10.03.2021

Петрохимия метаморфических пород в связи с проблемой выделения формаций по составу исходных отложений


В геосинклинальном развитии континентальной коры складчатого строения прослеживается закономерная эволюция как первичного состава терригенно-вулканогенных отложений, так и характера последующих процессов их изменения в результате метаморфизма и интрузивного магматизма. Эта эволюция вырисовывается в последние годы в связи с получением новых данных по геологии океанических регионов и областей их перехода к континентальным массивам. Новые данные позволяют более четко обрисовать начало развития эвгеосинклиналей, закладывающихся непосредственно на базальтовом (океаническом) основании. Это развитие начинается с формирования офиолитовых комплексов особого типа, сложенных толеитовыми базальтами повышенной магнезиальности, крайне бедными калием, хромитоносными гипербазитами, глубоководными кремнистыми отложениями и глинистыми осадками с относительно низким отношением К2О : Na2O. Петрологически они аналогичны «эмбриональным» офиолитовым формациям срединноокеанических хребтов, связанных с глобальной системой рифтовых структур. Эта аналогия выдерживается не только в отношении первичного состава отложений, но и в части метаморфизма, связанного с их последующей деформацией. Метаморфизмом (спилитизацией базальтов и их зеленокаменным перерождением) усиливается натриевый характер раннегеосинклинальных образований. В разрезах геосинклинальных систем они приурочены к внешним (наиболее океаническим) структурно-фациальным зонам, развиваясь, по-видимому, в связи с глубоководными желобами. Эти зоны могут служить ареной накопления также мощных толщ обломочных пород, главным образом, грауваккового состава. Для них типично проявление натриевого глаукофанового метаморфизма.

Многие специфические черты раннегеосинклинальных образований прослеживаются в так называемых контрастных вулканических комплексах, в которых толеитовые базальты находятся в сочетании с кислыми дацитовыми или липаритовыми вулканитами. Образование их связано, по-видимому, с развитием рифтовых структур в участках относительно консолидированной сиалической земной коры. Наложение натриевого метаморфизма приводит к превращению вулканических образований в спилиты, альбитофиры и альбитовые зеленые сланцы.

Более зрелым стадиям геосинклинального развития отвечают пояса андезитового вулканизма, сопровождаемые накоплением более мощных толщ туфов и терригенных (глинистых) отложений. Они приурочены к геоантиклинальным поднятиям, окаймляющим со стороны континента структурно-фациальные зоны развития гипербазитов и толеитовых базальтов (офиолитовых альпинотипных комплексов). Примером может служить Новая Зеландия, в развитии которой, как и на других островных дугах Тихоокеанского кольца, прослеживается последовательное смещение геосинкллнального режима от континента в сторону океана (рис. 16). Это смещение прослеживается по расположению пермских и меловых вулканических поясов, а в пределах каждой возрастной группы зафиксировано распределение изверженных пород по фациально-структурным зонам геосинклиналей: внешние (океанические) зоны представлены гарцбургит-толеитовыми ассоциациями (совместно с глубоководными осадками, спилитами, граувакками), затем следуют зоны развития лейкократовых базальтов и андезитов (в меловой геосинклинали эти зоны совмещаются), дальше к континенту располагается область развития щелочного магматизма. В этой закономерности пространственного расположения изверженных серий (толеитовые базальты — лейкократовые базальты и андезиты — щелочные базальты) наряду с последовательным возрастанием в породах отношения (K2О+Na2О) : SiO2 увеличивается также отношение К2О : Na2O. Это отношение может служить, таким образом, показателем положения базальтоидов в рассматриваемом эволюционном ряду, отвечающем развитию и консолидации подвижных зон.

В эмбриональные стадии эвгеосинклинального развития выплавляются толеитовые магмы, почти лишенные калия, как в пермском офиолитовом поясе. Они широко представлены также в срединноокеанических хребтах, в которых, как и в околоконтинентальных эвгеосинклинальных зонах, отвечают ранним, тектонически активным стадиям их развития и находятся в ассоциации с гипербазитами дунит-гарцбургитового ряда. Состав вулканических пород, обнаруживающий зависимость от тектонической активности подвижных зон, может служить хорошим показателем степени развития (зрелости) геосинклинальных систем, что на примере современного вулканизма было показано А. Миасиро, с использованием данных которого составлены графики, представленные на рис. 17. На них наглядно отражено изменение состава вулканических пород по мерe перехода от рифтовых структур типа срединноокеанических хребтов и аналогичных им образований начала геосинклинального развития к геоантиклинальным поднятиям, характеризующимся развитием андезитового и затем щелочного вулканизма.

В тыловых (континентальных) структурно-фациальных зонах геосинклинальных систем накапливаются существенно терригенные и карбонатно-терригенные толщи, в которых вулканические образования (основные и кислые) играют подчиненную роль или отсутствуют. Глинистые отложения в их составе характеризуются в среднем более высоким отношением К2О : Na20 по сравнению с отложениями терригенно-вулканогенных и гипербазит-вулканогенных (офиолитовых) геосинклинальных разрезов (рис. 18).

Петрохимия метаморфических пород в связи с проблемой выделения формаций по составу исходных отложений

Исследование глубоко метаморфизованных геосинклинальных отложений, особенно широко развитых в докембрии, осложняется тем, что первичный состав их значительно изменен наложенными процессами метаморфизма и интрузивного магматизма. Они обусловлены дислокациями земной коры, которые проникают в глубины мантии и стимулируют восходящие потоки флюидов, без участия которых эндогенные процессы не происходят. Магматизм и метаморфизм отражают общий процесс восходящей миграции вещества. В развитии магматизма в глубинных зонах земной коры, как было показано Д.С. Коржинским, доминируют процессы магматического замещения, в результате которых толщи слоистых пород замещаются магматическими массами, которыми селективно усваивается часть компонентов замещаемых пород, а другая часть выносится потоками трансмагматических растворов. Развитие «корового» магматизма сопровождается наиболее интенсивной миграцией вещества. С магматическими массами, особенно кислого состава, связываются потоки охлаждающихся химически агрессивных растворов, которые, проникая во вмещающие породы, вызывают их интенсивное преобразование (метасоматоз) с широким привносом — выносом компонентов. В метаморфических процессах, охватывающих нередко огромные объемы горных пород, метаморфизующие флюиды не обладают такой химической агрессивностью и изменение первичного состава пород более умеренно, хотя всегда имеет место. Метаморфические процессы с изменением в породах содержания только летучих компонентов (H2O, CO2, O2 и др.) принято называть изохимическим метаморфизмом, а более существенные изменения первичного состава пород понижаются в ряду процессов: магматическое замещение — метасоматоз — аллохи-мический метаморфизм — изохимический метаморфизм.

На диаграмме (рис. 19) дается сопоставление в параметрах SiO2 и (K2О+Na2О) метаморфических пород, а также осадочных образований и изверженных пород щелочноземельного ряда, входящих в состав геосинклинальных разрезов, подвергающихся метаморфизму.

Метаморфические породы подразделяются на два ряда — щелочноземельных пород, в общем соответствующих в отношении указанных компонентов осадочным отложениям и геосинклинальным изверженным породам, и щелочных пород — продуктов резко выраженного аллохимического метаморфизма, для которых соответствие составов отсутствует.

Необходимо отметить, что разграничение аллохимического и изохимического метаморфизма довольно условно, так как изохимического метаморфизма в строгом смысле этого понятия не существует. При метаморфизме горных пород всегда изменяется в них содержание не только летучих компонентов, причем не только петрогенных, но и рудных, содержащихся в виде примесей, например, золота. Однако для определенных целей несущественными изменениями можно пренебречь и говорить об изохимическом преобразовании. В то же время, в числе метаморфических пород имеются разновидности, всегда образующиеся со значительными изменениями первичного химического состава пород, и пренебрежение этими изменениями ведет к неправильным представлениям о природе метаморфизма. Поэтому разделение метаморфических пород на аллохимический и изохимический типы в некоторых случаях может быть оправдано.

По кремнекислотности в ряду щелочноземельных пород различаются: группы серпентинитов, амфиболитов, тальковых сланцев, основных гнейсов, гнейсов, кварцито-гнейсов, а в ряду щелочных пород — группы хлоритовых и рибекитовых сланцев, глаукофановых сланцев, щелочных жадеититов и щелочных гнейсов и кварцито-гнейсов.

Переход к щелочным породам в метаморфических образованиях выражается появлением таких минералов, как глаукофан (глаукофановые сланцы) и другие амфиболы повышенной щелочности (щелочные амфиболиты), жадеит и омфацит (в жадеититах и эклогитах), эгирин и рибекит (щелочные гнейсы и альбититы), нефелин (щелочные кристаллические сланцы) и т. д. К этому ряду относятся многие метаморфические породы, богатые альбитом, серицитом, биотитом, а также хлоритовые породы, обедненные кремнеземом в результате десиликации. Щелочные метаморфические породы разделяются по содержанию кремнезема на ряд групп. На диаграмме отражено соответствие их ультраосновным, основным, средним и кислым породам щелочноземельного ряда. Переход между породами основного и среднего состава отвечает интервалу кремнекислотности 52—60% SiО2, к которому относятся породы, промежуточные между амфиболитами (45—52% SiО2) и типичными гнейсами (SiC2 > 60%). Это кварцевые амфиболиты, пироксеновые и амфиболо-вые меланократовые гнейсы, а также гнейсы, богатые кордиеритом, лранатом, силлиманитом, глинистые сланцы, филлиты, тальковые сланцы. Гнейсы, относящиеся к этой группе, предлагается выделить под особым названием основных гнейсов, чтобы отличать их от типичных гнейсовых пород, характеризующихся высокой кремнекислотностью. Наиболее яркими примерами аллохимического метаморфизма являются развитие щелочной минерализации (эгириновой, рибекитовой, родузитовой) в толщах железистых кварцитов, образование глаукофановых сланцев и подчиненных им щелочных эклогитов в офиолитовых (альпинотипных) поясах, появление жадеита и альбита в дунит-гарцбургитовых гипербазитовых комплексах и т. д.

Метаморфические горные породы, которые на диаграмме (см. рис. 19) соответствуют по составу исходным изверженным и осадочным породам (продукты «изохимического» метаморфизма), при более детальном рассмотрении обычно обнаруживают закономерные петрохимические отличия. Показательны, в частности, различия исходных и метаморфических пород по соотношению щелочных металлов. В общем метаморфические породы, рассматриваемые в целом, характеризуются более высоким отношением Na2O : K2O по сравнению с исходными осадочными и изверженными породами, что для различных формаций характеризуются графиками, представленными на рисунках 20 и 21.

Петрохимические данные позволяют сделать вывод, что региональный метаморфизм ранних этапов как пелитовых, так и базальтоидных пород происходил под воздействием натриевых флюидов, вероятно, подкорового происхождения. Диапазон изменения состава метаморфических пород выходит за пределы, которые определяются для геосинклинальных отложений различного типа. В то же время, очевидно, что изменения химического состава пород при метаморфизме не столь значительны, чтобы полностью затушевать первичные петрохимические различия отложений главных типов геосинклинальных разрезов, которые, как отмечалось, можно расположить в ряд последовательного повышения роли терригенных (глинистых) отложений и сокращения значения основного вулканизма: офиолитовые (альпинотипные) — зеленокаменные альбитофиро-спилитовые (вулканогенные) — терригенно-вулканогенные (андезитовые) геосинклинальные — терригенные. Они находятся в сложных взаимоотношениях, но в общем прогрессивном развитии континентальной земной коры существенно вулканогенные формации (расположенные в начале ряда) предшествуют развитию более терригенных формаций и нередко служат складчатым основанием, на котором они развиваются.

Систематика метаморфических формаций, приводимая в табл. 10, отражает первичный состав геосинклинальных отложений и геохимическую специфику метаморфизма на различных стадиях развития подвижных зон. В пределах каждой структурно-фациальной зоны, характеризующейся специфическим геосинклинальным разрезом, метаморфизм начинается воздействием на породы наиболее натриевых растворов, состав которых эволюционирует в направлении усиления роли калия, завершаясь формациями метаморфических пород, генетически связанными со становлением нормальных (калиевых) гранитоидов.

Наиболее глубокое развитие метаморфических комплексов прослеживается в докембрийских щитах и кристаллических массивах типа Алданского щита. Благодаря широкому развитию гранитизации и связанного с ней аллохимического метаморфизма различия метаморфических формаций по исходному составу геосинклинальных отложений здесь существенно затушевываются и в некоторых случаях становятся неразличимыми. Преобладают в основном две формации — плагиогнейсов (эндербитов), приуроченных к вулканогенным комплексам (разрез по р. Учур) и калиевых гнейсов (гранатовых чарнокитов), связанных с существенно терригенными геосинклинальными разрезами (иенгрская серия Алданского щита и др.). В особо глубоко эродированных структурах типа сутамского и курультино-гонамского комплексов намечается переход к офиолитовым формациям, что фиксируется появлением продуктов метаморфизма гипербазитов и возрастанием магнезиальности основных кристаллических сланцев, образовавшихся на месте толеитовых базальтов. Одновременно возрастает роль эклогитозых кристаллических сланцев, в которых железистость граната снижается до 45—50%.





Яндекс.Метрика