» » Формации протоплатформенно-протогеосинклинального этапа развития Земли

Формации протоплатформенно-протогеосинклинального этапа развития Земли

02.08.2016

В раннем докембрии после нуклеарной стадии становления гранито-метаморфитового слоя Земли на многих территориях произошла частичная стабилизация земной коры, приведшая к обособлению ряда участков, по многим общим особенностям сходных с позднее сформировавшимися платформами. Е.В. Павловским они были названы протоплатформами. На Алданском щите протоплатформа, возникшая 3 млрд. лет тому назад на участке Алдано-Тимитонского блока, преобразовалась в протогеосинклиналь, прекратившую существование 2,6 млрд. лет тому назад. На завершающей стадии развития Алданского щита около 2 млрд. лет тому назад сформировался крупный Кадарский гранитоидный лополит,
Протоплатформы, в отличие от платформ, характеризуются следующими особенностями: возникновением в отдельных местах их развития наложенных геосинклиналей (Балтийский щит), многообразием морфологических типов и состава магматических пород (мафиты, ультрамафиты, щелочные породы и в весьма большом объеме гранитоиды — палингенные и метасоматические), локальным метаморфизмом осадков чехла, особенно в местах интенсивного развития гранитоидных куполов и других интрузивов — лакколитов и лополитов (па Алданском щите осадки чехла протоплатформы претерпели зеленокаменный метаморфизм), весьма интенсивной гранитизацией пород базитового фундамента, затрагивающей также нижние горизонты чехла. Мощность осадочного чехла протоплатформ измеряется многими километрами.
Протоплатформенный режим в разных местах развития земной коры начался в разное время: на приазовской части Украинского щита ~ 3,5 млрд. лет, на Кольском полуострове 3,4—3,1 млрд. лет, на Канадском щите ~2,4 млрд. лет тому назад. На Кольском полуострове с началом установления протоплатформенного режима связано образование Мончегорского стратиморфного интрузива, сложенного пироксенитами, перидотитами и норитами.
О.А. Богатиков выделяет две провинции более поздних автономных анортозитов — Украинскую и Прибалтийскую (габбро — норит — анортозит). Наибольший их возраст 2 млрд. лег.
Протогеосинклинали, в общем сходные с геосинклиналями, отличаются от последних простыми формами линейных складок, отсутствием внутригеосинклинальных поднятий, фациальной неустойчивостью осадков, а также развитием в прогибах магматизма, варьирующего но составу от мафитового и ультрамафитового до гранитоидного. Протогеосинклиналям свойствен высокотемпературный метаморфизм в условиях гранулитовой и амфиболитовой фаций.
На протоплатформенно-протогеосинклинальном этапе образовался крупный расслоенный лополит Бушвелда в Южной Африке путем аллохимического метаморфизма и метасоматоза (метаморфическая дифференциация, абс. возраст поздних орогенных красных гранитов 1950 50 млн. лет), а не путем кристаллизационной (гравитационной) дифференциации.
Этот лополит, имеющий воронкообразную форму, занимает в плане 65 тыс. км2. Мощность его местами достигает более 8 км. По Л. Уэйджеру и Г. Брауну, формирование интрузива происходило следующим образом: после внедрения базальтовой магмы началась кристаллизация. Кристаллы погружались в расплаве и постоянными конвекционными потоками переносились из верхних относительно холодных зон на глубокие горизонты, а затем осаждались на дне резервуара. Распределение минералов строго определялось стратиморфной последовательностью горных пород, выражавшейся в смене ультраосновных дифференциатов во вскрытом основании массива горными породами основного состава, затем породами среднего состава и, наконец, кремнекислотными породами, приуроченными к обнаженной кровле плутона. Постепенное изменение состава полевых шпатов, оливинов, пироксенов и шпинели вверх по разрезу от высокотемпературных к низкотемпературным членам их изоморфных серий, а также характер сортировки материала в ритмически расслоенных зонах указывает на то, что кристаллизация происходила последовательно от подошвы к кровле камеры. Однако этот механизм становления Бушвелдского массива нельзя считать неуязвимым.
По данным Л. Уэйджера и Г. Брауна, базальная зона Бушвелдского массива общей мощностью 1200 м состоит из слоев ультрабазитов (бронзититов, гарцбургитов, перидотитов, оливинитов, дунитов) с тонкими прослоями хромититов, количество которых увеличивается в верхней части разреза. Следующая за ней кверху критическая зона (мощность около 1000 м, считая от основания хромитового прослоя) характеризуется наиболее четкой расслоенностью. Из кумулятивных минералов отмечаются прежде всего хромит, далее бронзит, основной плагиоклаз с обратной зональностью, затем на высоте 300 м авгит и оливин. Горные породы и минералы здесь менее магнезиальные (26—27 вес. % MgO). В верхней части данной зоны имеется платино-сульфидоносный горизонт (риф Меренского), состоящий из двух грубозернистых пироксенитовых слоев, разделенных габброидами. Циклическая пачка рифа Меренского перекрывается очень близкой по набору горных пород циклической пачкой рифа Бастрад. Выше следует наиболее мощная зона (от 5000 м в восточной части Трансвааля до 3000 м в Рюстенбурге — западная часть массива), называемая главной зоной, в основании которой наблюдаются вместо четких макроритмов кумуляты с плохо выраженной или совершенно отсутствующей расслоенностью. Зона сложена габброидами (содержание MgO до 9 вес. %), в которых в качестве кумулятивных фаз называются плагиоклаз (An63-73), моноклинный пироксен, ромбический пироксен (Fs26-60) в подчиненном количестве. Верхняя зона (минимальная мощность в западной части массива 900 м) состоит из габбро, троктолита, пироксенита (2 слоя) и магнетита (более 20 слоев). В ясно расслоенных горных породах верхней зоны из кумулятивных минералов, кроме магнетита, присутствуют железистый оливин, роговая обманка и биотит в небольшом количестве. Горные породы и минералы верхней зоны, в отличие от нижележащих, содержат меньше Mg и Ca и значительно больше Fe, Ti, Si и щелочей.
Наличие хромитовых прослоев, количество которых начиная с базальной зоны в верхней части разреза увеличивается, противоречит кристаллизационной дифференциации. Распределение минералов в Бушвелдском массиве указывает на отсутствие какой-либо закономерности в вертикальном расположении минералов. Отмечены четкое чередование существенно хромитовых и плагиоклазовых слоев, нарушение в перемежаемости полевошпатовых и хромитовых кумулятов, а также «оползневые» структуры, типичные для горных пород, подвергшихся метасоматическим преобразованиям (текстуры течения).
Сравнительно с главной зоной, где расслоенность совершенно не обнаруживается, либо выражена слабо, мощность хорошо расслоенной критической зоны небольшая. Вероятно, породы верхней зоны, в которой расслоенность (как видимая, так и скрытая) отсутствует, претерпели основательную переработку наложенными метасоматическими процессами, стершими более ранние процессы, как это наблюдается всегда, когда метасоматоз заходит далеко. Л. Уэйджер и Г. Браун отмечают, что мощность горных пород верхней зоны оценивается по-разному в зависимости от точки зрения на происхождение кремнекислотных горных пород, развитых в самой верхней обнаженной части интрузива. Максимальной мощности верхняя зона достигает в восточной части массива, где она включает тонкозернистые граниты неясного генезиса. Минимальная мощность (около 900 м) установлена в западной части массива, где горные породы зоны секутся поздними красными гранитами. Видимо, становление этих двух разновидностей гранитов вызвало основательную переработку горных пород верхней зоны Бушвелдского массива и обусловило метасоматические их преобразования (метаморфическую дифференциацию).
А.П. Лихачев отмечает, что гипотеза кристаллизационной дифференциации базальтовой магмы в Бушвелдском массиве неприемлема, так как, во-первых, при дифференциации магмы этого вида (~6—8 вес. % MgO) образуются более железистые фемические минералы (оливин Fa5-15) и, во-вторых, в основании Бушвелдского массива, сложенного преимущественно пироксенитом, отсутствует соответствующее накопление тяжелых минералов — оливина, хромита, магнетита и сульфидов, которые концентрируются в вышележащих горизонтах. Возражения веские, однако защищаемый А.П. Лихачевым способ формирования Бушвелдского массива, выражающийся в постадийном выплавлении вещества из мантии в условиях повышающихся температур и последовательном его поступлении в современную камеру, мало убедителен. При допущении постадийного выплавления из мантии материала все менее кремнекислотного состава невероятным кажется размещение отдельных порций магмы в определенном порядке, без интенсивного их перемешивания. В массиве в целом это не наблюдается. По мнению А.П. Лихачева, первые порции поступающей магмы, взаимодействуя с горными породами трансваальской серии, в результате глубоких преобразований земной коры дали красные граниты, гранофиры и другие горные породы. Однако почти все исследователи (пожалуй, за исключением Р. Дэли) считают их более поздними. Если принять, что гранитоиды образовались позднее, чем ультрабазиты и базиты, то красные граниты не могли возникнуть путем кристаллизационной дифференциации.
Видимо, исходная базальтовая магма внедрилась в протоплатформу. Возможно, что изначально Бушвелдский массив образовался в виде мощного вулканического тела, развивающегося на кольцеобразно проседающей протоплатформе с осадочным чехлом. В таком случае хорошо объясняются стратифицированность исходных базитов (наложение различных импульсов вулканизма друг на друга) и активизация метасоматических преобразований вдоль плоскостей слоистости под воздействием восходящих газо-гидротерм.
Убедительных данных о наличии горных пород кровли Бушвелдского массива нет. Более определенные данные имеются о расположенных под массивом горных породах трансваальской системы, образующих смятые, разбитые сбросами складки. Структурные взаимоотношения массива и вмещающих горных пород подошвы, а также боковых стенок очень сложные.
Горные породы верхних горизонтов, обнажающиеся в центральной части рассматриваемого массива, обычно находятся в контакте со сложным телом гранитов, фельзитов и гранофиров. В ряде районов наблюдается согласное перекрывание расслоенных горных пород почти горизонтальными осадочными породами и фельзитами серии Ройберг, трудно разграничиваемыми от кремнекислотных горных пород кровли Бушвелдского массива, включая переплавленные осадки. В других участках, особенно на западе массива к северу от Рюстенбурга, расслоенные горные породы непосредственно контактируют с огромным массивом красных гранитов, а поздние секущие гранофиры иногда перекрыты горными породами серии Ройберг. Серия Претория часто образует подошву Бушвелдского массива. Таким образом, можно лишь утверждать, что породы горизонтально залегающей серии Ройберг древнее красных гранитов, секущих как горные породы Бушвелда, так и серию Ройберг.
То же можно сказать о Стиллуотерском (США, штат Монтана), Дулутском (США, штаты Миннесота и Вашингтон) и других расслоенных интрузивах. Здесь имеется много необъяснимых фактов, В частности, Е.Д. Джексон в Стиллуотерском интрузиве циклические единицы представляет в качестве продукта отложения кристаллов из периодически обновляющейся застойной магмы, стабилизировавшейся в процессе придонной кристаллизации. Г.Г. Хесс объясняет особенности тонкой ритмической расслоенности, в том числе нормальной и обращенной гравитационной стратиморфности, а также чередование слоев с резкими контактами влиянием восходящих и нисходящих потоков на скорость осаждения кристаллов пироксена и плагиоклаза и в подтверждение своих взглядов приводит соответствующие расчеты, Л. Уэйджер и Г. Браун полагают, что различия в мощности и характере слоев обусловлены скорее переменной скоростью и различным характером конвекционных потоков, нежели различным их масштабом.
Рассмотренные интрузивы весьма специфичны. Они отвечают анортозит-ультрамафит-мафитовому формационному типу. Позднее, по-видимому, образовались красные граниты, составляющие «шапку» Бушвелдского расслоенного массива.
На Кольском полуострове и в других пунктах Земли возникли следующие интрузивные образования: габбро-перидотиты, габбро-лабрадориты, щелочные габброиды, щелочные ультрабазиты и эндербиты-чарнокиты.
На рассматриваемом этапе фиксируется мощный процесс метасоматической гранитизации в условиях амфиболитовой фации минералообразования, протекающий, как и в фанерозое, стадийно. В результате этого процесса образовались гранитоиды и мигматиты.
На участках далеко зашедшей метасоматической гранитизации базитового субстрата происходило возникновение гранитной магмы.
Возникновение некоторых гранитоидов и других горных пород (сиенитов, щелочных пород и др.) путем метасоматоза за счет различных исходных горных пород в настоящее время признается всеми петрологами. Это не означает, что магматические процессы в формировании перечисленных групп горных пород не играют существенную роль. В частности, допускается анатектическое происхождение гранитной магмы, но после образования континентальной коры. Процесс генерации восходящих метасоматизирующих и гранитизирующих (литофильных) элементов в верхней мантии представляется вполне возможным.
Произведенные в последнее время Б.Г. Лутцем расчеты показали, что обеднение верхних частей верхней мантии (шпинелевых лерцолитов и альпинотипных гипербазитов) литофильными элементами не может служить основанием считать только их источниками элементов, которыми столь сильно обогащена земная кора. К ним относятся щелочные, щелочноземельные редкоземельные и радиоактивные элементы. Следовательно, литофильные элементы выносятся и из более глубоких горизонтов верхней мантии.
На возможность выделения этих элементов из верхней мантии указывают эксперименты Д. Грина и А. Рингвуда по плавлению природных базальтов в условиях высоких давлений, исходя из модели пиролитового состава верхней мантии.
По данным этих исследователей, вблизи солидуса (начальное плавление), на глубине 0—15 км, пиролит представлен оливином, ромбическим и моноклинным пироксенами, плагиоклазом и хромитом. Отделение расплава при достаточно малой степени частичного плавления может привести к образованию пересыщенной кремнеземом кварц-толеитовой магмы и остатка в виде дунита или верлита, Д. Грин и А. Рингвуд считают маловероятным образование широко распространенных кварцевых толеитов таким путем, т. е. путем прямого плавления и отделения магмы от исходного пиролита на малых глубинах. Заметим, что на Кавказе кварц во всех кварцсодержащих базитах возникает либо ассимиляционным путем, либо в постмагматическую (после базитового вулканизма) стадию, в результате привноса кремния.
На глубине 15—35 км пиролит представлен оливином, умеренно глиноземистыми пироксенами и небольшим количеством плагиоклаза. Состав образующегося расплава соответствует высокоглиноземистому оливиновом у толеиту с 10% нормативного оливина. На глубине 35—70 км при низкой степени частичного плавления пиролита (≤20%) возникшая жидкость по составу отвечает щелочной оливин-базальтовой магме, а при частичном плавлении 25—35% пиролита — оливиновому толеиту. На глубинах 100 км и более жидкость отвечает пикриту, содержащему более 30% нормативного оливина. Д. Грин и А. Рингвуд полагают, что сильно насыщенные кремнеземом и обогащенные магнием магмы, давшие оливиновые и оливин-мелилитовые нефелиниты, могут образоваться при отделении магмы на глубине 100 км и более при низкой степени частичного плавления, однако последнее допущение экспериментально еще не доказано.
Отделившаяся от пиролита на глубине 35—60 км богатая оливином толеитовая магма при дальнейшей кристаллизационной дифференциации с отсадкой кристаллов в условиях меняющегося литостатического давления может дать три различные серии базальтоидов. На глубинах 26—70, 15—35 и менее 15 км соответственно образуются: оливиновый толеит щелочной оливиновый базальт — оливиновый базанит; оливиновый толеит — высоко-глиноземистый оливиновый толеит; оливиновый толеит — кварцевый толеит.
Таким образом, из этих экспериментов следует, что расплав из верхней мантии, полученный в результате селективного выплавления, имеет различный базальтоидный состав. Образование гранитоидной магмы этим путем исключается.
Авторы рассматриваемого эксперимента касаются также группы второстепенных и малых элементов: К, Ti, Р, U, Th, Ba, Rb, Sr, Cs, Zr, Hf и редкие земли. Содержание этих элементов в щелочном оливиновом базальте и оливиновом толеите не соответствует количеству, которое может дать кристаллизационная дифференциация. Они названы «несовместимыми элементами» из-за их неспособности замещать в значительных количествах элементы, образующие главные минералы верхней мантии, в частности оливины и глиноземистые пироксены. Они могут концентрироваться в самой легкоплавкой фракции пиролита и в больших объемах высокоизбирательно взаимодействовать с вмещающими породами в открытой системе. В этих условиях большие объемы пиролита верхней мантии подвергаются значительному избирательному выщелачиванию отдельных элементов без плавления, возможно, приводящему к выделению 20—40%-ной базальтовой выплавки.
Видимо, эти элементы вместе с другими литофильными элементами в больших объемах концентрируются в постмагматических газо-гидротермах и по бывшим магмопроводящим каналам мигрируют в верхние горизонты Земли, обусловливая аллометаморфизм, дебазификацию и метасоматическую гранитизацию.
В одной из своих работ А. Симонен отмечает, что в настоящее время большинство петрологов допускает образование гранитоидов двумя путями — магматическим и метасоматическим — и что гранитизация — процесс метасоматический, каким бы способом ни происходило преобразование горной породы. Полевые исследования, особенно мигматитов докембрийского фундамента, показали тенденцию горных пород разного исходного состава и генезиса преобразовываться в гранитоиды. Реликтовая слоистость и текстуры многих гранитоидных батолитов свидетельствуют об их образовании метасоматическим путем по горным породам исходных осадочных толщ.
Г.М. Заридзе неоднократно описывал процесс постепенной гранитизации (дебазификации) дислоцированных вулканогенных и терригенных геосинклинальных толщ на Кавказе (гнейсы, гнейсовидные гранитоиды), в которых устанавливались унаследованные (реликтовые) складчатые и разрывные структуры. По-видимому, следует считать установленным, что изначальные базитовые вулканогенные геосинклинали развивались на базитовом основании. В стадию их деформации возникали громадные метасоматические бескорневые гранитоидные массивы.
В заключение следует отметить, что на ранних этапах развития Земли в образовании гранитоидов (гранито-метаморфитового слоя) ведущую роль, видимо, играли метасоматические процессы, вызванные послевулканическими восходящими растворами, содержащими гранитизирующий материал — остаточный продукт дифференциации вещества мантии. По данным В.С. Соболева, Н.Л. Добрецова и других исследователей, количество ювенильной кремнекислотной магмы, если даже допустить ее зарождение в верхней мантии, явно не соответствует балансу горных пород в земной коре.
Если считать, что развитие анатектических процессов происходило после образования гранито-метаморфитового слоя, то факт возникновения громадных батолитовых тел в раннем докембрии наводит на мысль, что гранитизирующий остаточный материал зарождается в верхней мантии. Остается неясным, каким образом произошел вынос калия из верхней мантии. Несостоятельным является мнение о выносе калия только из вмещающих гранитоиды горных пород и о том, что этот элемент, переходя в раствор, вызывает метасоматические процессы. Расчеты показывают, что общее количество калия больше того, которое образуется за счет выщелачивания из вмещающих гранитоиды горных пород. Следовательно, калий поступает из глубоких горизонтов Земли.
В «орогенную» стадию протогеосинклинального этапа в северо-восточной части Балтийского щита (Кольский полуостров) образовались интрузивы, секущие метаморфиты биотит-амфибол-гнейсовой, амфибол-гнейсовой и амфиболитовой формаций и отвечающие гранодиорит-тоналит-плагиогранитовой формации (возраст 3,6—3,4 млрд, лет). Несколько позднее сформировались интрузивы двуполевошпатовых гранитоидов и мигматитов, имеющих глобальное развитие. Последние объединяются в мигматит-чарнокитовый и гранат-кордиерит-гранитоидный формационные типы. Кроме того, в нижнем протерозое повсеместно развиты калишпатовые граниты, отвечающие гранитовому формационному типу.
На протоплатформенно-протогеосинклинальном этапе образовались различные эндогенные формации (формационные типы): в протоплатформах пикрит-базальтовая, вулканогенно (зелено-каменно)-метатерригенная для чехла, мафит-анортозит-ультрамафит-мафитовая (габбровая) для расслоенных интрузий типа Бушвелда, лабрадорит-перидотит-габбровая, щелочноультрамафит-щелочногаббровая, эндербит-чарнокитовая; в протогеосинклиналях — габбро-гранитоидная, гранито-гнейсовая, мигматит-чарнокитовая, гранат-кордиерит-гранитоидная, плагиогранитовая, гранитовая и др.