учебники / Гаврилов В.П. «‎Общая и историческая геология и геология СССР»

Глава 9

МЕТАМОРФИЗМ

в преобразовании горных пород в недрах под действием высо­

ких температур, давлений или циркуляции активных флюидов.

§l.ФАКТОРЬIМЕТАМОРФИЗМА

К. ведущим факторам метаморфизма относят температуру,

давление и действие флюидов. Процесс метаморфизма проте­

кает под комплексным воздействием этих эндогенных факто­ ров, но в ряде случаев можно выделить тот или иной фактор

вкачестве главного.

Температураважнейший фактор метаморфизма. Она вли­

яет на процессы преобраз·ования и возникновения минералов,

повышает скорость химических реакций и интенсивность пере­

кристаллизации. Повышение температуры в тех или иных уча­

стках земной коры обусловлено общим возрастанием темпера­

туры с глубиной, локальным увеличением температуры в зоне трущихся блоков литосферы, теплом магматических интрузий

или горячих флюидов. Возрастание температуры приводит

к дегидратации гидроксилсодержащих минералов, к декарбо­

натизации карбонатов, к образованию высокотемпературных

минералов без конституционной воды, к перераспределению

компонентов между сосуществующими минералами. Одна из

характерных реакций подобного типаперераспределение же­

леза и магния между оливином (Fe, Mg) 2Si04 и пирокесном

(Fe, Mg)2Si206:

Mg2Si04 + Fe2Si20o = Fe2Si04 +Mg2Si20o.

Причем константа равновесия этой реакции определяется,

прежде всего, температурой: с ее пониженнем доля железа

воливине становится выше, чем в сосуществующем с ним пи­

роксене.

Согласно исследованиям В. С. Соболева, основной темпера­

турный интервал, определяющий метаморфизм горных пород,

заключен в пределах 300-400 и 900-1000 °С. Нижний пре­

дел, в 300 ос определяется резким падением скорости химиче­ ских реакций, приводящим к преобразованию пород. В среднем, этот температурный порог находится на глубине 15 км при гео­ термическом градиенте равном 20 ос на 1 км. Верхний предел, в 1000 °С ограничен началом плав.аения некоторых горных по­ род; располагается он в основании земной коры. Таким обра­

зом метаморфизм протекает при преимущественно твердом

171

состоянии пород без участия или почти без участия силикатных

расплавов.

Давление приводит к сокращению объема nород, к более nлотной «упаковке» минеральных зерен, к переориентации ми­

нералов. Кроме того, давление повышает температуру плавле­

ния пород, что увеличивает пределы температурного воздейст­

вия. Давление может возрасти за счет увеличения массы вы­

шерасположенных толщгеостатическое или литостатическое

давление. Оно направлено по вертикали и увеличивается с глубиной. Зависимость Беличины давления Р от глубины

можно представить следующим образом:

dP = -pgdr·I0- 3 ,

где р- средняя плотность пород, кг/м3 ; g - ускорение свобод­

ного падения; r - расстояние от точки наблюдения до центра

Земли, км (в основании материковой коры мощностью 35 км рассчитанное таким способом давление составит 1300 МПа).

Другая причина увеличения давлениядинамическое (на­ правленное, ориентированное) тангенциальное сжатие. Его воз­

никновение связано с тектоническим движением блоков лито­

В этом случае на сравнительно ограниченном пространстве давление может возрасти до 2500 МПа. Динамическое давле­ ние, проявляющееся в виде стресса (значительное давление в относительно короткий отрезок геологического времени), приводит к переориентации минеральных зерен (длинной сто­

роной перпендикулярно направлению давления), ускоряет или

замедляет процессы минералообразования, способствует обра­ зованию трещин в породе, что увеличивает их фильтрацион­

ные свойства.

Активные флюиды включают в себя горячие газы (эмана­

ции) и горячие растворы. К первым относятся пары воды и углекислый газ. Большую роль играют также водород, азот, хлор и некоторые другие газы. Горячие растворы, содержащие ионы активных химических элементов (натрия, кальция, фтора, бора, серы), мигрируя по трещинам горных пород, оказывают на них метаморфирующее воздействие. Выражается оно, глав­

ным образом, в привносе в породу и выносе из нее химических

элементов. Это явление называется .метасоматозом. Особенно

велика роль активных флюидов в преобразовании «сухих» по­ род, лишенных растворов в силу чрезвычайно малого парового

пространства.

Метаморфизму могут подвергаться не только осадочные н магматические породы, но и ранее образованные метаморфи­ ческие породы. Такой повторный метаморфизм получил назва­ ние диафтореза (греч.- разрушаю). В результате метамор-

172

физма общий или валовый химический состав пород изменя­ ется незначительно, т. е. метаморфизм протекает изохи.мически. Минеральные, структурные и текстурные перестройки в по­

роде обусловлены в этом случае физическими условиям и во

время перекристаллизации. При этом минеральные зерна по­

роды разрушаются, происходит перекристаллизация, взаимное

прорастание зерен, увеличение их размера, параллельная ори­

ентировка удлиненных или плоских зерен. Конечная структура

породы будет определяться характером исходного материала,

типом метаморфизма, его интенсивностью.

В некоторых случаях метаморфизм протекает с существен­

ным изменением химического состава первичной породы, т. е.

.метасо.матически. Химические преобразования сопровождаются

возникновением новых минеральных ассоциаций путем пере­

кристаллизации уже существующего материала, привноса или

выноса некоторых химических элементов, которые перемеща­

ются вместе с активными флюидами в виде ионов. При этом

возможно изменение даже химического состава отдельных ми­

нералов.

§ 2. ТИПЫ МЕТАМОРФИЗМА

В зависимости от условий протекания процессов метаморфизма

и от сочетания факторов метаморфизма выделяют различные его типы. К главнейшим типам метаморфизма относят регио­ нальный и локальный, в пределах последнего выделяют динц­ мометаморфизм, контактовый и гидротермальный.

Региональный метаморфизм осуществляется на значитель­ ных площадях. Он связан с постепенным прогибанием земной

коры и погружением осадочных толщ на глубину десятки ки­

лометров. Региональный метаморфизм особенно интенсивен

в активных геосинклинальных областях, где происходит вне­

дрение магматических масс, складкообразование, циркуляция гидротермальных растворов. В качестве преобразующих факто­

ров при региональном метаморфизме выступают давление,

температура и химически активные флюиды. Поскольку осадоч­

ные толщи погружаются постепенно, то они последовательно

проходят различные термабарические зоны. Выделяют три

зоны.

1. Верхняя, эпизона, характеризуется слабым течением ме­ таморфизма; здесь возникают глинистые сланцы, филлиты.

Метаморфизм обусловлен в основном возрастающим геостати­

ческим давлением, приводящим к переориентации частиц в по­

роде. Протекает он изохимически и приводит к рассланцеванию

пород.

2. В средней, .меэоэоне, наряду с существенным односто­ ронним давлением, заметна роль температурного фактора и

173

активных флюидов. В этой зоне усиливаются процессы пере­

кристаллизации исходных пород, происходит новообразование минералов; uозникают слюдистые сланцы, гнейсы, кварциты, мраморы, амфиболиты (из основных эффузивных пород).

3. Для нижней, катазоны, присуще максимальное проявле­

ние всех трех факторов метаморфизма. Активно протекают процессы новообразования минералов. Метаморфизм катазоны характерен для низов земной коры. Здесь могут образовы­

ваться биотитавые и пироксеновые гнейсы, эклогитыкри­

сталличес!(ая порода, состоящая в основном из пироксена и

граната (исходной породой являются базальт, габбро). В ка­

тазоне процессы метаморфизма достигают своего максимума и

происходит полная перекристаллизация исходных пород. Это явление получило название ультра.метаморфизма. Причем

перекристаллизация может быть частичной (избирательное плавление минералованатексис) и полной (переплавление

исходных пород с образованием магмыпалингенез). В ре­

зультате анатексиса и палингенеза могут образоваться гра­

ниты и даже некоторые основные породы in sitи, т. е. на месте

залегания первичной исходной породы. Этот процесс форми­ рования гранита метаморфическим путем называют гранитиза­ цией. Важную роль играют активные флюиды, обогащающие

исходную породу кремнеземом, щелочами и обедняющие ее магнием, железом, кальцием. При этом существенно изменя­

ется химический состав исходной породы, т. е. метаморфизм протекает метасоматически. Кроме гранита, таким путем об­

разуются мигматитыпороды, представляющие собой чере­

дование прослоев гнейсов и гранитов. В нижних частях ката­

зоны может протекать основной анатексис, в результате ко­ торого метаморфическим путем возникают лейконориты и

анортозиты.

Динамометаморфизм протекает под действием ориентиро­

ванного, направленного давления в местах интенсивного склад­

кообразования, чаще всего в зонах взаимодействия литосфер­ ных плит. В результате динамометаморфизма минеральные

зерна меняют свою ориентировку перпендикулярно направлен­

ному давлению, nроисходит и их уплощение. Формируются но­ вые чешуйчатые минералы, такие как хлорит, биотит, муско­

вит, тальк и др. Образуются nороды типа гнейсов, сланцев,

амфиболитов.

Ориентированное сжатие может вызвать в породах дефор­

мацию, скалывание и дробление, а также скольжение мине­

ралов по плоскостям спайности. Такой динамометаморфизм,

приводящий к механическому разрушению пород, получил на­

звание катакластического. Он возникает в случаях, когда ори­

ентированное давление превышает предел nрочности пород.

В зонах катак.rJастического метаморфизма возникают тектони-

174

ческие брекчии, nредставляющие собой связанную массу мел­

ких остроугольных обломков, мпнеральных зерен- ;,tcлaнJIC (франц.- смесь), или милониты.

Контактовый метаморфизм протекает вблизи :vtагматических интрузий. Основные факторы контактового метаморфизма­ высокая температура (550-900 °С) и активные флюиды. Кон­

тактовый метаморфизм охватывает породы, непосредственно

прилегающие }( магматическому очагу. Максимальный радиус его действия 2-5 км. Масштабы его развrния предоnределя­

ются величиной магматической интрузии: в большей степени

они проявляются в ореоле батолитов, в меньшейоколо даек и силлов. Температурное воздействие выражается в формиро­

вании своеобразной зоны обжига, естественного кокса. Обож­ женные породы спекаются и приобретают повышенную nроч­

ность. Большую роль nри контактовом метаморфизме играет

метасоматоз, приводящий к замещению одних минералов дру­

гими. Так, андалузит, наиболее характерный минерал контак­ тового метаморфизма, образуется по следующей схеме:

К20· 3Al20 3 • 6Si02· 2Н20 + 2Si02 = 2Al2Si05 +

Новообразование минералов под действием метасоматоза

происходит на сравнительно больших расстояниях от магмати­

ческого очага. Так, у батолита Инно (шт. Калифорния, США)

первые новообразованные агрегаты хлорита н светлых слюд

зафиксированы на расстоянии от него в 6 км.

При контактовом воздействии кислых пород на карбонат­

ные отложения возникают скарны, с которыми связаны место­

рождения многих полезных ископаемых. При этом происходит ВЫНОС ИЗ каЛЬЦИТа СО2 И образование НОВОГО минералаВОЛ­

ЛаСТОНИТа:

СаС03 + Si02 = СаSЮз + СО2 t .

Вол.пастоНJIТ

К породам контактового метаморфизма относятся роговики,

вторичные кварциты и др.

Гидротермальный метаморфизм тесно связан с контактовым и протекает под действием горячих подземных вод, обычно ювенильного происхождения. Основной фактор метаморфизма

этого типаметасоматоз, в меньшей степени температура.

При гидротермальном метаморфизме возникает много новых

минераловальбит, эпидот, хлорит, пирит, березит, серицит, цеолит и др. Так образуются березиты и серицит при замеще­

нии полевого шпата калиевой слюдой и кварцем:

175

При этом широко развиваются процессы окварцевания

(т. е. образования вторичных кварцитов), происходящие при циркуляции кремнистых растворов. В процессе гидротермаль­ ного воздействия из оливина образуется серпентинит, что в~

дет к серпентинизации основных магматических пород типа

габбро.

Метаморфические породы сравнительно широко распростра­

нены в земной коре (см. гл. 2, § 2). В целом для них харак­ терна сланцеватая и кристаллическая структуры. В первом

случае метаморфические породы имеют явно выраженную рас­ слоенность, листаватость (сланцы, гнейсы), во втором случае­ кристаллическое строение (мрамор, кварцит и др.). Как nра­ вило, метаморфические породы плотные, обладают низкой nо­

ристостью, имеют массивную текстуру.

Характерные nризнаки метаморфических породкливаж и

будинаж. Кливаж (англ.- раскол)- это трещиноватость по­

род, ориентированная перпендикулярно направлению давления.

Трещины кливажа рассекают породу независимо от ее слои­ стости. Будuнлж (фр.- валик, колбаса) представляет собой

разлинзавывание пласта породы, сопровождающееся распаде­

нием его на отдельные линзы, которые иногда связаны друг

сдругом тонкими шейками.

§3. МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ФдЦИИ

Изучение метаморфических пород показала, что nороды, име­

ющие разный возраст, но подвергшиеся сходным условиям

метаморфизма, содержат идентичные ассоциации минералов. Это означает, что при каждой конкретной комбинации факто­

ров метаморфизма возникает своеобразное химическое рав­ новесие, приводящее к появлению характерной ассоциации минералов. Каждая такая группа минералов образует мета­

морфическую фацию. Выделяют цеолитовую, глаукофановую,

зеленосланцевую, амфиболитовую, гранулитоную и эклогито­

вую фации (рис. 39). Цеолuтовая фация соответствует самой низкой степени метаморфизма. Она начинается сразу за диа­ rенезом и литификацией. В условиях сравнительно небольших

температур и давлений развиваются низкотемпературные вод­

ные минералы-- цеолиты. В минеральных ассоциациях вместе

сними присутствуют кварц, светлые слюды, хлориты.

обретают за счет минерала глаукофана, имеющего синюю ок­ раску. Глаукофан возникает при повышении давления из аль·

17f)

время активно протекают процессы подвигания океанической

литосферы под островные дуги и континенты.

Зеленосланцевая фация образуется при сравнительно не­ больших температурах и давлениях и характеризует раннюю

стадию динамометаморфизма. Специфический цвет сланцам

придают зеленые минералыхлорит и эпидот. С ними ассо­

циируют кварц, альбит и мусковит.

Амфиболитовая фация возникает при увеличении темпера­ туры и давления. Хлорит переходит в биотит, появляются мел­ кие кристаллы граната. Формируется характерный биотито­ вый сланец. Дальнейшее повышение температуры и давления приводит к замещению биотита роговой обманкой (амфиболи­

том), кристаллы граната увеличивают размеры, появляются

новые минералы: ставролит, андалузит, кианит, силлиманит.

Возникает специфическая метаморфическая фация, название

которой дано по одному из характерных для нее минералов.

Фация проявляется очень широко при региональном метамор­

физме и динамометаморфизме.

ГранулитоваЛ фацияэто высокотемпературная фация

(700-900 °С)' для которой характерны существенные давле­

ния (до 103 МПа). Она отражает максимальную степень ре­ гионального метаморфизма. В эту фацию образуются грану­ литы (средне- и крупнозернистая порода, состоящая из кали­

евого полевого шпата, натриевого плагиоклаза, пироксена,

кварца, граната) и чарнокиты (гиперстеновые гнейсы). Гра­

нулиты похожи на гнейсы, в меньшей степени на граниты, но

177

Часть 11

ИСТОРИЧЕСКАЯ ГЕОЛОГИЯ С ЭЛЕМЕНТАМИ ПАЛЕОНТОЛОГИИ

Раздел четвертый

ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ИСТОРИЧЕСКОй ГЕОЛОГИИ

Геологическое развитие земного шара во многом связано

спроявлением тектонических движении, которые, в свою оче­

редь, обусловлены эндогенными силами. В этом смысле их

можно рассматривать как один из факторов внутренней дина­

мики Земли. Однако, учитывая их ведущее значение в геоло­

гическом развитии нашей планеты, они рассмотрены в первом разделе второй части учебника, посвященном тектоническим основам исторической геологии, т. е. тем вопросам, которые

имеют и общегеологическое значение. В этом же разделе со­

держатся сведения по методам изучения тектонических дви­

жений, которые и позволяют реконструировать последователь­

ный ход геологической истории Земли. Анализируются геотек­

тонические гипотезы, вскрывающие причины проявления

тектонических движений. Характеризуются главнейшие типы

геологических структур литосферы, формирование которых оп­ ределяет исторический и современный облик нашей планеты.

Глава 10

ТЕКТОНИЧЕСКИЕДВИЖЕНИЯ

Тектонические движенияэто механическое перемещение зем­

ного вещества, вызывающее формирование новых геологических

структур или изменение строения прежних. Основная причина их возникновениявнутренняя энергия Земли. Однако их проявлению могут способствовать и внешние при'rины, такие

как изменение скорости вращения земного шара, вариации

гравитационного поля и др. Представления о существовании

тектонических движений возникли еще в античное время и

втечение всей истории возникновения и развития геологии

рассматриваются как одно из важнейших понятий этой на­

уки. Однако первая, наиболее удачная классификация текто-

179

нических движений появилась лишь в конце XIX в. и принад­

лежит американскому геологу Г. Гильберту. Он предложил

делить тектонические движения на эпейрогенические (создаю­

щие континент) и орогенические (создающие горы). Причем

ведущее значение придавалось вертикальной составляющей

Р. ван Беммелена, М. М. Тетяева, В. В. Белоусова, Ю. А. Ко­ сыгина, Н. И. Николаева, Н. С. Шатского, В. Е. Ханна и др. В большинстве классификаций примат оставляли за верти­ кальными (колебательными) движениями. Горизонтальные

движения либо не рассматривались вообще, либо им отводи­

лась второстепенная роль, их проявление ставилось в зависи­

мость от вертикальных (колебательных) движений. Однако

в начале 70-х годов А. В. Пейве показал, что горизонтальные

движения проявляются гораздо активнее, чем вертикальные.

Так, скорость проявления горизонтальных движений, по дан­ ным А. В. Пейве, составляет 1-13 см в год, а вертикальных 5-10 см за 1000 лет, т. е. 0,005-0,01 см в год. В этой ситу­ ации пренебрегать горизонтальными движениями или отво­

дить им подчиненную роль было бы ошибкой.

§ 1. J(ЛАССИФИJ(АЦИЯ ТЕJ(ТОНИЧЕСJ(ИХ ДВИЖЕНИЯ

Все тектонические движения целесообразно объединить в две

группывертикальные и горизонталы-tые, с последующим под­

разделением по уровню их зарождения, при определении ко­

торого предлагается исходить из особенностей внутреннего

строения Земли. Из гл. 3, § 2 следует, что в недрах нашей

планеты находятся два пластичных и чрезвычайно важных

в тектоническом отношении слоя: астеносфера и слой Д". До­

пустим, что именно эти два слоя в силу специфического со­ стояния слагающего их вещества являются базовыми при воз­

никновении тектоничесiшх движений. Тогда можно предполо­

жительно выделять следующие их типы: поверхностные, глу­

бинные (коровые), сверхглубинные и общепланетарные (?). Поверхностные движения проявляются в осадочном слое

литосферы, в составе которого широко развиты пластичные по­

роды (глины, каменная соль, гипс), способные под действнем

геостатического давления перемещаться в пространстве, при­

водя к изменению геологической структуры вышезалегающих

осадочных отложений. В пределах осадочного слоя протекают

также процессы уплотнения осадков при их литификации или разбухания при их гидратации, развито здесь гравитационное

соскальзывание. Среди поверхностных движений можно выде­ лить вертикальные и горизонтальные. Несмотря на различия

180