МЕТАСОМАТОЗ

Понятие метасоматоз введено К.Ф. Науманном в середине прошлого столетия для обозначения процесса образования псевдоморфоз, протекающего в условиях химического взаимодействия раствора с замещаемым минералом.

В. Лидгрен (1933) метасоматоз определил как процесс одновременного капиллярного растворения и отложения, с помощью которого новый минерал может расти в теле исходного.
Д.С. Коржинский (1936, 1986) метасоматическими процессами называет «изменение химического состава породы, совершающееся обычно при участии поровых растворов, которые растворяют одни минералы и немедленно отлагают другие, так что в течение замещения порода в целом сохраняет твердое состояние» (Коржинский 1986, с. 5). Основываясь на той роли, которую метасоматоз играет в образовании структур земной коры и функционировании, можно утверждать, что как геологическое явление метасоматоз стоит в одном ряду с ги- пергенезом, седиментагенезом, магматизмом и метаморфизмом. В отличие от метаморфизма, метасоматические процессы необратимы и основные их типы характеризуются устойчивостью в широком интервале термодинамических и физико-химических условий (Т, Р, pH, Eh), так как миграция ведущих элементов (Са, Na, Cl и других) не зависит от pH и Eh и мало изменяется в широком диапазоне температур и давлений.
Метасоматические процессы совершаются при посредстве жидких или твердых растворов, которые заполняют межзерновое пространство и называются поровыми растворами. В зависимости от типа переноса компонентов различают диффузионный и инфилътрационный метасоматоз.
Диффузия - медленный самопроизвольный перенос частиц (атомов, ионов, молекул, коллоидных частиц) в направлении убывания их концентрации, обусловленный тепловым движением. Диффузия не имеет большого значения на земной поверхности, где она развевается в грунтах болот, илах и т.д. Ее роль возрастает в земных глубинах, для которых характерен застойный режим. Скорость диффузии через кристаллические решетки минералов очень мала и, как показывают наблюдения, распространяется лишь на микроскопические расстояния. По жидким включенйям, в частности, по застойным поровым растворам, диффузия сильно ускоряется, метасоматоз распространяется на несколько метров и образует метасоматические ореолы вновь образующихся минералов. Несравненно более значимы инфильтрационно-метасоматичесвие процессы, которые могут захватывать многокилометровые толщи горных пород. В отличие от диффузии при инфильтрационно-сомати- ческом процессе мигрируют не только растворенные частицы, но и сам растворитель, который может быть жидким и газообразным. Источником растворов являются магматические очаги мантии и земной коры, метаморфизм осадочных пород, а также вмещающие породы, из которых вадозные термальные воды выщелачивают те или другие элементы. Преимущественно мантийный генезис имеют С02, Na, К и другие компоненты. Метаморфические процессы освобождают поровую, конституционную и кристаллизационную воду глинистых минералов, которая растворяет металлы из вмещающих пород. Ряд данных указывает на большую роль поверхностных вод в формировании метасоматических растворов.
Главными компонентами поровых растворов, которые обеспечивают метасоматический процесс, является небольшое число элементов с относительно высокими кларками. К ним, по данным Д.В.Рундквиста (1975), относятся три группы элементов: 1 - К, Na; 2 - Fe, Mg, Са; 3 - Al, Si. А.И. Перельман добавляет к ним углерод (С), так как установлен особый тип гидротермического метасоматоза - углеродизация.
В общем состав гидротермально-метасоматических образований определяется составом поступающих растворов и типом изменяющихся пород. Взаимодействие между породой и поровым раствором приводит к формированию метасоматической зональности. Под метасоматической зональностью понимают процесс образования различных по минеральному составу зон и последовательную их смену (от наиболее измененной внутренней зоны к внешней зоне и далее к неизменной породе). Главными условиями образования метасоматической зональности, по Д.С.Коржинскому, являются: 1 - когда масса компонентов в растворе в каждый данный момент незначительна по сравнению с массой горной породы; 2 - в каждом элементарном участке горная порода и раствор находятся в равновесии; 3 - система пор в породе равномерна и очень тонка; 4 - объем породы при метасоматозе не изменяется; 5 - температура и пористость в метасоматическом комплексе остаются постоянными.
При этих условиях образование метасоматических зон определяется однонаправленным движением поровых растворов в направлении от источника их формирования (например, интрузива) в разные стороны от него. При метасоматическом
о
замещении изменяется не только состав самой породы, но и состав движущихся растворов в результате перехода тех или других элементов от вполне инертного к вполне подвижному состоянию.
Для наглядности рассмотрим пример: порода состоит из ортоклаза, кварца и мусковита (гнейс), подвижные компоненты представлены Н20 и С02, калием (К). Низкое содержание калия в растворе сделает неустойчивым ортоклаз, вместо него возникает устойчивый мусковит. Таким образом, первая зона будет образована кварцем и мусковитом. В подвижный компонент при этом перейдет глинозем (А12Оэ), и состав его будет - Н20, С02, К, А12Оэ, после чего неустойчивыми становятся ортоклаз и мусковит: образуется зона из кварца, замещающего другие компоненты. Для системы метасоматических зон (метасоматических колонок) характеры парагенезисы минералов. Так, например, при одном из типов метасоматических процессов - березитизации во внутренних зонах происходит замещение породообразующих алюмосиликатов кварцем, серицитом, пиритом, карбонатами. Во внешних зонах по породам среднего и кислого состава формируется парагенезис: кварц, серицит, альбит, ортоклаз, кальцит, хлорит, пирит.
Важнейшим фактором, определяющим характер метасоматоза, являются щелочно-кислотные условия. В зависимости от этих условий различают две группы процессов - кислотное выщелачивание и щелочной метасоматоз.
По Д.С. Коржинскому, по мере движения растворов происходит закономерная смена трех стадий гидротермального процесса: ранней щелочной, кислотной и поздней щелочной стадий (рис. 45).
Метасоматические кислотные процессы наиболее ярко проявляются в кислых породах и слабее в основных. Кислотность гидротерм обусловлена НС1, HF, H2S, С02 и другими кислотными компонентами, которые определяют удаление из пород оснований. Максимальная активность кислот достигается при

Рис. 45. Схематическая кривая изменения режима кислотности — щелочности растворов в процессах высокотемпературного постмагматического метасоматоза при раскристаллизации гранитов (по А. Беусу и Н. Задашковой, 1981)

средних температурах. Для высокотемпературных процессов более характерны щелочные среды.
К основным процессам метасоматоза, связанным с кислотным выщелачиванием, относятся: грейзенизация, березитиза- ция, пропилитизация, аргиллитизация, образование вторичных кварцитов и др.
Грейзенизация - процесс относительно высокотемпературного метасоматоза (300-500° С) в результате приноса фтора, брома, хлора и др. летучих компонентов, протекающих в широком диапазоне давлений на контактах с гранитными интрузиями преимущественно средних и умеренных глубин. В результате грейзенизация алюмосиликатных пород образуются кварц-мусковитовые породы, измененные граниты с характерными для них минералами - кварц, мусковит, биотит, топаз, турмалин, берилл, флюорит. Из рудных минералов встречаются касситерит, вольфрамит, молибденит, шеелит, пирит и др. При грейзенизаиии карбонатных пород формируются слюди- сто-флюоритовые метасоматиты.
Березитизация - процесс преобразования гранитных пород типа гранит-порфир, кварцевые порфиры и других пород в березиты под воздействием гидротермальных растворов, содержащих Н20, С02, S, О и др. Процесс березитизации протекает при температуре 250-300°С и кислотности раствора (pH) от до 5,5. Образующиеся березиты представляют собой сери- цит-кварцевую породу гидротермально измененную, встречающуюся в комплексе с кварцитами, пропилитами и грейзена-
ми. Характерными минералами являются кварц, серицит, пирит и рутил. Березиты вмещают руды золота, меди, серебра, молибдена, цинка, свинца и мышьяка.
Пропилитизация - процесс метасоматического преобразования вулканогенных пород преимущественно андезитового состава, а также интрузивных пород в условиях малых и средних глубин под воздействием гидротермальных растворов, содержащих в значительном количестве углекислоту и серу. Пропилитизация обычно сменяется серицитизацией (т.е. образованием серицита - светлой тонкочешуйчатой слюды, представленной мусковитом или парагонитом) и каолинизацией. Пропилитизация обычно захватывает большие площади и предшествует процессам интенсивного кислотного выщелачивания. Пропилиты характеризуются следующими главными минералами: альбитом, актинолитом, эпидотом, хлоритом, адуляром, серицитом, кварцем, карбонатами, пурпуритом, рутилом и цеолитами. С пропилитами связано возникновение многих руд, особенно золота, серебра и меди.
Аргиллизация - низкотемпературный метасоматический процесс фумарольно-сольфаторного изменения преимущественно вулканических пород, приводящий к замещению исходных минералов, под воздействием сернокислых и углекислых растворов, глинистыми минералами. Продуктом аргиллизаиии является аргиллит гидротермальный, представляющий собой пористую породу, состоящую из монтмориллонита, бейделли- та, аллофана, каолинита, галлуазита.
С кислотным метасоматозом связано множество и других процессов. Одним из характерных является вторичное оквар- цевание, которое развивается после пропилитизация и аргил- лизации гранитоидов, лав, лавобрекчий, туфов. Вторичные кварциты - плотные твердые породы. Кварц - серицитового состава с постоянным присутствием кварца, частично халцедона и опала, алунита, андалузита, пирофиллита, каолинита. С вторичными кварцитами связаны месторождения серы, корунда, медного колчедана, сульфита алюминия.
Щелочной метасоматоз характерен как для высокотемпературных (более 500° С), так и низкотемпературных (ниже 300° С) условий, составляя зону средних температур преимущественно для кислотного метасоматоза. Наиболее полно этот процесс развит в средних и основных породах, реже он проявляется в гранитоидах. При щелочном метасоматическом замещении в балансе мигрирующих веществ доминируют щелочи. Различают следующие основные типы щелочного метасоматоза: 1 - калиевый, который сопровождается образованием калиевого полевого шпата (обычно в форме микроклинизации плагиоклаза (и слюд), чаще всего биотита); 2 - натровый - выражающийся в альбитизации полевых шпатов; 3 - кремнекалиевый, кремне-калинатровый и кремне-натровый. В результате кремнещелочного метасоматоза формируются формации кварц-адуляровых, кварц-альбитовых, кварц-микроклиновых и кварц-ортоклазовых метасоматитов. Эти формы сменяют друг друга в пространстве и во времени, составляя определенную систему формационных зон.
Кварц-адуляровая формация образуется в результате калиш- патизации, при которой происходит метасоматическое замещение калиевым полевым шпатом известково-натровых плагиоклазов магматических или метаморфических пород. Кварц- альбитовые формации формируются при альбитизации силикатных и алюмосиликатных пород, при внесении в постмагматические гидротермальные растворы натрия. В процессе микроклинизации происходит замещение плагиоклазов микроклином. В общем, существует множество метасоматических процессов. Одни из них приурочены к определенному типу пород, у других такая связь не наблюдается (табл. 46).
Описанные типы метасоматоза в пространстве и времени тесно связаны с магматическим и метаморфическим процессами. Известно, что передача теплового возбуждения из мантии в кору определяется тепловым режимом астеносферы (В.В. Белоусов, 1978; Е.В. Артюшков, 1979; Ю.М. Шейнман, 1976 и др.), где вещество находится в метастабильном состоянии на грани частичного плавления. Здесь накапливается энергия, и образуются мафические расплавы с температурой до 1500°С при давлении 10 кбар. Эти расплавы, как считают Б.А. Блюман и В.В. Жданов (1983), отделяясь в виде астенолита, перемещаются в основание земной коры. Становление астенолита сопровождается интенсивным подтоком в земную кору высокотемпературного подвижного флюида, существенно водородного состава (О = 1,64 ат%,Н = 97,72 ат%), обогащенного щелочными компонентами. Щелочной флюид является натровым, так как в мантийном веществе, судя по базальтовому расплаву, наблюдается резкий дефицит калия по сравнению с натрием.
Под влиянием высокотемпературного восстановленного флюида горные породы претерпевают изохимический метаморфизм, т.е. метаморфизм без внесения добавочных компонентов. За этой стадией при температуре флюида около 800°С и давлении до 9 кбар идет стадия аллохимического (т.е. с внесением дополнительных веществ) метаморфизма, которому сопутствует натровый метасоматоз или плагиогранитизация.
Таблица 46
Связь гидротермального метасоматоза с горными породами (по материалам В.И. Рехарского, 1973)

Горные породы	Гидротермально-метасоматические формации, расположенные сверху вниз от ранних высокотемпературных к поздним низкотемпературным	Рудные элементы	Нерудные элементы
Гранитойд- ные (кислые)	Магнезиально-скарновая Известково-скарновая	Fc, В Fc, Си	Флагонит Со, V, Mn
	Фельдшпатовая	Та, Ni, TR	U, Th, Ti, Be, Li, Zn
	Полешиат-кварцевая	Mo, W	Sn, Cu
	Грейзеновая	W, Mo, Sn, Be, Li, Bi
	Турмалин-кварцевая (турмалин-хлоритовая)		Sn, Cu, W, Bi, Au
	Проиилитовая	Au, Ag, Си	As, Pb, Zn
	Вторично-кварцевая	Си	Zn, Pb, Au, Ag
	Кварцево-ссрицитовая	Си, Мо	Zn, Pb
	Березитовая	Pb, Zn, Аи, Ag, U	Mo, Bi, Sn, W, Be
	Аргиллизитовая	Hg, Sb, Sn, Ag, As	U, Mo, Zn, Pb, Zr, Cu
Ультраосновные и основные	Серпентиновая Уралитовая	Cr Ni, Си, Pt	Асбест Флагонит
	Тальк-карбонатная	Ni, Си, Au	Тальк, магнезит
	Брусит-валлериитовая	Си, Ni	Со, Pt,
	Лиственитовая		Hg, Au, Cu, Zn, Pb
Ультраосновные и щелочные	Альбитовая	Zr, Ht, Nb, Та, TR, Th	U

Окончание таблицы 46

Горные породы	Гидротермально-метасоматические формации, расположенные сверху вниз от ранних высокотемпературных к поздним низкотемпературным	Рудные элементы	Нерудные элементы
	Камафоритовая (аппатит- магнезитовая)	Те, Ti, P,Zr, Та, Nb	Си
	Карбонатитовая	Nb,Ta,Zr,Tr
	Кабронат-флюоритовая	флюорит

С уменьшением глубины, при относительно низких температурах и давлении (Рфл = 2 кбар, Т= 450° С) и преобладании окисленного флюида, состоящего в своей основе из водяного пара и углекислого газа (О = 33,02 ат%, при Н = 62,25 ат.%), наблюдается проявление калиевого метасоматоза и аллохимического метаморфизма.
В обобщенном виде метаморфо-метасоматические формации состоят из трех групп. Каждая группа делится на три зоны и характеризуется различными Р-Т условиями, но имеет одинаковую направленность химических процессов. Первая зона каждой группы характеризуется высоким pH раствора и максимальным накоплением щелочей. Вторая зона имеет низкую pH раствора и в ней накапливаются соединения алюминия, кремния, титана и бора. Третья зона триады содержит нейтральные или слабощелочные растворы и характеризуется накоплением кальция, магния, железа и других тяжелых металлов.
Описанные метаморфо-метасоматические зоны прямо или косвенно связаны с магматическими очагами, которые в значительной степени определяют течение метаморфических и метасоматических процессов.
Изложенное показывает, что магматизм, метаморфизм и метасоматоз не только последовательные процессы, изменяющие горные породы и минералы, но и перекрывающие друг друга процессы, в совокупности определяющие преобразование пород и минералов литосферы.
Совокупность этих процессов наиболее ярко выступает при формировании скарнов, карбонатитов, эк логитов, мигматитов и гранитов.
Скарны - известково-магнезиально-железистые силикаты и алюмосиликаты, состоящие из пироксенов и гранатов с участием скаполитов, везувиана, волластонита, эпидотов, плагиоклазов, калиевых полевых шпатов и других минералов, которые появляются и исчезают в зависимости от термодинамических условий и состояния кислотности-щелочности.
В зависимости от состояния взаимодействующих пород выделяют типичные известковые и магнезиальные скарны. Первые формируются как на контакте карбонатных и алюмосиликатных пород, так и вне их, под воздействием высокотемпературных растворов в диапазоне температур от 1000 до 400° С. В зависимости от степени влияния магматических расплавов различают две стадии скарнообразования: магматическую, когда под воздействием высокотемпературных флюидов, выделяющихся из расплава, формируются только магнезиальные скарны, и постмагматическую стадию, когда, под воздействием пневматолитогидротермальных растворов, образуются как известковые, так и магнезиальные скарны.
Метаморфические изменения обычно идут одновременно с метасоматозом, который в данном случае является ведущим процессом, и образующиеся скарны чаще всего относятся к метасоматическим породам. Но существуют и типично метаморфические скарны, к которым относят породы вместе с находящимися в них магнетитовыми рудами. Эти породы возникают в ходе регионального термометаморфизма, в результате реакции между существовавшими на их месте окислами и гидроокислами (Fe, Mn, Si02 и А12Оэ) и карбонатами (Са и Mg). Их обычно к типичным скарнам не относят и считают скарно- подобными породами или скарноидами.
Скарны отличаются чрезвычайным разнообразием парагене- рисов. Выделяются фации, которые определяются в зависимости от температуры, давления СО, и глубинности, кислотности, щелочности и железистости. Так, например, в зависимости от температурных условий выделяется следующий температурный ряд фаций: волластонит-гроссуляровая (t = 750800° С) —» пироксенит-гратовая (t = 550~800°С) —» безволлас- тонитовая (t = 500-550°С) —gt; гранат-эпидотовая (t = 400-500°С) —gt; пироксен-эпидотовая (t = 350-450°С).

Карбонатиты - интрузивные, эффузивные и метасоматические существенно карбонатные породы. По составу породообразующих карбонатов выделяются кальциевые, доломитовые, анкеритовые и сидеритовые карбонатиты. Состоят они из кальцита, доломита и анкерита, из других минералов встречаются апатит, нефелин, магнетит, флогопит. Основные породообразующие минералы кристаллизуются в диапазоне 640- 790°С. Магматические кароонатиты характерны для зон глубинных разломов платформ.
Метасоматические (гидротермальные) карбонатиты представлены вторичным известняком, вторичным кальцитом и доломитом, возникшими в результате кальцитизации, карбонати- зации и доломитизации. Магматические и метаморфические карбонатиты нередко образуют единую генетическую серию пород, метаморфические карбонатные породы представлены пе- рекристаллизованным известняком (мрамором), мрамором бру- ситовым и метаморфизированным доломитом. Некоторые доломиты и метаморфизированные известняки созданы совокупностью метаморфических и метасоматических процессов.
Эклогиты - кристаллическая зернистая массивная, иногда сланцевая порода, состоящая из граната и пироксена (омфаци- та), с примесью кианита, бронзита, калиевого полевого шпата и плагиоклаза. Обязательное присутствие в эклогите омфаци- та и граната говорит о том, что образование эклогитов идет при высоком и очень высоком давлении.
В земной коре эклогиты не образуют больших толщ или зон, а залегают всегда в виде небольших линз мощностью 23 км или залегают в виде секущих дайкообразных тел. В соответствии с минеральным составом и по данным экспериментов, генезис эклогитов связан с высоким давлением - 7-20 кбар, при температуре 500-1200°С и низким парциальным давлением воды, т.е. с относительно сухими условиями.
По геологическим и петрографическим данным Н.Л. Доб- рецов и др. (1980) выделяют ряд эклогитов: 1) эклогиты, связанные с гипербазитами; 2) эклогиты дистен-гнейсовых и дистен- сланцевых комплексов; 3) эклогиты глаукофановых комплексов. Наиболее высокотемпературные эклогиты дистен-гнейсовой фации выносятся с кимберлитам из мантии в виде ксенолитов.
Существует ряд гипотез о происхождении эклогитов. В одной из них все эклогиты считаются отторженцами верхней мантии. Эта гипотеза не объясняет постепенных переходов от эклогитов к эклогитизированным породам, которые наблюдаются в природе.
Вторая гипотеза допускает, что эклогиты не образуют самостоятельных фаций, а представляют собой специфические тела в породах других фаций. Предполагается, что-эти тела образуются за счет метаморфизма бедных водой горных пород основного состава.
В соответствии с третьей точкой зрения все эклогиты в земной коре представляют собой магматические формации базаль- тоидного ряда (абиссальная фация габбро). При внедрении таких тел давление внутри них превышает давление в окружающих породах и достигает значений выше 14 кбар, при температуре, превышающей 900°С Рн,о lt; 0,35 Ровщ.
При более низких давлениях кристаллизуются эклогитопо- добные породы. Учитывая разнообразие фаций, с которыми связано происхождение эклогитов, можно считать, что генезис их полигенетический и наряду с магматическими существуют эклогиты, имеющие метаморфическую природу.
Особое положение в системе горных пород литосферы занимают мигматиты и граниты, образование которых одновременно связано с магматическими процессами (анатексис, палингенез), метаморфизмом и процессами мигматизации и гранитизации - типично метасоматической природы.
Как следствие, происхождение их связывают с особой формой метаморфизма, которая получила название ультраметаморфизм.
Под ультраметаморфизмом Холмквист (Holmquist P.J., 1909), который ввел это понятие, понимал процесс регионального метаморфизма в условиях привнося химических компонентов извне, в результате чего горные породы переходят в состояние расплава.
Г.М. Саранчини и Н.Ф. Шинкарев (1973) ультраметаморфизм связывают с комплексом многообразных процессов: резкого повышения температуры, определенным изменением давления, воздействием летучих компонентов, интенсивного перераспределения химических компонентов в процессе метасоматического и мигматического замещения горных пород, широкого перемешивания возникающего расплава, развития метаморфической дифференциации, перекристаллизации и др. При таком расширенном толковании термина к нему можно отнести процессы мигматизации и гранитизации, которые сопровождаются анатексисом1, палингенезом[26] [27] и реоморфизмом[28].
В связи с неопределенностью и двойственностью понятия «ультраметаморфизм», К.А. Шуркин (1957) предложил заме
нить его термином «ультраметагенез», а Ю.П. Половинкина считает, что приложение понятия «ультраметаморфизм» к явлениям регионального метаморфизма неправильно. По ее представлению ультраметаморфизм - это сложный комплекс процессов, происходящих в инверсионно-складчатую стадию развития геосинклинальных областей (стадию воздымания).
В.А. Рудник (1973) предлагает различать ультраметаморфизм погружения и метаморфизм воздымания. Метаморфизм погружения охватывает процесс расплавления горных пород, происходящий в результате нарастания прогрессивного регионального метаморфизма в условиях амфиболитовой и грану литовой фаций, без сколько-нибудь значительного привноси вещества извне. Такой тип ультраметаморфизма был характерен для архейского и частично раннепротерозойского этапов развития земной коры, когда явления анатексиса и палингенеза наблюдались, начиная с глубины 5-9 км.
Ультраморфизм вздымания - совокупность сложных процессов в инверсионно-складчатый этап эволюции подвижных зон земной коры, начиная с эпидот-амфиболитовой стадии метаморфизма, при значительном привносе вещества и тепловой энергии, приводящих к формированию магматического расплава и определяющих гранитизацию и дегранитизацию горных пород на разных глубинных уровнях. В заключение краткого обзора понятия ультраметаморфизма можно прийти к выводу, что прав К.А. Шуркин, который считал, что нельзя понятием «ультраметаморфизм» обозначать совокупность магматизма, метасоматоза и метаморфизма. Совокупность этих процессов - действительно единый процесс, который можно определить как палингенез, ведущий к образованию гранитов и мигматитов.

Мигматиты. Термин предложен И.И. Седерхольмом (1907) и означает смешанные породы. В их состав входят гранитные, аплитовые или пегматитовые и метаморфические компоненты. В мигматитах различают субстрат, преобразование которого служит основой, и вновь образованная часть, которую называют неосомой. Она может быть разделена на лейкосому - обогащенную светлыми минералами (кварц, полевой шпат) и меланосом ю, главным образом, из цвет-
обманка, кордиерит и др.).
В зависимости от генезиса, который определяется соотношением магматизма, метасоматизма, выделяют следующие основные генетические типы мигматитов: 1) мигматиты инъекцион
ные, образующиеся за счет инъекций расплавов, в трещины напластования вмещающих пород; 2) латеральсекционные - созданные путем метаморфической дифференциации и селективного плавления (анатексиса); 3) метасоматические мигматиты, возникшие за счет проникновения в горную породу гра- нитизирующих растворов или диффузии ионов в жидкой среде; 4) полигенные мигматиты, в формировании которых сочетаются магматическая инъекция, метасоматоз, селективное плавление и метаморфизм. К.А. Шуркин (1957) выделяет 18 типов мигматитов, в зависимости от степени мигматизации и тектонической обстановки. Наиболее интенсивная мигмати- зация проявляется в ядрах антиклинальных складок, в зонах разломов и разрывов, синхронных с мигматизацией, в подошвах тел амфиболитов и других экранирующих пород, в толщах гнейсов, близких по составу гранитам. По морфологическим и текстурным особенностям В.А. Бабашин и В.А. Рудник (1973) насчитывают более сорока разновидностей мигматитов. Важнейшие из них: послойные, в которых параллельно сложности и сланцеватости вмещающих пород (гнейсов) располагаются полосы гранитоидного материала; линзовые - когда участки из гранитного материала имеют форму линз; ветвистые мигматиты характеризуются наличием аплитовых[29] или гранитных жилок; сетчатые мигматиты - когда жилы аплитового или гранитного состава образуют сетку, разделяющую обломки субстрата; агматиты - мигматиты, имеющие брекчевидную структуру; очковые мигматиты, в теле субстрата которых расположены крупные порфибробласты (крупные индивиды минералов) полевого шпата или кварцево-полевошпатовых агрегатов. Слойчатые или складчатые мигматиты характеризуются наличием складок и плоек из гранитного, аплитового или кварцевого материала; теневые мигматиты (небулиты), в которых различия между субстратом и неосомой выражены очень слабо, когда неясные полосы или пятна субстрата переходят в гранитный или аплитовый материал.
Гранитоиды и гранитообразование. К гранитоидам относят граниты, гранодиориты, плагиограниты и породы, переходные к кварцевым диоритам. Гранитоиды - полингенные образования. Более 100 лет продолжается дискуссия о происхождении гранитоидов. В настоящее время выделяются четыре основные гипотезы образования гранитоидов. Каждая из основных гипотез, в свою очередь, имеет ряд вариантов. Гипотеза интрузивно-магматического происхождения гранитов, поддержанная Н.Л. Боуэном, П.Н. Ниггли, Ю.М. Шейнманном и многими другими, предполагает, что образование гранитов связано: с формированием в глубинах литосферы больших объемов гранитной магмы в результате расплавления (анатексиса) осадочно-метаморфических пород, близких к гранитному составу; 2) с дифференциацией базальтовой магмы. Гранитная магма внедряется в верхние слои литосферы, где кристаллизуется, образуя интрузивные плутоны. Аргументами в пользу этой гипотезы, по М.П. Кортусову (1974), являются: 1) секущее положение плутонов по отношению к вмещающим породам; 2) наличие ксенолитов, зон закалки и жилоподобных ответвлений, соединенных с основным магматическим телом; однородность состава пород на больших расстояниях; сходство состава гранитов с кислыми эффузивами. Необъясненным остается лишь положение: каким образом огромные массы гранитной магмы завоевали себе пространство, ранее занятое вмещающими породами? Гипотеза магматического замещения, предложенная Д.С. Коржинским и развитая Ю.А. Кузнецовым и его последователями, исходит из представления о магматической природе гранитов и невозможности их возникновения в результате соматической гранитизации. Многоминеральность гранитов, их однородный минералогический и химический состав, значительные объемы, а также повторяемость одних и тех же типов гранита во времени и в пространстве не позволяют рассматривать их как метасоматические образования. Граниты, образующиеся между кристаллическим расплавом и вмещающими породами, не испытывают существенного перемещения. Батолиты, столь широко распространенные в земной коре, - это раскристаллизованные магматические автохтонные очаги, т.е. очаги, образованные на месте гранитизируемых пород. Главную роль в становлении таких очагов играют сквозьмаг- матические (или трансмагматические) растворы глубинного происхождения, образовавшиеся в результате продолжающейся дифференциации земного вещества. Эти растворы привносят в зону магматического замещения не только большое количество гранитоидных компонентов (калия, магния, натрия, глинозема, кремнезема), но являются также переносчиками значительных запасов тепловой энергии. Движение транс-маг- матических флюидов обычно идет вдоль глубинных разломов, которые определяют образование в земной коре зон повышенной проницаемости. Процесс магматического замещения, по представлению Д.С. Коржинского, сложный и многостадийный. На первом этапе, в стадию магнезиального метасоматоза, происходят ороговикование изменяемых пород, их амфиболи- зация и биотизация. В следующую стадию - фельдшпатиза- ции - происходит обогащение роговиков калишпатами, с постепенным приближением их к составу гранитной эвтектики’. Третья - магматическая стадия - характеризуется образованием магматического расплава и продвижением зоны магмообразования по направлению движения потока флюидов. На границе магмы и вмещающих пород возникает тепловой скачок, определяющий резкую границу между магматическими и вмещающими породами. Характер образующихся таким образом тел зависит от состава изменяющихся пород и состава флюидного потока. Наиболее успешно магматическое замещение осуществляется в том случае, если состав исходных пород близок к эвтектоидному. Во всех других случаях для образования гранитов необходимо придумывать добавочные условия, которые бы определяли вынос лишних и привнос недостающих компонентов, что на много порядков снижает вероятность магматического замещения. Гипотеза метасоматического происхождения гранитов. По X. Риду (Reud Н.Н., 1948), гранитизация представляет собой процесс превращения твердых пород в породы гранитного типа без прохождения через магматическую стадию, под воздействием потока вещества, обогащенного грани- тофильными компонентами (щелочи, кремнезем, глинозем), при одновременном выносе гранитофобных компонентов (магния, железа, кальция). В результате в изменяемых породах повышается содержание калиевого полевого шпата и кварца, и они по составу приближаются к породам гранитного характера. Сторонники этой гипотезы (трансформисты) неединодушны во мнениях о природе гранитизирующих растворов: одни считают их жидкими, другие - газовыми, третьи считают, что процесс шел вообще без участия растворов, а под влиянием потока атомов гранитизирующих компонентов, т.е. в виде сухого метасоматоза. Гранитообразование метаморфогенное. В.А. Рудник (1973) считает, что процесс образования гранитов происходит в результате метаморфогенного преобразования исход- [30] ных горных пород при отсутствии явлений плавления. Минералогический парагенезис формирующихся гранитоидов при этом определяется как исходным составом породы, так и степенью метаморфизма в условиях вполне подвижного поведения воды и углекислоты при инертном поведении других пет- рогенных химических компонентов и при понижении парциального давления воды, возрастания парциального давления углекислоты и убывания содержания Na от низкотемпературных фаций к высокотемпературным.
В зависимости от степени метаморфизма выделяются три типа метаморфогенных гранитов. 1. Гранитоиды эпидот-амфи- болитовой фации, формирующиеся на глубинах 3-5 км, в области температур от 500 до 650° С и литостатическом давлении Рл = 2-7 кбар. В условиях синхронного изменения среды от слабощелочной до щелочной и убывания воды в горных породах до 3-5 вес%. 2. Гранитоиды амфиболитовой фации развиваются ниже предыдущей зоны в области температур от 600 до 800° С и Рл до 10 кбар. В условиях изменения среды от щелочной до нейтральной и уменьшения содержания воды в породах до 1,55-3,0 вес%. 3. Гранитоиды гранулитовой фации развиваются в области температур от 750 до 1000°С и Рл = 712 кбар. В условиях низкого давления воды РН20 = 2,0-0,5 кбар. и общего ее содержания 1,5—0,5 вес%.
Кроме рассмотренных гипотез различают много других. Так, Л.В. Таусон (1984) выделяет двенадцать геохимических типов гранитов. Под геохимическим типом он понимает: «группу гранитных пород, характеризующуюся общностью способа и условий образования», что определяет сходство химического, редко элементного и минерального состава. Из двенадцати выделенных типов гранитов четыре по происхождению мантийные и связаны с андезитовыми, латиторными1 и базальтовыми магмами. Четыре отнесены к палингенным образованиям, а остальные четыре типа образовались на разных стадиях ультраматаморфического преобразования протокоры.
По представлениям Л.В. Таусона, в образовании разного типа гранитов, в том числе содержащих рудные компоненты, большую роль играет эманационная дифференциация, представляющая собой перенос целого ряда элементов, растворенных в водяном паре, в том числе натрия, калия, кальция и ряда [31] рудных - лития, бериллия, свинца, олова, тантала и других. При этом из гранитных магм, расположенных ближе к земной поверхности, выносится в окружающие породы значительно больше летучих компонентов, чем из интрузий, расположенных на большой глубине.
В общем, даже краткий обзор гипотез гранитообразования показывает, что формирование гранитов, как и большинства пород литосферы, идет под влиянием системы процессов, в которых магматизм, метаморфизм и метасоматоз, переплетаясь, образуют сложную гамму условий литогенеза. В зависимости от термодинамических и физико-химических условий ведущее место постепенно переходит от одного процесса к другому. Это положение и определяет существование пород сложного полигенного происхождения. В низах литосферы ведущая роль в породообразовании принадлежит магматическим процессам, в средней, довольно обширной зоне - метаморфизму, а в верхних зонах литосферы и в географической оболочке - метасоматозу.
ВЫВОДЫ
Ведущие процессы в литосфере генетически связаны с термодинамическими условиями, которые складываются на разных ее глубинах, и с гравитационными, гравитационно-динамическими и динамическими потоками вещества, представленными потоками магмы, воды и флюидов, и пластического горно-породного вещества. Эти потоки перемещают вещество из одной термодинамической зоны в другую, что нарушает равновесие между средой и породно-минеральными системами.
Вертикальные и латеральные потоки вещества в литосфере обычно не выходят за пределы крупных ее структур - материков и океанических впадин, или выходят лишь в ограниченной степени. В результате, в пределах крупных структур литосферы сложились свои, только им присущие, тектонические режимы, свой стиль функционирования и свои особенности развития во времени.
Ведущими процессами в литосфере являются: диагенез, катагенез, метагенез, метаморфизм, метасоматоз и, особенно, магматизм. Эти процессы направлены на установление равновесия между средой и породно-минеральными системами. Формой приспособления вещества к термодинамическим условиям является изменение агрегатного состояния вещества и образование парагенезов, устойчивых в тех или других условиях.
Течение внутри литосферных процессов в основном определяется поступлением вещества и энергии из географической оболочки и мантии. Однако литосфера имеет и собственные источники энергии в виде радиогенного тепла и энергии гравитационной дифференциации.
На базе внутренних и внешних потоков вещества и энергии в литосфере накапливается упругая и тепловая энергия, что и определяет течение многих внутрилитосферных процессов. Изучение этих процессов показало, что они в значительной степени зависят от наличия воды, флюидных растворов и газов, которые поступают в литосферу из географической оболочки и мантии. Этим важным, очень подвижным веществам, как неотъемлемым типам вещества литосферы, будет уделено внимание в 5-й главе.
Вопросы для контроля
/. Ведущие процессы в литосфере, определяющие состояние ее породно-минерального вещества. Магматизм и его роль в формировании литосферы. Энергетические основы магматизма. Происхождение и дифференциация магм. Зависимость магматизма от тектонических структур. Различия в магматизме материков и океанов. Сущность диагенеза. Граница между диагенезом и катагенезом. Основные процессы при катагенезе и их отличие от процессов, характерных для диагенеза. Понятие «метаморфизм» и его общая характеристика. Метаморфические фации и закономерности их распространения. Типы метаморфизма. Общее понятие о процессах метасоматоза. Основные типы метасоматоза. Основные гипотезы происхождения гранитов. Различие метаморфизма и метасоматоза между материками и океаническими впадинами.

<< | >>

↑

Источник: Гришанков Г. Е.. Литосфера: структура, функционирование, эволюция.. 2008

Еще по теме МЕТАСОМАТОЗ:

- География - Землеведение - История Земли -