Метаморфизм погружения

Метаморфизм погружения сопровождает опускание на глуби­ну осадочных и вулканических пород при низких геотермических градиентах, не превышающих 10—20 °С/км. Во многих случаях тем­пература метаморфизма не достигает даже средней континенталь-

Рис. 1.4. Р- Т усло­вия метаморфизма погружения и на­гревания (принци­пиальная схема) / — область метамор­физма погружения, 2, 3 — области метамор­физма нагревания (2 — при наличии вод­ного флюида, 3 — в от-сутствии водного флюида); G— средняя стационарная геотер­ма, 5 — солидус гра­нитного расплава, на­сыщенного водой; прямые линии разгра­ничивают области ус­тойчивости андалузита (And), силлиманита (Sill) и кианита (Ку)

Часть ГУ. Петрография и петрология метаморфических горных пород____

ной геотермы (рис. 1.4); дополнительные источники тепла отсутст­вуют. Метаморфизм протекает с участием водных растворов с по­вышенной активностью Na⁺. Этими растворами, вероятно, служат соленые морские воды, которые были захоронены в вулканогенно-осадочных толщах или просачивались вдоль зон повышенной про­ницаемости непосредственно из морских бассейнов. Глубинная конвективная циркуляция морских вод способствует охлаждению пород и снижает геотермический градиент. По мнению А.А.Мара-кушева и некоторых других исследователей, натрийсодержащие водные флюиды связаны с эндогенным источником.

Метаморфизму погружения предшествует диагенез рыхлых осад­ков. Иногда кроме диагенеза и метаморфизма выделяют промежу­точную ступень преобразования, называемую катагенезом. Между катагенезом и метаморфизмом нет резкой грани, и катагенез по сути дела является начальной стадией метаморфизма погружения.

Метаморфизм погружения вулканогенных и осадочно-вулкано-генных пород сопровождается выносом кальция и калия и привно-сом натрия, который фиксируется в цеолитах, альбите, щелочных амфиболах и пироксенах. Превращение базальтов в спилиты и кис­лых вулканитов в альбитофиры также можно отнести к метаморфиз­му погружения, который, таким образом, носит аллохимический ха­рактер и сопряжен с метасоматизмом.

Наиболее характерными продуктами метаморфизма погружения являются метавулканиты и метаграувакки, содержащие новообра­зованные цеолиты, пренит, пумпеллиит, хлорит, альбит и другие низкотемпературные минералы, устойчивые на относительно не­большой глубине, а также глаукофановые сланцы и эклогиты, ко­торые формируются в условиях высокого давления.

Метаморфизм погружения проявлен на ранних стадиях разви­тия подвижных поясов альпийского и уральского типов до эпох массового гранитообразования. Цеолитсодержащие и пренит-пум-пеллиитовые породы, спилиты и альбитофиры широко распростра­нены в вулканогенных прогибах. Цеолитовый метаморфизм уста­новлен и в базальтах срединно-океанических хребтов. Пояса глаукофановых сланцев и эклогитов тяготеют к офиолитовым швам и системам надвигов. Возникновение подобных структур связыва­ют с тектоническим погружением относительно холодных лито-сферных плит в область высоких давлений. Вместе с тем в некото­рых провинциях породы, испытавшие метаморфизм погружения, почти не деформированы.

1. Факторы и типы метаморфизма

Таким образом, главными факторами, определяющими разви­тие метаморфизма погружения являются: 1) рост давления; 2) отно­сительно низкая температура, не превышающая стационарной ге­отермы; 3) фильтрация водных растворов, обогащенных натрием.

1.2.2. Метаморфизм нагревания

Метаморфизм нагревания протекает при температурах, значи­тельно (нередко на сотни градусов) превышающих стационарную геотерму (см. рис. 1.4). На малых глубинах (H <3-7 км, Р < < 100-200 МПа) проявлен контактовый метаморфизм, обуслов­ленный аномальным температурным полем вокруг отдельных ин­трузивных тел. На большей глубине получает развитие региональный метаморфизм, охватывающий большие объемы горных пород. Ре­гиональный метаморфизм является следствием суммарного тер­мического воздействия магматических масс, проникающих в зем­ную кору, и тектонического перемещения крупных блоков корового и мантийного материала. Различают региональный метаморфизм низкого и высокого давления. К метаморфизму низкого давления от­носят процессы, происходившие на глубине не более 15 км при Р— T условиях, допускающих переход от андалузита к силлимани­ту (Р< 380 МПа, Т= 400-800 °С); метаморфизм высокого давления начинает развиваться в поле устойчивости кианита (см. рис. 1.4).

Минимальная температура метаморфизма нагревания составля­ет 300-400 °С, верхний температурный предел соответствует соли-дусу горных пород. Наиболее широкий диапазон температур, огра­ниченный этими пределами, характерен для глубин менее 20-25 км (Р< 600-900 МПа). На большей глубине «влажный» солидус при­ближается к стационарной геотерме, и если породы содержат воду, то интервал температур, при которых они могут оставаться в твер­дом состоянии, сужается. При этом различие между метаморфиз­мом нагревания и погружения практически исчезает.

Когда температура достигает солидуса, метаморфизм нагрева­ния переходит в частичное плавление. На малых глубинах — это кон­тактовый анатексис под влиянием высокотемпературных интрузи­вов (который иногда называют пирометаморфизмом), а на большей глубине — региональный ультраметаморфизм. Малоглубинный кон­тактовый анатексис приводит к образованию частично расплав­ленных пород — бухитов, а более глубинный ультраметаморфизм сопровождается формированием мигматитов.

Часть IV. Петрография и петрология метаморфических горных пород___

Метаморфизм нагревания глинистых пород сводится к после­довательной дегидратации минералов, устойчивых при разной тем­пературе. Вместо глинистых минералов сначала появляются сери­цит и хлорит, затем мусковит и биотит, а при большем нагреве слюды разлагаются с появлением безводных минералов: ортоклаза, силлиманита, кордиерита, фаната, гиперстена. Преобразование основных вулканитов, богатых кальцием, выражается в появлении эпидота, актинолита, хлорита, кальцита, альбита на низшей ступе­ни метаморфизма, среднего плагиоклаза и роговой обманки при бо­лее высокой температуре и ассоциации основной плагиоклаз + пи­роксен + фанат при максимальном нафеве.

Важно подчеркнуть, что смена минеральных парагенезисов про­исходит с сохранением валового химического состава исходной по­роды. В ходе метаморфизма уменьшается лишь содержание воды, которая освобождается в результате дегидратации. Изохимический характер высокотемпературного метаморфизма нагревания в от­ношении других компонентов обусловлен малым количеством флю­идной фазы и диффузионным механизмом массопереноса. Рассто­яние, на которое переносятся компоненты, соизмеримо с размером зерен, так что в метаморфических комплексах может сохраняться тонкое переслаивание пород, имевших разный исходный состав. Этим метаморфизм нафевания отличается от метаморфизма пофу-жения, который происходите при вносом и выносом компонентов вследствие взаимодействия твердых фаз с фильтрующимся водным раствором. При метаморфизме нафевания масса воды ограничена тем запасом, который заключен в гидроксилсодержащих минералах, а высокие температуры и давление препятствуют свободной мифа-ции флюида. По мере увеличения температуры количество флюид­ной фазы становится все меньше, а ее состав изменяется в сторону обогащения углекислотой.

Региональный метаморфизм нафевания достигает максимума на средних и поздних стадиях развития подвижных поясов. Он про­исходит на фоне общего воздымания обширных территорий, кото­рое приводит к осушению ранее существовавших морских бассей­нов и инверсии тектонического режима (смене погружений поднятиями). Региональный метаморфизм сопряжен во времени и пространстве с интенсивной магматической деятельностью и со­провождается пластической деформацией горных пород.

Таким образом, главными факторами, приводящими к мета­морфизму нафевания, служат рост температуры, значительно пре-

/. Факторы и типы метаморфизма

восходящей стационарную геотерму, и диффузионный массобмен на расстояниях, соизмеримых с размерами минеральных зерен. Ре­гиональный метаморфизм развивается на фоне тектонических под­нятий и сопровождается пластическими деформациями. Метамор­физм нагревания может происходить как на больших, так и на малых глубинах, и литостатическое давление не является определя­ющим фактором. По всем этим признакам метаморфизм нагрева­ния может быть противопоставлен метаморфизму погружения.

1.2.3. Метаморфизм гидратации

Метаморфизм, вызванный повышением температуры, называ­ют прогрессивным. Поскольку скорость метаморфических реакций выше скорости тепло- и массопереноса, то на каждом локальном участке достаточно быстро устанавливается равновесие или устой­чивое метастабильное состояние, которое соответствует макси­мальной температуре, достигнутой в ходе прогрессивного мета­морфизма. Если температура затем начинает снижаться, то реакции, направленные в противоположную сторону, как правило, не про­исходят, и высокотемпературные минеральные парагенезисы сохра­няются в метастабильном состоянии неопределенно долгое время, не испытывая регрессивного изменения. В этом можно убедиться, взяв в руки образец гнейса или кристаллического сланца, образо­ванного на глубине 10—20 км при температуре 600-700 "С. Нео­братимость метаморфических реакций обусловлена малой скоро­стью диффузии в твердых телах, особенно при низкой температуре.

Регрессивное (ретроградное) преобразование ранее возникших метаморфических пород при относительно низких температурах и давлениях (этот процесс иначе называют диафторезом) требует до­полнительных условий и чаще всего развивается под воздействием водного флюида, поступающего из внешнего или внутреннего ис­точника. Например, если в ходе прогрессивного метаморфизма произошла дегидратация тех или иных минералов и освободивша­яся при этом вода сохранилась в метаморфических породах в виде межзерновых пленок или включений, то при снижении температу­ры начинается обратный процесс гидратации с образованием рет­роградного минерального парагенезиса. Источником воды может служить гранитный расплав, возникающий в результате прогрессив­ного ультраметаморфизма. Охлаждение и затвердевание такого рас­плава сопровождается отделением водного флюида, который, про-

Ч асть IV. Петрография и петрология метаморфических горных пород_____

сачиваясь сквозь метаморфические породы, вызывает их ретро­градное изменение.

Привнос воды извне приводит к такому же результату. Если, например, метаморфические породы надвинуты на неметаморфи-зованные осадки, то вода, которая выделяется из осадочного мате­риала, может вызвать гидратацию пород в висячем крыле надвига. Поскольку диафторез обычно проявлен вдоль зон повышенной проницаемости, можно заключить, что фильтрация водного флю­ида является главным фактором ретроградного метаморфизма. Та­ким образом, метаморфизму нагревания, приводящему к дегидра­тации минералов, следует противопоставить метаморфизм гидратации, в результате которого безводные или относительно ма­ловодные минералы сменяются кристаллическими фазами, обога­щенными гидроксилом или молекулярной водой. Типичными при­мерами метаморфизма гидратации может служить серпентинизация ультрамафитов, амфиболизация пироксен-плагиоклазовых и гра-нат-пироксен-плагиоклазовых пород или появление позднего му­сковита в кварц-полевошпатовых породах.

Регрессивный метаморфизм гидратации может происходить непосредственно вслед за прогрессивным метаморфизмом нагрева­ния. Однако во многих случаях эти процессы разделены значитель­ными промежутками времени, достигающими сотен миллионов и миллиардов лет и не обнаруживают прямых геологических связей. Глубоко метаморфизованные древние толщи выступают при этом как исходная порода — протопит — на который накладывается са­мостоятельный метаморфический процесс. По отношению к неиз­мененным осадочным или магматическим породам этот процесс проявляется как прогрессивный метаморфизм нагревания, и возни­кающие минералы характеризуют максимальную температуру, до­стигнутую в данное время. Ранее метаморфизованные породы к это­му моменту также могут давно остыть, так что гидратация сопровождается их реальным нагревом. Легко представить геологи­ческую ситуацию, когда «прогрессивный» и «регрессивный» мета­морфизм одновременно развиваются на одной и той же глубине или «регрессивное» преобразование происходит на более высоком гипсометрическом уровне (рис. 1.5). Ретроградный характер мета­морфизма гидратации проявляется лишь в сравнении с метаста-бильно сохранившимися минеральными парагенезисами, которые образовались в ходе раннего метаморфизма. Заметим, что любое эпигенетическое преобразование магматических пород, возник-

Рис. 1.5. Ореол контактового метаморфизма, наложенный на глинистые оса­дочные породы и на древние глубоко метаморфизованные породы (схема­тический разрез)

/ — ореол контактового метаморфизма, 2 — интрузивное тело, вызывающее мета­морфизм, 3— глинистые осадки, 4— древние метаморфические породы, 5— надвиг. Контактовый метаморфизм, будучи прогрессивным по отношению к осадочным вмещающим породам, в то же время может быть регрессивным по отношению к ми­неральному парагенезису метаморфической породы

ших при кристаллизации «сухого» или маловодного расплава, мо­жет рассматриваться как ретроградное по отношению к первич­ным высокотемпературным минералам. Если, например, габбро, со­стоящее из основного плагиоклаза и клинопироксена, затвердело при температуре 1200-1000 °С, то любой последующий метамор­физм этой породы будет носить ретроградный характер по сравне­нию с температурой солидуса основной магмы.

Рассмотренные соотношения показывают условность понятия «регрессивный метаморфизм». Прогрессивный метаморфизм нагре­вания обычно сменяется во времени не регрессивным метамор­физмом охлаждения, который в силу кинетических причин не по­лучает развития, а именно метаморфизмом гидратации, связанным с воздействием на твердые породы водных растворов.

В отличие от метаморфизма погружения, который предшеству­ет метаморфизму нагревания и развивается преимущественно в про­гибах, поздний метаморфизм гидратации захватывает поднятые

Ч асть ГУ. Петрография и петрология метаморфических горных пород____

блоки земной коры, где он обычно проявлен вдоль локальных зон повышенной проницаемости. Градиенты dT/dP при метаморфиз­ме гидратации ниже, чем при прогрессивном нагревании пород, но, как правило, превышают градиенты, свойственные метаморфиз-му'погружения. Нижний температурный предел минеральных па-рагенезисов составляет не менее 300-400 °С. Следовательно, тем­пература водного флюида была достаточно высокой. Состав этого флюида также отличается от тех растворов, которые принимают участие в метаморфизме погружения. В частности, можно предпо­лагать более высокое K⁺/Na⁺ отношение, приводящее к появлению серицита, мусковита, биотита. По физическим условиям процесса и его результатам поздний метаморфизм гидратации сходен с ран­ней, относительно низкотемпературной стадией прогрессивного метаморфизма нагревания, для которой также характерно активное участие водного флюида.

Как и метаморфизм погружения, метаморфизм гидратации со­пряжен с метасоматизмом. Особенно ярко это проявлено в зонах контактового метаморфизма вокруг гранитоидных интрузивов, где на высокотемпературные метаморфические породы накладывают­ся продукты гидротермальной деятельности, связанной с циркуля­цией более «холодных» водных растворов магматического и немаг­матического происхождения.

Итак, главным фактором метаморфизма гидратации является воздействие водного флюида на породы, сложенные безводными или маловодными минералами. По отношению к ранее образован­ным высокотемпературным магматическим и метаморфическим породам эти парагенезисы являются ретроградными, а по отноше­нию к осадочным породам могут носить прогрессивный характер.

1.2.4. Дислокационный метаморфизм

Интенсивные хрупкие и пластические деформации вблизи раз­рывных нарушений, особенно около надвигов, в зонах скалыва­ния и смятия приводят к дроблению и перекристаллизации пород, т.е. к дислокационному метаморфизму.

В результате дробления возникают тектонические брекчии, со­стоящие из обломков различной величины, сцементированных тонкообломочным материалом. Если величина обломков доста­точно мала, дробленную породу называют катаклазитом (греч. са-taclas — дробление). Иногда вдоль поверхностей сместителей поро-

/. Факторы и типы метаморфизма

ды оказываются растертыми в тонкий материал, представляющий собой глинку трения.

При повышенных температурах и давлениях деформации, про­исходящие с малой скоростью (< 10^-14с-¹), носят пластический ха­рактер и не сопровождаются разрывами сплошности пород. В этих условиях дислокационный метаморфизм сводится главным образом к перекристаллизации. При этом границы минеральных зерен пе­ремещаются таким образом, что градиенты давления уменьшают­ся, и поле напряжений становится более однородным. В направле­нии максимального сжатия размеры зерен сокращаются, а в перпендикулярном направлении увеличиваются. В результате возникают ориентированные сланцеватые и полосчатые текстуры.

Перекристаллизация в условиях неравномерного давления, вы­зывающего деформации скалывания, часто приводит к уменьшению размеров зерен и формированию мелко- и тонкозернистых мине­ральных агрегатов. Если такие агрегаты возникают по краям круп­ных кристаллов, образуется порфирокластическая структура. В зонах интенсивного скалывания количество неперекристаллизованных реликтовых зерен может уменьшиться до нуля. В результате появ­ляются очень тонкозернистые афанитовые породы — милониты (греч. mylon — мельница). Ранее полагали, что милониты представ­ляют собой тонко раздробленный (растертый) материал; однако, как выяснилось, главным механизмом формирования этих пород явля­ется перекристаллизация в ходе пластической деформации. Раз­личают протомилониты, содержащие до 50% относительно крупных реликтовых зерен, собственно милониты с 50-10% реликтовых зе­рен и ультрамилониты, в которых доля реликтовых зерен не превы­шает 10%. Милониты обычно имеют темную окраску и макроско­пически напоминают стекловатые вулканические породы.

Зоны скалывания могут испытывать нагрев за счет выделения теплоты трения. Повышение температуры способствует перекрис­таллизации и в ряде случаев приводит к локальному плавлению по­род. Расплав быстро затвердевает и превращается в стекловатые псевдотахилиты, слагающие небольшие линзы среди милонитов, а также тонкие (< 1 см) прожилки, которые проникают в окружаю­щие породы.

Зоны дислокационного метаморфизма, состоящие из брекчий, катаклазитов, милонитов и псевдотахилитов, вытянуты вдоль тек­тонических нарушений и имеют ограниченную мощность в попе­речном направлении (сантиметры, метры, десятки метров, редко

______ Часть ГУ. Петрография и петрология метаморфических горных пород_____

первые сотни метров). Главным фактором метаморфизма служат де­формации пород; метаморфизму способствует локальное повыше­ние температуры.

Ударный метаморфизм

Ударный (импактный) метаморфизм вызван падением на Зем­лю крупных метеоритов и, возможно, мощными взрывами эндоген­ного происхождения. На фронте ударной волны и после ее про­хождения образуются аутигенные (неперемещенные) и аллогенные (перемещенные) брекчии, тагамиты (расплавленные породы) и зю-виты (аналоги вулканoгeнно-обломочных пород). Главным факто­ром ударного метаморфизма является мгновенное повышение давления до 50-70 ГПа и температуры до 2000—3000 °С. Такие экс­тремальные условия приводят к появлению специфических струк­тур пород (конусы разрушения и т.п.) и преобразованию кристал- лической решетки минералов с появлением диаплектовых стекол и других характерных признаков ударного метаморфизма.

СОСТАВ И СТРОЕНИЕ

МЕТАМОРФИЧЕСКИХ

ГОРНЫХ ПОРОД