Вулканогенно-осадочный литогенез в наземной рифтовой зоне Исландии

Единичные круглые и овальные тела и их скопления. Это наиболее часто встречающиеся биоморфные структуры. Их размер колеблется от 0,51 до 45 мкм. Структуры, размер которых не превышает 1 мкм, имеют чаще правильную шарообразную форму и четкие контуры. Среди них встречаются гантелевидные образования, возможно, свидетельствующие о делении клеток.

Определенным указанием на биогенную природу рассматриваемых структур является их совместное расположение с прекрасно сохранившимися или только частично минерализованными микроорганизмами. На поверхности некоторых круглых и овальных структур видна тонкая, параллельно ориентированная скульптура, а в месте их прикрепления к поверхности палагонита хорошо видны нитеобразные выросты. Многочисленные примеры частичной минерализации определенно биогенных объектов не оставляют сомнения в том, что круглые и овальные тела, в большом количестве встречающиеся на поверхности отдельных зон палагонита, являются минерализованными микроорганизмами.

Круглые уплотнения в пористой структуре палагонита. Палагонит, состоящий из тонкопористого материала (напоминающего губку), включает отдельные, неравномерно распространенные, плотные внутри и с губчатой поверхностью круглые тела. Их максимальный размер не превышает 45 мкм. Значительная часть таких образований имеет 12 мкм в поперечнике. Скопления таких структур неравномерно размещены в открытых полостях

Палочки. Палочки с закругленными концами встречены в слое палагонита на контакте с поверхностью сидеромелана. Палочки прямолинейные, реже слабо изогнутые, иногда с намечающейся перемычкой или соприкасающиеся торцами. Они незначительно выступают над поверхностью палагонита, иногда полностью сливаясь с его поверхностью. Здесь же видны немногочисленные круглые структуры близкого к палочкам размера. Длина палочек от 1,2 до 3,0 мкм, ширина не более 0,6 мкм.

Нити. Одиночные нити и их скопления обнаружены на поверхности отдельных зон палагонита. Ветвящиеся, прихотливо изгибающиеся и загнутые в спираль нити имеют близкий размер поперечного сечения 0,3 мкм. Иногда минерализованные нити бывают значительно толще до 1,2 мкм. Желобок, протягивающийся вдоль средней части нити, указывает на трубчатый характер этой структуры. Наличие внутреннего канала было видно на изломе минерализованной прямолинейной нити.

Пленки. Характерным структурным элементом палагонитизированного сидеромеланового стекла в зоне выветривания являются тонкие пленки, закрывающие сплошным “покрывалом” все структурные элементы на поверхности палагонита. Пленка плотно прилегает к выпуклым частям, обволакивает их и свободно “висит” над понижениями микрорельефа и трещинками в слое палагонита. При большом увеличении на поверхности пленки видны мельчайшие круглые отверстия диаметром 0,30,5 мкм. По краям крупных отверстий и на участках, соединяющих отдельные выступающие элементы рельефа, на пленке можно было видеть тончайшую микрогофрировку.

Наноструктурные элементы палагонита

В палагоните при больших увеличениях на всех биоморфных образованиях видны одиночные и скопления круглых комочков. Комочки и их скопления развиты в основном на внешней по отношению к изменяющемуся стеклу зональной поверхности палагонита. Распространены они неравномерно. Размер одиночных, самых мелких комочков не более 0,1 мкм. Скопления слившихся комочков образуют пятна разной величины (до 12 и более микрон). Иногда комочки близкого размера соединены и образуют цепочки. Среди хаотично расположенных наноструктур встречаются короткие (состоящие только из 56 комочков) и длинные (до 1 мкм) цепочки из комочков. Важно подчеркнуть, что рассматриваемые нанообразования встречены на поверхности биоморфных структур разной степени минерализации. На поверхности минерализованных микроорганизмов хорошей сохранности обычно располагаются единичные комочки, реже они слагают тонкий сплошной слой. Генезис рассматриваемых наноструктур в настоящий момент, из-за отсутствия возможности изучить их при больших увеличениях, остается проблематичным. Можно лишь предполагать, что это биохемогенные образования, возможно, минерализованные нанобактерии [Folk, Lynch, 1997].

Возможные причины возникновения зональной структуры палагонита. В настоящее время можно определенно говорить об участии микробиоты (бактерий, грибов, водорослей) при разрушении базальтового стекла в почвенном горизонте и в зоне выветривания на поверхности гиалокластитовых толщ, лишённых растительности. Установлено, что зональное строение палагонита хорошо выражено там, где встречено наибольшее количество биоморфных структур. Основываясь на этом, предполагается, что зональность палагонита формировалась в результате неравномерного микробиального воздействия на процесс разрушения стекла. Возможно, появление зональности в структуре палагонита связано с периодическими, сезонными изменениями температуры и увлажнения на поверхности земли. Определенную роль в жизнедеятельности микроорганизмов, участвующих в образовании палагонита могло играть чередование периодов разной длительности солнечного освещения (результат сезонного ритма фотосинтеза). Известно также, что бактерии являются очень чувствительным индикатором потоков флюидов и/или газа [Cragg et al., 1995]. Появление этих потоков или изменение их состава могло привести к увеличению или уменьшению бактериальной популяции, повлиять на ее активность и как следствие этого увеличение или уменьшение скорости процесса преобразования сидеромелана и замещения его палагонитом. Это может быть одной из возможных причин возникновения зональной структуры палагонита.

Эндогенное влияние на бактериальную активность и образование зонального палагонита в гиалокластитах, разбитых многочисленными разрывными нарушениями, в рассматриваемом случае представляется вполне вероятным, если учесть, что анализировавшиеся образцы отобраны в современной зоне рифтогенеза, отличающейся активной вулканической деятельностью и дегазацией из недр земли. Среди ряда возможных причин возникновения зонального палагонита в низкотемпературных условиях зоны выветривания наиболее интересной, требующей дальнейшего исследования, является связь интенсивности микробиологических процессов с поступлением газообразных углеводородов из недр Земли.

7. Гидротермальное изменение пород в рифтовой системе

Структурно-тектоническое положение Исландии на простирании Срединно-Атлантического хребта и особенности ее геологического строения предоставляют уникальную возможность изучать основные особенности гидротермального процесса, происходившего и продолжающегося в настоящее время в наземной рифтовой зоне. Здесь исследовалось влияние гидротермальной активности на поверхности земли (сольфатарные поля) и изменения мощных толщ наземных базальтоидов пресными гидротермами, а на полуострове Рейкьянес с участием морской воды.

Результаты этих исследований могут быть использованы в качестве сравнительного материала при рассмотрении аналогичных процессов в рифтах и рифтовых бассейнах на континентах в магматическом фундаменте, а также в древних отложениях вулканогенно-осадочного чехла.

Гидротермальное изменение гиалокластитов на поверхности земли

Специфика гидротермального процесса на поверхности земли состоит в том, что на сольфатарных и фумарольных площадках взаимоотношение нагретой воды и пара с породой происходит при очень медленном и незначительном по объему латеральном перемещении жидкой фазы. Здесь отсутствует промывной режим, характерный для подземных вод. На фумарольных площадках преобразование пород осуществляется под воздействием высокой температуры и поднимающихся к поверхности земли пара и газов. На участках с высоким стоянием грунтовых вод сольфатарная и фумарольная активность могут охватывать значительную по размерам площадь.

Условия образования и состав гидротермально измененных гиалокластитов в зоне выхода на поверхность высокотемпературных пресных вод изучались на ряде геотермальных полей (Крабла, Тейстарейкир, Наумафьядл, Хверагерди (Хенгидль). Анализ минерального состава и петрографических особенностей гиалокластитов изменённых на поверхности земли в геотермальной зоне Рейкьянес с участием морской воды показал, что они принципиально не отличаются от тех, которые располагаются в других высокотемпературных геотермальных зонах, питающихся пресной водой.

Анализ химического состава, содержания и распределения петрогенных и малых элементов в измененных гиалокластитах на сольфатарных полях и осадочных породах и исследование микроструктурных особенностей этих пород дает основание считать, что наблюдающиеся здесь вариации содержания As, Se, Sb, Br, I, Au, Ag и ряда других малых элементов могут быть связаны с их локальной аккумуляцией в процессе бактериальной деятельности.

Среди глинистых образований часто встречаются морфологически разнообразные биоморфноподобные структуры. По форме и небольшому размеру (1,5 x 4,5 мкм) они идентифицируются как минерализованные бактериальные палочки. В осадочных отложениях на поверхности и в порах минерализованной растительной органики сохранились образования по размеру (0,52,5 мкм) и морфологии сходные с кокоидными бактериями. Остатки минерализованных кокоидных бактерий (5,05,5 мкм) были обнаружены на поверхности фрагмента частично растворенного вулканического стекла. В составе биоморфных структур (шариках), располагающихся в порах окремневшей растительной органики, помимо кремнезема (3036%) были зафиксированы Al, Fe, а также иногда Mg, Ti и углерод (7.74%). В минерализованных бактериальных палочках, среди прочих элементов установлено присутствие серебра (~ 1.7%). В некоторых шариках с высоким содержанием железа, обнаружен углерод и фиксируется серебро.

Много серебра в ассоциации с серой определено в глинистой массе в зоне скопления минерализованных биоморфных структур, напоминающих кокоидные бактерии. Здесь в гидротермально изменённых гиалокластитах найдены друзы микрокристаллов октаэдрического и ромбоэдрического облика, содержащие серебро (4175%) и серу (7-10%). По элементному составу кристаллы близки к аргентиту. Они находятся в тесном срастании с глинистыми чешуйками и кристаллами серы.

Связь аккумуляции в породе серебра и серы с микробиологической активностью подтверждается данными микроанализа, выполненного на скоплении минерализованных бактерий (палочки, гантели) в глинистой массе пролювиальных отложений сольфатарного поля Тейстарейкир (Ag 22-38%, S 4-5%). Почти во всех случаях локальной аккумуляции серебра, как в глинистой массе, так и в скоплениях минерализованных бактерий, фиксируется присутствие углерода (38%). Это рассматривается как определенное подтверждение проявления микробиологической активности в процессе формирования биоморфноподобных образований и участия микробиоты при локальной аккумуляции серебра. При определении элементного состава минерализованных бактерий установлено, что главными компонентами здесь являются серебро, сера и углерод. Кремнезём, Al, Fe и Mg присутствуют в небольшом количестве и свидетельствуют, вероятно, о возможном присутствии на анализировавшемся участке смектита.

Обогащение малыми элементами (Au, As, Se, Sb) гидротермально измененных глинистых осадочных отложений голоцена было установлено на современной геотермальной площади в юго-западной части рифтовой зоны Исландии и связывается с метаболической активностью бактерий и грибов [Гептнер и др., 2006].

Гидротермальное преобразование вулканогенных и вулканогенно-осадочных отложений. Основные особенности распределения вторичных минералов на современных высоко- и низкотемпературных полях установлены по результатам бурения на достаточно большую глубину с температурами превышающими 250°С и подробно освещены в литературе. Проницаемость пород на разбуренных участках высокотемпературных гидротермальных зон варьирует в широких пределах. Наибольшая проницаемость наблюдается в зоне распространения системы субвертикальных разрывов.

В низкотемпературной области уровни минерализации установлены и хорошо выделяется по смене цеолитов (см. таблицу). Шабазит доминирует в слабо прогретых и наименее изменённых породах. Здесь же встречаются опал, кальцит, а из цеолитов левин. Для следующей, при повышении температуры, цеолитовой зоны характерными являются мезолит и сколецит. Иногда эта зона совмещается с третьей, стильбитовой зоной. Четвертая зона всегда хорошо выражена, отличается большой мощностью, располагаясь в основании цеолитовых зон. Доминирующим цеолитом здесь является ломонтит. Совместно с ним иногда встречается стильбит и может присутствовать анальцим. Среди кремнистых минералов в низкотемпературной области изменения большую роль опал играет, замещаясь на глубинах порядка 1000 м кварцем. Предполагается, что только при температуре выше 120°С кварц становится доминирующим кремнистым минералом. В составе глинистых минералов в верхней относительно слабо прогретой части разреза преобладают триоктаэдрические, железистые смектиты, которые с глубиной и повышением температуры сменяются сначала смешанослойным смектит-хлоритовым комплексом, а затем хлоритами. В некоторых районах в зоне широкого распространения смектитов встречается селадонит.

Схема регионального гидротермального изменения и распределения вторичных минералов в платобазальтах Исландии Составлена Х. Кристманнсдохтир, с дополнениями А.Р. Гептнера

Высокотемпературные зоны гидротермального преобразования

Породы, измененные в высокотемпературной зоне, известны в районах активной вулканической деятельности и для многих из них устанавливается связь с роями разрывных нарушений, с кальдерами и крупными вулканическими центрами, включающими средние и кислые вулканиты. Для этих районов характерно большое количество даек и других малых интрузий, остывающих на верхних уровнях земной коры.

На поверхности земли зоны высокотемпературного преобразования вскрываются в разрезах эродированных вулканов. В ядрах таких построек развита зона пропилитизации, окаймлённая по периферии полосой интенсивной кальцитизации. Эпидот наиболее характерный минерал этой зоны. Он обычно заполняет полностью или частично газовые полости в лавах, образует каёмки на стенках пустот, позднее заполненных кальцитом. Характерно распространение эпидота и пластинчатых выделений кальцита по узким вертикально ориентированным зонам трещиноватости в толще вулканитов. Здесь же регистрируется гранат, однако его формирование может быть связано с проявлением контактового метаморфизма при внедрении даек [Гептнер, Петрова, 1988]. Внешняя граница высокотемпературной зоны проводится на уровне исчезновения эпидота и появления минеральной ассоциации, включающей кальцит, ломонтит и комплекс других цеолитов.

Преобразование пород в высокотемпературной зоне гидротермального изменения рассматривается на примере вулкана Крабла в северном и геотермальной зоны Рейкьянес в юго-западном секторах современной рифтовой зоны.

Высокотемпературная зона вулкана Крабла располагается в пределах крупной кальдеры центрального вулкана Крабла, пересекающейся активным трещинным роем (Armannsson et al, 1987). Геотермальные проявления на поверхности занимают площадь около 15 км². На глубине 2 км встречены породы с температурой 350С. Предполагается, что магматическая камера в районе корней кальдеры располагается на глубине 38 км.

Изученный по скважинам разрез состоит из двух основных частей: верхняя его половина мощностью 5001000 м сложена переслаиванием лав и гиалокластитов, а нижняя интрузивными породами. В верхней половине - это в основном базальты, реже кислые породы (гранофир), а в нижней части разреза вскрыты габбро. Субпараллельно ориентированные границы зон вторичной минерализации, вскрытые в скважинах на разных уровнях, секут стратифицированные, горизонтально залегающие толщи базальтов и гиалокластитов. Сопоставляя зафиксированные в скважинах температуры и минеральные ассоциации видно, что зоны вторичной минерализации не всегда соответствуют распространению современных температур. В пределах активно живущего роя трещин проницаемость пород и пути миграции горячих вод меняются достаточно быстро. С этим связано сосуществование минералов, формирующихся в разных температурных зонах.

Геотермальная зона Рейкьянес, преобразование пород нагретыми морскими рассолами. Здесь скважины вскрыли разрез, верхние 1000 м которого состоят в основном из гиалокластитов, а лавы составляют только одну треть. В нижней части разреза лавы составляют 80% разреза. Здесь установлена сходная с другими районами Исландии вертикальная зональность гидротермального метаморфизма [Tomason, Kristmannsdottir, 1972]. Сверху вниз по разрезу выделены следующие зоны изменения: (1) смектит-цеолит-кальцитовая; (2) смешанослойных минералов и (3) хлорит-эпидотовая. Эти зоны не всегда устанавливаются чётко, минералы, типичные для высокотемпературной зоны, встречены в верхней низкотемпературной смектит-цеолит-кальцитовой зоне. Основными компонентами (по степени распространения и интенсивности развития) гидротермально изменённых пород на разбуренной территории являются глинистые минералы. Содержание их в вулканокластитах и вулканогенно-осадочных породах достигает 7090%, а в лавах 3040%. Главными представителями слоистых силикатов являются смектит, хлорит и смешанослойные минералы хлорит-смектитового состава. Смектиты располагаются в самой верхней части разреза, в породах с температурой ниже 200°С. В нижней, наиболее сильно прогретой части разреза преобладают хлориты. Промежуточная зона неупорядоченно смешанослойных смектит-хлоритовых минералов приурочена к горизонтам с температурами 200270°С. Помимо глинистых минералов в рассматриваемом разрезе установлены: ангидрит, цеолиты, опал, кварц, кальцит, пренит, эпидот, альбит, калиевый полевой шпат, пирит, гидроксиды железа, амфиболы, сфен [Гептнер и др., 1987, Tomason, Kristmannsdottir, 1972]. Зона распространения цеолитов в зависимости от температуры прогрева в разных скважинах располагается на различной глубине, на уровне 230°С цеолиты исчезают. Цеолиты представлены морденитом, стильбитом, мезолитом, анальцимом. Опал и халцедон встречаются в самых верхних частях разреза и ниже замещаются кварцем, который распространяется до самых глубоких (до 1750 м) уровней, пройденных скважинами. Температура опал-кварцевой границы располагается около 100°С. Кальцит отмечен во всех изменённых породах, максимальное количество его приурочено к верхним 500700 м разреза.

Пренит впервые появляется в зоне промежуточной от цеолитовой к эпидотовой и встречается до максимальных разбуренных глубин. Распределение эпидота контролируется температурой, а на его рост влияет проницаемость пород. Начальная стадия альбитизации плагиоклаза встречена на различных уровнях разреза. Постоянными компонентами изменённых пород являются пирит и гидроксиды железа

Преобразование базальтов и гиалокластитов п-ова Рейкьянес происходило в результате многократного промывания погружающихся толщ нагретыми морскими водами. Широкое развитие в гиалокластитах метасоматических и синтезированных из раствора минералов указывает на активное перераспределение основных петрогенных компонентов в процессе гидротермального преобразования пород. Слабо подвижным в хлорит-эпидотовой зоне изменения остаётся титан. Здесь этот элемент обнаружен в составе сфена, концентрирующегося в межзерновом и поровом пространстве гиалокластитов, а количество титана по породе в целом совпадает с данными для свежих базальтов. В зоне более низких температур большая часть выделений сфена не выходит за пределы фрагментов изменённого стекла.

Низкотемпературные зоны гидротермального преобразования

Цеолиты в базальтах Исландии развиты чрезвычайно широко. Это один из главных и характерных компонентов низкотемпературной зоны регионального гидротермального изменения, охватывающий мощные толщи пород разного возраста. В базальтовых толщах наиболее широко распространены кальциевые и кальций-натриевые цеолиты (шабазит, томсонит, мезолит, сколецит, стильбит, гейландит, ломонтит). Часто встречаются натриевые типы цеолитов (анальцим, натролит), реже содержащие калий (филлипсит). Зональность в измененных породах, выявлена при изучении распространения цеолитов в мощных разрезах плиоцен-миоценовых базальтовых толщ (Kristmannsdottir, 1975, Saemundsson et al., 1980, Mehegan et al., 1982 и др.). Смена в разрезе одной ассоциации цеолитов другой объясняется изменением геотермического градиента при погружении мощных толщ платобазальтов. Приблизительные температурные интервалы формирования различных типов цеолитов установлены на основе сопоставления с современными температурными интервалами гидротермальной деятельности (см. таблицу).

По данным, полученным при бурении в Рейдарфьорде (платобазальты Восточной Исландии) ниже уровня моря в верхних 500 м вскрытого разреза в цеолитовой ассоциации установлены: ломонтит, гейландит, эпистильбит, стильбит, морденит и вайракит. Хлорит, встреченный в этой части разреза, располагается в виде каёмок на стенках газовых полостей. В тех случаях, когда в составе гидротермальной ассоциации присутствует селадонит, структурные взаимоотношения свидетельствует о его формировании раньше хлорита, кварца и кальцита (вероятно, почти одновременно с смектитами). Ломонтит, постоянный компонент ассоциации вторичных минералов в толще базальтов, появляется с глубины 100 м ниже уровня моря, был прослежен до основания скважины (1900 м). Ниже уровня 1200 м содержание ломонтита в изменённых лавах снижается. Здесь он встречается в составе высокотемпературной ассоциации, включающей хлорит, кварц, кальцит, эпидот пренит, ангидрит и гарнет.

В районе Эйьяфьордура (платобазальты Северной Исландии) по естественным разрезам и глубоким скважинам вскрыта 3,5 км толща наземных лав базальтов, включающих маломощные горизонты тефры и осадков. Самые верхние части базальтовой толщи здесь остаются неизменёнными, без вторичных минералов. Почти в километровой толще базальтов сверху вниз установлены шабазит-томсонитовая и мезолит-сколецитовая зоны цеолитизации, сменяющиеся вниз ломонтитовой зоной [Palmason et al., 1979].

Совместно с цеолитовой ассоциацией в полостях и трещинах разного размера встречаются смектиты, селадонит, кремнистые минералы (опал, халцедон, реже кварц) и кальцит. На уровне цеолитовой ассоциации в породах с наиболее густой системой трещин, в трещинно-дайковых роях, локально распространён кварц-селадонит-кальцитовый комплекс. Выделения селадонита по сравнению с смектитовой минерализацией на разных участках занимают более ранние или более поздние позиции.

В верхней части ломонтитовой зоны, вскрытой глубокими скважина, селадонит встречается совместно с хлоритом, кварцем, эпистильбитом и ломонтитом. Формирование каёмок селадонита, выстилающих стенки газовых полостей, указывает на раннюю стадию их образования по сравнению с более поздней минеральной ассоциацией, упомянутой выше. Совместное нахождение в мощных толщах миоценовых платобазальтов гидротермальных минералов, представляющих разные температурные зоны, позволяет говорить о полицикличном изменении медленно погружающихся толщ.

По способу образования среди вторичных компонентов смектит-цеолитовой зоны различаются метасоматические минералы и минералы, синтезированные из растворов или образовавшиеся при раскристаллизации гелей. Минералы, выпавшие из раствора, располагаются в газовых полостях лав, в трещинках, в межзерновом пространстве вулканокластики и вулканотерригенных пород. Характерны чёткие контакты трещинной минерализации с вмещающей породой и отсутствие или слабое изменение первичных компонентов вмещающих пород. В смектит-цеолитовой зоне первичный состав основных компонентов вулканитов за исключением стекла, оливина и частично плагиоклазов изменён слабо. Стекло в гиалокластитах замещено палагонитом и слоистыми силикатами, по оливину развиты смектиты, в плагиоклазах в основном по трещинкам сформировались опал, цеолиты, кальцит и смектиты, а пироксены не имеют признаков изменения.

Существует предположение, что на состав образующихся цеолитов большое влияние оказывают вмещающие породы (Walker, 1960). Образование высококремнистых цеолитов связывается преимущественно с преобразованием безоливиновых толеитов, а высокоалюминиевых с изменением оливиновых базальтов, отличающихся пониженным содержанием кремнезема. Эта точка зрения не допускает возможность значительной миграции петрогенных элементов с нагретыми подземными водами и предполагает в целом изохимический способ гидротермального изменения базальтов.

Исследование, выполненное автором, указывает на возможность иного варианта формирования региональной цеолитовой минерализации, учитывающего миграцию ряда петрогенных элементов с подземными водами. К такому решению позволило придти рассмотрение положения цеолитовой минерализации, образующей в платобазальтах субгоризонтально расположенные стратиформные зоны. Эти зоны являются секущими по отношению к более ранней региональной смектит-селадонитовой зоне, располагающейся согласно с напластованием лав. Смектит-селадонитовую и цеолитовую зоны пересекает наложенная по трещинно-дайковым роям зона высокотемпературной кремнистой минерализации.

Подробнее соотношение образования зон гидротермальной минерализации и разрывных нарушений рассматривается ниже.

8. Тектонический контроль формирования минеральных концентраций

При детальных полевых и лабораторных исследованиях было установить, что интенсивность проявлений и распространение гидротермальной деятельности в зоне рифтогенеза контролируется тектономагматической активностью, в составе которой существенную роль играют процессы формирования разрывных нарушений и протяженных зон проницаемости в трещинно-дайковых роях. Разрывы, протяженные зоны трещиноватости (трещинные рои) и дайки (дайковые рои), характерные элементы структуры Исландии, широко распространены в толще миоцен-плиоценовых платобазальтов и в плейстоценовых вулканогенных отложениях современной рифтовой зоны. Распространение и развитие этих структурных элементов определяет направление и характер движения подземных вод, локализацию, интенсивность и некоторые особенности гидротермальной минерализации.

Прерывистое формирование разрывных нарушений

Разрывы, трещины разного масштаба и парагенетически связанные с ними дайки, изучались в зоне современного рифтогенеза и за пределами этой зоны в плиоцен-миоценовых платобазальтах. Анализ распространения и морфологии разрывов и трещин, а также даек, входящих в состав трещинно-дайковых роёв и их взаимоотношения с вмещающими породами показал, что процесс растяжения, приводящий к формированию этих нарушений, имеет непрерывно-прерывистый характер.

Взаимоотношение даек и вмещающей породы определенно указывает на более раннее по сравнению со временем внедрения расплава формирование брекчий в зоне разлома. Зоны приразломных брекчий особенно часто наблюдаются там, где происходило смещение крупных блоков пород, а в зону брекчирования последовательно внедрилось несколько даек. Дайки, внедрившиеся раньше, испытали сильный стресс и несут следы рассланцевания и брекчирования.

Последовательное прерывистое внедрение расплава в зону растяжения может быть продемонстрировано на примере строения дайкового роя, рассекающего платобазальты в Эйьяфьорде (Северная Исландия). Здесь изучена серия мощных даек сложного строения. Максимальная наблюдавшаяся мощность одной дайки составляет 30 м. Дайки состоят из серии плотно прилегающих пластин разной мощности. Зоны закалки у пластин, составляющих одну мощную дайку, расположены симметрично только с внешней стороны пластины. В центральной части даек иногда видна маломощная зона дробления или порода вмещающих базальтов. Дайки такого типа известны в разных районах распространения миоцен-плиоценовых платобазальтов и могут рассматриваться как свидетельство процесса растяжения и последовательного внедрения расплава в одну дискретно расширяющуюся зону разрыва. Субпараллельные пластины в теле дайки возникли за один период последовательного внедрения расплава в результате разрыва еще пластичной центральной части дайки и внедрения новой порции магмы. Многократное повторение этого процесса привело к формированию сложно построенных даек. Периодичность внедрения магмы (несколько сот дней) сопоставляется с данными о скорости продвижения магмы и процесса растяжения во время современного рифтинга на севере Исландии в районе кальдеры вулкана Крабла [Guрmundsson, 1984].

Элементы последовательного формирования расширяющегося разрыва или трещины не всегда удаётся выявить в породах, не содержащих гидротермальной минерализации. Тончайшие детали, свидетельствующие о дискретном расширении трещин и прерывистом характере их заполнения минералами, можно зафиксировать в породах, испытавших гидротермальную минерализацию.

Региональная гидротермальная активность

Высокотемпературные проявления приурочены к областям рифтогенеза и активного вулканизма. Поля низкотемпературных гидротермальных проявлений в настоящее время известны во многих районах, сложенных плейстоценовыми, плиоценовыми и миоценовыми породами. В зоне трещинно-дайковых роёв на низкотемпературную зону накладывается локальная высокотемпературная минерализация. Это предопределяет возможность существования пород, в которых сочетаются и замещают друг друга продукты гидротермального изменения разной интенсивности и времени проявления.

В низкотемпературной смектит-цеолитовой зоне установлен ряд вариантов последовательности заполнения открытых полостей и трещин в зависимости от интенсивности и длительности поступления в зону минералообразования подземных вод. Ассоциация, состоящая из смектитов, селадонита, цеолитов, кремнистых минералов и кальцита, характеризует минералообразование при миграции подземных вод по относительно длительно существовавшей системе трещин. Значительно чаще гидротермально изменённые базальты в жилах содержат только слоистые силикаты и цеолиты или цеолиты, кальцит и в подчинённом количестве кремнистые минералы. Нередко одна система трещин заполнена только слоистыми силикатами или цеолитами, а рядом другая содержит кремнистые минералы или кальцит. Поликомпонентный состав минералов, заполняющих трещины, вероятно, свидетельствует о смене состава раствора в процессе формирования жильной минерализации. Мономинеральный состав в пределах одной системы трещин предполагает одноактное осаждение из раствора вторичных минералов.

Стратиформные зоны вторичной минерализации

Влияние разрывов и трещин на процесс формирования и размещения вторичных минералов в региональном масштабе может быть продемонстрировано при рассмотрении зон стратиформной минерализации. Эти зоны широко распространены в толще платобазальтов плиоцен-миоценового возраста. В одних случаях они располагаются согласно с напластованием пород, в других секут толщи моноклинально залегающих платобазальтов.

Формирование стратиформно залегающих зон минерализации первого типа происходило при латеральной циркуляции нагретых подземных вод и постепенном погружении пород в зону более высоких температур. В толщах платобазальтов циркуляция подземных вод осуществлялась главным образом по границам раздела лавовых пластов шлаковые и агломератовые зоны или по пористым прослоям тефры, гиалокластики и вулканотерригенных пород. Особенно отчетливо стратиформное расположение зон гидротермальной минерализации видно при анализе распространения слоистых силикатов и цеолитов.

При картировании зон гидротермальной минерализации в толщах моноклинально залегающих платобазальтов (Восточная Исландия, Брейддалур) установлено, что смектит-селадонитовый комплекс образует протяженные зоны (от нескольких десятков до 100 м мощности), располагающиеся согласно с напластованием лав. Здесь же стратиформно располагающиеся зоны цеолитов секут моноклиналь платобазальтов и зону смектит-селадонитовой минерализации.

Сопоставление условий распространения смектит-селадонитового и цеолитового комплексов указывает на то, что формирование глинистых минералов происходило до формирования моноклинального залегания платобазальтов и отделено от цеолитовой стратиформной минерализации значительным периодом времени.

Дискретный характер формирования вторичных минералов особенно четко выявляется при изучении полосчатых, параллельно-слоистых образований. Параллельно-слоистые, горизонтально ориентированные выделения цеолитов и глинисто-цеолитовых агрегатов широко развиты и прослежены на многие километры в южном секторе рифтовой зоны в голоценовом абразионном обрыве, сложенном подушечными лавами и гиалокластитами. На стенках порового пространства гиалокластитов кристаллы цеолитов располагаются тонким слоем (0,5-1 мм), в который упираются, горизонтально ориентированные параллельные “слойки” глинисто-цеолитовых образований. Мощность этих слойков и свободного пространства между ними варьирует в широких пределах, от долей миллиметра до 1-2 см. В крупных полостях отчетливо видна плоская поверхность кровли и подошвы “слойков”.

При исследовании на сканирующем электронном микроскопе установлено, что нижние части слойков состоят из хаотично ориентированных крупных кристаллов цеолитов, вверх сменяющихся более мелкими. Все кристаллы цеолитов покрыты пленкой глинистых минералов, иногда с отчётливо выраженной микроглобулярной структурой. Некоторые кристаллы цеолитов с поверхности частично разрушены. В поровом пространстве между кристаллами цеолитов глинистое вещество образует систему параллельно ориентированных горизонтально расположенных “перемычек” Цеолиты крустификационных выделений на стенках порового пространства и в составе параллельно слоистых образований (“слойков”) состоят из шабазита. Глинистые минералы, слагающие пленки на поверхности кристаллов цеолитов и участвующие в строении параллельно ориентированных “перемычек”, также как микроглобулярные выделения в поровом пространстве гиалокластитов по качественному составу (данные микрозондирования) сходны и, видимо, могут отождествляться со смектитами

Параллельно-слоистые и концентрические кремнистые образования (ониксы) в крупных открытых полостях базальтов известны во многих районах Исландии. Чаще всего они встречаются по периферии центральных вулканов, содержащих кислые субвулканические тела, а также в трещинно-дайковых роях, пространственно связанных с вулканическими аппаратами центрального типа, включающих субвулканические интрузии дацитов и риолитов [Гептнер и др., 2004 ].

Строго говоря, "в чистом виде" параллельно-слоистые кремнистые образования не были встречены. Всегда наряду с доминирующим параллельно-слоистым типом выделения кремнезема были видны слойки, слагающие концентрическую зональность, независимо от того заполнена полость была полностью или верхняя ее часть осталась свободной. Для выяснения генезиса ониксов важной структурной особенностью является наличие горизонтально ориентированных параллельно-слоистых выделений кремнезема в полостях с неровным дном и с нависающими карнизами. Здесь на разных уровнях прослеживаются слои равной мощности даже тогда, когда они формировались под нависающим карнизом полости.

Текстурный рисунок слоистых кремнистых выделений исследовался в шлифах в проходящем (с анализатором) или отраженном свете. В проходящем свете хорошо видны основные текстурные детали современного состояния кремнистого материала, а при включении анализатора проявляется картина его перекристаллизации. В отраженном свете виден первичный рисунок постепенного накопления кремневого геля с многочисленными деталями пористости, глобулярной текстуры, корочек нарастания. При перекристаллизации большая часть таких тонких текстурных признаков, свидетелей последовательного накопления кремневого геля, оказывается скрытой, замаскированной при перекристаллизации различными структурными типами халцедона. Ряд слойков малой мощности часто объединяется одним структурными типом халцедона.

В строении исследованных ониксов отчетливо выделяется две зоны: концентрических и параллельно-слоистых выделений кремнезема. Зона с концентрической текстурой состоит из опала и халцедона, а параллельно-слоистая часть оникса - из опала, халцедона и кварца. В концентрическом слое многие сфероиды халцедона осаждались на вытянутых пальцеобразных структурах, сложенных опалом (это могли быть мембранные трубки или биохемогенные образования ?). Структура сфероидов свидетельствует об их исходно халцедоновом составе. Напротив, в параллельно-слоистой части в отраженном свете четко видно глобулярное строение первичного кремнистого материала даже там, где он сейчас представлен микрозернистым кварцем. Это указывает на исходный гелевый характер кремнистого вещества в ониксах. Притыкание параллельно-слоистой опал-халцедон-кварцевой части оникса к концентрическому слою халцедоновых сфероидов рассматривается как определенное указание на существование перерыва после формирования последних и изменение условий при накоплении параллельно-слоистых порций кремнезема. О прерывистом характере накопления отдельных слоев кремнезема свидетельствует присутствие на их поверхности почкообразных скоплений слоистых силикатов смектит-селадонитового состава или хорошо образованных кристаллов кальцита, последовательно перекрывающихся несколькими слоями кремнезема.

Жильная минерализация

В платобазальтах в пределах трещинно-дайковых роев помимо смектит-цеолитового комплекса широко распространены относительно высокотемпературные кремнистые минералы, которые, судя по структурным взаимоотношениям, являются более поздними, наложенными на горизонтально расположенные зоны цеолитизации. Минеральные образования газовых полостей включают (в порядке образования): селадонит, смектиты, цеолиты, кварц (иногда халцедон) и кальцит. Слоистые силикаты располагаются в виде каемок разной толщины на стенках полостей. Кальцит обычно заполняет пространство, оставшееся свободным между кристаллами цеолитов и кварца.

В секущих жилах селадонит встречается редко, смектиты образуют в них тонкие каемки, а главную роль играют цеолиты и кварц и/или халцедон. В некоторых трещинках, заполненных цеолитами и кварцем, глинистые минералы отсутствуют. В открытых трещинах выделения цеолитов образуют натёчные образования. В разрывах, по которым происходило смещение, иногда можно видеть, что тектонические подвижки происходили одновременно с образованием вторичных минералов и после него.

Минерализация зон брекчирования в дискретно расширяющихся трещинах. Характерные черты минерализации зон брекчирования выявлены при изучении базальтов в шлифах. Зоны дробления первоначально были заполнены смектитами. Вытянутые пальцеобразные и почкообразные скопления смектитов, ориентированные перпендикулярно к поверхности стенок, указывают на то, что формировались они в полости открытых трещин, цементируя многочисленные остроугольные обломки вмещающей породы. При последующем расширении зоны разрыва и образовании новых оперяющих трещин состав минералообразующего раствора изменился, осаждались только цеолиты. Мельчайшие жилки цеолитов секут зоны дробления и ранее образованные скопления смектитов.

Прерывистый характер формирования гидротермальных минералов отчетливо виден при анализе соотношения поровой и трещинной минерализации. Рассмотрим конкретный пример. В зоне системы трещин газовые полости в лавах частично или полностью заполнены агрегатом слоистых силикатов (смектитов и селадонита) c четко выраженной концентрической зональностью. Во внутренней части газовых полостей это смектиты темно-коричневого цвета, а во внешней, прилегающей к базальту, располагается тонкая каёмка ярко-зелёного цвета селадонита. На стенках крупной трещины (жилки), рассекающей некоторые газовые полости, располагается тонкая пленка слоистых силикатов светло-желто-зелёного цвета (смектиты?). На поверхности этой пленки видна крустификационная кайма кристаллов цеолита (шабазит?). Центральная часть жилки заполнена аморфным кремнистым веществом (опал), с характерной сетью тонких трещинок дегидратации. Контакты между опалом и цеолитами четкие. Тонкие жилки, оперяющие крупную жилку, образовавшиеся позднее, заполнены только опалом. Слоистые силикаты на стенках трещины, цеолиты и опал, заполняющие жилку, пересекают контур концентрически зональных смектитов и селадонита на стенках газовых полостей. Подобное соотношение указывает на разновремённость заполнения вторичными минералами газовых полостей и секущих их трещин.

Особенности распространения гидротермальной минерализации и характер выделения и взаимоотношения минеральных компонентов с вмещающими породами и друг с другом в значительной степени являются следствием режима растяжения, образования разрывов, трещин, внедрения даек важнейших факторов формирования зоны рифтогенеза. В рифтовой структуре зоны трещиноватости постоянно обновляются и формируются новые пути миграции подземных вод. Возобновляемые системы трещиноватости обеспечивают высокую миграционную способность подземных вод в зоне гидротермального преобразования пород, замещение одних минеральных компонентов другими. Сочетание в толще платобазальтов разных по составу и времени образования минеральных компонентов происходило на фоне длительно существовавшей в зоне разрывов и трещин гидротермальной системы. Выявленные зоны гидротермальной минерализации только в самом общем виде соответствуют современной картине распространения температур в толще базальтоидов. В пределах активно живущего роя трещин проницаемость пород и пути миграции горячих вод меняются достаточно быстро, поэтому температуры современного прогрева пород и образовавшееся ранее зональное распространение минералов могут полностью не совпадать. С этим связано наложение друг на друга разных по составу и времени образования гидротермальных минералов, возникших при разных температурных обстановках.

Последовательное формирование гидротермальных минералов.

Выше уже говорилось, что по способу образования среди новообразованных минералов в пределах относительно низкотемпературной смектит-цеолитовой зоны следует различать метасоматические минералы и минералы, синтезированные из растворов или образовавшиеся при раскристаллизации гелей. Особый интерес представляют минералы, осаждавшиеся из раствора или образовавшиеся при раскристаллизации геля. Выделения слоистых силикатов, цеолитов и кремнистых минералов, слагающих в макроскопических и микроскопических полостях серии горизонтально ориентированных слойков, указывают на седиментационный характер их образования.

Рис. 2. Модель формирования зональных выделений слоистых силикатов разного состава (и цвета) в пределах развивающейся трещинной системы. 1сине-зелёное глинистое вещество, селадонит; 2селадонит и темно-зелёное глинистое вещество, смектит; 3светло-зелёное глинистое вещество, смектит; 4 смектит и кальцит.

Важно подчеркнуть, что в моноклинально залегающих толщах миоцен-плиоценовых платобазальтов и в перекрывающих их тектонически ненарушенных плиоцен-плейстоценовых толщах полосчатые выделения всегда горизонтальны. Исключение составляют зоны флексур, образовавшиеся позже и осложняющие общее моноклинальное падение миоценовых толщ на западном и восточном бортах рифтовой зоны.

Повторение или чередование слоистых силикатов разного цвета и разного состава, заполняющих газовые полости и трещины рассматривается как свидетельство изменения состава минералообразующего раствора, произошедшего на фоне растяжения и появления новых трещин.

Образование новых трещин или открытие ранее существовавших и заполненных вторичными минералами открывало возможность для проникновения в породу новых порций растворов. В результате происходило формирование следующего уровня слоистых силикатов или, в зависимости от определенных условий, из раствора осаждались цеолиты, кремнистые минералы, кальцит.

В упрощенном виде образование зональных выделений слоистых силикатов разного состава (цвета) в пределах трещинной системы может быть представлено следующим образом. Каждый этап обновления старых или открытия новых трещин сопровождался проникновением в породу новых порций раствора, отличавшегося по своим физико-химическим характеристикам. В результате сформировалась серия слоёв слоистых силикатов, разного цвета и состава (см. рис 2). За пределами трещинно-дайковых роёв смена выделений слоистых силикатов разного состава на ограниченном участке породы регистрируется редко.

Обстановка и время формирования ониксов.

Собранный фактический материал и литературные данные позволили придти к выводу о существовании значительного перерыва, между образованием ониксов и формированием вмещающих их базальтов. Рассмотрим это на примере исследования горизонтально ориентированных кремнистых полосчатых образований прослеживающихся на большое расстояние в дислоцированной толще платобазальтов Эйьяфьордура на севере Исландии. Толща базальтов накопилась в интервале 79 млн. лет. Наклонное залегание параллельно слоистых кремнистых образований отмечено только в базальтах, запечатывающих древний вулканический массив Флатейярдалур [Young et al, 1985] и в районе флексуры, время формирования которой определяется около 4 млн. лет [Saemundsson, 1974, 1979]. В лавах (их возраст не более 3 млн. лет), горизонтально залегающих с угловым несогласием на платобазальтах, слоистые кремнистые образования ориентированы горизонтально.

Появление кремнистой минерализации в базальтах может быть связано с миграцией нагретых подземных вод по системе трещин и дайковых роёв, рассекающих толщу платобазальтов. Источником кремнезёма, вероятно, были кислые субвулканические интрузии, известные на севере и на юге рассматриваемого района [Geptner et al., 1995; Гептнер, Петрова, 1996; Гептнер и др., 2004]. Время образования одной из таких интрузий (3,360,25 млн. лет), расположенной в южной части Эйьяфьордура, удалось установить при анализе закалочного стекла методом треков Результаты трекового анализа для публикации были предоставлены С.С. Ганзеем. Образцы анализировались в Тихоокеанском институте географии ДВО РАН.. В апикальной части кислая интрузия рассечена трещинами, продолжающимися и во вмещающие базальты. В некоторых, наиболее мощных трещинах, отмечены полосчатые, параллельно-слоистые, горизонтально расположенные выделения кремнезёма. Очевидно, что их формирование произошло после внедрения этой интрузии в толщу платобазальтов. Следовательно, кремнистая минерализация в рассматриваемом местонахождении произошла не ранее 3,36 млн. лет.

Дискретный характер поступления кремнистого материала в открытую полость следует из отмеченных текстурных особенностей ониксов (чередование “пачек” параллельно-слоистых и концентрических образований) и наличия явных перерывов в кремненакоплении, во время формирования кристаллов кальцита или скоплений глинистых минералов на поверхности кремнистых слоев. Послойное исследование химического состава слоистых кремнистых образований (ониксов) показало, что состав элементов-примесей в них не остается одинаковым.

Характер изменения растворов, отлагавших кремнистые минералы, восстановлен при послойном исследовании содержания петрогенных и малых элементов с помощью лазерного микроспектроанализа. Анализируя полученные данные можно предположить, что состав раствора, которым заполнялась полость при формировании параллельно-слоистого агата, неоднократно изменялся. Наиболее высокие содержания многих элементов-примесей наблюдаются в слоях, прилегающих к стенкам вмещающего базальта. Эти слои характеризуются относительно повышенным содержанием Mg, Ca, Al, Cd, Cr, Cu, Nb, Ni, Pb, Ta , Ti, V. Слои, заполняющие центральную часть оникса обеднены Mg, Fe, Co, Mn, Mo, Pb, Sn, Zr и рядом других элементов. Это указывает на то, что раствор, отлагавший эту часть слоёв оникса, содержал наименьшее количество элементов-примесей.

Образование концентрической и параллельно-слоистой зональности ониксов контролируется процессом формирования новых и многократным подновлением существовавших трещин, основных путей перемещения гидротермальных растворов в толще базальтов. Большая часть микрозернистого кварца в изученных ониксах продукт перекристаллизации опала или халцедона. Кремнистое вещество отлагалось из растворов, а образовавшийся затем гель преобразовывался в опал. Значительно реже отдельные зоны ониксов, состоящие из микрозернистого кварца, формировались непосредственно из раствора, циркулировавшего в толще базальтов. Локальные концентрации кремнезема в смектит-цеолитовой зоне свидетельствуют о миграции кремния на большое расстояние.

Состав и условия образования кремнистых минералов

В низкотемпературной зоне на фоне общего слабого изменения вмещающих пород осаждение минеральных компонентов происходит из слабо минерализованных растворов. В открытых полостях наблюдается следующая последовательность образования гидротермальных минералов. Сначала осаждались гидроксиды железа и/или железистые слоистые силикаты, затем цеолиты, минералы кремнезема и кальцит. Однако в жилах и жеодах нередко приходится отмечать нарушение отмеченной последовательности минералообразования, когда в первую очередь формировались кремнистые минералы или они чередуются со слоистыми силикатами и цеолитами.

Изучение состава и распространения кремнистых минералов в серии разрезов и анализ литературных данных показали, что кремнистые минералы в толще платобазальтов распространены далеко не случайно [Гептнер, Петрова, 1996]. В большом количестве кварц отмечен в породах, испытавших локальное высокотемпературное гидротермальное изменение. Это породы, слагающие крупные центральные вулканы (включающие субвулканические интрузии кислого состава), а также зоны разломов, дайковых и трещинных роёв, т.е. зоны активной циркуляции сильно нагретых подземных вод. О способности кремния мигрировать в растворённом виде на большое расстояние свидетельствуют локальные скопления кремнистых минералов среди слабо изменённых базальтов смектит-цеолитовой зоны. Появление кремнистой минерализации в толще слабо изменённых базальтов связано с деятельностью термальных вод, циркулировавших в лавовых потоках и прорывающих их дайковых комплексов. Относительное время образования разных форм кремнистых минералов устанавливается по структурным соотношениям друг с другом и с другими вторичными минералами. По способу выделения кремнистые минералы образуют четыре группы: 1) жильная минерализация, 2) заполнение разнообразных пустот, 3) метасоматическое замещение и 4) реликтовые образования свидетели исчезнувших минеральных ассоциаций. Наибольшим разнообразием пользуются минеральные новообразования в жилах и пустотах шлаковой зоны подошвы и кровли лавовых потоков, а также в газовых полостях внутри лавового потока.