3.2.3 Региональный метаморфизм

Этот тип метаморфизма имеет место в пределах обширных подвижных геосинклинальных областей горообразования, переживших сложную историю тектонического развития. В процессе этого развития первичные горные породы оказываются на разных глубинных уровнях земной коры в условиях различных температур и давлений. Главными факторами регионального метаморфизма, являются температура, давление, как гидростатическое, так и ориентированное. Летучие компоненты особой роли не играют. Региональный метаморфизм – это процесс изохимической перекристаллизации, то есть химический состав в определенном объеме остается прежним. Главным признаком пород регионального метаморфизма является сланцеватая текстура.

В настоящее время насчитывается несколько десятков типов геосинклиналей, которые можно разделить на континентальные и периконтинентальные - расположенные по границам континент-океан (рис.3.12).

Рис.3.12 Докембрийские щиты, платформенные чехлы и фанерозойские складчатые горные пояса (К.Гиллен, 1984)

1 – докембрийские щиты; 2 – платформенные чехлы; 3 - фанерозойские складчатые горные пояса

К числу континентальных относятся Альпы, Кавказ, Саяны. Кордильеры и Анды (рис.3.13) расположенные по границе континентальной и океанической коры, принадлежат к геосинклиналям периконтинентального типа.

Рис.3.13 Андийская геосинклиналь на тектонической карте Южной Америки 1 – щиты (кратоны); 2 – небольшие кратоны; 3 – бассейн на кратоне; 4 – бассейн возле кратона; 5 – геосинклиналь; треугольниками показаны плиоценовые-четвертичные вулканы

Россия покоится на двух платформах или кратонах: Русской и Сибирской - между которыми находится Уральская геосинклиналь мафического типа. Кавказ, Алтай, Саяны представляют собой геосинклинали классического типа, прошедшие цикл тектонического развития Г. Штилле (рис. 3.14).

Рис. 3.14 Парные метаморфические пояса Японии по Миясиро 1 – метаморфический пояс низкого давления, 2 – метаморфический пояс высокого давления, FF – постметаморфический разлом

Особый интерес представляет современная тихоокеанская геосинклиналь Дальнего Востока, расположенная по границе континентального и океанического типов коры – Сибирской платформы и Тихоокеанской плиты. Для нее на примере острова Хоккайдо А. Миаширо сформулировал концепцию парных поясов. Внешние пояса кианит – жадеит – глаукофан – сланцевого типа формировались со стороны океана в режиме повышенных значений давления и температуры. Внутренние пояса андалузит – силлиманитового гранито – гнейсового типа образовались со стороны континента и характеризовались более низкими величинами давления и температуры. Кианит – жадеит – глаукофан – сланцевый тип метаморфизма относится к ранним стадиям развития геосинклиналей. Во времени он сменяется метаморфизмом гранито-гнейсового типа, связанным со становлением гранитов. При этом происходило смещение метаморфической активности от континента в сторону океана, отражающее общую тенденцию разрастания континентальных массивов за счёт океанических впадин.

Условия образования регионально метаморфических горных пород: понятия о зонах, ступенях и фациях

регионального метаморфизма.

В 1924 году У. Грубенманн и П. Ниггли выдвинули учение о зонах регионального метаморфизма. Согласно этому учению в пределах геосинклинали по глубине выделяются три зоны: верхняя – эпизона, средняя – мезозона, нижняя – катазона. В условиях каждой зоны образуется определенная группа горных пород.

Эпизона характеризуется низкими T и P. Минеральный парагенезис, характеризующий эту зону: альбит, кварц, хлорит, тальк, серицит, эпидот, карбонатные минералы, цоизит, хлоритоид.

Мезозона характеризуется средними T и P. Здесь возникает уже более высокотемпературный минеральный парагенезис: биотит, мусковит, ставролит, роговая обманка, кианит.

Для катазоны характерны высокие значения T и P, а также следующие минералы: гранат, омфацит, ромбический пироксен, оливин, кордиерит и т.д.

Геологическими примерами метаморфических зон являются зоны, закартированные по методу индекс-минералов. В частности, зоны типа Барроу в Грампианских горах Шотландского нагорья, тепловые купола Мичигана или метаморфические пояса новой Зеландии.

Со временем представления о зонах регионального метаморфизма трансформировались в понятие о ступенях регионального метаморфизма, которые характеризуются определенной температурой и давлением и не связывались с глубиной.

Аналогично зонам выделялись три ступени регионального метаморфизма:

– низкие (низкие T и P);

– средние (средние T и P);

– высокие (высокие T и P).

В 1939 г. Пенти Эскола предложил учение о фациях метаморфизма. Метаморфические фации – это совокупность горных пород разного химического и минерального состава, но образовавшихся в одинаковых условиях T и P. Так, как отмечалось, гнейс и амфиболит – имеют разный химический и минеральный состав, но образуются в условиях одной амфиболитовой фации.

Регионально-метаморфические породы формируются в условиях разных температур и давлений и, следовательно, в условиях различных метаморфических фаций. Фации регионального метаморфизма по Н.Л. Добрецову и В.С. Соболеву приведены в таблице 3.4. в которой выделяются пять фаций регионального метаморфизма: 1 – зелёных сланцев, 2 – эпидот – амфиболитовая, 3 – амфиболитовая, 4 – гранулитовая, 5 – эклогитовая.

Таблица 3.4

Фации регионального метаморфизма.

Фации	Температура, ОС	Давление, МПа
Зеленых сланцев	300-500	200-1000
Эпидот- амфиболитовая	500-650	200-800
Амфиболитовая	650-800	400-1100
Гранулитовая	800-1000	300-1500
Эклогитовая	850-1000	>1300

В рамках рассмотренных фаций выделяются различные субфации (подфации). Так, в рамках амфиболитовой фации выделяются, например, такие субфации:

– ставролит – альмандиновая субфация;

– кианит – альмандин – мусковитовая субфация;

– силлиманит – альмандин – ортоклазовая субфация.

В рамках субфации фации зеленых сланцев:

- кварц-альбит-мусковит-хлоритовая;

- кварц-альбит-эпидот-биотитовая;

- кварц-альбит-эпидот-альмандиновая.

В свою очередь, в зависимости от величины давления, фации регионального метаморфизма в первом приближении можно разделить на две группы:

1. Низкобарические фации (от 200-300 до 1000-1200 МПа);

2. Высокобарические фации (более 1000-1200 МПа).

Схема фаций низкобарического и высокобарического регионального метаморфизма дана на рис. 3.15.

Рис. 3.15 Схема фаций регионального метаморфизма (по В.С. Соболеву и др., 1966)

В качестве критического замечания о фациях регионального метаморфизма следует отметить, что их классификация, основанная на метаморфизме глинистых пород, а не эффузивных породах основного состава, возможно, была бы более интересной, поскольку глинистые породы являются более чуткими индикаторами PT условий.

Горные породы регионального метаморфизма

Классификация регионально-метаморфических пород, основанная на фациальном признаке и составе первичных пород субстрата, представлена в таблице 3.5.

Таблица 3.5

Классификация регионально-метаморфических пород

Субст-раты Фации	Глинистые породы	Кислые магматиты и их производные	Основные и средние магматиты, их производные и мергели	Карбонатные горные породы (известняки и доломиты)	Кварцевые песчаники и кремнистые горные породы
Зеленых сланцев	Филлиты, слюдяные сланцы	-	Зеленокаменные горные породы и зеленые сланцы	Мраморы	Кварциты, железистые кварциты
Эпидот-амфиболитовая	Кристаллические сланцы	-	Эпидотовые амфиболиты	Мраморы	Кварциты, железистые кварциты
Амфиболитовая	Гнейсы (парагнейсы)	Гнейсы (ортогнейсы)	Амфиболиты	Мраморы	Кварциты, железистые кварциты
Гранулитовая	Кварцево-полевошпатовые гранулиты	Кварцево-полевошпатовые гранулиты	Пироксеновые гранулиты	Мраморы	Кварциты, железистые кварциты
Эклогитовая	Коэсит-алмазные гнейсы	Коэсит-алмазные гнейсы	Коэсит-алмазные эклогиты	Коэсит-алмазные мраморы	Кварциты, железистые кварциты

Фация зеленых сланцев

Филлиты (метапелиты, метаморфические пелиты) – это горные породы, которые образуются при слабом метаморфизме глинистых пород и являются породами переходного типа от осадочных к метаморфическим. Это тонкокристаллическая горная порода, состоящая главным образом из серицита и хлорита. Существенным минералом является реликтовый кварц, который сохраняет обломочную или полуобломочную форму зерен. В качестве реликтов сохраняются окислы железа и углистый материал. Структура бластопелитовая или бластоалевропелитовая, мелкозернистая. Чешуйки слюды строго ориентированы в одном направлении, благодаря чему при вращении предметного столика порода то просветляется, то гаснет (особенность этой горной породы). Текстура тонкосланцеватая, иногда плойчатая с шелковистым блеском на плоскостях сланцеватости (за счет серицита). Порода достаточно пластичная. Характерные минералы – стильпномелан, парагонит, а также турмалин, гематит, пирит, рутил.

Слюдяные сланцы – хлорит-серицитовые, серицитовые, хлоритовые с большей крупностью чешуек слюды, чем у филлитов.

Зеленокаменные породы (метабазиты) – это измененные основные и средние эффузивные породы, а также их вулканические брекчии и туфы. Самые ранние метаморфические изменения этих пород аналогичны их палеотипному изменению и заключаются в перекристаллизации основной массы: основного плагиоклаза, пироксена, магнетита и стекла в тонкозернистый агрегат, в составе которого доминируют зеленоокрашенные минералы: хлорит, эпидот, цоизит, актинолит, тремолит, а также альбит, серицит, кварц, кальцит. Структура зеленокаменных пород бластопорфировая, так как порфировые выделения, характерные для базальтов и порфиритов, сохраняется. Текстура массивная, так как порода не испытала процесса рассланцевания. Зеленокаменные породы хорошо проявлены в протяжённой зеленокаменной полосе Урала.

Зеленые сланцы характеризуются той же минеральной ассоциацией, что и зеленокаменные породы, но обладают сланцеватой текстурой. Структура микрогранолепидобластовая или гранонематобластовая. Эти породы более крупнокристаллические, чем зеленокаменные породы. Для зеленых сланцев характерен простой минеральный состав, например, хлоритовые сланцы, актинолитовые сланцы, эпидотовые сланцы.

Эпидот-амфиболитовая фация

Кристаллические сланцы – породы, которые возникли за счет первичных глинистых пород. Они существенно состоят из мусковита, биотита, нередко кварца и альбита. Одновременно в них появляются метаморфические минералы: ставролит, кианит, силлиманит, гранат (альмандин). Название соответственного минерала учитывается в названии породы: ставролитовый кристаллический сланец, силлиманитовый кристаллический сланец и т.д. (рис. 3.16). По минеральному составу различаются: мусковито-биотитовые, кварцево-мусковитовые или кварцево-биотитовые слюдяные ристаллические сланцы. От хлорито-серицитовых филлитов и слюдяных сланцев они отличаются не только минеральным составом, в основе которого лежит реакция превращения серицита и хлорита в мусковит и биотит, но и крупностью зерен, составляющей в кристаллических сланцах 0,5-2,0 мм. По мере нарастания температуры и давления крупность зерен метаморфических минералов возрастает. Ставролит, силлиманит, кианит, гранат образуют порфиробласты, поэтому структура кристаллических сланцев не только лепидобластовая и гранолепидобластовая, но и порфиробластовая (рис. 3.16). Текстура сланцеватая.

Кристаллические сланцы иногда очень похожи на гнейсы, но отличаются по составу плагиоклаза (в кристаллических сланцах – альбит, а в гнейсах – более основной), а также по отсутствию калинатриевого полевого шпата. Иногда в кристаллических сланцах встречается кордиерит.

А) Б)

Рис. 3.16 Ставролитовые и кианитовые сланцы А) ставролито-гранато-слюдяной сланец. Б) кианито-гранато-слюдяной сланец.

Эпидотовые амфиболиты – это породы, состоящие из роговой обманки. Главными минералами являются сине-зеленая роговая обманка, промежуточная между актинолитом и обыкновенной роговой обманкой, а также минералы группы эпидот-цоизита, альбит. Также могут присутствовать хлоритоид, кварц, рутил, титанит. Горная порода образуется из базальтов и их пирокластических эквивалентов. Наличие стресса определяет их сланцеватую текстуру. Структура породы нематобластовая.

Региональные мраморы – породы, состоящие из кальцита или доломита и имеющие гранобластовую анизодиаметрическую структуру. Если в известняке или доломите была примесь глинистого или кварцевого материала, то в мраморах образуются силикатные минералы: кварц, хлорит, флогопит, тремолит-актинолит, эпидот, гранат, моноклинный пироксен. Под действием ориентированного давления в мраморах возникают сланцеватые текстуры. Зерна кальцита имеют вытянутую линзовидную форму и субпараллельную ориентировку. Текстуры регионально-метаморфических мраморов сланцеватые и полосчатые, чем отличаются от контактовых мраморов.

Кварциты образуются из кварцевых песчаников и кремнистых пород. Это мономинеральные кварцевые породы с гранобластовой зубчатой или мозаичной структурой, текстура у них полосчатая или массивная. Если в кварцевых песчаниках наблюдалась примесь глинистого минерала, то за счет него в кварцитах появляются мусковит, биотит, силлиманит и другие минералы, являющиеся индикаторами фациальной обстановки. Пример – шокшинские декоративные кварциты.

Железистые кварциты («джеспелиты», «итабириты», «такониты») – это породы, которые образуются из первичных богатых железом кремнистых горных пород, генетическим аналогом которых являются яшмы, состоящие из кварца, гетита, гематита.

Можно различить железистые кварциты трех метаморфических фаций:

1. Фация зеленых сланцев (месторождения Курской магнитной аномалии, бразильские и другие месторождения). Встречаются на докембрийских щитах. Состоят из кварца, магнетита, гематита, которые образуют прослойки. Редко отмечаются хлорит, сидерит, куммингтонит. Среди железистых кварцитов встречаются зоны щелочных метасоматитов со щелочной роговой обманкой и щелочными пироксенами. Эти зоны представляют промышленный интерес на U, Au, Mn, Pd, O, Th. Текстура полосчатая, тонкополосчатая, плойчатая (мелкоплойчатая).

2. Амфиболитовой фации (месторождения Оленегорское и Костомукшское). Кроме кварца, магнетита и гематита присутствуют обыкновенная роговая обманка, геденбергит, диопсид. Структура среднезернистая.

3. Гранулитовая фация (украинские месторождения). Кроме золота и других минералов по зонам тектонических нарушений в них могут развиваться геохимические аномалии бериллия, кобальта, иттрия.

Амфиболитовая фация

Гнейсы, возникшие из магматических пород, называются ортогнейсами, а гнейсы, возникшие из осадочных пород - парагнейсами. Гнейсы – кварцево-полевошпатовые породы, минеральный состав которых, особенно в ортогнейсах, близок к составу гранита, но в принципе, может варьировать в широких пределах. В первом приближении гнейс – это «гранит» с гнейсовой текстурой. Гнейсы состоят из калинатриевого полевого шпата, обычно микроклина, кислого и среднего плагиоклаза, кварца и слюд – биотита и мусковита. Коренным отличием гнейсов от кристаллических сланцев является присутствие калинатриевого полевого шпата, а также более основного, чем альбит, плагиоклаза.

А) Б)

Рис. 3.17 Силлиманит-кордиеритовые гнейсы. Силлиманит в компактных игольчатых, пучковидных агрегатах, кордиерит, включающий кварцевые зернышки, обращает внимание рисунками включений. Другие минералы: ортоклаз, кварц, немного андалузита и мусковита и мелкие включения циркона в биотите с тёмными ореолами (плеохроичными двориками).

Ортогнейсы образуются из гранитов, гранодиоритов и их эффузивных и пирокластических эквивалентов. Для парагнейсов, возникших из глинистых пород, характерно высокое содержание слюд, которое может достигать 50%, а также присутствие граната, ставролита, силлиманита, кианита, кордиерита (рис. 3.17), а если в глинах была примесь карбонатного материала, то эпидота и роговой обманки.

Особенности минерального состава гнейсов обычно находят свое отражение в названии, в котором учитываются цветные минералы (например, биотитовый гнейс), полевые шпаты (микроклиновый гнейс, плагиогнейс), или характерные метаморфические минералы (гранатовый гнейс, силлиманитовый гнейс) (рис.3.18).

	Акцессорные минералы в гнейсах представлены цирконом, апатитом, монацитом, титанитом (сфеном),алланитом, магнетитом. Нередко в парагнейсах акцессорные минералы наблюдаются в виде хорошо окатанных реликтовых зерен, свидетельствующих об их осадочном происхождении. Признаками парагнейсов являются остатки трилобитов в альпийских гнейсах.
Рис.3.18 Мусковитсодержащий гнейс Параллельное расположение табличек мусковита и чечевиц кварца обусловливает ясную полосчатость. Полевой шпат представлен микроклином	Структура парагнейсов кристаллобластическая, порфиробластическая, лепидогранобластовая.

Текстура гнейсовая, сланцеватая, полосчатая, очковая, стебельчатая. «Серые гнейсы» с возрастом 3,5 млрд. лет являются самыми древними горными породами на Земле.

Амфиболиты образуют важную группу пород, состоящую из роговой обманки и плагиоклаза, более основного, чем альбит. Содержание роговой обманки обычно составляет 60-70%, иногда порода состоит из нее целиком (рис.3.19). Кроме главных минералов в амфиболитах присутствуют: гранат, эпидот, моноклинный пироксен, кальцит, биотит, мейонит – Ca скаполит, мариалит – Na скаполит, кварц, титанит, апатит. Наличие этих минералов обычно характерно для параамфиболитов.

Аналогично гнейсам, различают ортоамфиболиты и параамфиболиты. Ортоамфиболиты возникают за счет пироксенитов, основных горных пород, их эффузивных эквивалентов - туфов и вулканических брекчий. Параамфиболиты образуются из мергелей. Структура амфиболитов нематобластовая, гранонематобластовая, иногда порфиробластовая. Текстура обычно массивная, часто сланцеватая за счет линейной ориентировки
кристаллов амфибола; если	Рис.3.19 Амфиболит

проявлено чередование полос амфибола и плагиоклаза, то полосчатая.

Гранулитовая фация

Гранулиты подразделяются на кислые (кварцево-полевошпатовые) и основные (пироксеновые).

Кварцево-полевошпатовые гранулиты (кислые) – это мелкозернистые породы, главными минералами которых являются калинатриевый полевой шпат, плагиоклаз (не альбит), кварц. Нередко присутствуют кианит, силлиманит, гранат. Эта порода не содержит слюд и роговых обманок. Структура гранулитовая или гранобластовая, причем на фоне агрегатов изометричных зерен хорошо выделяются крупные линзы, состоящие из зерен кварца, размером в несколько сантиметров. Образуются из кислых эффузивных пород их пирокластических эквивалентов и пелитов.

Пироксеновые гранулиты (основные) имеют пироксен-плагиоклазовый состав. Структура породы также гранулитовая или гранобластовая, мелкозернистая. Плагиоклаз – основной или средний, не альбит. Пироксен представлен обычно диопсидом, гиперстеном, могут присутствовать и оба пироксена. По минеральному составу гранулиты похожи на микрогаббро. Они образуются из основных эффузивных пород: базальтов, их туфов и вулканических брекчий. Гранулиты характерны для кристаллических щитов архейского и протерозойского возраста, на которых они слагают гранулитовые пояса.

Эклогитовая фация

Эклогиты имеют двоякое происхождение:

1. Коровые эклогиты, которые встречаются в виде небольших тектонических блоков.

2. Мантийные эклогиты, наблюдающиеся в виде включений в кимберлитах и в щелочных базальтах.

Коровые эклогиты присутствуют в докембрийских толщах и встречаются в следующих тектонических обстановках:

1. С гнейсами и мраморами (Кокчетавский срединный массив, Казахстан);

2. С гранулитами (пояс Убенде, Танзанийский кратон);

3. С глаукофановыми сланцами в зонах субдукции (францисканский меланж, Северо-Американская платформа).

Помимо эклогитов в рамках эклогитовой фации выделяются гнейсы, мраморы и кварциты, в составе которых присутствуют высокобарические фазы – коэсит и алмаз обычно в виде включений в гранате и омфаците. Эти породы известны всего в нескольких местах в мире: в Кокчетавском массиве в северном Казахстане (алмазсодержащие гнейсы), в комплексе Даби в Центральном Китае (мраморы и гнейсы), в Богемском массиве в Чехии и в Норвегии. С ними могут быть связаны месторождения алмазов (лонсдейлитов). Пример – месторождение Кумдыколь (Казахстан) на Кокчетавском срединном массиве. Состав эклогитов рассмотрим ниже в разделе «Метаморфизм верхней мантии».