Гранитообразование в литосфере Земли на примере Каахемского магматического ареала (Восточная Тува)

Размещено на http://www.allbest.ru/

Статья по теме:

Гранитообразование в литосфере Земли на примере Каахемского магматического ареала (Восточная Тува)

А.М. Сугоракова, Тувинский институт комплексного освоения природных ресурсов СО РАН, Кызыл, Россия

Последовательно обосновывается связь литогенеза и гранитогенеза. Показана роль атмосферы и гидросферы в максимальной эффективности экзогенных процессов, приведших к дифференциации базальтовой коры и формированию осадочной коры. Объяснено происхождение воды и кислорода на Земле. Показана роль эвтектики в формировании гранитного расплава всегда одинакового состава и, как следствие, формирование межгранулярного эвтектоидного гранитного расплава, способствующего непрерывному процессу гранитообразования при соответствующих термодинамических и геодинамических условиях.

Ключевые слова: литогенез, гранитизация, расплав, флюиды, термодинамические условия, эвтектика.

При взгляде на геологическую карту Тувы бросается в глаза, что вся восточная часть карты окрашена в красные цвета разных оттенков - цвета гранитоидов. Там выделяются Каахемский, Бийхемский, Хамсаринский, Восточно-Таннуольскийгранитоид-ные батолиты общей площадью более 60 тыс. км2.

Наиболее крупный из них, Каахемский, площадью более 30 тыс. км2, представляет собой совокупность разнообразных магматических образований, сформированных за длительный период времени с венда по пермь (570-290 млн лет) в бассейне р. Малый Енисей (Каа-Хем).

При исследованиях центральных и восточных частей Каахемского полиформационного батолита [Сугоракова, 2015; Сугоракова, Хертек, 2017] получены принципиально новые результаты, которые позволили выделить Каахемский магматический ареал, включающий:

собственно Каахемский аккреционно-коллизионный гранитоидный батолит с синплутоническимигабброидами и синхроннымиигнимбритами;

обрамляющие батолит более древние гранитои-дыофиолитовых и островодужных ассоциаций;

сквозь структурную зону более позднего бимодального щелочного магматизма.

Так откуда взялись такие огромные массы гранитов и почему они формировались в одних и тех же местах в течение длительного времени - с венда по Пермь и что вызвало такое масштабное по объему и длительности гранитообразование? Прежде чем ответить на эти вопросы, необходимо рассмотреть проблемы гранитогенеза на Земле. Таких значительных масс континентальной коры нет на других планетах.

На современном уровне выделяют четыре группы гранитов. Первые три составляют продукты преобразования и плавления земной коры [Chappell, White, 1974]:

S'-граниты, сформированные за счет первичноосадочных пород (в основном метаморфизованных глинистых осадков);

7-граниты, образованные за счет метаморфизованных магматических пород (в основном метабазальтов);

Л-граниты, образованные также из корового материала, но со значительным участием мантийного вещества.

Породы четвертой группы (М-граниты) не являются коровыми - это дифференциаты мантийных магм - андезитовой и базальтовой. Они составляют весьма незначительную часть гранитных пород. Мы с трудом находим плагиограниты-дифференциаты среди пород базит-ультрабазитовых массивов для геохронологических исследований.

Прежде чем излагать далее, приведем главнейшие понятия и определения процессов гранитообразования.

Гранитообразование(гранитогенез) - это геологическое явление, определяющее формирование гранитного слоя литосферы и выражающееся в образовании гранитоидов, состав и распространенность которых определяются совокупностью геологических, геохимических и физико-химических факторов, позволяющих подразделить гранитообразование в целом на симатического и сиалического рядов литогенеза [Рудник, 1969, 1973, 1975].

1. Гранитообразование симатического (базальтоидного) ряда литогенеза определяется развитием следующих процессов: а) фракционной дифференциации первичной базальтоидной магмы, являющейся прямой выплавкой из вещества верхней мантии [Taylor, White, 1965; Шейнманн, 1970]; б) ассимиляции базальтовой магмой на глубине древних горных пород гранитоидного состава [Vogt, 1935]; в) фракционного плавления вещества верхней мантии в присутствии воды [Hamilton, 1964; O'Hara, 1965]; г) фракционного плавления эклогитов, погрузившихся в мантию, в результате которого возникают андезитовые и более кислые расплавы известково-щелочного ряда [Грин, Рингвуд, 1968]. В данной статье такие гранитоиды не рассматриваются.

2. Гранитообразование сиалического ряда литогенеза (коровое) определяется развитием процессов метаморфизма, метасоматизма и ультраметаморфизма в пределах гранитного слоя земной коры. Оно приводит к формированию главной массы гранитоидов литосферы, в том числе и гранитоидовбатолитовых форм.

Гранитизация представляет собой частный случай проявления процесса гранитообразования в условиях изменения вещественного состава перерабатываемых горных пород в направлении приближения его к гранитному. Характерной общей особенностью гранитизации является: 1) значительное изменение вещественного состава перерабатываемых горных пород (расплава) в процессе привноса одних (кремнезем, щелочи, главным образом калий др.) и выноса других (Mg, Fe. Caи др.) химических компонентов; 2) высокая активность щелочей при вполне подвижном поведении, кроме них, воды и углекислоты. В зависимости от участия в гранитизации расплава и его роли выделяют три ее генетических типа: метасоматическая, палингенно-метасо-матическая и инфильтрационно-анатектическая. Промежуточные ступени развития процесса отражаются терминами «гранодиоритизация», «диорити-зация» [Судовиков, 1950, 1964].

Гранитоды - совокупность горных пород, согласно Ф.Ю. Левинсон-Лессинг, включающая граниты, гранодиориты, плагиограниты и их разновидности, переходные к сиенитам, кварцевым диоритам и диоритам [Левинсон-Лессинг, 1955]. Используется также для характеристики нерасчлененных, недостаточно изученных или не поддающихся расчленению комплексов. Понятие «гранитоиды» является наиболее приемлемым для описания генетически разнотипных продуктов гранитообразования [Рудник, 1975].

Литогенез - совокупность природных процессов образования и дальнейших изменений осадочных горных пород. Главные факторы литогенеза - тектонические движения и климат. Понятие о «литогенезе» впервые было введено в 1893-1894 гг. немецким ученым Й. Вальтером, который выделил в процессе образования осадочных пород пять основных фаз: выветривание, денудацию (включая перенос исходного материала осадков), отложение, диагенез и метаморфизм.

Итак, первоеутверждение: Нет литогенеза - нет гранитогенеза.

Из всех известных планет Солнечной системы только Земля имеет мощный осадочный чехол и только Земля имеет гранитный слой в составе литосферы. Случайно ли это и нет ли связи между процессами литогенеза и гранитогенеза, несмотря на принадлежность первого к поверхностным (экзогенным) явлениям, а второго к внутренним - эндогенным?

В конечном счете, любая модель гранитогенеза должна ответить на главный вопрос: как из базальтового вещества первичной земной коры были сформированы граниты?

Что еще характерно для Земли? Присутствие атмосферы со свободным кислородом и парами воды, гидросферы в виде океанов, морей, рек, озер и пр., а также биосферы в виде растений, животных, микробов, вирусов и т.д.

Многие полагают, что селективному плавлению базитов предшествуют их метаморфическая перекристаллизация с последующей переработкой (гранитизацией) продуктов этого метаморфизма (мета-базитов) под воздействием восходящих флюидных потоков глубинного происхождения. В ходе гранитизации в метаморфизованных и перекристаллизованных базальтах развиваются кварц, калиевый полевой шпат, кислый плагиоклаз. Метабазальты преобразуются в гнейсы и гранитогнейсы, а уже при плавлении этих пород формируется гранитная магма. Не исключая возможности проявления подобных процессов на Земле, заметим, что нет никаких препятствий для их реализации и на других планетах (на Марсе, Венере). Однако в их литосфере нет гранитного слоя, аналогично земному. Видимо, одного воздействия глубинных флюидов недостаточно для преобразования базальтового вещества в гранитное, чтобы за счет материала первичной базальтовой протокоры получить существенные объемы гранитов [Махлаев, 1998].

А вот если базальт подвергается глубокому химическому выветриванию с последующим разделением компонентов в экзогенных условиях - осадочной дифференциацией, эти экзогенные процессы обеспечивают гораздо более эффективное отделение БЮг, главного компонента гранитов, от базитовых компонентов - М§, Са, Бе. При химическом выветривании минералы базальта - силикаты магния, железа и кальция (оливин, пироксен, основной плагиоклаз) разлагаются и после серии последовательных преобразований (автометаморфизм, гидролиз, выветривание и пр.) слагающие их элементы переходят в той или иной форме в водный раствор. Если из магматического расплава, кристаллизующегося при температуре около 1 000°С, все эти компоненты выделяются практически одновременно, формируя названные выше минералы, то выпадение их из водных растворов (в приповерхностных условиях при значительно меньшей температуре) подчиняется иным законам и правилам. Са и М§ реагируют с растворенным в воде углекислым газом и образуют карбонаты - кальцит и доломит, являющиеся главными минералами карбонатных осадочных пород: известняков, доломитов. Бе, соединяясь с 02 и Н20, дает гидрооксиды - гётит и гидрогётит, но может образовывать и карбонаты - сидерит, анкерит. Кремнезем дает хемогенные и биохемогенные кремнистые осадки - кремнистые илы, кремнистые сланцы. Алюминий связывается в гидроксидах (диаспор, гидраргиллит) либо в слоистых алюмосиликатах (каолинит, гидрослюды), являющихся главными компонентами глин [Махлаев, 1998].

Таким образом, в приповерхностных условиях пути бывших компонентов базальта расходятся, из некогда единого вещества образуются породы разного состава. Если в типичных базальтах содержание БЮ2 незначительно и колеблется около 50%, то в формирующихся за счет выветривания базальтов осадочных породах оно может варьировать от нуля (известняки, доломиты) до почти 100% (кремнистые осадки). Магматическая дифференциация такого эффективного разделения не дает.

В настоящее время на базальтах в зоне тропического климата развиваются мощные латеритные коры выветривания. В раннем докембрии атмосфера Земли была горячей и высококислотной (теперь мы определили бы ее как атмосферу «венерианского типа»). В таких условиях химическое выветривание повсюду должно было идти даже интенсивнее, чем в современных тропиках. Химическое разложение силикатов приводило к высвобождению и выносу из подвергавшихся выветриванию пород протокоры огромных объемов кремнезема, а также магния, кальция, железа. При впадении рек в моря (среду с иными значениями pH, БЬ, иной соленостью) происходило разделение выносимых продуктов выветривания. В непосредственной близости к континентам осаждался гель кремнезема, сорбировавший щелочи и глинозем, преобразовывавшийся при диагенезе в хемогенные кремнистые осадки и глины. Эти осадки при метаморфизме стали кварцитогнейсами и гнейсами, гранитизация и частичное плавление которых породили первые в истории Земли гранитоиды.

Итак, гранитный слой мог образоваться только на планете с атмосферой и гидросферой, преобразующими энергию солнечных лучей посредством климатических процессов в геологическую работу. Небесные тела, лишенные атмосферы и гидросферы (Луна, Марс), по-видимому, не имеют аналогов земной континентальной коре.

Так откуда же взялась вода на Земле, да еще так много?

Миллиарды лет назад в холодном газопылевом облаке, со временем сгустившемся, уплотнившемся и ставшем планетой Земля, уже содержалась вода. Скорее всего, она была в виде ледяной пыли. Это подтверждают исследования Вселенной [Рингвуд, 1982; Сафронов, 1987; Сорохтин, 2007 и др.]. Установлено, что исходные элементы для образования воды - водород и кислород - в нашей Галактике принадлежат к шести самым распространенным элементам космоса (Н, Не, 0, БцБе, М§).

Многолетними исследованиями геологических процессов, происходящих на нашей планете, академик АН Украины Н.П. Семененко [Семененко, 1990] установил, что именно вода и составляющие ее элементы играли определяющую роль во всей геологической истории Земли. Исследуя содержание кислорода в составе земной коры, ученый сделал вывод, что в образовании протоземли участвовало громадное количество воды. Помимо этого, ее элементы входили в состав основных компонентов исходного облака: водород - в состав гидридов металлов, кислород - в состав оксидов [Семененко, 1990].

Согласно теории академика А.П. Виноградова [Виноградов, 1961], протоземное облако постепенно уплотнялось и саморазогревалось. Источником необходимой энергии служили процессы радиоактивного распада и уплотнения первичного вещества планеты. С 4 млрд лет в недрах планеты происходят глубинные физико-химические процессы. Там развиваются высокие давления и температуры; исходные вещества при этом испытывают сложные превращения. В результате образуются паро- и газообразные соединения, причем большинство из них состоит из воды или составляющих ее элементов.

Согласно геохимической модели нашей планеты (рис. 1), созданной Н.П. Семененко [Семененко, 1990], земная кора, состоящая из окисленных пород, является своеобразным кислородным каркасом, а ядро планеты слагают гидриды нескольких металлов и частично карбид железа. В зонах самых высоких давлений и температур выделяются, преимущественно, водород и углеводороды. Дальше от центра планеты эти вещества взаимодействуют с окисленными породами - образуются водяной пар и углекислый газ. Эти соединения постоянно выделяются на поверхность через жерла вулканов, через всевозможные наземные и подводные трещины и разломы земной коры.

Часть воды, перешедшая в парообразное состояние, покинула планету. Оставшаяся часть воды составила гидросферу Земли. В связи с тем, что с парами воды выделялись также другие соединения, в частности соединения азота, серы, фосфора, они вместе с углеродом, кислородом и водородом составили основу жизни. Ведь, как известно, жизнь на Земле зародилась в водной среде (см. рис. 1).

Рис. 1 - Сферы Земли и их химический состав [Семененко, 1990]

Fig. 1 - Spheres of the Earth and their chemical composition [Semenenko, 1990]

расплав земля гидросфера атмосфера

Еще одно утверждение: Гранит -- он и в Африке гранит (так шутят геологи).

В природе существует большое разнообразие гранитов, но все они, в сущности, очень похожи друг на друга, поскольку более чем на 90% состоят из равных долей кварца, плагиоклаза и калишпата, к которым в небольшом количестве (5-7%) добавляются магнезиально-железистые силикаты, называемые темноцветными минералами.

Почему гранит всегда характеризуется выдержанностью в соотношениях главных компонентов (кварца, плагиоклаза и калиевого полевого шпата), а потому всегда остается гранитом? Ответ на него дал знаменитый финский геолог П. Эскола, приложивший к гранитообразованию модель эвтектоидного плавления [Махлаев, 1998].

Температура плавления кварца около 1 600°С, температура плавления альбита (натрового полевого шпата) на 200° ниже. Добавка более легкоплавкого компонента облегчает плавление. Обозначим на схеме (рис. 2) точкой Тq температуру плавления чистого кварца, а точками д1, q2 и qз, соответственно, температуры плавления и составы смесей кварца с 10%, 20% и 30%-й добавкой альбита. Если мы соединим эти точки, то получим плавно изгибающуюся кривую, каждая точка которой, расположенная левее, т. е. отвечающая большему содержанию альбита, располагается ниже предыдущих, что соответствует снижению температуры плавления смеси.

Рис. 2 - Схема построения диаграммы плавления системы с эвтектикой Е, состоящей из компонентов А и Q

Fig. 2 - Diagram of a melting for a system with a eutectic E consisting of components A and Q

Однако все это происходит лишь до определенного предела. Существует такая смесь альбита и кварца, которая является наиболее легкоплавкой, и дальнейшее увеличение доли альбита уже не снижает, а повышает температуру плавления. Такую смесь называют эвтектической смесью или просто эвтектикой (точка Е). Исходя из диаграммы следует, что наиболее легкоплавкой будет смесь с 40% кварца и 60% альбита. Это и будет кварц- альбитовая эвтектика.

Реальные природные минеральные смеси (горные породы) редко состоят из двух минералов. Обычно их значительно больше. Но главные закономерности остаются теми же. Для эвтектоидно плавящейся системы трех минералов эвтектика будет состоять из смеси всех этих трех компонентов в определенной пропорции. Как раз подобной тройной эвтектике и отвечают соотношения главных компонентов гранита (кварца, плагиоклаза и калиевого полевого шпата), а это означает, что в любой породе, содержащей какое-то количество данных минералов, при нагревании ее до температуры плавления такой эвтектики обязательно появится гранитный расплав [Попов, 1997]. Различным будет лишь его количество: в темных сланцах, богатых магнезиально-железистыми силикатами, это могут быть всего лишь доли процента, в гнейсах среднего состава - проценты и десятки процентов, а гнейсы, богатые кварцем и полевыми шпатами, могут расплавиться полностью.

Таким образом, любая силикатная порода порождает при частичном плавлении гранитную магму хотя бы в микроскопических количествах, даже на уровне межзерновых интерстиций. Вопрос лишь в том, как собрать ее в крупные тела, объем которых может измеряться многими сотнями кубических километров. Итак, при частичном плавлении взвесь недоплавленных реликтов в новорожденном расплаве (мигма) течет как единая масса и в конечном итоге образует такие же интрузивные тела, как и те, что образуются при внедрении чистого расплава. Однако состав слагающих их пород отнюдь не эвтектический: это гранитная эвтектика плюс недоплавленный остаточный материал, содержание которого в мигме может достигать 80% и даже более. Граниты же, напомним, по соотношению главных компонентов всегда отвечают эвтектике.

По мнению многих исследователей, эта проблема решается, если допустить предшествующее плавлению изменение состава субстрата под воздействием глубинных, существенно водных растворов (флюидов) - так называемую метасоматическую гранитизацию, приближающую состав субстрата к граниту.

Примеров таких преобразований описано множество. Однако, анализируя проявления гранитизации, один из основоположников физико-химической петрологии и минералогии академик Д.С. Коржинский [1952] справедливо отмечал, что при классическом метасоматозе количество минералов в преобразуемых породах последовательно сокращается и конечный продукт всегда мономинерален - гранит же полиминерален. Удивительно и другое. При метасоматозе какие- то компоненты привносятся, какие-то выносятся, что определяется их соотношениями в изменяемой породе и гранитизирующих флюидах. Чаще всего при гранитизации гнейсов выносятся М§, Са, Бе, а привносятся Бі, К, №, но при гранитизации лейкократовых гнейсов выносится №, а из пород, богатых мусковитом, - иногда даже К.

Часто можно прочитать, что при гранитизации всегда привносится Бі. Однако в Восточной Сибири (Алданский щит) известны проявления гранитизации кварцитов, а на Украине, Южном Урале и Енисейском кряже - железистых кварцитов. При этом Бі оказывается резко избыточным и выносится, а Сапривносится. Еще сложнее, когдагранитизируетсятолща, где тонко переслаиваются друг с другом породы разного состава, например кварциты и гнейсы. В этом случае из одних прослоев выносятся одни компоненты, а из других - другие. То же можно сказать и о при вносе. Так что же это за флюиды, которые любой породе дают именно то, чего ей не хватает, чтобы стать гранитом, а отбирают то, что находится избытке?

Дело, видимо, в том, что непосредственной средой гранитизационного метасоматического обмена является не вода и даже не надкритический водный флюид, а возникающий при начале плавления межзерновойэв-тектоидный расплав - нарождающаяся гранитная магма. Эта интерстиционная (межзерновая) магма играет роль посредника между гранитизирующими флюидами [Перчук, 1997] и гранитизируемой породой. В силикатном расплаве, как и в воде, молекулы растворяемых веществ диссоциируют на ионы, которые мигрируют в нем (в зависимости от градиента концентрации и иных факторов) и вступают в обменные реакции с контактирующей с расплавом твердой фазой, гранитизируя ее. В итоге недоплавленные остатки субстрата все более приближаются по составу к граниту и неизбежно вовлекаются в эвтектоидное плавление.

Таким образом, межгранулярный расплав в гра-нитизируемых толщах играет роль своего рода буфера, способствуя удалению выносимых при гранитизации компонентов и отложению привносимых. Идет гранитизация, одновременно растет доля расплава, но по составу он всегда остается эвтектическим, то есть гранитным. Это и является пределом метасоматических преобразований. Как только в субстрате формируются за счет привносимых при гранитизации щелочей и кремнезема новые полевые шпаты и кварц, они тут же переходят в расплав, причем переходят в тех же эвтектических соотношениях. Включение в эту систему расплава-буфера делает процесс гранитообразования саморегулирующимся: объемные соотношения фаз варьируют, но состав расплавной фазы все время будет гранитным, хотя с изменением условий плавления в ней и наблюдаются некоторые закономерные изменения. Так, повышение температуры в очаге плавления приводит к прогрессирующему обогащению расплава магнием, железом, кальцием и, соответственно, к смене гранитной магмы гранодиоритовой.

Еще нагляднее будет обогащенность (или обед-ненность) теми или иными малыми элементами. Конечно, различия затрагивают и салическую часть гранитов. Во-первых, в зависимости от физикохимических условий, определяемых прежде всего глубиной, на которой протекали процессы плавления, а также характером гранитообразующих флюидов, могут меняться в определенных пределах количественные соотношения кристаллических фаз в гранитной эвтектической системе (кварца, плагиоклаза и калиевого полевого шпата). Во-вторых, в зависимости от тех же параметров варьируют пределы смесимости калиевого и натрового полевых шпатов, степень их структурной упорядоченности, что приводит к появлению специфичных минеральных форм. И все же в любом случае продукт корового плавления будет представлен гранитом.

Таким образом, гранитообразование, раз начавшись, продолжается вновь и вновь, если в соответствующих сегментах земной коры создаются необходимые геодинамические и термодинамические условия. Именно это мы и наблюдаем в становлении Каахемского магматического ареала, где установлено не менее 15 импульсов гранитообразования в течение четырех этапов геодинамических условий.

Литература