Особенности олифолитовой и магматической формаций
1. КОГДА ОБРАЗУЕТСЯ ОФИОЛИТОВАЯ ФОРМАЦИЯ? ЕЕ СОСТАВ
Офиолитовая формация, согласно определению, которое
используется в большинстве учебников по геологии обозначает совокупность
габбро-спилит-диабаз-перидотитовых пород, характерных для ранних стадий
развития геосинклиналей [4, с. 89].
Понятие офиолитовой формации применяется иногда как
термин свободного пользования, главным образом, для обозначения ассоциация метаморфических
и магматических пород основного и ультраосновного состава, характерных для
ранних стадий докембрийских тектоно-магматических циклов, когда из-за сильной
степени метаморфизма пород невозможно разделить в этих ассоциациях эффузивные и
интрузивные образования.
Вопрос о процессах образования офиолитовой формации и ее
составе среди ученных геологов является достаточно дискуссионным.
В.В.Белоусов (1964) обращает внимание, что для стадии
устойчивых нисходящих и некомпенсированных осадконакоплением движений
характерен активный базальтовый магматизм [3, с. 256].
В условия океанического дна формируется офиолитовая формация.
Офиолитовый комплекс представлен ультраосновными и
основными горными породами, амфиболитами, габбро- амфиболитами, спилитами,
зелеными сланцами, радиоляритами и диабазовыми дайками.
Р. Штауб рассматривал офиолиты как индикаторы глубинных тектонических
движений, что подтверждается сильной дислоцированностью пород офиолитового
комплекса и залеганием в виде гигантских пластин, сопровождаемых гигантскими
брекчиями, которая сцементирована пластичной массой серпентинитов [3, с. 257].
По мнению А. А. Маркушева [5, с. 56], окраинные моря
относятся к эвгеосинклинальным депрессиям, в которых гипербазитовые магмы
внедрялись в вулканогенно-осадочные глубоководные отложения с образованием
офиолитовой формации.
Структуры окраинных морей проектируются на очаги
глубокофокусных (300-700 км) землетрясений, приходящих на смену очагам
землетрясений средней глубинности, (коррелирующихся с реликтовыми орогенными
поясами островных дуг) на пути превращения активных континентальных окраин в
пассивные.
Офиолитовые формации, формировавшиеся первоначально в
структурах окраинных морей, составляют основание геосинклинальных отложений
прогибов на пассивных континентальных окраинах, развивающихся в режиме слабой
спрединговой активности океанов. С усилением этой активности в них развивается
складчатость под боковым давлением литосферных плит, начинающая новые циклы
формирования складчатых орогенных поясов континентов [5, с. 56].
Складчатое обрамление Тихого океана представляет собой
глобальную структуру, в которой ступени эволюции континентальной земной коры
сохранились в наибольшей мере, фиксируясь, хотя и в сложном дискордантном
залегании, складчатыми поясами, смещавшимися со временем в сторону океанической
впадины. Для них характерно парное строение с внешними (океаническими)
офиолитовыми (эвгеосинклинальными) складчатыми поясами и внутренними (со
стороны континента) поясами преобладания карбонатно-терригенных пород.
Разновозрастные офиолитовые складчатые пояса фиксируют этапы развития
складчатого континентального обрамления Тихого океана.
Они относятся, согласно [4], к следующим возрастным
рубежам: протерозойскому (складчатая область Аделаида в восточной Австралии),
палеозойско-раннетриасовому, юрско-раннемеловому, меловому и
позднемеловому-плиоценовому.
Доскладчатые позднеплиоценовый и современный этапы
развития Тихоокеанского пояса представлены в эвгеосинклинальных котловинах
окраинных морей. Эоценовые, плиоцен-плейстоценовые и современные депрессии
накладываются в них на складчатую структуру Тихоокеанского пояса, характеризуя
радикальное преобразование ее мощной континентальной коры в маломощную
океаническую кору. Грандиозность этих процессов наглядно выражена
сопоставлением типичных колонок строения земной коры в орогенных поясах,
платформенных и шельфовых структурах и во впадинах окраинных морей.
Изначально мощная континентальная кора, сформировавшаяся
в конструктивных процессах складчатости и орогенеза, превращается в депрессиях
окраинных морей в маломощную кору, сходную по строению с океанической корой,
что характеризует этот деструктивный процесс как океанизацию континентальной
коры на пути превращения активных континентальных окраин в пассивные.
При этом офиолитовые эвгеосинклинальные формации,
генерирующиеся в рифтогенных прогибах окраинных морей, попадают в основание
геосинклинальных отложений прогибов океанического дна, свойственных пассивным
континентальным окраинам, на которых они устанавливаются по магнитометрическим
и сейсмическим данным.
Таким образом можно сделать ряд следующих выводов.
Офиолитовая формация широко распространена в разнообразных эвгеосинклиналях.
Нижняя часть разреза такой формации состоит из ультраосновных, часто серпентинизированных
пород - гарцбургитов, дунитов; выше располагается так называемый расслоенный
или кумулятивный комплекс габброидов и амфиболитов; еще выше - комплекс
параллельных даек, сменяющийся подушечными толеитовыми базальтами,
перекрываемыми кремнистыми сланцами.
Такая последовательность близка разрезу океанской коры.
Значение этого сходства трудно переоценить.
Офиолитовая формация в складчатых областях, залегающая,
как правило, в покровных пластинах, является реликтом, следами былого морского
бассейна с корой океанского типа. Отсюда не следует, что океан отождествляется
с геосинклинальным поясом.
Кора океанского типа могла располагаться только в его
центре, а по периферии это была сложная система островных дуг, окраинных морей,
глубоководных желобов, как и сама кора океанского типа могла быть в окраинных
морях. Последующее сокращение океанского пространства приводило к сужению
подвижного пояса в несколько раз. Океанская кора в основании эвгеосинклинальных
зон может быть как древней, так и новообразованной, сформировавшейся при
раскалывании и раздвиге континентальных массивов.
2. МАГМАТИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИ ПЛАТФОРМ И МОБИЛЬНЫХ ПОЯСОВ
Для платформ характерен и специфический магматизм,
проявляющийся в моменты их тектономагматической активизации [4, с. 156].
Магматическая деятельность в пределах платформ, как уже
указывалось, проявляется в слабой степени.
Интрузии кислого и щелочного состава, известные на
платформах, имеют незначительные размеры и сконцентрированы главным образом на
их окраинах.
Значительно шире на платформах распространены
магматические процессы, приводящие к образованию основных пород, получивших
название «трапповой формации».
Наиболее типична трапповая
формация, объединяющая вулканические продукты - лавы и туфы и интрузивы,
сложенные толеитовыми базальтами континентального типа с несколько повышенным
по отношению к океанским содержанием оксида калия, но все же не превышающим 1-
1,5 %. Объем продуктов трапповой формации может достигать 1-2 млн. км3 , как,
например, на Сибирской платформе. Очень важное значение имеет
щелочно-ультраосновная (кимберлитовая) формация, содержащая алмазы в продуктах
трубок взрыва (Сибирская платформа, Южная Африка) [4, с. 156].
Начальные и средние фазы траппового магматизма, по А. П.
Лебедеву, были главным образом эффузивными. В это время возникли покровы
базальтов и долеритов и накопилось значительное количество туфов.
Заключительная фаза выражена в образовании пластовых залежей (силлов),
образующих многоэтажные внедрения и реже секущие тела в виде жил, даек,
столбообразных штоков, трубок и иногда сети тонких неправильных жил
(штокверков). Время образования трапповой формации на платформах связывается с
периодами их общего растяжения.
Слабая интрузивная деятельность на платформах является
основной чертой их развития, отличающей платформы от складчатых областей.
Возможно, что переход из геосинклинальной стадии в платформенную вызывается
главным образом прекращением образования кислой магмы.
Подвижные пояса представляют вторую важнейшую категорию
тектонических областей континентов, а также зон перехода между ними и океанами.
Они были заложены в основном в позднем протерозое. В своем развитии они
проходят два главных мегаэтапа, смена которых происходила в разных поясах и
даже в разных частях одного пояса разновременно,— геосиклинальный (местами еще
не закончившийся) и постгеосинклинальный.
Геосинклинальный мегаэтап характеризуется наибольшей
тектонической подвижностью, выраженной в резко дифференцированных вертикальных
(с преобладанием погружений) и горизонтальных движениях большой амплитуды, и в
целом более высоким, хотя и непостоянным, термическим режимом в коре и верхней
мантии. В течение этого мегаэтапа протекают процессы преобразования коры и
усложнения структуры ее верхних горизонтов, в связи с чем областям, находящимся
на разных его стадиях, нельзя дать общую структурную характеристику.
Постгеосинклинальный мегаэтап начинается с возникновения
на месте отмершего геосинклинального пояса (или его части) эпигеосинклинального
складчатого пояса (или области), тектоническая подвижность и термический режим
которого существенно уступают таковым геосинклинального мегаэтапа, но заметно
превосходят в этих отношениях древние платформы.
Современные представления о строении и эволюции
геосинклинальных поясов и областей еще недостаточно полны, схематичны и
существенно различаются в зависимости от положенных в их основу
геотектонических концепций. Заложение этих поясов и отдельных прогибов внутри
них в одних случаях происходило на коре океанического типа (это, вероятно,
относится к значительной части Тихоокеанского пояса), в других — на
континентальной коре.
Геосинклинальньм областям свойственны высокие скорости и
масштабы как вертикальных, так и горизонтальных движений, их резкая
дифференцированность на площади, линейность и субпараллелизм в расположении
частных тектонических зон, отличающихся по интенсивности и направлению
движений, обусловленные существованием многочисленных продольных долгоживущих
глубинных разломов.
В целом погружения на площади пояса превалируют над
поднятиями, в итоге формируются очень мощные толщи осадочного и вулканического
материала, и суммарный эффект опусканий далеко не полностью компенсируется
поднятиями на завершающих стадиях. В связи с большими скоростями вертикальных движений,
их контрастностью в крест простирания геосинклинальных областей в; любой момент
их развития обычно отсутствует полная компенсация погружения аккумуляцией, а
поднятий — денудацией, с чем связан неровный, контрастный рельеф с сочетанием
удлиненных.
Таким образом, можно сделать вывод, что магматические
формации более были распространены в пределах мобильных поясов.
Подвижные геосинклинальные пояса являются чрезвычайно
важным структурным элементом земной коры, обычно располагающимся в зоне
перехода от континента к океану и в процессе эволюции формирующим мощную
континентальную кору. Смысл эволюции геосинклинали заключается в образовании
прогиба в земной коре в условиях тектонического растяжения. Этот процесс
сопровождается подводными вулканическими излияниями, накоплением глубоководных
терригенных и кремнистых отложений. Затем возникают частные поднятия, структура
прогиба усложняется и за счет размыва поднятий, сложенных основными
вулканитами, формируются граувакковые песчаники. Распределение фаций становится
более прихотливым, появляются рифовые постройки, карбонатные толщи, а вулканизм
более дифференцированным. Наконец, поднятия разрастаются, происходит
своеобразная инверсия прогибов, внедряются гранитные интрузивы и все отложения
сминаются в складки. На месте геосинклинали возникает горное поднятие, перед
фронтом которого растут передовые прогибы, заполняемые молассами
- грубообломочными продуктами разрушения гор, а в последних развивается
наземный вулканизм, поставляющий продукты среднего и кислого состава -
андезиты, дациты, риолиты. В дальнейшем горно-складчатое сооружение
размывается, так как темп поднятий падает, и ороген превращается в
пенепленизированную равнину.
3. ПОРОДЫ ГРУППЫ НЕФЕЛИНОВЫХ СИЕНИТОВ – ФОНОЛИТОВ
В этой группе преобладающими являются интузивные породы и
им принадлежит наибольшее разнообразие структур [1, с. 340]. Собственно говоря,
разнообразие свойственно не структуре пород в целом, а деталям структур, что
объясняется значительным развитием метасоматических преобразований,
свойственных щелочным породам.
Чаще всего встречается гипидиоморфизернистая структура,
проявляющаяся здесь в собой разновидности, которую называют агпаитовой.
Характерное отличие ее состоит в большем идиоморфизме бесцветных минералов –
нефелина и щелочного полевого шпата – по отношению к цветным минералам.
Нередко нефелин является наложенным, и такие породы
следует называть нефелинизированными.
Очень большое значение для структур нефелиновых сиенитов
имеют соотношение нефелина и щелочного полевого шпата; наблюдается больший
идиоморфизм то нефелина, то калишпата, а также очень тесные и причудливые
взаимные прорастания обоих минералов с образованием дактилоскопических
структур, обычно рассматриваемых авторами как структуры замещения[1, с. 340].
Калиевый полевой шпат представлен различными
разновидностями – ортоклазом и анортоклазом, решетчатым и нерешетчатым
микролином, в породах Хибин – нередко микроклин – изопертитом.
Очень большую роль в некоторых нефелитовых сиенитах
играет альбит. Особенно характерны в этом отношении мариуполиты Приазовья;
изучение их в шлифах показывает постепенное замещение альбитом нефелина, с
превращением крупнозернистого уртита в мелкозернистый мариуполит. Альбит
замещает и цветные минералы, например, биотит.
Нефелиновые сиениты и родственные им уртиты
характеризуется высоким содержанием акцессорных минералов, которые по своему
количеству могут занимать место породообразующих минералов и влиять на характер
структуры пород, нередко образуя фенокристалы. Таковы, например, апатит и сфен
в нефелиновых сиенитах и уртитах Хибин, циркон в мариуполитах. Интесивное
метасоматическое развитие крупных идиопластов эвдиалита в луяврите создает
особую породу – эвдиалитит с криптобластовой структурой.
Уртиты обладают также гипидиоморфиозернистыми структурами
с развитием наложенных метасоматических преобразований в виде карбонатизации,
эвдиалитизации с проявлением графических структур замещения, например эгрина
нефелином, нефелина калишпатом, а также рекреационных структур.
Текстура нефелиновых сиенитов – фонолинов и уртитов
гранитоидная, то есть массивная или трахитоидная, с параллельным расположением
таблитчатых полевых шпатов. Наблюдаются полосчатая текстура, например у
миаскитов, гнейсовидная, или очковополосчатая, урисчорритов, параллельно – линзовая
у нефелин апатитовой породы Хибин, а также пегматоидная с участками расходяще –
лучистой текстуры. Часты также и «солнца» - эгириновые, турмалиновые.
Особую подгруппу составляют псевдолейцитовые сиениты,
характеризующиеся наличием псевдолейцита, показывающего под микроскопом
дактилоскопическую структуру.
Нередко псевдолейцитовые образования являются очень
крупными ( до 4 см в длину) и имеющими очень сложную зональную структуру. Они
играют роль фенокристаллов; структура таких пород имеет характер порфировидной
с поликристаллической гипидиоморфиозернистой основной массой.
4. ГРАНУЛИТОВАЯ И ЭКЛОГИТОВАЯ ФАЦИЯ РЕГИОНАЛЬНОГО МЕТАМОРФИЗМА;
УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ, РАСПРОСТРАНЕНИЕ, ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ
Под метаморфизмом понимают изменение и преобразование
горных пород под влиянием различных эндогенных геологических процессов,
вызывающих значительные изменения термодинамических условий (прежде всего
температуры и давления) [8, с. 20].
Все преобразования в горных породах при процессах метаморфизма
происходят путем их перекристаллизации в твердом состоянии. Метаморфизму могут
подвергаться горные породы любого происхождения - осадочные, магматические и
ранее существовавшие метаморфические.
Степень изменения первичных горных пород (степень метаморфизма)
может быть самой различной - от незначительных преобразований до полного
изменения состава и облика пород [8, с. 20].
По преобладающей роли в процессе тех или иных факторов, а
также в зависимости от масштабов явлений метаморфизма в пространстве выделяют
отдельные виды, или типы метаморфизма. Основными типами метаморфизма являются
региональный, контактовый и динамометаморфизм.
Региональный метаморфизм является наиболее
распространенным и важным видом метаморфизма, поскольку охватывает огромные площади
или целые регионы [8, с. 21].
Он проявляется в условиях, когда отдельные участки земной
коры испытывают длительное прогрессивное погружение, в результате чегогорные
породы перемещаются из верхних горизонтов земной коры в более глубокие. Обычно
прогибание компенсируется осадконаполнением и в качестве главных факторов
регионального метаморфизма, таким образом, выступает петростатическое давление
и температура, постепенное повышение которой обусловлено геотермическим
градиентом; существенную роль также может играть односторонне боковое давление
и химически активные вещества.
В глубинных зонах земной коры может проявляться особая
стадия регионального метаморфизма, называемая ультраметаморфизмом. Расплавы,
возникающие при ультраметаморфизме и имеющие обычно гранитный состав, проникают
во вмещающие породы, пронизывают их, образуя своеобразные породы смешанного
состава - мигматиты. Широко развиты мигматиты в пределах древних щитов -
Балтийского, Украинского, Алданского.
В настоящее время, говоря о зонах метаморфизма, имеют в
виду всю совокупность физико - химических условий, создающихся на той или иной
глубине. В соответствии с этим большинство исследователей для характеристики
процессов метаморфизма и классификации метаморфических пород пользуются
понятием о метаморфических фациях.
Принцип метаморфических фаций был предложен ученым П.
Эскола (1915, 1920), сформулировавшим его следующим образом – в любой фации
метаморфизма, породы которой находятся в химическом равновесии и достигли
одинаковых условий температуры и давления, минеральный состав каждой из этих
пород определяется только общим химическим составом.
Отсюда следует, что минеральный состав метаморфических
пород является функцией их химического состава и физических условий мета-
морфизма. При разных термодинамических условиях из пород одного и того же
химического состава образуются породы, характеризующиеся разными минеральными
ассоциациями.
Под метаморфической фацией понимается группа пород
разного состава, образовавшихся в сходных термодинамических условиях. В
качестве показателей этих условий используют так называемые индекс - минералы,
устойчивые в строго определенных условиях температуры и давления.
Зависимость фаций от основых показателей и примеры пород
приведены в таблице 1 [1].
Таблица 1. Фации регионального метаморфизма
Тип метаморфизма
|
Фации метаморфизма
|
Давление (МПа)
|
Температурный интервал (°C)
|
Примеры пород
|
Регинальный метаморфизм
|
Зелёных сланцев
|
200—900
|
Зелёные сланцы, хлорит-серицитовые
сланцы
|
Эпидот-амфиболитовая
|
500—650
|
Амфиболиты, слюдяные сланцы
|
Амфиболитовая
|
550—800
|
Амфиболиты, биотитовые парагнейсы
|
Гранулитовая
|
> (700—800)
|
Гранулиты, гиперстеновые парагнейсы
|
Кианитовые сланцы
|
> 900
|
500—700
|
Кианитовые сланцы
|
Эклогитовая
|
Эклогиты
|
Таким образом, гранулитовая фация – фация соответствующая
температуре метаморфизма – от 750–800 0С до 900–1000 0С, давление от 4–5 кбар
до 12–13 кбар.
Сверху по температуре и давлению поле фации ограничено
линией плавления базальта, устойчивости альмандина и доломита. Субфации не
выделяются.
Эклогитовая фация – фация соответствующая температуре метаморфизма,
которая изменяется от 850 0С до 1000 0С, а давление превышает 14 кбар.
Нижний температурный предел фации фиксируется наличием
граната с содержанием пиропового минала не менее 50 %.
5. АГПАИТОВЫЙ ПОРЯДОК КРИСТАЛЛИЗАЦИИ МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ
ПОРОД
Магматические горные породы образуются в результате
затвердевания магм, которые выходят в нижнюю часть земной коры или в верхнюю
мантию [3, с. 93].
При подъёме вверх во время геотектонических процессов,
магмы теряют температуру и затвердевают. При затвердевании до выхода их на
поверхность земли, образуются породы, которые получили название интрузивных,
или плутонических.
Горные породы, образовавшиеся на большой глубине более 2 км, называются также абиссальными, или глубинными. Магмы достигшие земной поверхности в жидком
состоянии и излившиеся из вулканов, образуют эффузивные, или вулканические,
горные породы. Они называются также излившимися породами.
Агпаитовый порядок кристаллизации магматических горных
пород – это особый ход кристаллизации магматического раплава, когда
лейкократовые минералы (полевые шпаты, фельдшпатиды) выделяются раньше
меланократовых (метасиликатов, слюд).
Агпаитовый порядок кристаллизации часто наблюдается в
щелочных горных породах.
Породы агпаитового ряда образуются, если Na2O + K2O
больше или равно Al2O3, если меньше Al2O3, – миаскитового с невысоким
содержанием химических элементов.
По Л. Н. Когарко, с появлением щелочного магматизма на
границе архея – протерозоя связывают резкую смену геодинамического режима
Земли. Происходит субдукция окисленной океанической коры, содержащей повышенные
концентрации летучих компонентов. Появление окисленной флюидной фазы
способствует началу крупномасштабных метасоматических процессов и генезису
щелочных магм, обогащенных рудными литофильными элементами.
Крупнейший в мире щелочной массив находится в Хибинах,
меньшие его площади встречаются на Урале, в Восточной Сибири, Гренландии, Южной
и Восточной Африке и других регионах.
В щелочной магме содержание Na и K достигает 15 %, в
базальтах 5–7 %. Количество SiO2 понижено, могут отсутствовать кварц, полевые
шпаты, основные породы нефелинового ряда.
По содержанию SiO2 одни щелочные породы относятся к
ультраосновным, другие – к основным и средним. В них могут концентрироваться
Li, Rb, Сs, Сa, Sr, Ti, Zr, Hf, Th,. Nb, Ta, U, Ga, Tl, P, F, Cl.
В некоторых видах щелочной магмы господствует
окислительная или восстановительная обстановка.
Амфотерные элементы образуют комплексные анионы с большим
радиусом и пониженной энергией кристаллической решетки, поэтому кристаллизация
начинается с бесцветных минералов и заканчивается цветными, что противоположно
порядку кристаллизации других магм. В щелочных магмах высокая концентрация летучих
F, Cl, CO2, S, P и др., а также большое разнообразие минералов (в Ловозерском
массиве около 300). Главные минералы – нефелин, пироксен, апатит, полевые шпаты
– содержат изоморфные редкие элементы (Sr, РЗЭ, Rb, Cs, Gа, Nb, Ta).
Щелочные породы относятся к полигенетическим.
СПИСОК ИСПОЛЬЗУЕМОЙ ЛИТЕРАТУРЫ
1.
Ананьев, В. П., Потапов, А. Д. Основы геологии, минералогии и
петрографии: Учебник для вузов/В. П. Ананьев, А. Д. Потапов.- М.: Издательство
«Высшая школа», 2008.- 400с.
2.
Емельяненко, П. Ф., Яковлева, Е. Б. Петрография магматических и
метаморфических пород/П. Ф. Емельяненко, Е. Б. Яковлева.- М.: Издательство МГУ,
1985.- 487с.
3.
Карлович, И. А. Геология: 3-е изд. перераб. и доп. – М.: Трикста;
Академический проект, 2005.- 703с.
4.
Короновский, Н. В., Общая геология: Учебник/ Н. В. Короновский.- М.:
КДУ, 2006.- 528с.
5.
Маркушев, А. А., Бобров, А. Б. Метаморфическая петрология: Учебник/А. А.
Маркушев, А. Б. Бобров.- М.: Издательство МГУ, 2005.- 256с.
6.
Основы минералогии, кристаллографии и петрографии [Текст]/Н. А. Платов
[и др.].- М.: МГСУ, 2007.- 158с.
7.
Полянин, В. С. Структурная геология и геологическое картирование/В. С.
Полянин – Казань: Издательство Казанского государственного университета, 2009.-
56с.
8.
Сизых, А. И., Юденко, М. А. Петрография метаморфических пород: Учебное
пособие.- Иркутск: Издательство Иркутского университета,2007.- 123с.