birmaga.ru
добавить свой файл

1

ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ, ПАРАМЕТРЫ И ВРЕМЯ ПРЕВРАЩЕНИЯ

ПОРИСТЫХ БАЗАЛЬТОВ В МИНДАЛЕКАМЕННЫЕ
(МАНДЕЛЬШТЕЙНЫ, В ТОМ ЧИСЛЕ C АГАТАМИ)

1Э. М. Спиридонов, 1В. М. Ладыгин, 1Ю. В. Фролова, 2Д. Я. Янакиева


1 Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, МГУ, mineral@geol.msu.ru

2Национальный музей «Земля и люди», София 1421, Бульвар Черны връх, 4 denkay@abv.bg
В изученной нами коллекции представлены базальты и миндалекаменные базальты различных геотектонических обстановок и различного геологического возраста – современных и древних островных дуг и окраинно-континентальных вулканических поясов: Камчатки (Q,N, ₣, K,J), Курильских островов (Q,N), Японии (Q), Тасмании (Q), Малого Кавказа (Q,N,₣,K,J), Болгарии (₣), Амурской области (K), Крыма (J), Германии (Р), Казахстана (P,C,D,O, Є), Урала (C,D,S,O), Минусинской впадины (D), Алтае-Саянской области ( Є), Карелии (PR1,AR2); океанских областей – дна Тихого, Атлантического и Индийского океанов и Калифорнийского залива (Q); океанских островов – Исландии (Q,N), Шпицбергена (Q,N), островов Зелёного мыса и Канарских (Q); древних дорифейских платформ – платобазальты (траппы) Сибирской платформы (P2-T1) и Русской платформы : Тимана (D) и южной Карелии (PR).

Неизменённые базальты постоянно микро- и/или макро пористые, т. к. исходные магмы содержат то или иное количество паров H2O и CO2 . Кроме того, нередко магма изливалась на влажные породы или в водную среду. Количество пор – газовых пузырей от долей % до 70-90 % (в пемзах), обычно 2-10 % объёма пород. Размеры газовых пузырей от субмикронных до 1.5 м в поперечнике при длине до 5 м ("слоновьи ноги") в мощных покровах базальтов трапповой формации бассейна реки Параны, излившихся на влажные грунты. Даже в самых мощных покровах стенки газовых пустот сложены микрозернистыми и стекловатыми базальтами. По этому признаку они отличаются от эпигенетических полостей выщелачивания.


Считается, что после извержений в толще вулканитов циркулируют гидротермы, под действием которых вулканиты изменяются, в них заполняются пустоты, формируются мандельштейны, в том числе с агатами. Что наблюдается в областях современного вулканизма ? Послевулканические гидротермы в связи с базальтовым вулканизмом проявлены локально, захватывают доли процента объёма его продуктов. Известны локальные проявления послевулканических цеолитоносных эффузивов [Набоко, 1980]. Среди них нет типичных мандельштейнов, нет в них и агатов.

Все
изученные нами базальты четвертичного возраста, включая раннечетвертичные, имеют открытую пористость, никаких вторичных минералов в них не наблюдается. Базальты неогенового возраста на Малом Кавказе, Шпицбергене и частично в Исландии также имеют открытую пористость, как и поздненеогеновые базальты Камчатки. На Малом Кавказе установлены базальты палеогенового возраста с открытой пористостью.

Итак, мандельштейны – образования эпигенетичные.

Мандельштейны находятся в раннетретичных, меловых и более древних вулканических толщах, до позднеархейских. Разрыв между кристаллизацией базальтов и формированием мандельштейнов составляет несколько миллионов лет в островодужной байосской карадагской серии Крыма [Спиридонов, 1989] и в агатоносных вулканитах раннего миоцена Мексики [Cross, 1996]; 30-40 млн. лет в платобазальтах рифейской – гренвильской серии Keweenawan Северной Америки c самородной медью, цеолитами, датолитом, аметистами и агатами [White, 1969; Bornhorst et al., 1988; Wolter, 1994]; 40-120 млн. лет в платобазальтах P2-T1 Cибирской платформы c исландским шпатом, цеолитами, датолитом, агатами, самородной медью [Черепанов, Мурина, 1966; Спиридонов и др., 2000]; до 300 млн. лет в девонских платобазальтах Тимана, которые были минерализованы агатами, цеолитами, пренитом в триасе [Остащенко, 1983]. Так, возраст траппов Сибирской платформы 245-249 млн. лет, изохронный Rb/Sr возраст исландского шпата и сингенетичного с исландским шпатом апофиллита в мандельштейнах 122 ± 1 Ма [Спиридонов и др., 2000].


Очевидно, что образование мандельштейнов – процесс эпигенетичный, а не диагенетичный.

Даже в областях начальных преобразований вулканитов изученные нами базальты – мандельштейны, в которых газовые пустоты и пустоты выщелачивания заполнены минералами кремнезёма, карбонатами, цеолитами...и которые выглядят вполне свежими, в ткани пород постоянно содержат то или иное количество вторичных новообразований – палагонит и хлорофеит по вулканическому стеклу, иддингсит, сапонит, серпентин, карбонаты по оливину и т.д. Таковы палеогеновые трахибазальты обрамления Родопского массива (ЮВ Болгария) и восточного склона юрского палеовулкана Карадаг в Крыму.

Области интенсивных преобразований вулканитов слагают типичные мандельштейны, в которых вулканическое стекло, оливин, ромбопироксен, титаномагнетит обычно полностью замещены, плагиоклаз частично, относительно устойчивы авгит и хромшпинелиды. Одни из типичных мандельштейнов – спилиты, в которых плагиоклаз замещён альбитом, вулканическое стекло и авгит – хлоритом, титаномагнетит и ильменит – титанитом. При процессах изменений вулканитов высвобождается масса кремнезёма, это один из наиболее подвижных компонентов, поскольку кинетика кристаллизации кварца значительно хуже кинетики разрушения первичных силикатов. По этой причине минералы кремнезёма нередко выполняют пустоты в изменённых вулканитах.

Как и когда образуются мандельштейны? Обычно при попадании вулканических толщ на глубину не менее нескольких километров, в процессе низкоградного метаморфизма = метаморфизма погружения [Zen E-an, 1974]. Поскольку низкоградный метаморфизм флюидодоминирующий [Файф и др., 1981], метаморфизованные породы обычно массивные, не рассланцованные, сохраняют реликты исходных структур и текстур; степень метаморфических преобразований сильно изменчива – количество минеральных новообразований даже на небольших расстояниях колеблется от следов до 50-100%. Процессам метаморфизма способствует повышенный тепловой поток, характерный для вулканических областей. Минеральное соответствие спилитов, кератофиров и метаосадочных пород свидетельство того, что спилитовая природа вулканитов – результат тех же метаморфических процессов, которые преобразовали осадочные толщи.

Установлено, что от форландов к центру и вглубь складчатых структур происходят определенные и устойчивые для различных регионов (Новая Зеландия, Япония, Альпы, Аппалачи, Кордильеры, Урал...) метаморфические преобразования базальтов и вулканокластических граувакк [Coombs et al., 1959; Нечеухин, Гуревич, 1973; Zen E-an, 1974; Sutherland, 1977; Liou, 1979; Cho et al., 1986; Philpotts, 1990; Low Grade.., 1999 и др.]. В них с ростом глубины в ассоциации с кварцем сменяются Na и Na-Ca высококремнезёмистые цеолиты (анальцим, натролит, мезолит, а чаще морденит, клиноптилолит и гейландит, а также десмин – стильбит) умеренно кремнеземистыми Ca цеолитами (ломонтит), далее ассоциацией ломонтит + пренит, далее ассоциацией пренит + пумпеллиит, далее ассоциацией пумпеллиит + актинолит, далее ассоциациями фации зеленых сланцев (ФЗС): эпидот + актинолит... или фации голубых сланцев (ФГС): лавсонит + вайракит, глаукофан... Для очень слабо измененных пород характерен парагенез анальцим + кварц; это парагенез до метаморфический. При более высокой температуре анальцим с кварцем реагируют с образованием альбита; эта реакция граничная для цеолитовой фации (ЦФ). Метаморфиты с ассоциациями кварца с Na и Na-Ca цеолитами представляют низкоТ (~ 120-2200 C) часть ЦФ, метаморфиты с ломонтитом – высокоТ (~ 220-2900 С) часть ЦФ. Более высокоградные метаморфиты отвечают пренит-пумпеллиитовой фации (ППФ). Параметры ЦФ : Т 120-2900, Р – 1-5 кб, т.е. глубины от ~ 3 до 10-15 км; параметры ППФ – Т 270-3400, Р – 1.5-6 кб , т.е. глубины от 5 до ~ 20 км [Philpotts, 1990 и др.]. Метаморфизм происходит при Pобщ ~ Pфлюид = PH2O. Метаморфические флюиды имели повышенный окислительный потенциал. Поэтому интенсивно метаморфизованные базальты практически не магнитны, тогда как плотность метабазальтов мало отличается от плотности протолитов. В то же время, метабазальты инициального метаморфизма ЦФ по магнитной восприимчивости близки к протолиту. Необычайно широкий диапазон устойчивости минеральных ассоциаций ЦФ и ППФ обусловил их очень широкое распространение: они охватывают почти весь объём геосинклинального комплекса и частью орогенный комплекс складчатых областей и низы плитного комплекса платформ. Подавляющее большинство мандельштейнов это метавулканиты ЦФ и ППФ.


Метаморфиты цеолитовой фации (ЦФ) и пренит-пумпеллиитовой фации (ППФ) обычно рассматривают как продукты зеленокаменного "перерождения" ("региональная пропилитизация", "спилитовая фация", "метаграувакковая фация"...) или как продукты глубинного эпигенеза и раннего метагенеза [Косовская, Шутов, 1984].

Для эвгеосинклинальных складчатых областей (каледониды Северного Казахстана и мезозоиды Крыма) доказано, что прогрессивный метаморфизм ЦФ и ППФ – 1) геологически достаточно кратковременный и сопряжен с процессами нагружения – надвигообразования, а не просто погружения; 2) проявлялся неоднократно: в конце океанской (раннегеосинклинальной) cтадии перед внедрением раннеинверсионных трондьемитов, в конце островодужной (главной геосинклинальной) стадии перед внедрением инверсионных тоналитов – гранодиоритов, в середине орогенной стадии (захватывая вулканогенную молассу) [Cпиридонов, 1989]. Минеральные ассоциации регрессивного метаморфизма ППФ и особенно ЦФ и интенсивность их проявления позволяют оценить динамику подъёма и охлаждения глубинных образований [Satherland, 1977].

На платформах прогрессивный метаморфизм ЦФ (редко до ППФ) проявлен в мощных трапповых формациях (Кьюиноу, Сибирская, Деканская, Карру, Патагонская) и в подтрапповых толщах. Причины погружения – 1) истощение промежуточных магматических очагов значительной вертикальной протяжённости (гигантский объём исторгнутой магмы); 2) прогибание участков платформ, нагруженных многокилометровыми толщами платобазальтов и насыщенных интрузивами базитов трапповой формации. Погружение подобное погружению Антарктиды, Гренландии, Балтийского щита под тяжестью льдов.

По типичным минеральным новообразованиям ЦФ можно рассматривать как агатовую, а ППФ как яшмовую [Спиридонов, 2000].

Агаты – слоистые и полосчатые агрегаты макро- и микросферолитовых корок, которые сложены расщеплёнными и часто скрученными нитевидными кристаллами халцедона [Малеев, 1971], c примесью кварца, моганита [Götze et al., 1998], карбонатов, цеолитов, гематита, гётита Fe3+OOH, пирита, cеладонита K(Mg,Fe2+)(Fe3+,Al)[Si4O10](OH)2, лепидокрокита Fe3+OOH... Игольчатые кристаллы бурого и коричневого гётита постоянно сопровождают аметист в центре агатовых жеод. Тонкодисперсные выделения гётита окрашивают халцедон в золотистый цвет. Тонкодисперсные выделения лепидокрокита (рубиновой слюдки) придают халцедону розовато-красноватую (сердоликовую) окраску. Тонкораспыленный гематит окрашивает халцедон в красный цвет. Агаты в вулканитах обычно окружены пленкой монтмориллонита или пластинчатых цеолитов, которые возможно служили микропористым субстратом для роста нитевидных кристаллов халцедона. Структура халцедона близка к структуре α-кварца, в которой часть атомов кислорода в кремнекислородном тетраэдре замещена гидроксилом; в результате структура слегка разрыхляется, появляется дополнительная водородная связь и возможность вхождения в состав минерала некоторого количества молекулярной воды. Нитевидные кристаллы халцедона, как правило, закручены; в основании каждого следующего слоя халцедонового материала обычно развита зона геометрического отбора; и то, и другое – однозначные признаки кристаллизации из растворов в полости (в открытом пространстве) [Григорьев, 1961].


Большинство месторождений агатов находятся в толщах метавулканитов практически любого состава. Агаты выполняют газовые пустоты, а также полости выщелачивания разнообразной формы, в том числе заполняют прожилки и жилы в метавулканитах. Наборы минералов, слагающих агаты и метавулканиты ЦФ, аналогичны. Параметры образования агатов по термометрическим и изотопным данным 120-1900 С [Fallick et al., 1985; Harris, 1989], т.е. отвечают низкоТ субфации ЦФ. Геологически наиболее молодые месторождения агатов в метавулканитах – раннемиоценовые в Мексике [Cross, 1996], одни из древних в метавулканитах рифея Северной Америки [Wolter, 1994], наиболее древние – в метабазальтах раннего протерозоя Северного Приладожья (Карелия). Великолепные агаты находятся в метабазальтах Тимана; метабазальтах и иных метавулканитах ЮЗ Германии [Achate, 1987]. Превосходные агаты найдены в метавулканитах юры, мела и палеогена Армении (“сапфирины” Иджевана, "ковровые" агаты Сарыгюха...). Агаты особо обильны в тех регионах, где метаморфизм цеолитовой фации проходил при повышенной f CO2 [Spiridonov, 1998]. Агаты низкоТ субфации ЦФ содержат заметную примесь мало упорядоченной модификации кремнезёма – моганита. В агатах из более высокоТ участков развития ЦФ моганит не установлен.

При переходе к ломонтит-пренитовой субфации агаты перекристаллизовываются и начинают терять свой нежный рисунок, частично замещены микрокварцитами. В ППФ агаты превращены в микрокварциты и яшмы – метаагаты. Так возник особый тип орских яшм – овальные гнёзда яшм в метабазальтах (диабазах) [Смолин, 1981]. В ФЗС и ФГС агаты и яшмы превращены в кварциты.

Таким образом, наличие агатов и их особенности, которые видны макроскопически, позволяют диагностировать фациальную принадлежность метабазальтов.

Список литературы


Григорьев Д. П. Онтогения минералов. Львов : изд. Львов. ун-та, 1961, 284 c.

Коссовская А. Г., Шутов В. Д. Минеральные индикаторы геотектонических типов регионального эпигенеза и его сопряжение с метаморфизмом на континентах и в океанах //Литология и полез. Ископаемые, 1984, №4. С. 19-34.


Малеев М. Н. Свойства и генезис природных нитевидных кристаллов и их агрегатов. М.: Наука, 1971, 199 с.

Набоко C. И. Закономерности формирования цеолитовых пород в областях разгрузки гидротермальных систем. В кн.: Природные цеолиты. М.: Наука, 1980. С. 38-53.

Нечеухин В. М., Гуревич Л. П. Зеленокаменный метаморфизм и колчеданное оруденение // Тр. Ин-та геологии и геохимии УНЦ АН СССР, 1973, Вып. 102. C. 123-138.

Остащенко Б. А. Метаморфогенное минералообразование на Северном Тимане // Тр. Ин-та геологии Коми филиала АН СССР, 1983, Вып. 40. С. 45-58.

Cмолин А. П. Яшмы Урала. М.: Недра, 1981, 68 с.

Спиридонов Э. М. Метаморфические и метасоматические образования Горного Крыма. В кн.: Геологическое строение Качинского поднятия Горного Крыма. M.: изд. МГУ, 1989, T.2. C. 136-152.

Спиридонов Э. М. Генетические типы месторождений драгоценных и поделочных камней. М.: изд. МГУ, 2000, 61 с.

Спиридонов Э. М., Ладыгин В. М., Степанов В. К. и др. Метавулканиты пренит-пумпеллиитовой и цеолитовой фаций трапповой формации Норильского района Сибирской платформы. М.: изд. МГУ, 2000, 212 с.

Черепанов В. А., Мурина Г. А. Об абсолютном возрасте сибирских траппов и ассоциирующего с ними оруденения (северо-западная часть Сибирской платформы) // Докл. АН СССР, 1966, Т. 169. С. 1106-1109.

Файф В. С., Прайс Н., Томпсон А. Б. Флюиды в земной коре. М.: Мир, 1981, 436 c.

Achat (Das farbige Geheimnis). Idar Oberstein., 1987, 98 p.

Bornhorst Th. J., Paces J. B., Grant N. K. et al. Age of native copper mineralization, Keweenaw Peninsula, Michigan // Econ. Geol., 1988, V. 83. P.619-625.

Cho M., Liou J.G. & Maruyama S. Transition from the zeolite to prehnite-pumpellyite facies in the Karmutsen metabasites, Vancouver Island, British Columbia // J. Petrol., 1986, V. 27. P. 467-494.


Coombs D. S., Ellis A. D., Fyfe W. S. & Taylor A. M. The zeolite facies, with comments on the interpretaition of hydrothermal syntheses // Geochim. Cosmochim. Acta., 1959, V. 17. P. 53-107.

Cross B. L. The agates of northern Mexico. Edina, Minnesota: Burgess Internat. Grup Inc., 1996, 201 p.

Götze J., Nasdaqla L., Kleeberg R. & Wenzel M. Occurence and distribution of moganite in agate/ chalcedony : a combined microRaman, Rietveld, and cathodoluminescence study // Contrib. Mineral. Petrol., 1998, V. 133, №1-2. P. 96-105.

Fallick A .E., Jocelyn J. & Donelly T. Origin of agates in volcanic rocks of Scotland // Nature, 1985, V.313. P. 672-674.

Harris C. Oxygen-isotope zonation of agates from Karoo volcanics of Skeleton Coats, Namibia //Amer. Mineral, 1989, V. 74. P. 476-481.

Liou J. G. Zeolite facies metamorphism of basaltic rocks from the East Taiwan Ophiolite // Amer. Mineral, 1979, V. 64. P. 1-14

Low Grade Metamorphism. Frey M. & Robinson D. (eds.). Oxford: Blackwells Science, 1999, 313 p.

Philpotts A. R. Principles of igneous and metamorphic petrology. New Jersey : Prentice Hall., 1990, 498 p.

Spiridonov E. M. Gemstone deposits of the former Soviet Union // J. Gemmol., 1998, V.26. P. 111-125.

Sutherland F. I. Zeolite minerals in the Jurassic dolerites of Tasmania: their use as possible indicator of burial depth // J. Geol. Soc. Australia, 1977, V. 24. P. 171-178.

White W. S. The Keweenawan lavas of Lake Superior, an example of flood basalts // Amer. J. Sci., 1960, V. 258A. P. 367-374.

Wolter S. F. The Lake Superior agate. Edina, Minnesota: Burgess International Group, 1994.

Zen E-an. Burial metamorphism // Canad. Mineral, 1974, V. 12, № 4. P. 445-455.