3.6 Метаморфизм в океанах
Дно Тихого, Индийского и Атлантического океанов залито океаническими базальтами, изливавшимися в позднеюрско - раннемеловой, позднемеловой - палеогеновый и миоцен - четвертичные периоды океанизации. Метаморфизм океанического дна изучен крайне недостаточно. В океанах проявлены все типы метаморфизма. С зонами срединно-океанических рифтов, трансформных разломов и сопровождающих их надвигов и других тектонических нарушений ассоциируют горные породы регионального динамического метаморфизма и регионального метаморфизма: хлоритовые сланцы, тальковые сланцы, амфиболиты и другие горные породы. В океанах драгирование морского дна обнаруживает большое количество серпинтинизированных ультраосновных пород и серпентинитов, образовавшихся под влиянием процесса серпентинизации. В Атлантике серпентинитами сложены острова святого Петра и Павла, серпентиниты пользуются большим распространением в зонах трансформных разломов. Примером гидротермального метасоматоза и современного рудообразования являются «белые» и «черные» курильщики, например, в зоне Срединно-Атлантического хребта (рис.3.37). Они залегают на глубине около 3000 метров и сложены полиметаллическими рудами: сфалеритом, вюртцитом, марказитом, опалом, баритом, пиритом и халькопиритом. Гидротермальные растворы имеют температуру 140ОС, давление на этой глубине – 600 МПа, растворы богаты метаном СН4. В окружающей морской воде много бактерий и процветает мощная колония мидий. В Калифорнийском заливе бьющие на дне «родники» гидротермальных флюидов имеют температуру 228ОС.
|
Рис.3.37 «Чёрные» курильщики |
Они выделяют пятна нефти и перерабатывают толщи осадочных пород. Изучение метаморфизма океанического дна является важнейшей геологической проблемой – особенно в той ее части, которая касается отсутствия или наличия континентального гранито-гнейсового слоя под слоем мезо-кайнозойских океанических базальтов. В этом отношении представляет большой интерес исследование дна Северного Ледовитого океана, лишённого слоя океанических базальтов.
4. Заключение
Остановимся на некоторых проблемах образования метаморфических пород изохимического и метасоматического типов.
Первая – связь процессов метаморфизма и магматизма. Верхние пределы РТ условий существования метаморфических пород контролируются кривыми плавления гранита и базальта (рис.3.15), выше которых в поле РТ пространства из области магматизма мы переходим в область магматизма. Геологическую обстановку переходов магматических и метаморфических пород можно проиллюстрировать двумя примерами. Первый (рис.4.1) демонстрирует связь процессов микроклиновой мигматизации (ультраметаморфизма) с внедрением интрузии микроклиновых гранитов кейвского комплекса на Кольском полуострове в биотит-амфиболовые гнейсы (Николаевв, 1957).
Рис.4.1 Массив архейских микроклиновых гранитов в западной части Кольского полуострова (по В.А. Масленникову)
1 – биотитовые гнейсы; 2 – амфиболитовые гнейсы; 3 - мигматиты микроклиновых гранитов; 4 – микроклиновые граниты
Второй пример – мигматит-плутон массива Кума в Новом Южном Уэльсе Австралии (рис.4.2). На рис.4.2 обращает на себя внимание, что граниты массива Кума отделяются от роговиков кордиерит-ортоклазовой зоны зоной мигматизации. Причем в самой этой зоне наблюдается зональность - агматиты тяготеют к интрузивному контакту массива, а птигматиты – к периферии. Далее мигматиты переходят в горные породы контактового ореола, зональность которого – кордиерит-ортоклазовая, андалузитовая, биотитовая, хлоритовая зоны – является типичным случаем в пелитовых осадках.
Рис.4.2 Мигматит – плутон. Гранитный массив Кума, Новый Южный Уэльс,
Австралия
Вторая проблема – взаимопереходы одних типов метаморфизма в другие. Описанные выше локальные и региональные типы метаморфизма были проанализированы на примерах таких геологических ситуаций, в которых эти типы метаморфизма проявились в чистом виде под влиянием более или менее строгого воздействия факторов метаморфизма, присущих данным типам. Вместе с тем, в природных обстановках эти условия реализуются далеко не в полном соответствии с рассмотренными классическими схемами и представляют собой сложные варианты их взаимопереходов. Одним из таких усложненных вариантов является выделенный В.А. Николаевым (1957) регионально-контактовый метаморфизм, предполагающий активную роль гранитных магм в формировании мигматитовых комплексов Балтийского щита и Русской платформы, в первую очередь, послойных мигматитов типа артериитов, в понимании И. Седергольма. Другой достаточно сложный случай – взаимопереходы между локальным и региональными типами метаморфизма. В них как в плане, так и на глубину, в зонах крупных тектонических нарушений, иногда проявляется горизонтальная и вертикальная зональность в залегании ассоциаций горных пород, характеризующих эти типы метаморфизма (Метаморфизм и тектоника, 2007).
Третья проблема – полиметаморфизм с наложением породных ассоциаций одних типов метаморфизма на другие. Особенно широко явления полиметаморфизма проявлены также в зонах тектонических нарушений крупного регионального плана (Иртышской, Становой, Уральской и других), этим зонам свойственны многократные и интенсивные тектонические подвижки и проявления не только динамического, но и других типов метаморфизма. В этом отношении достаточно хорошо изучены Иртышская и Становая зоны и менее – зона Главного Уральского глубинного разлома (ГУГР). По В.А. Николаеву (1957), в Иртышской зоне последовательно сменяются комплексы пород, сформировавшиеся под влиянием разных типов метаморфизма – контактового метаморфизма гранитов змеиногорского комплекса, регионального метаморфизма амфиболитовой фации, контактового метаморфизма гранитов калюинского комплекса и дислокационного метаморфизма «Иртышской зоны смятия».
Четвертая проблема. В целях более глубокого понимания процессов рудообразования общие акценты в анализе генезиса метаморфических пород в последнее время значительно сместились в сторону изучения механизма и условий образования метасоматических горных пород, являющихся, с одной стороны, индикаторами процессов оруденения, а с другой, - самими рудами. Вместе с тем, вопросы классификации метасоматитов на фациальной основе в отличие от классификации пород изохимического метаморфизма, испытывают значительные трудности. Летучие компоненты – главные факторы метаморфизма метасоматитов – в ходе их образования теряются, и воссоздание полной геологической картины образования метасоматитов либо оказывается невозможным, либо для этого необходимы дополнительные геологические исследования.
Пятая проблема. Исключительно полезную информацию о механизме образования контактовых метасоматитов несет знакомство с гидрогеологическими моделями геотермальных месторождений – Паужетского на Камчатке (рис.4.3), японских, итальянских, исландских и других. |
|
Из рис.4.3 видно, что в верхней зоне Паужетского месторождения за счет первичных пород, представленных туфами и вулканическими брекчиями риолит-дацитового состава, образуются ломонтит-хлорит-кальцит-иллитовые |
Рис.4.3 Схема действия Паужетской геотермальной станции, Камчатка 1 – горячий магматический очаг; 2 – зона образования ломонтит-хлорит-кальцит-иллитовых метасоматитов по туфам и брекчиям риолитов и дацитов (мощность 0,5 км, пористость пород 28%); 3 – гидротермальный резервуар (в плане 2х2 км); 4 – область подъема пароводяной смеси; 5 – область опускания поверхностных вод |
метасоматиты. Они формируются под действием потока флюидов пароводяной смеси, нагретой до температуры 180-50 оС, обогащенной хлором. Главным ее источником являются метеорные воды, опускающиеся с поверхности до кровли магматического очага, расположенной на глубине 4-5 км от поверхности. Анализ строения японских геотермальных месторождений показывает, что при формировании продуктивных геотермальных резервуаров основная роль принадлежала вертикальным разломам, к пересечениям которых приурочены горячие источники и фумарольные поля. Сопутствующие разломам трещины заполнились вторичными минералами, а сами разломы «самозапечатывались» за счет аргиллизации и силификации, тем самым иллюстрируя процесс формирования инфильтрационных метасоматитов. Таким образом, тектонический фактор также был важен при образовании контактовых метасоматитов. В принципе, модели формирования геотермальных месторождений хорошо обрисовывают геологическую обстановку функционирования гидротермальных месторождений, включая механизм роста и развития «черных курильщиков» на океаническом дне.
Наконец, обращаясь к нижним пределам РТ условий формирования метаморфических пород, необходимо обратить внимание на зону гипергенеза и горные породы кор выветривания, которые традиционно относятся к осадочным породам. По зоне гипергенеза и корам выветривания проходит граница между метаморфическими и осадочными горными породами.
С позиций исторической геологии, процессы гипергенеза играли важную роль в развитии Земли, начиная с эпохи образования водной оболочки Мирового океана и гидролиза ультраосновного слоя Земли и кончая эпохами глобального выветривания, например, хорошо фиксируемыми в мезозое по буровым данным плавучей платформы «Челленджер», в Тихом, Индийском и Атлантическом океанах. При этом нельзя забывать, что в процессе гипергенного рудогенеза образуется большая группа уникальных месторождений железа, никеля, золота, редких земель, элементов платиновой группы и других химических элементов.