Эволюция вулканизма и метаморфизма архейских зеленокаменных поясов Балтийского щита

Новицкий, Игорь Павлович

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Эволюция вулканизма и метаморфизма архейских зеленокаменных поясов Балтийского щита
ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Эволюция вулканизма и метаморфизма архейских зеленокаменных поясов Балтийского щита"

.а ^

ИНСТИТУТ ЛИТОСФЕРЫ

АКАДЕМИЯ НАУК СССР

На правах рукописи

НОВИЦКИЙ Игорь Павлович

УДК 551.14 + 551.21 + 552.16(470.22)

ЭВОЛЮЦИЯ ВУЛКАНИЗМА И МЕТАМОРФИЗМА АРХЕЙСКИХ ЗЕЛЕНОКАМЕННЫХ ПОЯСОВ

БАЛТИЙСКОГО ЩИТА (04.00.08 — петрография, вулканология)

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва— 1988

Работа выполнена в Институте литосферы Академии наук СССР.

Официальные оппоненты:

■ доктор геолого-минералогических наук С. М. Тильман (ИЛС АН СССР),

доктор геолого-минералогических наук С. Б. Лобач-Жученко (ИГГД АН СССР),

доктор геолого-минералогических наук Л. Л. Перчук (ИЭМ АН СССР).

Ведущая организация — Институт геологии Карельского филиала Академии наук СССР.

Защита состоится «.....»............ 1989 г.

в.....час. на заседании Специализированного Совета

Д 003.50.01 по защите диссертаций на соискание ученой степени доктора наук при Институте литосферы АН СССР.

Адрес: 109180, г. Москва, Старомонетный пер., 22, ИЛС АН СССР.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИЛС АН СССР.

Автореферат разослан «.....»......... 1989 г.

Ученый секретарь Специализированного Совета кандидат геол.-мин. наук

Н. К. ВЛАСОВА

АКТУАЛЬНОСТЬ ПРОБЛЕМ. Выяснение общей тенденции и специфики развития вулканизма и метаморфизма различных геодинаш-ческих зон является одной из фундаментальных проблем современной геологической науки. Эта прВблема особенно актуальна для ранних стадий развития Земли, для которых изучение метаморфизма, наряду с петро-геохимическим анализом вулкано-плутониче-ских ассоциаций, являются, по сути дела, единственными объективными критериями, применимыми при палеовулканологических реконструкциях.

ЦЕЛЬЮ РАБОТЫ является установление специфики и эволюции процессов вулканизма и метаморфизма архейских зеленокаменннх поясов (АЗП) Балтийского щита.

В ЗАДАЧУ ИССЛЕДОВАНИЙ ВХОДИЛО: а) изучение геологического отроения, объемных соотношений и вещественного состава архейских зеленокаменннх комплексов; б) выявление петро-гео-химических и термодинамических параметров, характеризующих первичный состав вулканических пород, условия их формирования и последующего преобразования; в) систематизация имеющихся аналогичесх данных по АЗП других щитов; г) совершенствование существующих методов палеовулканологических реконструкций применительно к наиболее ранним этапам геологической, истории Земли.

ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ. Основу работы составляют материалы, собранные автором с 1965 по 1987 годы в процесса разно-масштабного палеовулканологического картирования вулканичео-кил.прясов.Балтийского идруггас щитов, проводившихся^ в Лабо-_ рлтории осадочных полезных ископаемых и в Институте литосферы : АН СССР. При подготовке работы был обработан и использован оригинальный аналитический материал, включая около 1500 пол- ■ них силикатных анализов метавулканитов; более 1000 количественных спектральных анализов тех же пород (в среднем на 15 элементов); более 350 рентгено-флуоресфентных анализов редких и РЗ элементов; 60 определений РЗЭ, выполненных методом плазменной спектроскопии (на 7 элементов); 20 определений изотопии О2; около 200 химических анализов минералов {микрозондо-вые исследования); 30 хроматографических анализов; более 300 минералогических исследований тяжелых фракций, 50 рентгеноскопических анализов. В процессе работы было изучено более 2000 пишфов с определением основных оптических констант минералов. Обработан и использован обширный литературный материал. ^

Методика исследований. В своих петрологических построениях автор основывался на методах, разработанных Д.С. Коржинским и его школой. Особое внимание при этом было уделено различным аспектам парагенетического анализа. Для оценки условий минерало-обраэования широко использовался принцип фазового соответствия в минеральных системах и имеющиеся результаты экспериментальных иследований. В работе использована методика составления разномасштабных палеовулканологических карт и других реконструкций, включая принципы оценок объемных соотношений вулканитов метаморфических комплексов, разработанная в лаборатории палеовулканологии ИЛС АН СССР.

Защищаемые положения. I. Геологической истории позднего архея Балтийского щита свойственно параллельное существование на ограниченных площадях двух групп зеленокаыенных поясов: Кой-каро-Корбозерского "А" и Хаутаваарского "Б" типов, различающихся характером вулканизма, метаморфизма и рудообразования.

2. Вулканизм представлен двумя типами - бимодальным и последовательно-дифференцированным. Для поясов группы "А" (бимодальный тип) характерен переход от высокотемпературных и относительно низкобарических условий формирования исходных расплавов к более высохобарическим и низкотемпературным (гомодромный тренд); для группы "Б" (последовательно-дифференцированный тренд) - от относительно низкотемпературных и высокобарических условий

к более высокотемпературным и низкобарическим (антидромный тренд) Основная тенденция эволюции вулканизма архейских зеленокаменных поясов .сражалась в смене вулканитов бимодальной породами последовательно-дифференцированной ассоциации и в переходе от площадных аон вулканизма к линейно-поясовкм.

3. Полиметаморфическое преобразование архейских зеленокаменных поясов включало: -а) начальный локальный метаморфизм низких температур и давлений (спилитизация); -б) эмбриональный ареаль-кый метаморфизм низких и средних температур и малых давлений;

-в) региональный примитивно-зональный метаморфизм низких и средних температур и давлений, связанный со становлением гранито--гнейсовых куполов; -г) многофазовый катакластический метаморфизм •Процессы метаморфического преобразования, за исключением спили-тизации, носили квазиизохимический характер, при вполне подвижном поведении летучих, щелочей и воды. Металлогеническая специализация метаморфических комплексов различна и определялась последовательным воздействием вулканизма, регионального^ метаморфизма и метасоматоза регрессивной стации. Основная тенденция эволю-2

ции метаморфизма зеленокаменных поясов была направлена от преобладающих форм однородного локального, а затем ареального низкобарического минерального преобразования раннего этапа развития поясов к более дифференцированному примитивно-зональному преобразованию позднего этапа. Роль минерального преобразования, связанного со становлением молодых калиевых гранитоидов, как и ин- , тенсивность протекания процессов метаморфизма в целом, возроста-ли от группы "А" к "Б".

4. Накопление вулканических толщ и сопутствующий метаморфлзм раннего этапа протекали й условиях растяжения примитивной коры переходного типа. Взаимодействие глубинных флюидов с породами коры различной мощности и верхней мантии вызывало преобразование про-тоокеанической коры в континентальную (тип "А"), а в других условиях - континентальной в океаническую (тип "Б"). Становление гра-нито-гнейсовых куполов и сопутствующий метаморфизм позднего этапа, протекавшие в условиях перехода от режима растяжения к сжатию и от преобладающих горизонтальных напряжений к вертикальным, обусловили консолидацию и объединение разрозненных гранит-зеленокаменных поясов в единый сиалический щит.

Научная новизна: Впервые на примере Балтийского щита рассмотрены в комплексе вулканологические, петрографические, петро-геохи-мические и геолого-структурные аспекты происхождения и эволюции АЗП; установлены объёмные соотношения различных типов метавулка-нитов в разрезах АЗП; вццелены петро-геохимические и термодинамические параметры, характеризующие первичный состав метавулканитов, условия их формирования и последующего преобразования; выделены группы АЗП, различающихся характером вулканизма, метаморфизма и рудообразования; показана специфика и эволюция вулканизма и метаморфизма АЗП. Разработана оригинальная модель эволюции АЗП в целом.

Отсюда следует и практическое значение работы: установление четкой металлогенической специализации вьщеляемых вулканических ассоциаций, избирательного характера эндогенного оруденения, соответствующего различным стадиям метаморфического преобразования. Предложенные петро-геохимические критерии могут быть использованы при составлении палеовулканологических карт и других реконструкций.

Публикация и апробация работы.По теме диссертации опубликовано около 25 научных работ, в том числе монография и две коллективные монографии. Основные положения работы докладывались на между-.' народных, всесоюзных и региональных совещаниях по проблемам оса-

дочной геологии и металлогении докембрия (Апатиты,1979; Алма-Ата, 1982; Петрозаводск,1983); палеовулканологии (Черкасы,1981; Миасс, 1983; Ташкент,1986; Луцк,1987); геохимии магматических пород (Москва, 1986; 1987); петрографии (Петрозаводск,1987); выездной сессии Комиссии по метаморфизму и метаморфогенному рудообразованию Петрографического комитета АН СССР (Петрозаводск,1987); заседании секции петрографии М0ИГ1 (Москва,1987) и т.д..

Объем работы.Текст диссертации (предисловие, введение, 5 глав, заключение) написан на 466 страницах, включая 69 таблиц (на 84 стр.), 62 рисунка и список литературы из 263 наименований.

В процессе работы над диссертацией автор пользовался советами и неизменной доброжелательной поддержкой И.В. Лучицкого, A.A. Мара-t кушева, Л.Л. Перчука. Различные аспекты обсуждались с Н.Л. Добрецо-

вым, А.Ф.Грачевым, В.А.Глебовицким, С.Б.Лобач-Кученко, Б.Г.Лутцем, • М.С.Марковым, С.И.Рыбаковым, А.К.Симоном, а также с коллегами автора по Институту - А.М.Дымкиным, А.А.Беусом, Н.А.Богдановым, В.М.Мо-ралевым, С.М.Тильмаком, Н.И.Филатовсй, В.Н.Шиловым, В.М.Чайкой, Л.Ф. 'Доброженецкой, О.Г.Лазуром, О.М.Розеном и др.. Выполнением современных видов анализов автор обязан Ю.А.Борщевскому (изотопия кислорода), Н.И.Пулько (плазменная спектроскопия РЗЭ), Ф.А.Летникову (хромотог-рафическйй анализ), А.Т'.Савичеву (рентгено-флуоресцентный анализ), сотрудникам Геологического отдела Национального музея Естественных наук Испании во главе с В.Аранья (микрозондовые исследования). Всем упомянутым товарищам автор выражает свою искреннюю признательность. Автор благодарен Н.А.Малышкиной, Т.Н.Бочковой, Н.Н.Иняшкину, И.А.Са-цулекиной, H.A.-Шишковой, оказавшим помощь в оформлении работы.

ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ АРХЕЙСКИХ ЗЕЛЕНО-КАМЕННЫХ ПОЯСОВ

На юго-западе Карелии наиболее полные разрезы верхнеархейских метавулканитов развиты в пределах Койкаро-Корбозерского и Хаутава-арского АЗП. Нижняя часть разреза архейских образований Койкаро-Корбозерской структуры, мощностью около 700 м, сложена перидоти-товыми коматиитами со структурами спинифекс и метабазальтами то-■ леитового ряда, значительную часть которых составляют толеитозые разновидности. Пирокластическая и вулканогенно-осадочные фации развиты слабо, составляя не более 10Й встречающихся здесь пород. Выше залегает вулканогенно-осадочная толща преимущественно кислого состава, состоящая из метааналогов лав, пирокластов, кластогенных и хемогенньсс осадков, мощностью до 1000 м. Завершается разрез редуцированной пачной подушечных и массивных метабазальтов, мощностью 4

100-150 м. Абсолютный возраст прорывающих пачку субвулканических риодацитов составляет 2935+ 20 млн.лет.(Бибикова, Крылов, 1983). Схожие или близкие типы разрезов наблюдаются в АЗП Палой Ламби, Костамукши и некоторых других районах Центральной и Южной Карелии.

Иной тип вулканических ассоциаций характерен для АЗП Хау- i таваары-Чалки, Бергаула, Совдозера и некоторых других районов. В основании разреза Хаутаваарского АЗП развиты вулканогенные и вулканогенно-осадочные толщи, сложенные породами андезит-базальтового - андезитового - дацитового составов, мощностью более 2500 м, среди которых значительным распространением пользуются и пирокластические разности. Выше по разрезу они сменяются подушечными и массивными метавулканитами основного и ультраосновного составов с подчиненным количеством туфов и вулканогенно-осадоч-ных пород, мощностью до 2000 м. Их более высокое стратиграфическое положение относительно вулканитов средне-кислого составов обосновывается непосредственными взаимоотношениями пород обоих комплексов, наблюдаемыми недалеко от станции Хаутаваара.

Положение пояса в составе ЦентральнолКарельскоЙ зоны, в непосредственной близости от Койкаро-Корбозерской структуры, общность геологической истории, наряду с геохронологическими данными, (Лазарев,1987) позволяют говорить о временной близости основных геологических событий для всего региона.

В общем случае, в разрезах АЗП выделяются две вулканические ассоциации: контрастная или бимодальная, представленная основными - ультраосновными комплексами, включающими незначительные объёмы кислых вулканитов и осадочных пород, главным образом кремнистых сланцев, и последовательно-дифференцированная, состоящая из продуктов циклических излияний базальтов - андезитов - риоли-шов, пород ультраосновного состава и осадочных (кластогенных и других) образований.

Новый фактический материал, полученный по геологическому строению Балтийского щита и мировой системы АЗП в целом, дает основание дополнительно выделить в составе контрастной ассоциации нижнюю коматиит-толеитовую серию, включающую значительные объемы пе-ридотитовых коматиитов, и верхнюю толеитовую серию, представленную в основании базальтами с подчиненным количеством коматиито-вых базальтов и пирокластических образований; а в верхней - преимущественно пирокластическим комплексов базальтов - риолитов; а в составе последовательно-дифференцированной ассоциации - собственно известковр-щелочнута и толеитовую ериго, последняя из ко-

торых сложена базальтами и коматиитовыми базальтами. V В случае прямых взаимоотношений, породы контрастной ассоциации подстилает породы-дифференцированной, при этом они либо разделены перерывами, либо постепенно сменяют одна другу».

АЗП отличаются друг от друга как по полноте разрезов, так и н по степени представительства в них пород различных ассоциаций. В первом приближении мозсно выделить три основных типа разрезов: а) сложенные преимущественно вулканитами контрастной ассоциации; б) представленные различными сочетаниями пород контрастной и последовательно-дифференцированной ассоциаций; в) сло-: женные преимущественно метавулканитами последовательно-дифференцированной ассоциации. Первые характерны преимущественно для АЗП Южного полушария, последние - Северной Америки (Глнк-сон, 1980). Резко различны и количественные оценки объемов вулканических пород, слагающих разрезы первого и третьего типов

fCondie » 1981): •

ультраосновные- основные средние. кислые - основные

а) 24 - 33%; 62 - 72%; 0 - 5%; 4 - 13%;

; В) I - 1456;. 50 - 65£; 20-37%; 6 - 145?;

Спецификой геологической истории верхнего архея Балтийского щита являлось параллельное существование на ограниченных площадях структур обладающих признаками, присущими поясам обеих полярных групп: Койкаро-Корбозерского "А" и Хаутаваарского "Б" типов, различающихся характером вулканизма, метаморфизма и рудо-образования.

Количественные оценки объёмных соотношений пород, слагающих разрезы архейских зеленокаменных поясов выглядят следующим образом (по типам пород):

Tim "А" ультраосновные- основные средние кислые - основные

16 - 25%; 50 - 755«; <5Э£; <556;

(средние значения собственно для перидотитовых кома-тиитов около 7%; ) Тип "Б" <556; 40 - 60?6; 10-5056; 5-1556;,

( средние значения для перидотитовых коматиитов менее 156; ).

Среди АЗП Балтийского щита известны структуры, в разреза* которых присутствуют редуцированные фрагменты пород контрастной N последовательно-дифференцированной ассоциаций, б

Гранито - гнейсовые купола (ГШ) совместно с архейскими I зеленокаменными поясами составляют единую грани» - зеленояа-менную систему архея.

Становление ГГК, пространственно приуроченных к периферия АЗП, в общем случае происходило примерно через 50 - 100 млн. лет после излияний вулканитов нижних частей разрезов зеленокаменных поясов.

Для образований ГГК, как и для вулканитов контрастной ассоциации АЗП, характерна отчетливо проявленная бимодальная тенденция. Широкий спектр пород ГГК, наряду с данными абсолютной геохронологии, исключает возможность формирования гранито - гнейсовых куполов в результате единого магматического эпизода. Вместе с тем, характер распределения редких земель в породах ГГК, данные изотопии, наряду с результатами экспериментальных исследований показывают принципиальную возможность формирования всех пород куполов за счет фракционной кристаллизации первичного базальтового расплава ( Carleon , 1983; Грачев, 1987; Рябчиков, 1987 ).

Известно также, что контакты'гранито - гнейсовых куполов с метавулканитами зеленокаменных серий носят интрузивный характер, что,наряду с прочими данными, позволяет рассмат ривать их как синтектонические интрузии, образование и последующее изостатическое поднятие которых обусловило формирование грубообломочных толщ верхних уровней разрезов эеленока- ' ыенных поясов.

Сравнительно небольшое число изохронных определений возраста пород, слагающих разрезы архейских зеленокаменных поясов, не позволяет однозначно определять продолжительность их развития; существущие данные дают достаточно широкий диапа- ' зон возможных значений в интервале 50 - 350 млн. лет, с общей тенденцией к сокращению временного интервала от нижнего к верхнему архею.

Древнейший возраст коматиитов группы Онвервахт ЗП Бар-бертона оценивается в 3426+200 млн. лет (нь - Sr изохрона), в том числе 3450+30 мян. лет (sm-jjd метод ) для собственно перидотитовых коматиитов; маркирующий горизонт кремнистых пород ( Rb - Sr ) имеет возраст 3303+400 млн. лет; возраст наиболее молодых лав (формации Хоггенуг) оценивается цифрами 3289+100 иян. лет (и - рь по циркону); возраст диапиров ЗЙ40+ 40 млн. лет

( Precambrien Plate Tectonics, 1981). Оценки абсолютного возраста основных тектонических эпизодов АЗП Центральной Карелии дают интервал от. 2935 до 2750 млн.лет (Миллер, 1987),что при приблизительной продолжительности периода накопления вулканических толщ ЗП в 25-30 млн.лет позволяет получить в итоге общую цифру порядка 200 млн.лет. Для АЗП Северной Америки продолжительность полного цикла развития значительно меньше: для АЗП Инглиш Ривэр основной период накопления вулканических толщ датируется возрастом 2,7 млрд.лот, деформации и региональный метаморфизм - 2,62-2,63 млрд.лет, гранитный диапиризм - 2,55- . 2,6 млрд.лет. Полный цикл развития АЗП Рэйни Лэйк (Онтарио) завершился и того быстрее, всего за 50 млн.лет ( Rb - Sr ) ( Coadie , 1981).

Существующие различия вряд ли могут быть убедительно объяснены чем нибудь иным, кроме различий условий заложения отдельных ЗП. Можно считать доказанным, что сиалический фундамент присутствует в большинстве АЗП Канадского щита, тогда как в остальных случаях существующие материалы либо могут быть истолкованы по разному, либо опровергают существование континентальной коры в основании ЗП (Барагар, 1977; Гликсон, 1980; Рыбаков, 1987). Исходя из объективных различий в отроении разрезов, вулканизма и метаморфизма АЗП, объемных соотношений, слагающих их вулканогенно-осадочных ассоциаций, представляется целесообразным разделение их на три, структурно и петроло- . гически, различных группы, сформированные предположительно на С■■'зит-ультрабазитовой (АЗП-I), переходной (АЗП-2а и 2 б) и достаточно мощной сиалической (АЗП-З) коре.

ВУЛКАНИЗМ АРХЕЙСКИХ ЗЕЖЮШШНЫХ ПШСОВ

Мета вулканиты ультраосновного состава. Перидотитовые коматииты наиболее широко представлены в АЗП-I, где они, совместно с метатолеитами и ко-матиитовыми базальтами, слагают разрезы мощностью до нескольких километров. Достаточно широким распространением пользуются они и з АЗП-П и весьма незначительным в АЗП-Ш, причем в последнем случае практически не представлены собственно перидотитовые разности. Важнейшими признаками коматиитов вообще (в в особенности - лервдотитовых коматиитов) являются их тесная пространственная и генетическая связь с толеитовыми мета-базальтвми, наличие структур сгшнифекс и квенч, преобладание подушечных разновидностей, трещинный характер излияния. В 8

АЗП-1 перидотитовые коматииты, в большинстве случаев, предшествуют толеитам и коматиитовым базальтам, однако уже в АЗП-26 ати: соотношения изменяются на обратные и эта последняя тенденция • : сохраняется и в последующих поколениях ЗП. Производные ульт- ~ раосновного магматизма представлены лавовыми и, значительно реле, пирокластическими или субвулканическими образованиями и наблвдаются преимущественно в составе КА, особенно ей ниж- . ней, коматиит-толеитовой, серии и спорадически в составе то-, леитовой серии ДА. В настоящее время к-группе коматиитов относятся вулканические'породы о первично высокими содержаниями. МгО (> 9$), величинами отношения Са0/А1203 (»0,8 ) и низкими содержаниями к2о (< 1%), а в ее составе выделяются перидотитовые, пироксенитовые коматииты и три разновидности коматиитовых базальтов. Перидотитовые коматииты АЗП , Балтийского щита резко деплетированы легкими, но иногда обогащены тяжелыми РЗЭ и обыкновенно характеризуются незначительными положительными аномалиями европия. Однако, встречаются разновидности, характеризующее плоскими кривыми распределения РЗЭ, позволяющие говорить об определенной гетеро- . генности архейской мантия. Перидотитовые коматииты, входящие в состав КА, при этом характеризуются отношениями А1, Са, И., 1т, V, 1С близкими ховдритовым. По отношению .к

среднему составу гранатового перидотита из нодулей в кимберлитах перидотитовые коматииты характеризуются более высокими' содержаниями тю2, сао, г&о, ы, Ъс^ х , а в некоторых случаях ¿1^0у V и величиной отношения Т1/2г ; и более низкими содержаниями и^о , иногда Н1 и величиной отношения , Относительно современных ультраосновных пород СОХ они имеют более высокие содержания 2г и бо- ' лее низкие . Коматиитовые базальты представлены на Балтийском щите всеми тремя известными разновидностями, присутствующими иногда в разрезах одного и того же ЗП. Для всех трех типов характерны устойчивые высокие содержания ЫеО (особенно высокие для БК-3), переменные, чаще относительно умеренные, величины отношения СаО/м^о^ ; пониженные содержания т*02» к20' нь' Зг» Ва»Св; плоские кривые распределения тяжелых РЗЭ и слабые переменные, чаще положительные, аномалии европия. БК-1 - слабо обогащены легкими РЗЭ, тогда как г БК-2 незначительно, а БК-3 более сильно обеднены ими. БК-3 отличаются кроме того повышенными, по отношению к другим

подгруппам, концентрациями Cao, Сг, Н1, Со (табл.1). Отно-оительно фанерозойских высокомагнезиальннх лав коматиитовые базальты отличаются, главным образом, более частым наличием структур спинифекс и более низкими концентрациями большинства редких элементов (до значительно более низких sr, Zr ) и ряда породообразующих ( íiо2, Р2о5 ) компонентов.

Метавулканиты основного состава. Метаморфические производные основных вулканических пород слагают значительную часть разрезов АЗП, составляя до 80% их общего объема. Однако, тип метабазитов при этом различен. Если в разрезах АЗП-1 представлены исключительно метаба-, (эальты с толеитовыми характеристиками, то в разрезах АЗП-Ш ^преобладают разновидности известково-щелочного ряда. Напротив, для АЗП-П достаточно типичны различные объёмные сочетания Iобоих классов метабазитов. Стратиграфически они приурочены к ¡различным частям разрезов, где входят в состав как контрастной, так и последовательно-дифференцированной ассоциаций.

-:Представлены они как лавовыми, так и, хотя и в меньшей мере,-гагрокластическими и субвулканическими разновидностями. Морфологически они, как правило, наблюдаются в виде потоков или силлов мощностью от 2-Ю до 250-300 м, при средней мощности около 10 м. Основание и верхние части потоков при этом нередко

Таблица I

Основные петро-геохимические параметры метавулканитов ультраосновного состава АЗП Балтийского щита

ПеридотитовыЙ ! коматиитовнй базальт

коматиит ! í ! 2 1 3

TiOg 0,23 0,62 ' 0,72 0,50

А1203/СаО 1,03 0,96 1,35 1,18

MgO/PeO 3,79 1,04 1,19 2,46

Hi/Co 17,2 8,9 7,5 8,8

li/Zr 47,6 106 . 114 100

Zx/Y 3,2 2,5 1,9 2,5

Eu/Eu* 1,01 0,98 1,00 1,02

Sm/Nd 0,31 0,30 0,31 . 0,35

брекчированы. Отдельные потоки иногда прослеживаются на весьма значительные расстояния, до 10-15 км и более. Примерно в равной мере развиты подушечные и массивные разноввдности, которые нередко сменяют друг друга г как в разрезе, так и по ла-терали. По размерам и строению пиллоу АЗП мало чем отличаются от подобных образований современных СОХ. Толеитовые метаба-зальты Балтийского щита встречаются в составе КА и ДА и относятся к кварц- или гиперстен нормативным толеитам, представляющим наиболее распространенный тип пород АЗП. Они характеризу ются пониженными или умеренными содержаниями тю,, к2о, Р2<>5 v, Zr, Sr, Y и величинами отношений Рв0/Ре203, Ti/vJ

Zr/í ; повышенными содержаниями MgO, Cao, Сг я величинами отношений Pe0/Pe203, Са0/А1203, Mgo/Peo, Ti/Zr ; имеют плоскую кривую распределения РЗЭ о минимальными негативными аномалиями европия; и по этим параметрам достаточно близки современным толеитам СОХ. В то же время они отличаются от них

Таблица 2

Петро-геохимические критерии метавулглнитов основного состава различных ассоциаций АЗП Балтийского щита

КА

А1203/Са0 Са0/А1203 Ре0/Рв203 mgo/peo

ai2o3/tío2

Hi/Co 5 Ti/Zr Zr/Y Ti/7

Eu/áa

(Yb/Gd) Sn/Jfd

кт ! Т(А) ! Т(Б) ! Щ

1,42 1,54 1,58 1,66'

0,71 0,65 0,64 0,60

4,9 4,2 • 3,0 2,7

1,0 0,88 0,74 0,78

16,7 14,4 15,9 18,4

8,7 10,4 8,2 5,5

3,2 2,6 2,0 1,7

112 71 82 63

2,4 3,4 2,8 4,0

19,4 21,7 24,9 32,9

1,02 0,95 1,19 2,4

1,00 0,86 1,10 0,97

0,96 1,02 1,10 0,82

0,31 0,35 0,38 0,28

более высокими содержаниями Fe0/Fe203, MgO/(MgO + РеО)

AlgOj

а первоначально,

РеО и величинам отношений и заметно более низкими ' по-видимому, и

К20

нежели их воз-II

шопе современные аналоги. Метабазалъты известково-щелочного рада встречаются только в составе одноименной серии ДА. По сравнению с толеитовыми разновидностями они характеризуются более высокими содержаниями А12°з , суммы щелочей, P20g величинами отношений ai2o3/tio2 , AigO^/CaO , zr'tx

Ii/V , пониженными содержаниями li02 и Feo И' величинами отношений Fe o/Pe gO 2, тю2/Р2о5 , Ni/Со, n/Zr, Поми-'• мо этого они значительно обогащены легкими РЗЭ и имеют слабо выраженную негативную аномалию европия (табл.2),

Метавулканиты среднего состава . Метавулканиты среднего состава достаточно широко, хотя и неравномерно, представлены в разрезах АЗП. Они отсутствуют в АЗП-1, появляются в ограниченном количестве в АЗП-П и достигают максимума.своего развития в АЗП-Ш, главным образом, в составе известково-щалочной серии ДА. На Балтийском щите они наиболее широко распространены в пределах Хаутаваарского АЗП. Представлены они большей частью пирокластическими раз- новидностями: метааналоги туфов, брекчий, агломератов и т.д.. и, в меньшей мере, лавовыми потоками и телами субвулканитов.. Количество пирокластов, по отношению к лавам, в общем случае, воspoстает как к верхам разрезов, так и по направлению к центрам вулканической активности, где брекчии и агломераты составляют существенную часть прияерловых фаций. Вулканические постройки центрального типа, сложенные этими породами, достигают нескольких километров в поперечнике. Лавовые разно, виднооти варьируют от существенно гомогенных до миндалакамен-•вых и порфировых. Пиллоу-давы встречаются значительно реяв, чем в породах основного состава, образуя отдельные потоки мощностью до I0-I2 м: а сами подушки имеют более скромные размеры. В соответствии с характером распределения РЗЭ метавулканиты среднего состава могут быть подразделены на две, относительно самостоятельные, группы. Породы, принадлежащие первому типу (A-I), отличаются более высокими содержаниями Fe°i MgO, Sit Cr. Zr и более низкими К2о, йъ, Sr и величиной отноше няя AlgOj/TiOg , нежели породы второго типа (А-2), они не-V значительно обогащены легкими РЗЭ и имеют минимальные негативные аномалии европия. Породы А-2 заметно обогащены легкими рээ i имеет более Сраженные негативные аномалии европия, i В общем случав метавулканиты типа A-I принадлежат дацит - мщеантовым, а породы типа А-2 дацит - липари-12 ,

товым) частям разрезов ЗП (Табл.3). Относительно возможных фа-

Таблица 3

Основные петро-геохимические параметры метавулканитов среднего состава АЗП Балтийского щита

A-I_! А-2

PeO/FegO^ ai2o3/tio2 2,0-2,5 15,8-18,4 2,5-3,9 24,1-25,7

la/yb 7,2-7,6 ■ 13,4-14,1

Eu/Eu* 0,94-0,99 0,90-0,93

(La/Sm)jj (уь/оа)5 2,4-2,5 0,62-0,65 3,7-3,8 0,52-0,53

нерозойских и современных аналогов (андезитов островных дуг и активных континентальных окраин) метавулканиты среднего сос- . тава ЗП Балтийского щита отличаются более высокими содержани- ' ями м8°» 111« Сг» Со, Zr,r и величинами отношений

?e0/?e203, Hi/Co и более низкими -1гОу KgO, ВЪ, Sr при в основном подобном характере 'кривых распределений РЗЗ. Кроме того, по масштабам своего проявления они значительно уступают андезитам кайнозойских островных дуг.

Метавулканиты кислого о о с т в -в а . Метавулканиты кислого состава постоянно, хотя а в различных количествах, присутствуют в разрезах всех без иск-' лючения АЗП. Впервые они проявляются в верхних частях разрезов контрастной ассоциации (толеитовой серии А) и достигают максимума развития в составе известково-щелочной серии да. На ■ Балтийском щите они наиболее широко распространены в лраде- •' лах Хаутаваарского и Костомукшского ЗП. Разновидности метавул- • канитов кислого состава представлены преимущественно пироклас-тическими фациями и значительно реже наблюдаются в виде лаво- -вых потоков и субвулканических тел. По своим характеристикам они соответствуют дацитам ( Si02 -63-60Sf), рнодацитам и, ! • в меньшей мере, андезито-дацитам криолитам ( вюа> 69^). Суйвулканические разновидности представлены порфирами, близкими по составу породам лавовой и пирокластической фаций я наблвдаются в виде силлов, даек, пггоков различной мощности и ■ протяженности. Метавулканиты кислого состава характеризуются -значительной степенью деплетирования тяжелыми РЗЗ, повышении- ; •> ми содержаниями ^-г^у Лв2° и значениями величин огно-

шений На^/^о, Т1/гг, гг/х ; пониженными концентрациями 2г, Ва, У и величины отношения НА ; аномалии европия отсутствуют или выражены слабо (табл.4).

Таблица 4

Основные петро-геохимические параметры метавулканитов кислого состава АЗП Балтийского щита

Дацит_Риодапит

Ре20у?е0 1,3 1,9

Н1/Со 0,76 1.2

к/гт 18,4 10,5

(1а/Бт)н 3,9 4,9

Еи/Еи* 1,01 0,98

(УЬ/МОд 0,20 0,27

Общие закономерности вулканизма. В разрезах АЗП установлено присутствие по меньшей мер-

ре трех из обычно выделяемых вулканических серий: коматии-. товой, толеитовой, известково-щелочной. Серии по разному представлены в разрезах архейских зеленокаменных поясов. В АЗП-1 наибольшим распространением пользуются вулканиты коматиитовой серии; в АЗП-Д1 преобладают породы известково-щелочной серии; в АЗП-П присутствуют, как правило, породы, принадлежащие различным сериям. Коматиитовая серия соответствует нижней части контрастной ассоциации и представлена лервдотитовыми коматиитами и коматиитовыми базальтами. Широков распространение лавовых фаций ульграосновного состава является одним из главных признаков архейского вулканизма и отражает общие геотермические условия ранних стадий геологической истории Зешш. Толеитовая сдри^ (А) соответствует верхней части контрастной ассоциации и представлена то-леитовыми базальтами с подчиненным количеством коматиитовых базальтов и первдотитовых коматиятов. В верхних частях серки впервые появляются кислые вулканиты (дациты, риодаци-тн), представленные в основном пирокластичеекими фациями. Известково-шелочнад серия соответствует нижней части дифференцированной ассоциации и представлена породами базальтового, аиневитового, дацитового и риолитового составов, значительная роль среди которых принадлежит пирокластическим

разностям. Толеитовая серия (Б) соответствует верхней части дафреренцировакной ассоциации и представлена базальтами, с

толеитовыми характеристиками, с подчиненным количеством ацде-зито-базальтов (андезитов), дацитов (риодацитов) и вулканитов ультраосновного состава, главным образом коматиитовых базальтов. Продукты щелочного вулканизма, как правило, отсутствуют в разрезах АЗП, за редким исключением наиболее верхних горизонтов АЗП-Ш. Общая тенденция вулканизма АЗП выражается в прогрессивном увеличении роли пород, венчающих разрезы ранних стадий вулканической активности, в разрезах более поздних стадий. Формирование вулканических серий КА лроисходило в результате трещинных излияний;, накопление вулканитов ДА - преимущественно в результате извержений центрального типа. Основные петро-геохимические параметры толеитов АЗП близки таковым для аналогичных пород протерозоя и современных СОХ. Это обстоятельство, наряду с другими известными фактами, свидетельствует в пользу предположения, что возникновение и эволюция магматических рвеплавов в архее и фэнерэзое подчинялись одним и тем же физико-химическим закономерностям.•

Основные выводы, "вулканизм АЗП Балтийского щита представлен двумя типами бимодальным и последовательно дифференцированным (рис. I). В первом случае, вулканиты коматиит-толеитовой серии сменяются породами толеитовой (А) серии (АЗП-2а; гомодромный тревд); во втором, вулканиты изва-стково-щелочной серии - породами толеитовой (Б) серии (АЗП-26; антидромный тренд). Накопление вулканических серий происходило: для КА в условиях смены высокотемпературного а относительно малоглубинного вулканизма более глубинным и низкотемпературным; для ДА - на фоне прогрессивного возростания темпе-' ратуры, при одновремешом снижении общей глубинности.

Общая тенденция эволюции вулканизма АЗП выражается в смене вулканитов контрастной породами последовательно дифференцированной ассоциации и в переходе от площадных зон активного вулканизма (типа лунных морей), через сочетание этой формы с сублинейными зонами растяжения, к рифговим, в затем и оот-роводужным формам позднего докембрия.

МЕТАМОРФИЗМ АРХЕЙСКИХ ЗЕЛЕНОКАМЕННЫХ ПОЯСОВ • С учетом существующих пространственных и объемна соотношений пород различных минеральных ассоциаций в эволюционном развитии процессов метаморфического преобразования АЗП выделяются четыре основных стадии: а) начального локального метаморфизма низких температур и давлений (спилитизацяя);

(П, а,б) и третьего (Ш) типов.

б) ареального эмбрионального метаморфизма низких и средних температур и малых давлений; в) регионального примитивно зонального метаморфизма низких-средних температур и давлений основного этапа; г) многофазового катакластического метаморфизма.

Начальный метаморф из м . Образования подобного типа достаточно часто представлены в центральных частях АЗП и, в той или иной степени, сохраняют не только реликты первичных текстур и структур, но и характерные минеральные парагенезисы начального этапа метаморфического преобразования. Наблюдаются они в подушечных лавах базальтового, анде-яит-баа&льтового, а иногда и более кислого состава. Представлены они различными сочетаниями Эп, Хл, Аб, Ка (или других

карбонатных минералов), Сф, Мт, Кв*^. Все минералы имеют метаморфическое происхождение. Известны редкие находки реликтового кПи, несколько более часто отмечается реликтовый Ллзд^д. Это, как правило, средне- и мелкозернистые образования гранобласто-вого или лепидогранобластового строения, по своему составу, направленности процессов минерального преобразования (основной плагиоклаз переходит в альбит, а темноцветные в хлорит), реликтам первичных структур и текстур соответствующие спилитам. .

Плагиоклаз (Анд_15) встречается преимущественно в мелких, в той или иной степени измененных зернах и составляет до 2Ь% соотава породы. Встречается во всех зонах пиллоу, хотя известны случаи скопления Пл во внешних зонах подушки, которые в этом случае приобретают более светлую окраску и заметно обогащены натрием. Хлорит распространен по всему разрезу пиллоу, но в основном концентрируется в промежуточной зоне шш ядре подушки. Составляет до 45/5 состава породы и близок ряду анти-горит-амезин, с достаточно высоким содержанием и незначительными примесями , На, Т1, Мп, Са, К , относящемуся к наиболее низкотемпературным разновидностям. Характерно постоянное вхождение в составе Хл , что отвечает в данном случае внешним условиям минералообразования. Эпядот (до 4055 состава породы) также встречается по всему разрезу пиллоу, хотя чаще наблвдается в промежуточной зоне и ядре. Принадлежит весьма глиноземистому типу, при котором содержание ^ заметно преобладает над содерканием- и 161 . Характерен изоморфизм Са - На и незначительные примеси и .

ж) Принятые сокращения: Аб-альбит, Авг-авгит, Ах-актинолит, , „. Алм-альмандин, Амф-амфибол, Анд-андалузит, Би-биотит, Гм-ге- , матит, Гр-гранат, Грюн-грюнерит, Ди-диопсвд, Дол-доломит, Шг-ильменит , Ка- кальцит, Кв- кварц, Кор- коцдиврит, Ки-кианит, Кяц-клиноцоизит, Кумм-куммингтонит, Мт-магнетит, Му-мусковит, Ол-оливин, КПи, оПи- клино,-ортопироксен, Пир-пирротин, Пл-плагиоклаз, Пр-пренит, Пт-пирит, Пум-пумпеллиит, Р.о.-роговая обманка, Ру-рутил, Сер-серицит, Сил-силлиманит, Ст-ставролят, Сф-сфен, Та-тальк, Тр-тремолит, Фа-фаялит, Фо-форстерит, Хл- 1 хлорит, Цо-цоизит, Эп-эпвдот, Цифры при индексах Пл й Алм ! означают соответственно долю анортитовой или пироповой моле- \ кул. Хц£= Мг / ( Мв + Ре + Иа ) - мольная доля магния в т- | нералах; К^- коэффициент распределения и % в минералах. • I?

В целом для породы характерны высокие содержания На20 ( > 3,5) и значения величины СаО / (На2о + к2о)-> 1,4, что соответствует процессу минерального преобразования в условиях интенсивного привноса Ва2о , сопровождавшегося одновременным выносом СаО. Минимальные изменения содержаний характерны для тю2, гг, V, Сг, Со, т и РЗЭ. Отсутствие спили-

тов вне метаморфических поясов или современных океанов, где они также несут отчетливые следы метаморфического преобразования; нахсздение их в ассоциации с зелеными сланцами, о которыми они связаны постепенными переходами, определенно указывает на из метаморфическую природу. Типичен геохимический режим образования спилитов. Повсеместно спилитизация базальтов, коррелируется со степенью их гидратации. Увеличение содержания в породе сопровождается снижением величины отношения Оа/Яа . Особенно характерно снижение содержания К, несмотря на и без того низкие первичные содержания этого компонента, что свидетельствует о крайней бедности К глубинных фяювдов, вызывавших спилитизацию. Необходимые для подобного . преобразования значения температуры (порядка 200-250°С) и давления (< I кбар) имогли быть достигнуты уже на глубинах менее I км. Значение величины Р со„ на подобных глубинах вряд ли могло превышать 100-250 кбар (Коржинский, 1962).

Ареальный эмбриональный метаморфизм.В пределах АЗП к продуктам эмбрионального метаморфизма относятся породы пренит-пумпеллиитовой и зелено. сланцевой фаций. Преобразования в условиях пренит-пумпеллиито-• вой фации в общем случае следует непосредственно за спилитиза-цией пород и рассматривается как результат прогрессивного метаморфизма, происходящего при погребении пород потоками лавы. Как и производные собственно зеленосланцевой фации они слагают центральные, наиболее удаленные от гранито-гнейсовых куполов, части ЗП. Относимые к этой фации породы образуются в интервале температур,от 200 до 380°С (Шиоснина, 1986). Процесс пумпеллитизации основных вулканитов начинается с перекристаллизации и замещения хлоритом и пумпеллиитом основной массы пород лавовых фаций, а в туфогенных образованиях - с замещения ими более мелкообломочного цемента породы. Кроме того, кварц, хлорит и пумпеллиит образуют многочисленные прожилки и гнездообразные скопления, придающие породе характерный пят-стый облик. Затем эти же минералы начинают замещать вкрпа~

ленники и крупные зерна темноцветных минералов, а позднее и плагиоклаз.• По мере наростания интенсивности метаморфизма вул-кашгцы последовательно переходят в кварц-хлорит-пумпвллиитовые, а затем в пумпеллиитовые и квапц-пумпеллиитовые породы. Пре-нит, в общем случав, появляется несколько позднее пумпеллиита, замещая плагиоклаз и другие минералы, в том числе и пумпел-лиит.

Основная масса пород зеленосланцевой фации характеризуется устойчивостью парагенезисов с хлоритом, актинолитом, эпи-дотом, альбитом, кальцитом. В породах ультраосновного состава к ним добавляются серпентин и тальк, и в более кислых разновидностях - светлые слвды, главным образом, серицит. Породы имеют гранобластовые или лепвдойластовые структуры и сохраняют многочисленные реликты первичных структур и текстур. Реликтовые минералы представлены плагиоклазом, оливином, ортопи-роксеном. Наиболее часто встречается плагиоклаз, представленный в зависимости от кислотности породы разновидностями с содержанием Ан 45-80; 35-55; 25-45; 20-35. Из минералов собственно метаморфогенного генезиса наиболее часто встречается Ак. Он является преобладающим минералом метабазитов, но в заметных количествах наблвдается и в коматиитах. При переходе к породам среднего состава его количество постепенно снижается, до полного исчезновения в кислых разностях. В подавляющем большинстве случаев относится к собственно актин'олиту, о величиной XI =1-4 в общей формуле Саймв5»пУвп318°22оа2 Железистые члены этого ряда встречаются только в магнетитсо-держащих породах. При возростании температуры Ак сменяется все более глиноземистыми разностями. Хл одинаково широко представлен в различных по составу породэх зеленосланцевой фации, • незначительно отличаясь по своим характеристикам для пород различной кислотности (наиболее железистый - в средних, наименее магнезиальный - в кислых и т.д.). Как в предыдущих случае он принадлежит ряду антигорит-амеэит, осложненному изоморфизмом % г Мп; ах г и др., но отличается в целом более высоким содержанием глинозема и более низким оксида магния. Минералы группы эпдцота-клиноцоизита встречаются в различных по кислотности породах зеленосланцевой фации, хотя более характерны для разновидностей основного состава. По сравнению с Эп реликтовых ассоциаций подушечных лав п настоящем случае практически не выражен изоморфизм се* на . Заметно возроста-

ет содержание глинозема, до полного вытеснения эпвдота клино-цоизитом. Рост температуры и давления приводит к снижению же-лезистости, соответствующей, по всей видимости, уменьшению в том же направлении парциального давления кислорода. Эп чутко реагирует и на повышение мольной доли углекислоты и исчезает из минеральных парагенезиоов уже при сравнительно умеренном содержании С02 во флюиде. При благоприятном составе исходных пород в наиболее высокотемпературных ступенях зеленосланцевой фации спорадически встречаются Би и Гр, представленный крайней железистой разновидностью. Практически постоянно, хотя и в небольших количествах присутствуют Ка, Кв, Сер. Акцессорные минералы представлены магнетитом, лейкоксеном, сфеном, пиритом.

Результаты изучения образцов, содержащих парагенезис Алф-Пл дают весьма , незначительный разброс температур из интервала 4Ю-440°С, что, по-видимому, объективно характеризует условия преобразования эмбрионального метаморфизма. Принимая нижний температурный предел формирования зеленосланцевых ас-' социаций около 300°С, и давлении около I кбар, можно заключить, что эмбриональный метаморфизм осуществлялся в интервале температур 300-500°С, что с поправкой на высокий тепловой поток раннего докембрия могло соответствовать общей литостати-чеокой нагрузке не свыше 1-2 кбар шш глубинам от 3 до 8 км. Характер минеральных ассоциаций позволяет в первом приближении оценить РНоО 01 первых сотен бар до 1000-1500 бар. Рсо& от первых оотен бар до 1000-1600 бар и Ро2 от 10~15 Ю"^0. Независимое изучение флюида методом хроматографического анализа указывает на существование на территории Карелии двух типов АЗП о содержанием флюида в породе, близким условиям современного рифтообразования на океанической и континентальной коре. К первому типу, отличающемуся более восстановительным характером флюида - С0/С02-1,6-1,4; Н^/Н^О - 0,25-0,20; квост=0,4-0,6; рр = ,Ю~18-Ю~20 относятся породы АЗП Палая Ламби, Койкары-Ко^бозеро; ко второму - СО/^- 0,66-0,63; Н2/Н20 - 0,15-0,10; К во№=0,23-0,19; Р0 =Ю"16-10~16 породы Хаутаваары. Закономерная смена минеральных парагенезисов основных пород АЗП, по-видимому, связана с усилением роли углекислоты в составе флюида. Количественные оценки подобных условий минералообразования, полученные на основе экспериментальных исследований природных парагенезисов (Плюснина, 1977; 20

1979), показывают, что устойчивость лренята ограничена ничтожно малыми концентрациями С02 во флюиде (Ход =0,01-0,04) при несколько больших концентрациях углекислоты^(Х^ =0,07), ограничивающих устойчивость пумпеллиита. При давлений флюида по- , рядка 2 кбар оба эти минерала полностью вытесняются цоизитом и хлоритом. По этим показателям заленооланцевые породы являются своего рода эквивалентом пренит-пумпеллиитовых сланцев, возникавших при близких температурах, но в условиях более вы-; ' сокого содержания СОд во флюиде.

Региональный примитивно-зональный метаморфизм. Продукты этого типя метаморфизма известны во всех, без исключения, АЗП, где они : накладываются на минеральные ассоциации начального и эмбрионального метаморфизма. Формирование примитивно-зональных мета- ■ морфических комплексов характеризуется тесной пространственной и генетической связью с гранито-гнейсовыми куполами, (ИХ), вокруг которых они образуют ореолы пород средне-, высокотемпературных минеральных ассоциаций. Одной из наиболее общих особенностей зонального метаморфизма АЗП, связанной с весьма длительной, многофазовой историей становления ГГК, является наличие постепенных переходов от фации к фации, сложность ш отсутствие четких границ между ниш, наличие многочисленных останцов низкотемпературных пород, среди образований более высокотемпературных фаций.

Нижняя граница эпидот-амфиболитовой фации в. метавулкави-тах основного состава устанавливается по появлению роговой обманки С* =0,35-0,57; Х'^Ф =0,45-0,63), находящейся в аосоциа- . ции с эпвдотом и альбитош В прослоях метапелитов эта жо зона выделяется по появлению гранат- и ставролитсодержащх пород (3^=0,09-0,16; Х%0,13-0,3). В собственно метавуЛканитах еще встречается реликтовый плагиоклаз № 35-70, а.также минералы ранних стадий метаморфизма (альбит, кварц, хлорит), Пл матрицы более основной, редко бывает сдвойникован и обычно образует грано-бластовые зерна с частым зональным строением (центральная часть - альбит, по периферии - олигоклаз, андезин). Минералы группы эпвдота представлены преимущественно клиноцоизитом, хотя еще встречаются Эп и Цо. Гранат, в целом, не характерен для основных метавулканитов и встречается сравнительно редко на высоких ступенях фации. Однако, в эгломератовых метатуфах основного состава его появление представляет весьма заурядное

явление, причем, нередко в весьма значительных концентрациях. Весьма характерен Гр и для наиболее железистых разностей пород, в частности магнетитсодержащих сланцев, где он наблюдается в ассоциации с сине-зеленой роговой обманкой ( t = 0,85; Xjj^ =0,15), амфиболом куммингтошт-грюнеритового ряда и магнетитом; сам Гр при этом значительно обогащен кальцием. В метавулканитах среднего состава на высоких ступенях эпи-дот-амфиболитовой фации преобладают минеральные ассоциации типа: P.O. +lbijQ_2o+Km, +Гр+Кв,± Сф^Мт. Роговая обманка в этом случав имеет более высокую железистость и глиноземис-тость по сравнению о таковой для метабазитов (. f =60-78; Х^р=0,22-0,40). Метавулканиты кислого состава представлены ассоциацией Пл^зд+Кв+КлщБи ± Гр± P.O. Высокожелезистые породы характеризуются ассоциацией Р.о. +Кумм +Мт +Кв +ПЛ35, к которым в различных сочетаниях могут добавляться биотит, гранат, графит.

Метаморфические, производные оснрвных вулканитов низких ступеней амфиболитовой фации представлены ассоциацией Р.о. + ^30-35* ^Р +СФ* В более высокотемпературных условиях основность плагиоклаза увеличивается (Пл^_45), широко представлены магнезиальный гранат и диопсвд. Метавулканиты промежуточного и кислого состава характеризуются различными сочетаниями роговой обманки, плагиоклаза №^>0-25^' гРаната• био_ тита, кварца, сфена. В наиболее кислых разновидностях заметно ■ уменьшается (до полного исчезновения) содержание амфибола и возростает роль светлых слад (мусковита).

Сопоставление химического состава метавулканитов различных зон минерального преобразования позволяет сделать вывод, что региональный метаморфизм происходил в условиях продолжающегося привноса щелочей (главным образом натрия, содержание которого относительно калия остается устойчиво высоким) и воды. Возростание температуры метаморфизма, повышавшее стабильность кальциевых силикатов, и увеличение с глубиной давления углекислоты, действовавшее в том же направлении, снижали подвижность кальция, в результате чего выноса этого компонента в зонах амфибодового метаморфизма практически не наболтается. Метаморфизм за обычным исключением На2°, к2о и cog, Н20 носил иаохимический характер. Существующие незначительные колебания породообразующих компонентов, отражают, скорее всего, изначальные различия в составе пород, 22

Приведенные выше оценки температуры и давления ранних этапов метаморфического преобразования позволяют ограничить нижнюю температурную границу эпидот-амфиболитовой фации изотермой 500°С. Существующие оценки температур и давления образования различных минеральных парагенезисов (Стд^ +Грдг, + Му + Би +Кв; Кв +Би +Гр; Тр +Ди +Эн +Кв), использование диаграмм фазового соответствия (Гр-Би; Гр-Эп; Аьф-Пл; .Амф-Гр; Кор-Гр) и изобарических зависимостей 1е к=ХБнД^ от температуры в парагенезисе Гр +Би +А12зю3 +Кв ± Пл+Му, позволяют уверенно оценить условия формирования зональных метаморфических комплексов АЗП в пределах изменения температур 500-725°0 и давления 3,5-7,5 кбар или в зависимости от принадлежности к той или иной фации метаморфизма в интервалах Т=500-600°С: Р=3,5-5,5 кбар; Т=600~725°С: Р=5,5-7,5 кбар (или глубинам.8-17 и 17-25 км), при среднем Т-Р градиенте около 30°С/км или 9 бар/град. Наличие количественных значений температур и давлений позволяет, в свою очередь, количественно оценить режим газовых компонентов, используя обычный в таких случаях расчет реакций дегидратации мусковита, перехода доломита в диолсгд 'и гематита в магнетит. Полученные результаты дают основание оценить парциальные давления воды от 1500 до 3000 бар для эпидот-амфиболитовой и до3 500 бар для амфкболиговой фаций; значение СО^ для тех же условий в пределах от 600-1600 бар и до 4000 бар; и среднее значения соответственно около

Ю-18 и Ю"22. 2

Многофазовый кэтакластический метаморфизм. Проявления катакластического метаморфизма не приводят к возникновению новых минеральных парагенезисов, тлеющих региональное распространение. На локальных участках инч¿неявной разрывной тектоники проявлений катаклао-тического метаморфизма носят ретроградный (низкотемпературный) характер. Породы, подвергшиеся катакластическому воздействию, представлены различными типами милонитов (протомилонита, собственно милониты, ультрамилониты) с характерными ориентированными структурами и полосчатыми текстурами, обусловленными наличием полос о различной степенью катакдаза. Характерной чертой катакластического метаморфизма является резкое изменение первоначальных размеров обломков (в агломератах) или шш-лоу (в подушечных лавах), и возникновение нескольких систем трещиноватости различной ориентации. Обломки приобретают

удлиненную линзоввдную форму о соотношением размеров осей от 1:3 до 1:15 и более и часто сминаются в тонкие полосчатые складки. При переходе к зонам наиболее интенсивных деформаций происходит постепенное раздавливание и удлинение по сланцеватости отдельных подушек: образующих сначала вытянутые линзы с соотношениями размеров по перпендикулярным осям от 1:5 до 1:25, а при максимальной односторонней нагрузке превращаются в "слоистую" породу, нередко к тому же смятую в мелкоплойча-тые складки. Степень деформации пиллоу и обломков, закономерно увеличивается в сторону контактов ITK. Известны и обратные случаи возникновения ложных обломочных и мандалекаменных структур, и даже псевдоподушечной отдельности. Отличает их от типичных вулканогенных структур и текстур произвольное расположение в тела потока, незавершенность морфологии, нарушение поецдоминдалинами видимых границ пиллоу и цементирующего материала.

Структура большинства АЗП оформилась в результате двух , крупных тектонических эпизодов, с ранним из которых связано i i возникновение главной линейной складчатости поясов; с поздним ;

- формирование нескольких систем региональных дислокаций, сопряженных с отдельными этапами становления гранито - гнейсовых

купочов ( Condie ,3981; Миллер, 1987). И в том, и в другом случае отмечается (или подразумевается) существование значительного разрыва во времени (до 180 млн.лет) между деформациями обоих фаз. Тектонические деформации, связанные с внедрением молодых (в общем случае, протерозойских) калиевых грани-товдов, эавергают историю катакластического преобразования АЗП.

Формационная систематика метаморфических пород приведена в табл. 5.

Метаморфизм вне зависимости от его интенсивности, так ели иначе изменяет состав исходных пород, причем степень изменения первичного состава породы далеко не всегда прямо пропорциональна росту температуры и давления. Очевидно, что "снятие метаморфизма", направленное на восстановление петрологических и петрогеохимических характеристик, является первым и необходимым шагом на пути реконструкции геологических процессов раннего докембрия, причем оценка сиепени изменения исходного состава должна, по возможности, учитывать воздействие максимального числа, поддающихся анализу внешних факторов. В

соответствии с принятой моделью полиметаморфического преобразования последовательно рассматривались несколько стадий изменения породы. Для начального и эмбрионального метаморфизма установлен заметный привнос Иа2о и частичный перенос СаО ЗЮ2, МвО, РвО, 1^0, нь, Эг , главным образом в пределах зон подушечной отдельности. Влияние примитивно зонального метаморфизма сводилось главным образом к изменению.содержания К^О, С02, н20 и> в меньшей степени, Ва2о и частично- '

му перераспределению ряда редких элементов в пределах формирующейся метаморфической зональности. Цирконий, иттрий, ниобий, хром, германий и РЗЭ сохраняли инертность, по крайней мере до верхней границы амфиболитовой фации. Ретроградные изменения ' метавулканитов основного состава, в общем случае сводились к незначительному обогащению валового состава пород п20, К^О, Къ, V лрИ соответствующих потерях СаО, гп> 3

в пределах сравнительно ограниченных участков, примыкающая к зонам наиболее интенсивных деформаций. Более сложным представляется характер подобных изменений в условиях интенсивного привноса СС>2 для участков интенсивной карбонатиз'ации. и эпвдотизации пород. Карбонатизация пород, как правило, сопровождается различным выносом К2°' 3102» Мв°» ?е20з* Зг' Ва* Сг, Со, Ип, ЗЪ, Ац и тяжелых РЗЭ. Для интенснгчо эпидотизи-рованных пород характерно изменение содержаний Ре2о^, СаО, Аа, Аи, ЗЪ (в сторону увеличения) и РвО, НвР, ЭЮ2, Е^О, лъ, . Ва, Cв^ 2п ( в сторону уменьшения) , при примерно неизменных содержаниях н*, Та, во, Сг, ТЬ , РЗЭ.

Анализ полученных результатов с достаточной уверенностью позволяет выделить р, А1, п, (Са), г г, г, нь, се, Сг, от, нвн в качестве элементов индикаторов первичной природы пород, содержания которых не претерпели сколько-нибудь серьезных изменений в стандартных условиях метаморфического преоб-' разования АЗП, и наметить ряд устойчивых петрохимических критериев для отдельных их разновидностей, позволяющих надежно идентифицировать эти образования, вне зависимости от степени изменения их валового состава.

Метаморфизму АЗП: присущи следующие наиболее общие особенности: (а) полиметаморфический характер; (б) преобладание низкотемпературных минеральных ассоциаций; (в) наростание интенсивности метаморфического преобразования от центра к периферии ЗП. Закономерная ориентация метаморфической зональности

Таблица 5

Метаморфические формации и эволюция метаморфизма АЗП

'Гип и подтип

догранитный

метаморфизм сздии на-Эмбриональный копления вулканогенных!

толщ ( спилитиза ция, с ер4____

пентинизапия) многофазовый

Абтзевиатура

Условия формирования АЗП

растяжения

Стадия

Заложения и зрелые стадии развития прото-океанического рифта

Условия метаморфизма

Низкие величины Р и Т;!Низкие и умеренные высоконатровые резко !величины Р,Т;Рц 0, восстановленные флюиды!Р ^ ; высокие Р^ и

рН флюидов

•Типы вулканических ассоциаций» подвергшихся метаморфизму

КА для АЗП - I КА и ДА для АЗП - 2 ДА для АЗП - 3

Метаморфические формации

Спилитовая

!Пренит-з еленокамен-!но-спилитовая;Зеле-!ных сланцев с маг-¡нетитсодержащими по-!родами; Альбитофир-!спилитовая; !Альбитофир-спилит-!зеленосланцевая ! !

Метаморфизм,связанный со ста- ¡Наложенный метаморфизм,свя-новлением ГГК(плагиогранитов) !занный со становлением позд-

них калиевых гванитоидов

прогрессивный контактовый

примитивно-зональный

к а т а к л а стический |

_Ы_1_О__

сжатия (с последовательной сме-!сжатия в условиях вертикальной горизонтальных напряжений !ных напряжений вертикальными ^ !

I I

Поздняя стадия закрытия (отми- ¡Частичной тектонической пэ-

рания) рифта)_;_|реотпойки АЗП

Низкие и средние величины Р и ¡Умеренные и средние (до еысо-

Т,приградиенте около 30°С/км, !ких) Р и Т; узкий интервал

' щелочные, восстановленные фдю- ¡изменения Р0 рост % о ' в

да; умеренные Р с0 , Р н 0 и ¡условиях гранитизации?, Ред

Р 0 2 2 ¡экспотенциальнп расчет с ^

2 ¡увеличением глубинности

вулканиты КА и ДА + + вулканогенно-осадочные и флишевые формации вулканиты КА и ДА + + вулканогенно-осадочные и флишевые формации

Формации пишметаморфических ¡Формации полиметаморфических пород-плагиомигматитов.плагио- ¡пород калиевого ряда (ьпйшати-гнейсов и сланцев; наложенные !тов,гнейсов,сланцев) завершаю-' на догранитные образования !щих этапов развития АЗП. группы А. Юсадочно-терригенные формации

Плагиомигматитовые.плагиогней- ¡флишевого типа(арко8овые, совые формации терригенно-вулкЫжелезисто-кварцитовые.железио-ногенных комплексов (авдезитоба4то-кремнястые и т.д.). зальтовых, андезитовых)* !

относительно ГПС, рост интенсивности деформаций пород в том же направлении, а также обычное наличие многочисленных останцов пород АЭП в пределах ГТК, характеризующихся общими петрографическими признаками с окружающими зеленокаменными сериями, указывают на тесную пространственную и генетическую связь АЗП и ПК и в свою очередь накладывают ограничения на возможность, значительных горизонтальных перемещений блоков земной коры.

Различные уровни,разрезов АЗП весьма близки по составу слагающих их образований ассоциациям пород гранулито-гнейсо-вых областей. Преобразование пород областей высокого метаморфизма, как и пород АЗП носило полиметаморфический характер, но помимо всего прочего отличалось чрезвычайно длительным периодом активного развития (более I млрд.лет), тогда как полный цикл развития наиболее "долгоживущих" АЗП вряд ли превышал 250 млн.лет. Таким образом, последние могут рассматриваться как области стабилизации относительно мобильных зон гранулито-гнейсовых областей, что и нашло свое выражение в столь различном уровне их метаморфизма.

' Начальный метаморфизм АЗП по овоим параметрам близок условиям образования спилитов и серпентинитов современных СОХ. Ареальные минеральные преобразования эмбрионального метаморфизма, происходившие при несколько более высоких общих значениях температуры и давления и в целом близком характере флювдного режима формировали типичные парагенезисы зелено-аланцевой фации и подобны по этим показателям ассоциациям зе-ленокаменных пород дна современных океанов. Формирование примитивной метаморфической зональности, сопряженное со становлением гранито-гнейсовых куполов, принципиально отличалось от условий формирования зональных метаморфических комплексов низких в средних давлений фанерозоя лишь более высокими общими значениями геотермического градиента (рис.2).

Лишь в весьма немногих областях современного высокого теплового потока можно ожвдать существование геотермического градиента более или менее сопоставимого с архейским. Одними из таких областей является территория СОХ. Однако, трудно допустить, что аномально высокий геотермический градиент являлся одной из постоянных категорий литосферы архея. Находки кианита среди пород Исуа, Родезийской провинции и провинции Большого Невольничьего озера скорее свидетельствуют в пользу определенного разнообразия термодинамических параметров мета-

морфизма, начиная, по меньшей мере, с середины архея.

В первом приближении, за исключением глаукофан-эклогито-вых областей фанерозоя, существует весьма небольшая разница между метаморфизмом этих двух возрастных подразделений. Специ фика метаморфизма АЗП могла быть обусловлена своеобразной геодинамической обстановкой их формирования, подобной по ¡основным параметрам^"обстановке" окёалйческого рифта, с развит»-;ем которого могло быть связано не только формирование протооко--. ,'анической коры в АЗП, но и зарождение протокоры континентального типа в гранито-гнейсовых куполах.

Основные выводи.Характерными чертами метаморфизма АЗП яв-. лялись: а) высокий геотермический градиент и, соответственно,; низко барический режим; б) щелочной (натровый) и резко вцрз-/ генный восстановительный характер флюидов ранних стадий мета- ■ морфического преобразования; в) квазиизохимический характер метаморфизма (за исключением спилитизации) при .вполне подвижном поведении летучих, щелочей и воды; г) соответствие , стадий метаморфического преобразования последовательным эпизодам развития протоокеанического рифта - от режима' растяте-'ния к сжатию и от преобладающих горизонтальных напряжений к вертикальным; от спилитизации и эмбрионального метаморфизма стадии накопления вулканических толщ к формировг что примитивно-зональных метаморфических комплексов, связанному со становлением гранито-гнейсовых куполов; д) возростание интенсив- . ности протекания процессов метаморфизма от АЗП-1.К АЗП-З и рост в том же направлении преобразований, связанных со становлением молодых калиевых гранитовдов. Общая тенденция эволю • , ции метаморфизма АЗП была направлена от преобладающих форм однородного локального, а затем ареального, минерального преобразования раннего этапа развития поясов к более Дифференцированному примитивно-зональному преобразованию позднего эта-' па и далее к высокоДифференцированным формам, характерным для ЗП позднего докембрия.

Руд' ©образование и его связь с вулканизмом и метаморфизмом. Металлогеническая специализация АЗП имеет дифференцированный ( характер в определяется воздействием трех последовательных г факторов вулканизма, регионального метаморфизма и метаоома- ' ' тоза.

Рис. 2. Условия формирования метаморфической зональности АЗП.

Геотермический градиент АЗП - Сауф Пас (I), Большого Невольничьего озора минимальный (7) и максимальный (2), Инглиш Ривер (4); ( °ош11е ,1981); Карелии (5). Градиент протерозойского ЗП п-ова Канин (6). Средний градиент континентов сегодня (8). Область высокого метаморфизма (9) (Перчук,1973). На врезке (справа-внизу) - типичный метаморфизм,низких (а), средних (б) и высоких (в) давлений. На врезке (слева -вверху) - минеральные фации метабазитов: кальцит-хлоритовых и пре-нит-пумпеллиитовых сланцев (I), эпидот-актинолит-хлорито-вых сланцев (2), эпидотовых амфиболитов (3), амфиболитов (4), гранат-эпвдотовых амфиболитов (5), гранатовых амфиболитов (6) (Маракушев, 1986).

Специализация вулканитов КА и ДА различна и отражает тектоническую обстановку их возникновения, а возможно, и наличие региональных геохимических неоднородностей в составе верхней мантии. Вулканические комплексы КА, возникавшие предположительно на ультрабазит-базитовой коре или коре переходного типа, характеризуются повышенными содержаниями хрома, никеля, меди, золота, палладия, иридия, титана, кобальта.

Для вулканических комплексов ДА, возникающих на коре переходного типа или достаточно мощном сиалическом основании, более типичны - марганец, свинец, медь, цинк, ванадий, германий. Стратиформные залеки колчеданных руд тяготеют преимущественно к районам развития ДА, хотя встречаются и среди вулканитов КА. Сквозными для обоих вулканических ассоциаций являются железистые кварциты и метавулканиты, содержащие вкрапленность магнетита, хотя условия формирования железосодержащих пород и геохимия магнетита различна. В составе толеитовой серии КА рунные лавы и туфы, магнетитовые кварциты встречаются в ввде мелких линз, мощностьмот долей метра до 3-4, редко более, метров и протяженностью до десятков, редко первых сотсн метров (магнетитовые кварциты контоккской серии Карелии). Масштаб проявлений рудных лав и туфов ДА более значителен и в особо благоприятных условиях здесь возможно формирование весьма крупных месторождений (Оленегорское). Месторождения железистых кварцитов этого типа обычно ассоциируют о осадочными породами, разделяющими вулканические пачки; рудные лавы и туфы локализованы в зонах перехода от основных к кислым вулкашггам. Магнетит рудных лав и туфов КА обогащен титаном, хромом, кобальтом, никелем и цинком. В породах ДА магнетиты относительно обогащены марганцем, свинцом, медью, ванадием и германием. На Балтийском щите наиболее крупные скопления железных руд приурочены и к породам существенно осадочной толщи, отражающей уже'следующий, внутрикратонный этап развития АЗП (Коста-мукшское месторождение).

Для большинства АЗП намечается отчетливая металлогени-ческая специализация метаморфических комплексов, образование которой сопряжено со становлением ГГК и формированием наложенной метаморфической зональности. На территории Карелки подобные явления наиболее проявлены в Хаутаваарском и Койка- ' ры- Корбозерском ЗП, хотя по масштабам концентрации полезных компонентов они значительно уступают не только классическим примерам подобных явлений (Родезия), но и сопредельным районам финских месторождений (Айяла, и др.). В общем случае к породам высокотемпературного метаморфизма (амфиболитовой фации) приурочены пегматиты, иногда с редкометальной минерализацией; в породах среднетемпературного метаморфизма известны проявления молибдена и тантало-ниобатов, а в породах низкотемпературного метаморфизма - золота, палладия, иррвдяя,

ртути, мышьяка, сурьмы, сульфидов железа, меди, цинка. Рудо-контролирующими во всех случаях являются собственно складчатые структуры, а минеральные ассоциации, входящие в состав метамор-фогенных рудных тел, являются изофациальными по отношению к таковым для вмещающих пород. Наиболее интенсивно процессы кислотного выщелачивания проявлены в наиболее высокотемпературных и глубинных зонах метаморфизма. Г связи с этим зоны развития высокотемпературных фаций АЗП можно рассматривать как своеобразный фронт выноса из метаморфических пород самородных и халько-фильных элементов (золото, серебро, медь, кобальт, цинк, никель), а зоны низкотемпературных фаций как фронт их последующего напряженного отложения. Для редкоземельной и отчасти редко металльной минерализации (более энергоемкие и менее подвижные) зоны выщелачивания и последующего сопряженного отложения практически совпадают и располагаются в пределах развития пород амфиболитовой и частично эпцдот-амфиболитовой фации. Для золота, меди, ртути, цинка, мышьяка, кадмия, сурьмы и др. (менее энергоемкие и более подвижные) зоны выщелачивания и отложения разобщены и последняя находится на наибольшем удалении от контактов 1ТК в породах зеленосланцевой фации.

С метасоматическими процессами завершающей стадии формирования ГГК сопряжена локальная регенерация серноколчеданных месторождений; с происходящим при этом выносом серы связано образование вкрапленных руд и мелких полиметаллических, медно-никелевых месторседений.

Таким образом, архейские зеленокаменные пояса отличаются друг от друга набором признаков, важнейшими из которых являются следующие: а) тип вулканической ассоциации (контрастная -дифференцированная) и объемные соотношения метаморфизованных вулканических пород (главным образом, перидотитовых коматиитов и андезитов), слагающих разрезы АЗП; б) гомсдромный или антидромный тренд вулканизма; в) соотношение и интенсивность проявления процессов полиметаморфического преобразования; г) интенсивность проявления процессов поздней калиевой гранитизации; д) характер металлогенической специализации.

ПРОИСХОЖДЕНИЕ И ЭВОЛЮЦИЯ АЗП

Для АЗП принципиально можно выделить вое основные стадии развития рифта - от начальной, возникающей в условиях растяжения протокоры до собственно рифтовой и пострифтовой. Анализ вулканизма дает основание утверждать, что преобладающим 32

типом пород АЗП являлись базальты с толаитовыми характеристиками, способные формироваться только в условиях растяжения. Состав этих базальтов, включая сада и коматиитовые разновидности, аналогичен базальтам современных океанических рифтов. Специфика раннедокембрийского вулканизма проявлялась в излияниях значительных объемов первдотитовых коматиитов, образование которых возможно только при весьма высоких температурах. Другая важная черта - отсутствие в разрезах АЗП щелочных оливина-вых базальтов по меньшей мере до рубежа 2,6 млрд .лет, что указывает на достаточно тонкую кору, существовавшую, по меньшей мере, до конца архея. В отличие от базальтов, вулканиты кислого состава встречаются гораздо реже и их суммарный объем, в разрезах АЗП не превышает 10-15#. Их образование связано о деятельностью вулканических построек центрального типа, развивающихся на частично кратонизированном основании. Что' касается пород промежуточного состава, типа высокомагнезийльных андезитов, то они либо вообще отсутствуют (АЗП-1) или их доля составляет первые проценты (АЗП-2). Существенные количества вулканических пород среднего состава' известны лишь в зелено-каменных поясах, сформированных на достаточно мощном сиали-ческом фундаменте (АЗП-З).

Раннему метаморфизму АЗП присущи всо основные черты, характеризующие этот процесс в пределах современных СОХ, включая резкое преобладание натровых и резко восстановленных фшоидов, высокий геотермический градиент и низкобарический режим. Отчетливо проявлена эволюционная направленность процес-1 сов метаморфизма АЗП, сопряженного с основными этапами разви- у тия рифта. Интенсивность регионального метаморфизма и дефор- ' маций пород АЗП закономерно возростает по направлению к грани-то-гнейсорчм куполам, что позволяет однозначно связать этот тип метаморфизма со становлением ГТК, составляющих, таким' образом, единый структурный парагенезис с АЗП.

Отмечая принципиальное сходство процессов рифтообразо-вания в архее и фанерозое, нельзя игнорировать и очевидную разницу между ниш, которая заключается превде всего в результатах этих процессов: в раннем докембрии, в условиях существования "многочисленных микроконтинентов.рифтогенез никогда не! .¡приводил к образованию макроструктур, соизмеримых по масштабам ■ с современными океанами.

Интенсивность проявления лайкового комплекса может отра- -жать скорость рифтообразования. В областях интенсивного спре-динга формируется комплекс параллельных даек; с пониженными скоростями растяжения связано появление дайково-силловых я хаотичных комплексов даек. При длительности стадии раотяжения АЗП в десятки миллионов лет вероятная скорость движения микроплит архея была на порядок ниж , чем для мезозойских океанов. Известно, что с возрастанием мощности океанических шшт их движение ускоряется, что создает условия для более широкого развития метаморфизма высоких давлений. Отсутствие таковых в пределах АЗП косвенно подтверждает справедливость приведенной оценки. Специфика геодинамики раннего докембрия заключалась в том, что.происходило лишь раздвижение протокоры и образование новой коры океанического типа без компенсируквдего поглощения последней. Существующие расчеты показывают принципиальную возможность подобного механизма (Грачев, 1988). Коллизионные процессы, .возникавшие при столкновении отдельных микрошшт, имели скорее всего характер торошения. • • .

'Наиболее вероятным явлением, положившим начало процосоу формирования АЗП, явилась интенсивная метеоритная бомбардировка Земли в интервале 4,0-3,9 щрд.лет. При падении на Землю крупных тал на её поверхности должны были образовываться гигантские кратеры, радиусом в сотни я тысячи километров, а эффект, связанный с дапактным воздействием, сопоставим с энергией эндогенных процессов (давление сотни гигаоаскалей и температура не менее 2000-2500°С). Вероятными следствиями этого события явились нарушения сплошности протокоры, интенсивная дегазация в первичное фракционирование верхней мантии. Термические аномалии, вызванные импактным воздействием, могли оущест вовать продолжительное время и вызывать плавление мантийного вещества. Можно предположить, что участки импактного воздействия располагались на поверхности Земля весьма неравномерно, а их размеры были, по-видимому, достаточно велики, чтобы они могли развиваться какое-то время без привлечения дополнительного источника энергии. Возможным источником такой энергии, поддерживающей протекание геологических процессов, моглы быть локальная гравитационная дифференциация, происходившая в зонах плавления, располагавшихся под этими областями. С совокупностью этих процессов и были связаны первые излияния существенных объемов коматиитовой магмы, близкие по составу практически 34

недифференцированному веществу древней мантии. ' .

С учетом существубщих оценок теплового потока в архее очевидно, что мантийный диапиризм на ранних этапах был проявлен гораздо интенсивнее, нежели в современных условиях, что и явилось причиной широкого развития коматиитов в пределах АЗП. Оценка условий генерации высокомагнезиальных первичных мата, основанная на расчетах субликвидусных равновесий, в мантийных лерцолитах была осуществима И.Д.Рябчиковым (1984,1985, ; 1987) и хорошо согласуется с результатами экспериментальных исследований, проведенных ранее А.Джексом и Д.Грином (1980). Из этого следует, что существующие породы АЗП могли быть подучены путем многостадийного частичного плавления и последующей • кристаллизационной дифференциации различного источника - ве- : ■ щества верхней мантии, первдотитового коматиита, базальта. ■ • . Логическим развитием сделанного вывода являются предположоняя ' о вероятности существования первичной протокоры ультрабазэт-: базитового состава, подкрепляемое находками амфиболитов с толэ-итовыш: ^арактвристикаш, в древнейших комплексах серых гнейсов. | ¡В результате мантийного диапиризма Происходит химическое взаимодействие глубинных флюидов о породами коры и верхней мантии, с механизмом которого связано превращение ультрабазитовой протокоры в континентальную (гранитизация), а, в других условиях, и континентальной к океаническую (базификация). Постепенное внижение теплового потока сводило к минимуму роль ультраосновного магматизма и приводило к возрастанию роли более кислых и щелочных магм, возникавших при более низких степенях частичного плавления на больших глубинах, увеличению мощности литосферы и смене площадного вулканизма и ареального метаморфизма линейно-поясовыма. Снижение энергетического потенциала Земли за счет прогреоси-. • рующего обеднения верхней мантии некогерентными, летучими к ■ радиоактивными компонентами, наряду о вовлечением в процессы магмообразования новообразованной коры возрастающей мощности и гетерогенности, обусловили одновременно циклический и необратимый характер эволюции вулканизма архея, выразившегося в увеличении многообразия вулканических формаций с возрастанием -роли известково-щелочных, а затем щелочных серий, сокращении пространственных и временных границ проявлений вулканической. активности и сопряженного процесса метаморфического преобразования.

В течете раннего архея на протокоре, имевшей, по-ввдимо-му, ультрзбазит-базитовий состав, закладывались гранцт-зе-ленокаменные пояса (АЗП-1), являющиеся не только крупнейшими, но,по сути дата, 'единственными достоверными структурами ранней литосферы Земли. К середине архея литосфера Земли приобретает отчетливо выраженный дифференцированный характер, в результате чего наряду с продолжаьдаися развиваться зелено-каменными структурами обособляются первичные ядра сиалическо-го состава, что, в свою очередь, приводит к заложению уже в условиях коры переходного типа новой группы эеленокаменннх поясов (АЗП-П). К концу архея на блоках уже достаточно мощной сиалической коры происходит формирование зеленокаменных поясов третьего поколения (АЗП-Ш), при параллельном развитии в условиях коры переходного типа АЗП-П. Образование осадочных бассей-ной пострифтового этапа происходило в результате быстрого проседания, а затем и более медленного прогибания, обусловленными процессами затвердевания- расплавленного вещества аномальной мантии и постепенным охлаждением литосферы. Становление молодых калиевых гранитоидов в целом оказало весьма слабое воздействие на процессы преобразования пород АЗП. Наиболее полно оно проявилось лишь в АЗП-Ш, характеризующихся наибольшим развитием осадочно-терригенных формаций.

Выводы, полученные в результате комплексного анализа вулканизма и метаморфизма АЗП; позволяют говорить, что для ранних этапов развития Земли рифтогенез является фактически единственным доказанным геологическим процессом, с которым могло быть связано не только формирование протоокеанической коры в АЗП, но и зарождение коры континонтального типа в гранито-гнейсовых куполах.

Общая тенденция развития литосферы архея была направлена в сторону расширения стабильности континентальной коры: от ранних энсиматических зеленокаменных поясов, через промежуточные формы ЗП высокомобильной микроплитной стадии к макроплитной отадии начала протерозоя.

ОСНОВНЫЕ ОПУБЛИКОВАННЫЕ РАБОТЫ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

1. Метаморфическая зональность рифейских пород п-ова Канин. -

Вестн. МГУ, сер.геол., № 5, 1975, с.135-137.

2. К вопросу определения первичной природы метаморфических по-

род по соотношению молекулярных количеств А12о3 - тю2 .

"Металлогения осадочных и метаморфических пород",1«.:Наука,

19*76, с.9-12. 36 .

3. Вопросы метаморфизма рифайских пород п-ова Канин. -"Пробле-

ма осадочного рудообразования". М.: Наука, 1978, с.12-22.

4. Термодинамический режим и металлогеническая специализация

метаморфических; пород п-ова Канин и Сев.Тииана. - Билл. МОИП, оер.геол., т.53, № 2, 1978, с.161-163.

5. Первичный состав вулканитов, особенности метаморфизма и

металлогеническая специализация зеленокаменных оояоов Карелии. - "Метаморфизм и метаморфогенное рудообразова- • ние". Апатиты, 1979, с.92-103 (совместно с В.Н.Шиловым).

6. Метаморфическая зональность рифейсккх пород Сев.Тимана

Изв. ВУЗов,' Геология и разведка, 1980, с.43-46.

7. Метамор^изованные вулканиты раннедокембрийских зеленокамен- ■

ных поясов Карелии и их металлогеническая специализация. . -"Метаморфизм и метаморфогенное рудообразование", Апатиты, 1980, с.99-105 (совместно с В.Н.Шиловым).

8. Вулканогенно-осадочные ассоциации зеленокаменных систем ран

них стадий геологического развития Земли. -."Литология и осадочная геология докембрия". Алма-Ата, 1981, с.95-97.'

9. Метаморфизм древнейших вулканитов Балтийского щита- и его •

роль в формировании континентальной коры. - "Проблемы палеовулканологических реконструкций и картирования в связи с вулканогенным рудообразованием. - Киев, Х9П, с. 117-119.

10. Метаморфизм зеленокаменных систем Карелии. - "Зеденокамен-

ные пояса древних щитов". М.: Наука, 1982, с.120-147.

11. Роль вулканизма в формировании глубокометаморфнзованннх

комплексов. - Осадочная геология глубокометаморфизованных комплексов докембрия. М.: Наука, 1983, с.50-54 (совместно с И.В.Лучицким).

12. Метагенез и начальный метаморфизм вулканитов древних щитов.

- "Проблема осадочной геологии докембрия", М.: Наука, 1984 с.103-108. -

13. Миоцен-плейстоценовый вулканизм Канарских о-вов. - "Вулка-

низм и связанные о.ним процессы", Петропавловск-Камчато-кий, в.2, 1985, с.211-213. •

14. Состав и эволюция исходных магм Канарских о-вов. - "Геохи-

мия магматических пород", М.: 1986, о.137-139.

15. Изотопный состав кислорода метаморфического комплекса Цен-

тральной Испании. - Геологические исследования, Л 6, 1986, с.132-141 (на испанском языке,совмеотно о А.Апари- ] оно). 37

16. Карсакпайская вулкано-тектоническая структура. - "Вулкани-

ческие структуры", Ташкент, 1986, с.87-89.

17. Метаморфизм и рудообразование зеленокаменных поясов древ-

них щитов. - "Метаморфогенное рудообразование", 1986, с.119-121.

18. Вулканизм Канарских о-вов и его положение в системе соврег

менного магматизма океанов. - Вулканология и сейсмология, » 4, 1987, с. 17-27 (совместно с В.Аранья).

19. Щелочно-базитовые ассоциации Канарских о-вов. - "Глубинные

ксенолиты и строение литосферы". Л.: Наука, 1987, с.181--189 (совместно с В.Н. Шиловым).

20. Ультраосновные ксенолиты и вмещающие их щелочные базальты

Канарских о-вов. - Бюлл. МОИП, # I, 1988, с.37-42.

21. Вулканизм зеленокаменных поясов. - М.: Наука, 1988 (совместно с В.М. Чайкой, О.Г. Лазуром).

22. Эволюция метаморфизма архейских зеленокаменных поясов. -

"Метаморфизм зеленокаменных поясов", Петрозаводск: Карелия, 1988 (совместно с О.Г. Лазуром).

23. Петро-геохимические критерии метабазитов архейских зеле-

нокаменных поясов. - Бюлл. МОИП (в печати, совместно с О.Г. Лазуром).

24. Два типа регионально-метаморфических комплексов вулканичес-

ких бон, как критерий геодинамического режима раннего докембрия.- Тр. 1У Регион, петрограф, совещ. Л.: Наука, 1988 (совместно с О.Г. Лазуром).

25. Эволюция вулканизма и метаморфизма архейских зеленокаменных

поясов. - М.: Наука (в печати).

26. Структурно-вещественные комплексы архейских зеленокаменных

поясов и их высокометаморфизованных эквивалентов. -"Тектоника и минеральные ресурсы.Сибири и Дальнего Востока," Иркутск, 1988, с.157-158. (совместно с О.Г. Лазуром).

27. Закономерности строения и железонакопления в глубокомета-

морфизованных вулканических зонах древних щитов. - "Тектоника и минеральные ресурсы Сибири и Дальнего Востока", Иркутск, 1988, с.164-166. (совместно с О.Г. Лазуром).

Информация о работе

Новицкий, Игорь Павлович
доктора геол. минерал. наук
Москва, 1988
ВАК 04.00.08

Автореферат

Похожие работы