15. Ультраметаморфизм. Факторы, породы

Ультраметаморфизм представляет собой высшую стадию регионального метаморфизма. Метаморфические преобразования этого типа, происходящие в глубинных зонах фанерозойских складчатых поясов, щитов и фундаменте древних платформ, расположены ниже уровня начала плавления гранитных пород. В зонах ультраметаморфизма активную роль играют расплавы, что сближает этот процесс с магмати­ ческим. В то же время на участках ультраметаморфических преобразова­ ний существенное значение имеют резкое повышение температуры, дав­ ления, воздействие флюидов и интенсивные дифференциальные движе­ ния. Наиболее широко ультраметаморфизм проявлен в докембрийских структурах. Это связано с высокой термической активностью Земли в докембрийское время. Г.М. Саранчина и Н.Ф. Шинкарев (1973) к ультраметаморфизму относят образования мигматитов венитового ряда, процессы палингенеза и анатексиса. Они не рекомендуют рассматривать гранитизацию и калиево­ кремниевый метасоматоз в составе ультраметаморфических процессов. По многочисленным наблюдениям исследователей, образование инъекцион- но-метасоматических мигматитов и генетически связанная с ним грани­ тизация являются метасоматическими процессами, отделенными во вре­ мени от проявлений регионального метаморфизма и ультраметаморфизма. 39 Согласно Петрографическому кодексу, в класс ультраметаморфи- ческих пород включены гетерогенные комплексы гранитогнейсов и миг­ матитов. При этом акцентируется внимание на том, что формирование гранитогнейсов и мигматитов связано с глубокими минералого­ петрографическими, аллохимическими преобразованиями регионально­ метаморфических пород разного состава (гнейсы, амфиболиты, кристал- лосланцы). Причем, преобразования пород направлены на их обогащение кварц-полевошпатовой ассоциацией минералов (гранитизация) при тер­ модинамических условиях, определяющих начало их селективного плав­ ления. В составе класса ультраметаморфитов выделены подклассы миг­ матитов и метатектитов. Мигматиты представляют собой неоднородные по составу породы, состоящие из метаморфического субстрата и гранитоидного материала. Метатектиты - лейкократовые породы кварц-полевошпатового состава, вещественно подобные магматическим гранитоидам. Эти поро­ ды представляют результат высшей ступени гранитизации субстрата.

16. Региональный метаморфизм: факторы, агенты, масштабность. Проблема изохимичности-аллохимичности регионального метаморфизма. Геологическая обстановка.

В отличие от них, выделяют так называемый региональный метаморфизм, под которым понимают глубинный метаморфизм, проявляющийся на огромных площадях вне явной зависимости от наличия или формы интрузий, от местной тектонической обстановки и захватывающий самые разнообразные горные породы.

Пример такого метаморфизма дают породы Украинского кристаллического массива, Балтийского щита, а также массивы центральных частей различных горных сооружений. Региональный метаморфизм связан с подвижными зонами земной коры — геосинклиналями. В геосинклиналях, испытывавших в течение длительного времени погружение, мощные толщи осадочных горных пород опускались на значительную глубину и оказывались в зоне высокого петростатического давления и высокой температуры. Под влиянием этих факторов они перекристаллизовывались, переходя в различные кристаллические сланцы, гнейсы и другие метаморфические горные породы. Особенно это касается древнейших, архейских и протерозойских толщ, накапливавшихся в то время, когда Земля обладала большим запасом тепла и геотермический градиент в земной коре был значительно большим, чем теперь. Интересно, что в том случае, если породы, испытавшие региональную метаморфизацию в глубоких зонах Земли, впоследствии, в результате тектонических движений, снова оказываются близ поверхности Земли, то в их составе вновь появляются минералы, характерные для более низких температур и давлений. Подобное явление называется регрессивным метаморфизмом, или диафторезом.

17. Метаморфические фации Эскола, принципы их выделения

1) санидиновую фацию; критические минералы - санидин и пи­ жонит; нахождение пород этой фации в виде ксенолитов в вулканиче­ ских породах указывает на пирометаморфические условия - очень высо­ кую температуру и низкое давление (термальный метаморфизм по В. Гольдшмидту);

2) пироксен-роговиковую фацию; критические ассоциации: диоп­ сид + гиперстен и ортоклаз + андалузит; типичная геологическая пози­ ция - во внутренних зонах контактовых ореолов (например, роговики типа Осло);

3) амфиболитовую фацию; критическая ассоциация: роговая об­ манка + плагиоклаз; преобладание в докембрийских областях (например, Ориярви в Финляндии) предполагает более высокие давления, чем в пи- роксен-роговиковой фации, тогда как присутствие во внешних зонах ореолов указывает на более низкие температуры; богатство водными ми­ нералами указывает на существенную роль водного флюида;

4) фацию зеленых сланцев; характерные ассоциации: мусковит + + хлорит + кварц и альбит + эпидот + кварц, которые, судя по геологиче­ ской позиции, представляют собой продукты регионального метамор­ физма в верхних горизонтах земной коры, где температура и гидростати­ ческое давление относительно низкие;

5) эклогитовую фацию; критическая ассоциация: омфацит + пироп + + альмандин + рутил; благодаря их очень высокой плотности и некото­ рым особенностям залегания предполагается, что они образовались в очень глубинных условиях при крайне высоком давлении и высокой температуре;

6) гранулитовая фация; критическая ассоциация: кварц + ортоклаз + + плагиоклаз + альмандин + гиперстен; характерно отсутствие роговой обманки, слюд, волластонита, гроссуляра; отсутствие водных минералов может свидетельствовать о «сухих» условиях; геологическое положение указывает на региональный метаморфизм при высоких температурах и давлениях, но вероятно, меньших, чем в эклогитовой фации;

7) фация эпидотовых амфиболитов; критическая ассоциация: кварц + альбит + эпидот + роговая обманка; геологическое положение и минералогия указывают на промежуточные условия между фациями зе­ леных сланцев и амфиболитов;

8) фация глаукофановых сланцев; критические минералы: глауко- фан, кроссит, лавсонит, пумпеллиит. Некоторые аналогии позволили П. Эскола сопоставить эту фацию с эклогитовой, но считать ее более низкотемпературной.

18. Зональность регионального метаморфизма. Индекс-минералы и изограды, картирование изоград.

Уже в период создания учения о глубинных зонах метаморфизма во многих районах была изучена горизонтальная зональ­ ность метаморфизма. При геологическом картировании регионально- метаморфизованных пород пелитового состава Г. Барроу (1893) предло­ жил выделение минеральных зон метаморфизма, границы между кото­ рыми он назвал изоградами. Они означают линии равной степени мета­ морфизма, нанесенные на геологическую карту. В каждой метаморфиче­ ской зоне появляется типоморфный минерал, или индекс-минерал. П о­ 126 следние отм ечаю т ту или иную ступень м етам орф и зм а пород. Г еологи ­ ческим картировани ем в ю го-восточной части Ш отлан дского нагорья Г. Б арроу устан ови л 6 зон м етам орф изм а: хлоритовую , би оти товую , гра­ н атовую . ставроли товую . кианитовую и силли м ан итовую. Хлоритовая зона. Главными породообразующими минералами в метапелитах этой зоны являются хлорит и серицит. Альбит встречается в незначительных количествах. Калишпат и плагиоклаз неустойчивы и за­ мещаются серицитом, альбитом и минералами группы эпидота. В благоприятных условиях кристаллизуется хлоритоид. Исходная порода в этом случае должна быть богата железом и глиноземом и в то же врем я бедной магнием, кальцием и щелочами. Во многих случаях в породах этой зоны отмечается марганцовистая разновидность хлори- тоида - оттрелит (магнезиальная разновидность — сисмондин). Появление хлоритоида на ранних стадиях динамотермального метаморфизма, веро- ятно, обязано наличию в исходной породе каолинита, который вступая в реакцию с магнетитом дает хлоритоид: 3 каолинит + магнетит = 3 хлори­ тоид + 3 кварц + ЗН20 . Акцессорные минералы представлены магнетитом, турмалином, рутилом. Текстуры пород тонкосланцеватые с реликтовой слоистостью, плойчатые. Структуры лепидобластовые. Наиболее типичные породы представлены хлорит-серицитовыми, хлоритоидно-серицитовыми, аль- бит-серицит-хлоритовыми сланцами и серицитовыми филлитами. Биотитовая зона. Появление биотита свидетельствует о нарастании степени метаморфизма. Ассоциация Сер + Хл становится неустойчивой, и образуется биотит. Для кристаллизации биотита вещество заимствует­ ся не только из хлорита и серицита, но и из кварца, магнетита и рутила. В некоторых случаях в породах зоны появляется ранний гранат, богатый спессартиновым миналом (около 12 %). В зависимости от состава поро­ ды называются биотитовыми или хлорит-биотитовыми сланцами. Гранатовая (алъмандиновая) зона. Альмандин свидетельствует о более высокой ступени динамотермального метаморфизма. Гранат кри­ сталлизуется за счет хлорита и магнетита. Он обладает большой кри­ сталлизационной силой, образуя порфиробласты. В этой зоне метамор­ физма в ассоциации с гранатом встречаются те же минералы, которые встречались в предыдущей зоне, но стремящиеся в процессе рекристал­ лизации к более крупным размерам. Однако они сохраняются только в непрерывно уменьшающихся количествах. Хлоритоид в гранатовой зоне является весьма типичным минералом, в виде крупных пойкилобластических кристаллов. Наиболее типичные породы альмадиновой зоны - гранат- биотитовые, гранат-двуслюдяные и гранат-хлоритоидные сланцы. Ставролитовая зона. Появление ставролита в породах более вы­ сокой ступени метаморфизма можно объяснить реакцией замещения хлоритоида ставролитом:

Освобождающееся железо входит в состав биотита, формирующе­ гося за счет мусковита. Появляясь вначале в виде мелких зерен, ставро­ лит быстро развивается в крупные идиобластические кристаллы, при взаимном прорастании образуются крестообразные двойники. Совместно со ставролитом в породах часто встречается гранат. В качестве примеси или главного минерала в ставролит-гранатовых сланцах и гнейсах на­ блюдается олигоклаз. В образованиях ставролитовой зоны под влиянием высоких температур и понижающегося одностороннего давления появ­ ляются крупнозернистые структуры, полосчатые и гнейсовидные текстуры. Кианитовая зона. Кианит встречается часто с гранатом и ставро­ литом. По мнению А. Харкера, с повышением температуры ставролит уступает место кианиту и гранату: 3 ставролита + 2 кварца = 5 кианитов + альмандин + ЗН20 Кианит подобно ставролиту обладает большой кристаллизацион­ ной силой и образует крупные идиобласты. С ним ассоциируют ставро­ лит, биотит, мусковит, кварц, являясь главными компонентами породы. Кианитовые, кианит-гранатовые слюдяные сланцы содержат не­ редко плагиоклаз, при грубосланцеватом строении они называются гнейсами. Силлиманитовая зона. На высшей ступени метаморфизма кианит сменяется силлиманитом. Совместно с ним встречаются гранат, биотит, ортоклаз и олигоклаз. Укрупнение зерен минералов и образование гней­ совых текстур в метаморфизируемых глинистых породах стирают следы их первичного строения. Силлиманит встречается обычно в виде волок­ нистых агрегатов (фибролита), которые включены в кварце, мусковите. Калиевый полевой шпат не встречается на низких стадиях метаморфиз­ ма, здесь образуется за счет диссоциации мусковита. Возможно, анало­ гичному расщеплению иногда подвергается биотит, продуктом разложе­ ния которого является вместо силлиманита гранат. Породы зоны пред­ ставлены кристаллическими сланцами и гнейсами. Установленные Г. Барроу зоны и принципы картирования мета­ морфических комплексов официально были признаны благодаря работам П. Тилли (1921, 1925), который окончательно сформулировал частные вопросы концепции изоград. Указанная минеральная зональность в ме­ таморфических поясах была зафиксирована в других складчатых поясах, но вместе с тем в северо-восточной части Шотландии выявлена другая по характеру зональности серия (Бучанского типа - по названию г. Бучан). В зонах этого типа выделяется последовательность минералов- индексов: хлорит —» биотит —» кордиерит —» андалузит —» силлиманит, соответствующая возрастанию степени метаморфизма пелитовых пород. Приведенные ряды последовательности минералообразования свидетельствуют о локальных различиях метаморфизма и условий в зем­ ной коре, существовавших в пределах единого орогенного пояса. Мета­ морфизм типа Барроу характеризуется умеренным и до высоких давле­ ниями и умеренными температурами (кианит-силлиманитовый мине­ ральный тип метаморфизма), а метаморфизм Бучанского типа - низкими давлениями и высокими температурами (андалузит-силлиманитовый ми­ неральный тип метаморфизма). Согласно оценкам, при кульминации ме­ таморфизма породы силлиманитовой зоны (тип Барроу) находились на глубине около 12 км. Породы северо-восточной части Шотландии были погружены на глубину не более 3-4 км. Формирование метаморфической 129 последовательности Бучанского типа предопределялось высоким тепло­ вым потоком и высоким геотермическим градиентом (т.е. высокой тем­ пературой на небольшой глубине коры). В область проявления метамор­ физма Бучанского типа при формировании орогенного пояса поступило дополнительное количество тепла за счет конвективного притока его из мантии. Необходимо отметить, что в области метаморфизма Бучанского типа присутствуют породы, которые сформировались при частичном плавлении, требовавшем притока тепла. Эти плутонические породы (гранитоиды) ассоциируют с силлиманитовой зоной. Наиболее удобными для изоградного картирования являются пе- литовые породы, т.к. они чутко реагируют на изменение физико­ химических условий метаморфизма. Если районы развития метаморфи­ ческих толщ отличаются разнообразием пород по исходному составу, то границы между зонами лучше проводить на основании метаморфических изменений в породах пелитового состава. Имеются породы совершенно непригодные для изоградного кар­ тирования, например, известняки, которые в различных зонах будут представлены мраморами, кварциты, сохраняющие постоянство состава при переходе из одной зоны в другую. Для изоградного картирования используют и метабазиты, хотя деление на зоны для них менее дробно, ' чем в метапелитах.