Породы метаморфизма погружения

Метаморфизм погружения развивается в широком интервале глубин от приповерхностной зоны до основания литосферы и харак­теризуется относительно низкими температурами, которые не пре­вышают средней континентальной геотермы. Метаморфизм по-фужения ярче всего проявлен в эпигенетическом преобразовании вулканических пород повышенной основности, сформированных в подводных условиях, продуктов их размыва и переотложения, а также основных, ультраосновных и ультрамафических пород ин­трузивного облика, принимающих участие в строении офиолитовых поясов.

4.1.1. Метавулканитпы и метаграувакки цеолитовой и пренит—пумпеллиитовой фаций

Состав протолита. Исходные породы представлены главным об­разом базальтами и андезибазальтами, которые накапливались на дне морских бассейнов, вулканокластитами, возникшими при раз­рушении лавовых потоков под водой, а также фаувакковыми пес­чаниками — обломочными породами, образованными в результа­те размыва основных вулканитов.

Часть ГУ. Петрография и петрология метаморфических горных пород__

Геологические условия метаморфизма. Перечисленные выше по­роды заполняют прогибы, существовавшие на ранних стадиях тек­тонического развития докембрийских и фанерозойских подвиж­ных поясов. Метаморфизм погружения сопровождал накопление вулканогенных, вулканокластических и вулканомиктовых обло­мочных пород и достигал максимума во время деформаций горизон­тального сжатия, которые привели к замыканию прогибов и выра­жались в тектоническом скучивании заполнявшего их материала, формировании надвигов и перекрытии одних аллохтонных пластин другими. Все эти структуры были образованы на доорогенных эта­пах развития подвижных поясов, которые предшествовали во вре­мени эпохам общего поднятия и гранитообразования. Начальные стадии метаморфизма погружения проявлены также в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов и впадинах, заполненных вулканитами трапповой ассоциации, на континентах.

Метавулканиты и метаграувакки часто описывают как зелено-каменно-измененные вулканические или вулканогенно-осадоч-ные породы и не относят к метаморфическим образованиям. Одна­ко после того, как Д.Кумбс (1954 г.) выделил цеолитовую и пренит—пумпеллиитовую фации метаморфизма в доорогенных вулканитах Новой Зеландии, а последующие исследования выясни­ли Р— Т-X условия, соответствующие этим фациям, зеленокамен-ные эффузивы стали рассматривать среди продуктов метаморфиз­ма погружения. Метавулканиты и метаграувакки распространены в докембрийских зеленокаменных поясах и во многих прогибах фанерозойского возраста. Эти породы подробно изучены, напри­мер, в разрезах ордовика, силура, девона и раннего карбона Урала. Уральская сверхглубокая скважина, пробуренная на крыле Тагиль­ского прогиба, вскрывает силурийские метавулканиты и метаоса-дочные породы пренит-пумпеллиитовой фации на глубину более 4 км. В разрезе Тюменской сверхглубокой скважины, которая пере­секла траппы триасового возраста на севере Западно-Сибирской низменности, отчетливо проявлен цеолитовый метаморфизм вул­канических пород.

Метавулканиты цеолитовой и пренит-пумпеллиитовой фаций нередко ассоциируют с серпентинитами, которые развиваются по ультрамафитам.

Минеральный состав метаморфических пород. В условиях цео­литовой фации, для которых характерны малые глубины и невысо­кая температура (Н < 5-15 км, Т< 200-300 °С), в основных вулка-

4. Петрография некоторых распространенных метаморфических пород

нитах и граувакках образуются цеолиты, глинистые минералы, опал и халцедон. Среди цеолитов первыми появляются морденит Na₂Ca₂Al₆Si₉O₃₀*8H₂O, стильбит Na₂CaAI₂Si₆0₁₆-6H₂0, гейландит (Na,K)_2-3Al₃(Al,Si)₂Si₁₃O₃₆12H₂O. По мере повышения темпера­туры эти минералы, которые максимально богаты водой и кремне­земом, переходят в цеолиты с меньшим содержанием Н_?О и SiO₂: томсонит NaCajAljSijO^-5Н₂О, ломонтит CaAl₂Si₄0₁₂-4H₂0, аналь-цим NaAlSi₂O₆- H₂O. Метаморфические реакции приводят к появ­лению альбита, кварца и некоторого количества свободной воды:

морденит → ломонтит + альбит + кварц + Н₂0;

гейландит →ломонтит + альбит + кварц + Н₂О;

анальцим + кварц →альбит + Н₂О.

Точная диагностика цеолитов под микроскопом затруднена.

Цеолиты замешают кристаллы плагиоклаза, вулканическое стек­ло и цемент осадочных пород, а также заполняют миндалины и раз­виваются по трещинам.

Глинистые минералы представлены преимущественно смекти-том (под этим названием объединяют монтмориллонит Al₂Si₄O₁₀(OH)₂-4H₂O, нонтронит Fe₂Si₄O₁₀(OH)₂nH₂O и сапонит Mg₂Si₄O₁₀(OH)₂-4H₂O) и иллитом — смесью серицита и селадони-та (магниевого глауконита). При повышении температуры смектит превращается в хлорит, а иллит в мусковит. Глинистые минералы замещают главным образом вулканическое стекло и цветные мине­ралы.

Опал, который в ходе прогрессивного метаморфизма переходит в халцедон, обычно заполняет открытые трещины, поры выщела­чивания, миндалины.

В условиях пренит—пумпеллиитовой фации (H= 5-15 км, Т= 200-300 °С) цеолиты исчезают, уступая место прениту, пумпел-лииту, альбиту; дегидратация глинистых минералов приводит к об­разованию хлорита и мусковита, вместо опала и халцедона появля­ется кварц. Парагенезис пренит + пумпеллиит + хлорит + кварц устойчив в широком интервале давлений. В зависимости от исход­ного состава породы и интенсивности метаморфизма относительные количества новообразованных минералов могут меняться. Поро­ды, богатые пумпеллиитом и пренитом, имеют пятнистую окраску. Скопления пумпеллиита выделяются темными пятнами грязно-зе­леного цвета, а скопления пренита — светлыми пятнами. Под микро­скопом нередко можно различить несколько разновидностей пумпеллиита: буровато-желтую, зеленую, бесцветную. Бурый пум-

Часть ГУ. Петрография и петрология метаморфических горных пород__

пеллиит обычно образует реликты, которые обрастают сростками кварца и слабоокрашенного пумпеллиита. Устанавливается после­довательность минеральных парагенезисов: бурый пумпеллиит + зеленовато-бурый хлорит → зеленый пумпеллиит + зеленый хлорит + кальцит → бесцветный пумпеллиит + кварц. Зеленовато-бурый хлорит относится к прохлориту, а зеленый — к клинохлору. Пренит обычно образуется позднее пумпеллиита в виде удлиненных таб­литчатых кристаллов, радиально-лучистых агрегатов и розеток.

Структуры и текстуры. Метавулканиты и метаграувакки цеоли-товой фации почти полностью сохраняют первичные структуры и текстуры. Избирательный характер замещения вкрапленников, обломков, миндалин, базиса вулканитов и цемента обломочных пород делает строение протолита даже более контрастным, осо­бенно на выветрелой поверхности образцов.

Для пород пренит-пумпеллиитовой фации характерна более полная метаморфогенная перекристаллизация. Агрегаты новообра­зованных минералов нередко группируются в пятна, дискордантные по отношению к первичному текстурному рисунку и элементам первичной структуры. Контуры вкраапенников в вулканитах стано­вятся менее определенными, миндалины с трудом отличаются от пу­стот позднего выщелачивания. Однако многие реликты строения протолита сохраняются, и первичный облик пород может быть ре­ставрирован вполне уверенно. Этому способствует отсутствие на­ложенной сланцеватости, свойственной другим метаморфическим породам.

Р-Т-Х условия метаморфизма. Преобразования, характерные для цеолитовой фации, развиваются на глубинах, не превышающих 5-15 км, при температурах не более 200-300 "С. Столь «холодный» метаморфизм во многом обусловлен циркуляцией водных раство­ров, представляющих собой захороненные морские воды. Взаимо­действие таких растворов с горными породами сопровождается вы­носом кальция и калия и привносом натрия. Метаморфические породы пренит-пумпеллиитовой фации формируются при несколь­ко более высокой температуре (Т= 200-300 °С) на глубине 5-15 км.

Как уже отмечалось, минеральные парагенезисы цеолитовой и пренит-пумпеллиитовой фаций образуются в присутствии водно­го флюида, практически не содержащего СО₂. Увеличение парци­ального давления углекислоты делает цеолиты, пренит и пумпелли­ит неустойчивыми, и вместо них при той же температуре и общем давлении возникает парагенезис кальцит + хлорит.

._______ ⁴- Петрография некоторых распространенных метаморфических пород

4.1.2. Глаукофановые и лавсонит-глаукофановые сланцы

Состав протолита. Исходные породы чаще всего представлены основными вулканитами. Кроме того, в составе протолита могут быть ультрамафиты и в редких случаях — глинистые и карбонатные осадки, кварц-полевошпатовые породы (песчаники, кислые вулка­ниты), а также железистые кварциты докембрийского возраста.

Геологические условия метаморфизма. Глаукофановые и лавсо­нит-глаукофановые сланцы, которые часто описывают под назва­нием голубых сланцев (цвет пород обусловлен окраской глаукофана), сосредоточены в узких зонах, которые протягиваются вдоль круп­ных тектонических швов, особенно вдоль региональных надвигов, горизонтальные перемещения по которым приводят к тектониче­ским перекрытиям и возникновению локальных зон повышенно­го давления. Деформации и метаморфизм развиваются на доороген-ных этапах эволюции подвижных поясов во время замыкания ранних вулканогенных и осадочных прогибов. Голубые сланцы, развитые по основным вулканитам и ультрамафитам, характерны для интенсивно дислоцированных офиолитовых поясов альпий­ского и уральского типов.

Зоны метаморфизма погружения с глаукофановыми и лавсонит-глаукофановыми сланцами прослежены вдоль систем фронталь­ных надвигов во многих подвижных поясах, в том числе на совре­менных островных дугах (Япония). Ярким примером подобных структур служат зоны голубых сланцев и сопряженных с ними ме­таморфических пород высокого давления на Полярном Урале. Как полагают, глаукофановые сланцы и другие метаморфические поро­ды высокого давления маркируют зоны субдукции, вдоль которых холодная океанская литосфера погружалась под края континен­тальных плит. Не исключено, что размещение глаукофановых и лав-сонит-глаукофановых сланцев контролируется не столько высо­ким давлением в гипотетических зонах субдукции, сколько путями интенсивной циркуляции натрийсодержащих водных растворов.

Минеральный состав метаморфических пород. Кроме глаукофана (иногда кроссита) и лавсонита, в минеральные парагенезисы входят пироксен, богатый жадеитовым (иногда эгириновым) миналом, фа­нат альмандин-спессартинового ряда, стильпномелан, фенгит, ара­гонит (вместо кальцита, который становится неустойчивым), альбит, кварц, а также сфен и рутил — продукты разложения первичных Ti-содержащих минералов; нередко сохраняются пумпеллиит, хло-

_____ Часть IV. Петрография и петрология метаморфических горных пород___

рит, эпидот. Набор минералов в значительной мере зависит от соста­ва протолита. Так, при метаморфизме глинистых пород появляется много мусковита и хлорита, а при метаморфизме кварц-полевошпа­товых пород возрастает количество жадеита. Если протолитом слу­жат железистые кварциты, то среди новообразованных минералов встречаются кроссит, эгирин, стильпномелан, альмандин-спессар-тин. Все эти кристаллические фазы богаты железом.

Структуры и текстуры. Глаукофановые и лавсонит-глаукофа-новые сланцы обладают нематогранобластовой микроструктурой; отчетливо выражена сланцеватая текстура. Присутствие глаукофа-на, а в некоторых разновидностях кроссита и рибекита придает по­родам зеленоватый или голубоватый оттенок. Поэтому описывае­мые породы часто называют голубыми сланцами, иногда говорят и о фации голубых сланцев. На зеленовато-голубоватом фоне поро­ды выделяются светлые пятна, обогащенные лавсонитом, эпидотом и альбитом.

Р-Т-X условия метаморфизма. Минеральные парагенезисы с лавсонитом и глаукофаном устойчивы при Т— 200—400 °С в до­вольно широком интервале давлений (от 400-500 до 700-800 МПа) и глубин (от 10 до 25 км). Стабильность Na-амфиболов и пироксе-нов во многом определяется равновесием с водными хлоридно-на-триевыми растворами. Такие растворы имеют эндогенное проис­хождение либо представляют собой захороненные морские воды, вовлеченные в глубинную конвективную циркуляцию.

Лавсонит CaAl₂(OH)₂Si₂O₇H₂O так же, как цеолиты и пренит, ус­тойчив лишь при низком парциальном давлении углекислоты. Этот минерал образуется за счет натрий-кальциевых цеолитов, например, гейландита, и в результате гидратации анортитовой молекулы пла­гиоклаза. При увеличении парциального давления СО₂ вместо лав-сонита кристаллизуется цоизит и другие кальциевые минералы.

Эклогиты

Состав протолита. Эклогиты представляют собой продукт мета­морфизма базальтов, габбро и норитов. Предполагается, что прото­литом некоторых эклогитов служат глинисто-карбонатные осадоч­ные породы (мергели).

Геологические условия метаморфизма. Эклогиты формируются в обстановке высокого давления на глубинах, отвечающих низам континентальной коры и верхам мантии. Они известны среди кри-

______ 4. Петрография некоторых распространенных метаморфических пород

сталлических включений, выносимых кимберлитами и щелочны­ми базальтоидами, а также встречаются в виде тектонических пла­стин и блоков в зонах крупных разрывных нарушений. Линзы эк­логитов описаны среди амфиболитов, гранулитов и других метаморфических пород.

Минеральный состав метаморфических пород. Выделяются четы­ре типа эклогитов (Удовкина, 1985 г.): биминеральные клинопирок-сен-гранатовые (собственно эклогиты), высокоглиноземистые (ки-анитовые и корундовые), двупироксеновые и амфиболовые.

Клинопироксен-гранатовые эклогиты состоят из омфацита — моноклинного пироксена, представляющего собой твердый рас­твор диопсид-жадеит, и граната альмандин-пиропового ряда с при­месью гроссулярового компонента. В качестве второстепенных ми­нералов часто присутствуют рутил, кварц или коэсит. Включения наиболее глубинных эклогитов содержат алмаз. Плагиоклаз в экло-гитах отсутствует. Плотность эклогитов (3.3-3.6 г/см³) значитель­но превосходит плотность близкого по валовому химическому со­ставу габбро (2.9-3.1 г/см³).

Кианитовые и корундовые эклогиты имеют в своем составе высо­коглиноземистые минералы. К этой группе пород относятся и гро-спидиты — кианитовые эклогиты с гранатом, содержащим более 50% гроссулярового минала. Гроспидиты обнаружены среди глубин­ных кристаллических включений в кимберлитах.

Двупироксеновые эклогиты выделяются наличием не только кли-нопироксена, но также энстатита или гиперстена.

Амфиболовые эклогиты содержат кроме клинопироксена и гра­ната то или иное количество амфибола, чаще всего представленно­го каринтином Na₂O-3.5CaO-8(Mg, Fe)O-2.5Al₂O₃13SiO₂-2H₂O и смарагдитом — Сг-содержащим акганолитом. В породах, переход­ных от эклогитов к амфиболитам, появляется роговая обманка.

Главные минеральные парагенезисы эклогитов схематически изображены на диаграмме ACF (рис. 4.1). Минералам постоянного состава, например, кианиту и арагониту на диаграмме соответству­ют точки, а гранатам переменного состава — линия, которая преры­вается в месте разрыва смесимости твердых растворов гроссуляра и пироп-альмандина.

В парагенезис с фанатом, омфацитом и кианитом иногда вхо­дит каринтин, что указывает на относительно низкую температуру образования этой минеральной ассоциации. Чаще, однако, амфи­бол является минералом позднего диафтореза и замещает моно-

ТУ. Петрография и петрология метаморфических горных пород

клинный пироксен и (или) гранат. Такую же природу имеет цоизит, который неред­ко встречается в эклогитах как продукт замещения омфаци-та.

Структуры и текстуры. Эк-логиты — темные породы с зе­леноватым оттенком, обычно обладающие массивной текс­турой; полосчатые или слан­цеватые эклогиты встречаются редко. Микроструктура гра-нобластовая или порфиробла-стовая. Порфиробласты обра­зованы фанатом, содержащим многочисленные мелкие включения пироксена, рути­ла, кварца и окруженным афе-гатом призматических зерен

омфацита. В некоторых эклогитах сохраняется коэсит — минерал кремнезема, устойчивый при давлении более 2 ГПа (H> 60 км).

Р—Т—Х условия метаморфизма. Преобразование габбро в экло-гит происходит по схеме:

3CaAl₂Si₂0₈ + 2NaAlSi₃O₈+ 3Mg₂Si0₄ + nCaMgSi₂O₆→

анортит альбит форстерит диолсид

→ 3CaMg₂Al₂Si₃0₁₂+ 2NaAlSi₂O₆nCaMgSi₂O₆ + SiO₂

гранат омфацит кварц

Если протолит содержит избыток А1₂О₃ по сравнению с тем его количеством, которое заключено в гранате и омфаците, то образу­ются кианит или корунд; избыток MgO и FeO фиксируется в ром­бическом пироксене.

Как показали эксперименты А.Рингвуда и Д.Грина (1966 г.), переход от плагиоклаз-клинопироксенового габбрового параге­незиса к эклогитовой минеральной ассоциации фанат + омфацит происходит с образованием промежуточного парагенезиса плагио­клаз + клинопироксен + фанат, характерного для фанатовых фа-нулитов. Область устойчивости эклогитов определяется не только соотношениями между давлением и температурой, но и составом протолита (рис. 4.2, а, б). Согласно экспериментальным данным, эк-

4. Петрография некоторых распространенных метаморфических пород

Рис. 4.2. Р-T условия устойчивости экло-гитов, по А. Рингву-ду и Д. Грину, 1966 г. а — минеральные ассо­циации базитов, полу­ченные в эксперименте при 1100 "С; 6 — пред­полагаемые области ус­тойчивости габбро, гра­натового гранулита и эклогита. отрезок АВ — эксперименталь­ные данные при 1100 'С

Часть IV. Петрография и петрология метаморфических горных пород____

логиты могут возникнуть в широком интервале давлений, который охватывает практически всю земную кору и распространяется на верхнюю мантию. Однако в области малых давлений эклогиты ус­тойчивы только при очень низких температурах. Как следует из ри­сунка 4.2, в пределах земной коры верхний температурный предел для эклогитов не превышает 500-550 "С и в большинстве случаев практически совпадает со стационарной континентальной геотер-мой. Следовательно, формирование эклогитов в земной коре воз­можно лишь в процессе метаморфизма погружения, который не сопровождается аномальным ростом температуры.

На малых глубинах (Р< 500 МПа, H< 15 км) эклогиты устойчи­вы при температуре менее 300 "С. При столь небольшой температу­ре скорость диффузии в агрегатах минеральных зерен очень мала, и метаморфические реакции оказываются «замороженными», так что парагенезисы, состоящие из плагиоклаза и клинопироксена, могут оставаться в метастабильном состоянии неопределенно долгое вре­мя. Поэтому эклогиты обычно образуются лишь на большой глуби­не, где более высокая температура перехода габбро-эклогит обеспе­чивает необходимую скорость минеральных превращений. Как показывают геологические и расчетные данные, глубина формиро­вания эклогитов, как правило, составляет 25-30 км, и лишь в исклю­чительных случаях эти породы появляются на меньшей глубине.

Рассмотренные соотношения показывают, что граница эклоги-товой фации в Р— Т координатах (см. рис. 3.4) определяется не столько термодинамически обоснованными минеральными рав­новесиями, сколько кинетическими факторами. В разных класси­фикационных схемах эти границы проводятся по-разному. Появ­ление линз эклогитов среди метаморфических пород иных фаций также можно объяснить локальными кинетическими причинами. Точная оценка Р— Т—X параметров образования эклогитов ослож­няется еще и тем, что эклогитизация не всегда сводится к изохими-ческой перекристаллизации и может сопровождаться метасомати-ческим привносом-выносом компонентов (SiO₂, MgO, FeO и др.).

Образование эклогитов может быть связано не только с погруже­нием базальтов или габбро на большую глубину. Если основной магматический расплав кристаллизуется в обстановке высокого дав­ления, то эклогитовый минеральный парагенезис может возник­нуть в результате выделения граната и клинопироксена непосредст­венно из расплава. Такую природу, вероятно, имеют алмазоносные эклогиты, вынесенные кимберлитами с глубины 200-250 км.

______ *■ Петрография некоторых распространенных метаморфических пород_________