Некоторые минералогические критерии при изучении метаморфических формаций в связи с установлением их осадочного происхождения
Главной особенностью метаморфических комплексов пород является то, что они образуются в условиях повышенных температур и давления. О термодинамических условиях, в которых происходит метаморфическое минералообразование, в настоящее время мы можем судить на основании экспериментального изучения парагенетических систем. Экспериментальные данные и наблюдения над природными парагенезисами показывают, что верхней границей для регионального метаморфизма является температура порядка 850°, которая поднимается лишь при образовании основных кристаллических сланцев до 900—950°.
Объективными критериями для установления температуры минералообразования при метаморфических процессах различных стадий являются реакции гидратации — дегидратации, которые происходят при температурах 450—750°.
Температура устойчивости таких типичных минералов, как каолинит, хлорит и мусковит, может быть принята для выделения границ метаморфического минералообразования: нижней по каолиниту (450—500°); нижней и средней по хлориту (600°); средней и высокой по мусковиту (700—750°).
С возрастанием температуры метаморфического минералообразования более устойчивыми оказываются минералы, имеющие большую плотность. По сравнению с плотностью приведенных минералов плотность более высокотемпературного кианита оказывается более высокой (3,5—3,7).
О давлении, которое имеет место при метаморфическом минералообразовании, мы можем иметь представление на основании реакций, сопровождаемых существенным изменением объема пород. Эти реакции могут быть двух типов: 1) с выделением или поглощением газовой фазы и 2) полиморфных превращений.
Сопоставление экспериментальных данных с минералогическими наблюдениями позволило В. С. Соболеву установить следующие интервалы давлений при метаморфическом минералообразовании:
1) кристаллические сланцы без кианита и ставролита — 7000 атм;
2) кристаллические сланцы со ставролитом, но без кианита — от 7000 до 12 000 атм;
3) кристаллические сланцы с кианитом (без эклогитов и магнезиальных гранатов), а также, возможно, с жадеитом — 12 000—15 000 атм;
4) фация эклогитов (а также жадеит в парагенезисе с кварцем) — 15 000—20 000 атм.
Естественно, что минералы, образовавшиеся осадочным путем в условиях земной поверхности, попадая в условия метаморфических процессов, должны претерпевать резкие изменения. При этом возникает уже иной минеральный комплекс, устойчивый в новых условиях. Новые минералы образуются в таком порядке, что наиболее устойчивыми оказываются те, которые имеют наименьший удельный объем.
Сопоставление минерального состава осадочных и метаморфических пород (см. таблицу) показывает, что и в обеих группах господствующими являются одни и те же минералы, хотя и наблюдаются минералы, характерные либо для осадочных, либо для регионально-метаморфических комплексов.
Исходя из приведенных данных, казалось бы, можно сделать вывод, что нет объективных минералогических критериев для того, чтобы судить, за счет каких осадочных минеральных комплексов образовались комплексы метаморфические различной стадии метаморфизма. Еще сложней обстоит дело с ультраметаморфическими комплексами, принявшими облик изверженных.
Однако детальное минералогическое изучение метаморфических комплексов с точки зрения установления признаков, которые присущи минералу, входящему в состав этих комплексов, и вместе с тем которые были бы типичными для осадочных образований, показывает, что можно найти критерии, по которым устанавливается первичноосадочное происхождение метаморфических комплексов.
К таким критериям следует отнести: 1) реликты типично осадочных минералов, псевдоморфозы метаморфических минералов по типично осадочным; 2) особенности акцессорных минералов и 3) особенности химического состава минералов.
Рассмотрим первый комплекс признаков. Прежде всего отметим, что исследователи давно обращали внимание на сохранность при метаморфизме реликтов первичных осадочных текстур, каковыми являются волноприбойные знаки, диагональная слоистость, нормальная слоистость, выдержанная мощность пластов и пр. Обзор подобных исследований приведен в работе А.В. Сидоренко и О.И. Луневой. Эти признаки имеют общегеологический характер; наряду с ними мы наблюдаем и подобные признаки минералогические. Так, В.В. Беседин, исследуя форму зерен кварца в железистых кварцитах Кривого Рога, установил, что главная масса кварца железистых кварцитов представляет собой первичнообломочный материал. По исследованиям М.С. Toчилина, магнетит железистых кварцитов KMA является продуктом метаморфизма сидерита, а гематит — гидроокислов железа. К такому выводу он пришел на том основании, что в железистых кварцитах им наблюдались псевдоморфозы магнетита по ромбоэдрам сидерита, а также реликты сидерита в магнетите.
Довольно важными являются наблюдения над кианитовыми сланцами Кейвского месторождения на Кольском полуострове, где игольчатые кристаллы кианита имеют черный цвет, обусловленный включениями тонкодисперсного углистого вещества. Кроме того, в кианите наблюдаются реликты хиастолита, которые по существу являются реликтами преобразованных глинистых сланцев. Больше того, кианит образует псевдоморфозы по хиастолиту с крестообразным поперечным распределением углистого вещества.
Приведенные примеры являются убедительным доказательством первичноосадочного происхождения и кварцитов Кривого Рога и КМА, а также и кианитовых сланцев Кольского полуострова. Правда, первичноосадочная природа кварцитов и кианитовых сланцев может быть узнана и по чисто геологическим признакам, а вот какие есть данные для подобных суждений о породах, претерпевших глубокий метаморфизм, подвергшихся гранитизации, по существу превратившихся в гранитные массивы? Здесь на помощь нам приходят акцессорные минералы, сохраняющие в ряде случаев свои «осадочные» черты, даже попав в гранитные массивы, возникшие в результате гранитизации.
Нам известны термодинамические условия устойчивости акцессорных минералов, в частности температура. Обратимся к двум из них, наиболее изученным циркону и апатиту. Температура разложения циркона, справедливо называемого «кварцем тяжелой фракции», — 1800°, плавления — 2500—2600°, а апатита соответственно 1270—1300 и 1550°.
Наблюдения и опыты показали, что температура кристаллизации магмы лежит в пределах 700—900° в интрузивных условиях и 1000 -1200° в лавах, т. е. температурные условия магматического процесса таковы, что позволяют циркону и апатиту сохранять в ряде случаев признаки, которые они приобрели в осадочных образованиях. Таким признаком прежде всего является форма кристаллов. G. Claus еще в 1936 г. предложил оценивать общую форму кристаллов по их удлинению, т. е. отношению длины кристалла к ширине. Эту величину он назвал коэффициентом удлинения. Позже A. Poldervaart показал, что коэффициент удлинения цирконов в граните в среднем равен трем, а в осадочных породах снижается до двух и меньше. Цирконы же мигматитов в зависимости от их первичного происхождения должны характеризоваться коэффициентом удлинения > 2,0 либо < 2,0.
Таким образом, казалось бы, что был найден довольно простой способ различать по коэффициенту удлинения циркона метаморфические комплексы, возникшие за счет осадочных образований. Однако более детальные исследования показали, что коэффициент удлинения часто зависит от химического состава исходных пород. Было показано, что цирконы щелочных изверженных пород часто имеют изометрический габитус и, следовательно, их коэффициент удлинения будет < 2,0, т. е. по этому признаку породы, содержащие такие цирконы, следовало бы отнести к первичноосадочным, что было бы явно ошибочным.
P. Alien дополнил этот признак введением более объективной величины, выведенной на основании процентного отношения окатанных зерен циркона к общей их массе в породе, принятой за 100%. Эта величина получила название коэффициента окатанности.
С помощью этого коэффициента различными авторами устанавливалось первичноосадочное происхождение многих гранитных массивов. Первичноосадочное происхождение имеют некоторые гранитные массивы докембрия Украины. Так, по данным В.В. Ляховича, коэффициент удлинения кристаллов циркона для жежелевских биотитовых гранитов равен 1,0, а окатанность — 90%; для биотитовых коростышевских гранитов соответственно — 1,5и45%. Кроме того, для цирконов из коростышевских гранитов отмечается наличие темных окатанных ядер среди более светлых кристаллов.
По исследованиям J. Butterfield’a, G. Bond’a, A. Poldervaart’a a. F. D. Eckelmann и др., граниты с прозрачными кристаллами циркона, содержащие более темные округлые ядра, являются трансформированными осадками в породы гранитного состава. С этой точки зрения представляют определенный интерес граниты рапакиви, для которых более позднее образование порфировых выделений полевых шпатов по сравнению с минералами основной массы рассматривается некоторыми исследователями как одно из доказательств их немагматического происхождения.
Что касается акцессорного апатита, то он редко бывает совсем чистым и обычно переполнен включениями, расположенными в центральных частях кристаллов, которые плеохроируют по биотитовой схеме. Они получили название «апатитов с плеохроичным ядром». G. Baker, изучавший подобные апатиты в австралийских гранитах, пришел к выводу, что они приурочены к сильно контаминированным породам. Наши исследования по Западной Волыни подтвердили этот вывод.
Особого внимания заслуживают наблюдающиеся на акцессорных минералах в осадочных породах так называемые наросты и дорастания. Они встречаются на обломках граната, титанита, циркона и других минералов.
На обломках граната, титанита они представлены в виде своеобразной скульптуры — ступенчатости, являющейся фигурами роста. Эта ступенчатость заслуживает особого внимания, так как в последнее время ее природа получает самое различное толкование. На окатанных зернах циркона наросты и дорастания выражены довольно четко в виде пирамидальных граней. Такие цирконы были встречены в гранитах бушвельдского комплекса, забайкальских гранитах и др. Многими исследователями они принимаются как бесспорное доказательство первичноосадочного происхождения этих комплексов.
В отношении особенностей химического состава следует указать на определенное значение работ Н.А. Домарацкого по определению первичной природы метаморфических комплексов по содержанию в них инертных компонентов, а также на значение содержания в минералах редких элементов, на что обращал внимание А.П. Виноградов и на изотопный состав некоторых элементов. Последняя область знания еще мало использована с точки зрения рассматриваемого вопроса, но уже имеющиеся результаты по изотопному составу кислорода, серы, кремния, углерода и других элементов открывают перед исследователями широкие перспективы.
Необходимо обратить внимание исследователей, занимающихся изучением метаморфических комплексов, на необходимость детального минералогического их изучения. Приведенные отдельные факты, большинство которых уже известно в литературе, показывают, что детальное изучение минерала помогает исследователю в решении ряда геологических вопросов, а сам минерал при этом играет роль объективного свидетеля, раскрывающего условия и среду, в которой происходило формирование метаморфических комплексов.
