяжения литосферы была на севере, на фронте течения, где сформировались пять наклоненных на юг глубинных листрических разломов. Поэтому первая фаза рифтового магматизма с образованием щелочной ультраосновной формации трубок взрыва проявилась в северной части рифтовой зоны в районе Жлобинского глубинного разлома, ограничивающего зону с севера. Ультраосновной расплав поступал из астенолита с глубины 80 90 км и более. Ультраосновные, основные, средние и кислые породы последовательных фаз вулканизма являются, по-видимому, продуктами кристаллизационной гравитационной дифференциации родоначальной щелочной ультраосновной магмы. Процесс фракционной дифференциации начался в астенолите, продолжался в промежуточной астенолинзе, но в основном происходил на глубинах 35 45 км в пределах астенолинзы под Припятским палеорифтом в основании земной коры. Этот расплав поступил в нее из астенолита в первую фазу рифтогенеза и магматизма, хотя нельзя исключать возможность последующего неоднократного поступления магматических расплавов из астенолита в астенолизу в следующие фазы рифтогенеза. Список литературыГарецкий Р. Г., Клушин С. В. Глубинное строение Припятского палеорифта // Докл. АН СССР, 1987, Т. 297, № 6. С. 1438 1442. Веретенников Н. В., Корзун В. П., Махнач А. С. Платформенный магматизм, Верхнедевонский магматический комплекс // Геология Беларуси. Мн., 2001. С.446-458. Корзун В. П., Ажгиревич Л. Ф., Вольская Л. С. Распределение и источник пирокластического материала в задонских отложениях девона Припятского прогиба // Докл. АН БССР, 1989, Т. 33, № 6. С. 549-552. Лобковский Л. И., Хаин В. Е. Некоторые особенности строения и развития пассивных окраин и рифтовых зон континентов и их возможное объяснение // Геотектоника, 1989, № 6. С. 28-39. Ляшкевич З. М., Марушкин А. И. Вулканические формации Днепровско-Донецкой впадины. Киев, 1982, 180 с. Таран Л. Н., Веретенников Н. В. Глубинные ксенолиты в породах трубок взрыва Беларуси // Докл. НАН Беларуси, 2000, № 6. С. 63-65. Штефан Л. В. Петрохимические особенности пород трубок взрыва Беларуси (Жлобинское поле) // Проблемы алмазоносности Беларуси. Мн., 1999. С. 100-110. жүктеу/скачать 110.75 Kb. Достарыңызбен бөлісу:
|