Осадочные эквиваленты метаморфических пород основного состава

Метаморфические первично осадочные породы основного состава (параамфиболиты, двупироксеновые сланцы и др.) являются широко распространенными образованиями среди докембрийских щитов и массивов. Их формирование происходило в течение значительного промежутка времени (более 3 млрд. лет) и естественно, что на протяжении этого времени типы и условия образования их значительно менялись. Однако восстановление условий докембрийского осадконакопления не может быть проведено без всестороннего сопоставления метаморфизованных отложений с их неметаморфизованными эквивалентами. Кроме того, отсутствие данных по реальным осадочным неметаморфизованным породам фанерозоя, которые могли бы превратиться в условиях изохимического метаморфизма в метаморфические породы основного состава, заставляет весьма осторожно относиться и к критериям различий пара- и ортоамфиболитов, двупироксеновых сланцев и т. п., основанных на петрохимических и геохимических особенностях этих пород.

Как показали исследования последних лет, среди осадочных пород существуют образования, близкие по своему химическому составу к метаморфическим породам основного состава. Это красноцветные и пестроцветные карбонатно-глинистые континентальные осадки, образовавшиеся в аридном климате и платформенных условиях.

Данная работа является опытом выявления и сравнительного анализа конкретных типов осадочных эквивалентов метаморфических пород основного состава. Цель ее — показать достаточно широкую распространенность подобного типа осадков в позднем докембрии и фанерозое, а также осветить некоторые особенности их вещественного состава и условий формирования.

Сопоставление составов метаморфизованных и неметаморфизованных пород основывается на предположении о сохранении или направленном изменении состава исходных пород при их преобразовании в метаморфизованные эквиваленты. Опыт изучения литологии метаморфических пород показывает, что при региональном метаморфизме мощных слоистых толщ не проявляется гомогенизация вещества. Каждая порода преобразуется в свой метаморфический аналог, поэтому основой для выявления и изучения осадочных эквивалентов может служить химический состав метаморфических пород. Исследование в этом направлении показало перспективность такого метода для расшифровки условий формирования древних метаморфических толщ.

Как показывает изучение, реальные осадочные эквиваленты метаморфических пород основного состава достаточно широко развиты по стратиграфическому разрезу от позднего докембрия до современных осадков и включают в себя комплекс смешанных карбонатно-глинистых и глинистых пород (табл. 12). Осадочные эквиваленты метаморфических пород основного состава среди слабометаморфизованных отложений позднего докембрия встречаются в миогеосинклинальных сидеритоносных формациях Кокчетавского докембрийского массива (анализ 1,4) и Бакало-Саткинского района Западного склона Южного Урала (анализ 2). Сходные по химизму образования в палеозойских отложениях изучены среди пермских красноцветов Русской платформы (анализ 3) и верхнепалеозойских флишевых толщ Предуралья (анализ 6). Аналогичные по составу отложения мезозойского и кайнозойского возраста известны в платформенном чехле эпигерцинских структур (анализ 5), передовых прогибах этих платформ (анализ 7), меж-горных впадинах и т. п.

Сравнительное изучение химизма рассматриваемых типов неметаморфизованных карбонатно-глинистых и глинистых осадочных пород, метаморфических и магматических пород основного состава, приведенных в табл. 12, позволяет утверждать, что в ряде случаев отмечается их изохимическое единство. Это единство иногда отмечается по всем породообразующим окислам, а иногда лишь по некоторым, но встречающиеся незначительные отклонения не влияют на отнесение этих пород к единому типу. Это достаточно наглядно иллюстрируется также диаграммами химических составов, построенными по методу П. Ниггли, Н.А. Доморацкого, Де Ля Роша, А.Н. Заварицкого и др.

На диаграммах П. Ниггли изученные карбонатно-глинистые осадки попадают в поле изверженных пород VII—IV сечения тетраэдра (рис. 12, анализы 1, 2, 4, 5, 6). Фигуративные точки ряда разновидностей глин (анализы 3, 7) проектируются в поле осадочных пород IX—II, VII—IV сечений тетраэдра. Фигуративные точки современных осадков (анализ 8) и средних составов глин по Кларку (анализ 12) располагаются на границе осадочных и изверженных пород.

Более того, расчеты, проведенные по методу П. Ниггли, показывают, что эти породы (анализы 1, 6) являются изохимичными габброидной и пироксен-габброидной группам магматических пород, а некоторые разновидности глинистых сланцев изохимичны пироксенитовой группе. Это подтверждается также и диаграммами, построенными по методу А.Н. Заварицкого, на которых начальные точки векторов глинистых и карбонатно-глинистых пород частных анализов почти точно укладываются на вариационную кривую магматических пород основного и ультраосновного состава. По положению на диаграмме особое место занимают лишь векторы глин современных осадков, которые в силу своей специфичности дают широкий диапазон колебаний составов и занимают разрозненные участки.

На диаграммах химического состава Н.А. Доморацкого (рис. 13), разработанных с целью определения первичной природы метаморфических пород с учетом дифференциальной подвижности компонентов при магматических и метаморфических процессах, фигуративные точки ряда разновидностей изученных глинистых пород (см. табл. 12, анализы 2, 4, 6) располагаются исключительно в поле магматических пород основного и ультраосновного состава. Аналогично располагаются и фигуративные точки базальта, габбро и амфиболита (анализы 9, 10, 11).

Фигуративные точки других разновидностей глинистых пород (анализы 5, 7, 8) на диаграмме I расположились в поле магматических пород, на диаграмме II в поле неопределенности, на диаграмме III — в поле неопределенности (анализы 7, 8) ив поле магматических пород основного состава. При расшифровке при помощи указанных диаграмм природы метаморфических пород изохимичных аналогичным глинистым породам, природа таких пород будет ошибочно определена как магматическая.

Фигуративные точки лишь некоторых разновидностей глинистых пород (анализы 3, 12) лежат в поле магматических пород или в поле неопределенности, или в поле осадочных пород и, следовательно, вопрос о природе метаморфических пород не решается определенно.

При построении диаграмм Де Ля Роша (рис. 14) сделано допущение, что при региональном метаморфизме происходит смена минеральных ассоциаций, сопровождающаяся изменением массы высокоподвижных компонентов: Н2О, СО2, К2О, Na2O. Координатами этой диаграммы служат атомные количества малоподвижных петрогенных элементов: Al+Fe+Ti и Ca+Mg. На диаграммах выделена область, характеризующаяся минеральными ассоциациями амфиболитов и гранатовых амфиболитов, типичных для условий амфиболитовой фации регионального метаморфизма.

При нанесении результатов анализов глинистых и глинисто-карбонатных пород (см. табл. 12) оказалось, что в выделенную область распространения амфиболитов и гранатовых амфиболитов попадает большая часть исследуемых пород (анализы 1, 2, 3, 5, 6). Более того, ряд фигуративных точек (анализы 1, 2, 5, 6) на предложенной диаграмме попадают в поле максимальной концентрации основных изверженных пород (см. рис. 14, поле II), а фигуративная точка филлитовидных глинистых сланцев позднего докембрия Кокчетавского массива (анализ 4) ложится в поле ультраосновного состава. Естественно, что природа метаморфических пород, изохимичных рассматриваемым глинистым породам, будет также ошибочно определена как магматическая.

Анализ показывает, что изученные отложения при метаморфизме могут быть преобразованы в метаморфические породы основного состава, например, в амфиболиты или в двупироксеновые кристаллические сланцы, что подтверждается и пересчетами их химического состава на минеральный состав амфиболитовой и гранулитовой фаций, произведенный О.М. Розеном.

Таким образом, перечисленные типы осадочных пород действительно могут рассматриваться в качестве реальных осадочных эквивалентов метаморфических пород основного состава. Они являются достаточно широко распространенными образованиями в неметаморфизованных отложениях позднего докембрия и фанерозоя.

Как показывают наблюдения, осадочные отложения, объединяемые по принципу сходства химического состава с основными магматическими и метаморфическими породами, приурочены к различным геологическим структурам: платформам, краевым прогибам и миогеосинклиналям, т. е. к таким структурам, в пределах которых вулканизм не был проявлен, а если и имел место, то его продукты не оказали существенного влияния на формирование состава интересующих нас отложений. Вместе с тем можно полагать, что в структурах с эвгеосинклинальным режимом развития за счет накопления продуктов вулканизма осадочные образования получили более широкое распространение, но такие отложения нами из рассмотрения были исключены.

Как указывалось выше, в отложениях позднего докембрия рассматриваемые осадочные породы формировались преимущественно в структурах с миогеосинклинальным режимом развития. Формирование осадочных эквивалентов в более поздних эпохах происходило в типично платформенных условиях. Таков характер накопления глинистых осадков татарского яруса в пределах Русской платформы, осадков заунгузской свиты неогена Центральной Туркмении и др. Накопление осадков олигоцена Мангышлака происходило в пределах так называемой Терско-Каспийской краевой впадины, заложенной в юрское время на широкой площади эпигерцинской платформы.

Отложения, изохимичные по составу метаморфическим породам основного ряда, в пределах конкретных структур накапливались как в центральных частях этих структур, так и по их периферии. Например, красноцветные отложения татарского яруса перми Русской платформы широко распространены по восточной окраине платформы, вдоль Уральского хребта. В этом случае можно было бы предполагать, что специфичность состава отложений обусловлена особенностью состава размывающихся пород в области сноса. Между тем аналогичные осадки встречаются и в центральных частях Русской платформы. Красноцветные отложения девона, например, широко развиты в центральной и западной ее частях. Известно, что в моменты накопления этих отложений области сноса были удалены на многие сотни километров от областей седиментации и, следовательно, допустить, что состав этих осадков мог быть определен лишь составом размывающихся пород области сноса, с полной уверенностью нельзя. Таким образом, напрашивается вывод, что формирование осадочных эквивалентов изохимичных по составу метаморфическим породам основного ряда не зависит ни от их структурной позиции, ни от положения внутри этих структур.

Выяснить первичную природу метаморфических пород, а тем более палеогеографические и фациальные условия их накопления — задача чрезвычайно сложная. Это связано, во-первых с тем, что глубокие метаморфические преобразования пород почти нацело уничтожили первично осадочные их признаки, с помощью которых реставрируются условия формирования. Во-вторых, древнейшие отложения приурочены к глубоко размытым складчатым сооружениям, имеют небольшие выходы или погружены на недоступную для наблюдения глубину. Все это затрудняет палеогеографические и фациальные реконструкции и лишает наши построения той достоверности, с которой они могут быть проведены для более молодых отложений фанерозоя.

К решению задачи реконструкции палеогеографических и фациальных условий формирования осадков следует, очевидно, подходить с помощью осадочных эквивалентов. Выяснив условия формирования осадочных эквивалентов в неметаморфизованных отложениях фанерозоя, можно будет попытаться найти аналогичные формационно-фациальные образы и среди древнейших глубоко метаморфизованных толщ.

Исследуемые осадочные эквиваленты по условиям формирования можно разделить на континентальные и морские отложения. При этом следует отметить, что механизм накопления тех и других принципиально различен. В первом случае накопление глинистых осадков происходит в континентальных условиях, когда климат был аридным и субаридным. Глинистые осадки, сформированные в континентальных условиях, являются, как правило, полностью изохимичными по составу метаморфическим породам основного ряда. Эта особенность континентальных глинистых отложений аридного климата касается не только их общей повышенной железистости и карбонатности, но также и соотношения щелочей — натрий в них преобладает над калием. Для вещественного состава этих пород характерно присутствие карбонатов и гидроокислов железа. Глинистая составляющая обычно представлена фазой смешанно-слоистых минералов гидрослюдисто-монтмориллонитового состава и палыгорскитом. Примером этого типа осадочных эквивалентов являются глины перми Русской платформы (сухонский горизонт).

Глины заунгузской свиты Центральной Туркмении также формировались в континентальных условиях. Присутствие в глинах заунгузской свиты специфического комплекса глинистых минералов — смешанно-слоистых образований (монтмориллонит+гидрослюда) и палыгорскита — является признаком, подтверждающим их континентальное происхождение в условиях аридного климата.

Подобный комплекс минералов зафиксирован почти во всех глинистых красноцветных отложениях, которые частично могут рассматриваться как осадочные эквиваленты метаморфических пород основного состава. Эти сопоставления позволяют сделать вывод о том, что часть осадков, послуживших основой для образования первично осадочных метаморфических пород основного состава, формировалась в континентальных условиях аридного или близкого к таковому литогенеза. По всей вероятности, в подобных условиях шло накопление осадков и свиты хизо-вара протерозоя Северной Карелии. В составе свиты отмечаются параамфиболиты в парагенной ассоциации с гранат-биотитовыми, гранат-ставролитовыми и кианитовыми сланцами, образовавшимися в результате накопления и последующего метаморфизма континентальных продуктов кор выветривания.

В том случае, когда накопление осадков происходит в условиях морских бассейнов, состав этих осадков также близок к составу метаморфических пород основного ряда, хотя некоторые отличия все же намечаются. Это, прежде всего, соотношение щелочей—-калий в них всегда или почти всегда преобладает над натрием. Остальные же компоненты отложений — железистость, карбонатность и т. п. имеют те же параметры, что и в метаморфических породах основного ряда. Исследование вещественного состава глинистых пород этого типа показывает, что они, помимо терригенных частиц (кварц, полевой шпат, плагиоклаз, эпидот, цоизит, амфибол, циркон и др.), включают гидрослюды с примесью монтмориллонита и каолинита, меняющихся в количественном соотношении. Значительные колебания содержаний гидрослюды и монтмориллонита в породе обусловливают взаимные переходы от существенно гидрослюдистых к гидрослюдисто-монтмориллонитовым глинам.

Рассмотрим кратко условия накопления осадочных эквивалентов в морских бассейнах. В позднем докембрии, например, в пределах Кокчетавского массива происходило накопление глинистых слоев среди сидеритоносных отложений, являющихся осадочными эквивалентами метаморфических пород основного состава. Накопление сидеритоносных осадков осуществлялось в условиях субаридного климата в весьма специфической палеогеографической и геохимической обстановке мелководной части шельфа. Общая пенепленизация области сноса и спокойный тектонический режим в течение длительного промежутка времени предопределили и незначительный снос разбавляющего терригенного материала. Главную роль играли процессы био- и хемоседиментации, в которых решающим фактором осаждения и накопления карбонатов железа и кремнезема служила геохимическая среда бассейна, характеризовавшаяся обилием фитопланктона и водорослей. Колебательные движения дна бассейна обусловили накопление ритмично чередующихся слойков карбонатов железа, углеродистых сульфидсодержащих кремнисто-глинистых или кремнистых сланцев.

Условия формирования сидеритоносных отложений Западного склона Южного Урала аналогичны таковым Кокчетавского докембрийского массива. Они охарактеризованы в работах М.И. Гараня, Д.В. Наливкина и др. и интерпретируются как мелководно-морские и лагунные отложения эпиконтинентального моря. Другим примером осадочных эквивалентов являются карбонатно-глинистые осадки флиша верхнего палеозоя Западного склона Южного Урала (см. табл. 12, анализ 6), изохимичные по составу метаморфическим породам основного состава. Мощность этих отложений достигает 850 м при общей мощности разреза около 3000 м. В нижней части разреза флишевых отложений отдельные микроритмы имеют трехчленное строение. В основании микроритма залегают мелкозернистые песчаники, выше глинистые алевролиты, венчается разрез глинистыми осадками. Глины верхнепалеозойского флиша по химическому составу близки к амфиболитам. В верхней части разреза эти осадки сменяются флишоидными карбонатными отложениями. По Б.М. Келлеру, формирование флишевых отложений Западного склона Урала происходило в краевом прогибе, образовавшемся на «платформенном фундаменте» при интенсивном прогибании, сопровождавшемся ростом прилегающих поднятий.

Сравнительное изучение метаморфизованных флишевых толщ докембрия показывает, что для них характерны сходные парагенезы как по химическому составу пород, так и по ритмичности и общему облику разрезов.

Так, например, в нижнепротерозойских отложениях парандовсковой серии Северной Карелии, встречаются параамфиболиты, характер ритмичности которых соотносим со строением в нижней части разреза палеозойского флиша. Характер чередования карбонатно-терригенных отложений свиты хирвинаволок (нижний протерозой Северной Карелии) отвечает как флишевому, так и флишоидному типу ритмичности. В связи с этим важно отметить, что близость химического состава пород, слагающих элементы микроритмов сравниваемых разрезов, и аналогичный характер ритмичности, могут до известной степени указывать на близость условий формирования этих осадков. Таким образом, по-видимому, несмотря на различие возрастных данных существует общность в условиях формирования флишевых отложений и нзохимичных им по составу метаморфических пород основного ряда.

Подводя итог сравнительному анализу осадочных пород и сопоставляемых с ними метаморфических пород основного состава, следует отметить, что осадочные эквиваленты до- и послепалеозойского возраста представляют собой специфический литологический тип отложений. Они выявлены среди континентальных красноцветных, флишоидных, сидеритоносных и некоторых других отложений широкого возрастного диапазона от позднего докембрия до кайнозоя, формировавшихся как в платформенных, так в миогеосинклинальных условиях. Например, сопоставление химического состава (усредненные данные) осадочных пород со средним составом амфиболитов показывает, что в целом эти типы весьма сходны. Отмечаются как случаи полного тождества, так и определенные расхождения, которые связаны, главным образом, с некоторым избытком в осадочных породах алюминия и калия. Наряду с этим существует вполне определенное подобие в геологическом положении и формационном облике седиментогенных метаморфических пород основного состава и их осадочных эквивалентов.

Более широкое рассмотрение этого круга вопросов показывает, что изучение осадочных эквивалентов метаморфических пород представляет собой самостоятельную проблему литологии докембрия. Тщательное и детальное сопоставление различных типов метаморфических пород с их осадочными эквивалентами в геологической и палеоклиматической ситуации, по существу, является доказательным методом восстановления условий осадконакопления в докембрии.