Метаморфизм

Метаморфизм – это процесс преобразования горных пород под воздействием глубинных флюидов, температуры и давления в твёрдом состоянии, без расплавления.

.

Метаморфизм в широком смысле этого слова охватывает все существенные изменения текстуры, структуры, минералогического и химического составов горных пород в недрах Земли под воздействием глубинных флюидов, температуры и давления. Важно подчеркнуть непременное участие метаморфических флюидов или растворов сложного состав; (Н₂О, СО₂, Н₂, СО, Н₂S и др.), без которых метаморфическая перекристаллизация горных пород обычно отсутствует даже при значительном изменении температуры и давления (ограничивается некоторыми полиморфными превращениями минералов, изменениями их структуры и т. д.).

Образование восходящих потоков глубинных флюидов и широкое метаморфическое преобразование горных пород тесно связаны с тек­тоническими дислокациями в земной коре (глубинными разломами, интрузиями магматических пород, поясами складчатости и др.).

Горные породы обычно проницаемы для флюидов вследствие наличия дисло­кации в кристаллах и межзернового пространства (пористости), кото­рое увеличивается в условиях метаморфизма, поскольку минералы имеют различные коэффициенты термического расширения и изотерми­ческой сжимаемости. К увеличению пористости должно приводить из­менение температуры и давления при метаморфизме и образование новых фаз. Наличие межзерновых флюидов, в ходе метаморфизма играющих основную роль в качестве агентов перекристаллизации мине­ралов, не исключает и других процессов, например диффузии компо­нентов в кристаллических решетках минералов, процессов упорядочения-разупорядочения кристаллических структур и полиморфных прев­ращений в связи с нагревом и охлаждением и т. д. Но эти процессы имеют второстепенное значение. Например, диффузия вещества через кристаллические решетки и по границам зерен протекает несравнимо медленнее перемещения компонентов в растворе, если сам раствор перемещается относительно минеральных агрегатов (инфильтрационная миграция вещества).

Проницаемость горных пород для флюидов усиливается при одно­стороннем (стрессовом) давлении и развитии катаклаза, сдвигов, склад­кообразования, пластического течения и других деформаций, повышаю­щих неоднородность толщ. Метаморфические флюиды имеют глубинный (подкоровый) источник. Вода, содержащаяся в осадочных породах и освобождающаяся в процессах их высокотемпературного преобразования, играет небольшую роль в составе метаморфических флюидов и обычно не влияет на общий характер метаморфизма.

Внешними факторами метаморфизма, определяющими минеральный состав метаморфических пород, являются температура, литостатическое давление (глубинность) и состав флюидов (главным образом парциальные давления в них газов – паров воды, углекислого газа и кислорода). Под влиянием этих факторов в горных породах происходят метаморфические реакции между минералами, которые характеризуются физико-химическими эффектами: тепловыми (ΔН), объёмными (ΔVs – изменение объёма минералов) и химическими (изменение чисел молей летучих и других компонентов). Эти эффекты определяют меру влияния на метаморфические процессы соответствующих факторов метаморфизма.

Возрастание литостатического давления Рs способствует реакциям с сокращением объема твердых фаз (ΔVs<0), и, наоборот, реакции с положительной величиной объемного эффекта (с увеличением объема минералов, (ΔVs>0)) протекают с понижением литостатического давле­ния. Речь идет здесь о всестороннем литостатическом давлении Рs, ко­торое сопряжено с объемным эффектом ΔVs и определяется глубинно­стью протекания метаморфических реакций. Одностороннее давление (стресс) не является 'фактором метаморфических реакций, которые не сопровождаются физико-химическими эффектами, соответствующими этому параметру. Поэтому возрастание стресса не ведет к образованию новых фаз. Стресс оказывает только каталитическое влияние на мета­морфические реакции, приводя к их замедлению или ускорению, и влия­ет на проницаемость толщ в отношении метаморфических флюидов. С ним связаны деформации, определяющие текстурные и структурные особенности метаморфических пород.

Возрастание или понижение таких параметров, как парциальные давления компонентов, составляющих флюиды (РH₂О, РCО₂ и др.), способствует метаморфическим реакциям с их поглощением или осво­бождением: гидратации-дегидратации (Н₂О), карбонатизации - декарбонатизации (СО₂), окисления-восстановления (О₂) и др. Обычно реак­ции с поглощением летучих компонентов экзотермичны (ΔН<0), а ре­акции с освобождением летучих компонентов эндотермичны (ΔН>0). Поэтому для регрессивного метаморфизма характерны процессы гидра­тации, карбонатизации, окисления, а прогрессивный метаморфизм характеризуется процессами дегидратации, декарбонатизации, восстанов­ления и др.

Области термодинамической устойчивости метаморфических мине­ралов и их ассоциаций, выбранных в качестве критических, называют­ся ступенями метаморфизма или метаморфическими минеральными фа­циями. Обычно понятию фация придается более широкое значение и в каждую фацию объединяются по нескольку ступеней метаморфизма с таким расчетом, чтобы фация охватывала ассоциации горных пород, ко­торые могут быть выделены на местности при геологическом картирова­нии. Границы между ступенями метаморфизма или минеральными фа­циями определяются термодинамическими условиями и набором минералов, устойчивых при данном режиме (температура и давление). Такие минералы-индикаторы позволяют сопоставлять по степени метаморфизма горные породы, одинаковые по парагенезису. Различные минералы и их ассоциации, отвечающие примерно одинаковой степени метаморфизма объединяются в группы минералов-индикаторов, по присутствию которых можно определить ту или другую фации регионального метаморфизма.

Широ­кое метаморфическое преобразование горных пород (в отличие от метасоматического) происходит с изменением их объема и в непосредст­венной зависимости от литостатического давления, определяемого глу­бинностью. Собственно метаморфизм, как и метасоматоз, вызывается воздействием на горные породы потока растворов или флюидов, но они имеют более глубинный источник и не проявляют такой химической аг­рессивности. Вследствие этого химические изменения пород при мета­морфизме в общем случае менее значительны; привносимые и выноси­мые компоненты ведут себя термодинамически инертно, чем обуслов­лена обычная полиминеральность метаморфических пород.

Эти различия метаморфизма и метасоматоза ниже иллюстрируются примером процесса серпентинизации оливиновой породы в результате воздействия на нее водного раствора. Возможна метаморфическая серпентинизация с увеличением объема породы и метасоматическая серпентинизация с сохранением объема. Сопоставим эти два случая:

1. МgSiO₂ + (1,5Н₂О) = 0.5Н₄Мg₃Si₂O₉ + 0,5Мg(ОН)₂

форстерит серпентин брусит

Vs = 15.2 см3 на 1 моль паров воды

2. 1,25Мg₂SiO₄ + (H₂O) = 0,5Н4Мg3Si₂O₉ + (MgO + 0.25SiO₂),

форстерит серпентин

Vs = O

В первом случае в результате метаморфического разложения фор­стерита образуются серпентин и брусит и значительно возрастает объем породы. Поэтому давление должно препятствовать процессу серпентини­зации. Магний и кремний ведут себя термодинамически инертно, в ре­зультате чего при гидратации форстерита число минералов возрастает (серпентин + брусит).

Во втором случае метасоматической серпентинизации объем породы не изменяется, чем обусловлена независимость от внешнего литостати­ческого давления (динамически изолированная система). Это достигает­ся лишь при высокой химической агрессивности растворов, которыми выносится в данном случае около 30 масс. % породы (главным образом Мg О и SiO₂, которые ведут себя вполне подвижно).

Нередки промежуточные варианты метаморфизма с неполным из­менением объема, увеличением числа минералов и привносом - выносом компонентов (кроме Н₂О и других летучих). Такой метаморфизм мож­но назвать аллохимическим (в отличие от изохимического метаморфиз­ма, происходящего без заметного изменения состава пород, помимо ле­тучих компонентов). Таким образом, степень химического преобразова­ния пород нарастает в ряду процессов: изохимический метаморфизм — аллохимический метаморфизм — метасоматоз. Изохимический и аллохимический метаморфизм ограничивается процессами с изменением объ­ема системы (равновесия между минералами достигаются в изобари­ческих условиях), тогда как метасоматоз осуществляется при постоян­стве объема (изохорические условия) и вследствие этого с особенно значительным привносом - выносом вещества при участии растворов вы­сокой химической агрессивности.

Метаморфические горные породы образуются на месте или изверженных пород (ортометаморфические породы), или осадочных пород (параметаморфические породы). Состав исходных пород, подвергшихся метаморфизму, нередко изменяется не очень значительно, и первич­ную природу пород удается распознать. В группе метаморфических пород известны относительно близкие эквиваленты перидотитов, габбро (базальтов), диоритов (андезитов) и гранитов (риолитов), а также промежуточных разностей. Но эквиваленты щелочных изверженных по­род (фойяитов, тералитов и др.) в метаморфических комплексах край­не редки или не встречаются вообще. Известны также все химические представители семейства осадочных пород (за исключением легкора­створимых химических осадков). С другой стороны, в группе метамор­фических пород распространены разновидности, которые не имеют эк­вивалентов среди изверженных и осадочных пород (это в основном продукты интенсивного аллохимического метаморфизма). В этом слу­чае первичная природа пород остается неизвестной.

Метаморфизм и метасоматоз горных пород происходят в кристал­лическом (твердом или пластическом) состоянии в отличие от магмати­ческих явлений, связанных с кристаллизацией жидких силикатных рас­плавов. Высокотемпературный метаморфизм нередко пространственно связан с гранитоидным магматизмом. Иногда он приурочен к контактам гранитоидных интрузий (контактовый метаморфизм), или сопровождается •послойными внедрениями гранитоидов и гранитизацией с образованием инъекционных гнейсов, или мигматитов (инъекционный метаморфизм), или накладывается на уже затвердевшие части гранитоидных массивов (автометаморфизм).

Горные породы могут подвергаться метаморфизму неоднократно (полиметаморфизм), что обычно фиксируется структурами замещения или обрастания зерен одних минералов другими, образованием нало­женных секущих прожилков и т. д.

Повторный, относительно низкотемпературный метаморфизм, на­кладывающийся на ранее метаморфизованные породы, называется диафторезом.

По особенностям пространственного размещения и размаху процес­сов различаются локальный и региональный типы метаморфизма. Ло­кальный метаморфизм контролируется конкретными структурными элементами — разломами, контактами с интрузивными породами, пликативными структурами и.т. д. Образующиеся в результате метамор­фические породы связаны постепенными переходами с неметаморфизованными породами. Примером может служить контактовый метамор­физм, локализованный в пределах ореолов флюидного и термического воздействия интрузий на вмещающие осадочные, вулканические и дру­гие породы. Типичными метаморфическими породами, образующимися в этих условиях, являются контактовые роговики. Метаморфизм в зо­нах разломов связан с восходящими глубинными флюидами, контро­лируемыми этими структурами, а также с интенсивными деформациями пород. В результате «приразломного» метаморфизма возникает серия образовании, характеризующихся различной степенью метаморфиче­ской перекристаллизации: тектонические брекчии, катаклазиты и милониты, филлониты, слюдяные сланцы с реликтами катакластических (обломочных) структур, сланцы и гнейсовидные породы, в которых катакластические структуры отсутствуют. С односторонним (стрессо­вым) давлением в зонах разломов связывается образование сланцевых текстур метаморфических пород.

Региональный метаморфизм не обнаруживает четкой связи с мест­ными структурами, он охватывает огромные объемы горных пород, в пределах которых отсутствуют переходы к неметаморфизованным от­ложениям. Региональный метаморфизм происходит на значительных глубинах в связи с общим развитием складчатой структуры земной ко­ры и горообразованием. Во многих регионально-метаморфических ком­плексах прослеживаются широкие вариации степени метаморфизма. В приложении к ним можно ввести понятие неоднородного метамор­физма, в результате которого возникают фациальные серии горных по­род. Если эти вариации закономерны и намечается последовательное изменение степени метаморфизма относительно антиклинориев, гранитогнейсовых куполов и других геологических структур, можно говорить о зонально-неоднородном (зональном) региональном метаморфизме. С уменьшением размаха метаморфических проявлений зональный регио­нальный метаморфизм приобретает характер метаморфизма локально­го. Зональность может быть обусловлена только изменениями темпера­туры и давления (изохимическая зональность) или же связываться с широким привносом - выносом компонентов при метаморфизме (аллохимическая зональность).

Метаморфизм горных пород прослеживается на всех стадиях гео­синклинального развития земной коры, а также на стадии образования вторичных «постплатформенных» геосинклиналей и в платформенную стадию внедрения интрузий, характерных для «жестких» консолидиро­ванных участков земной коры. В этом геоструктурном развитии изме­няется характер метаморфических проявлений, происходит эволюция метаморфизма, обусловленная закономерным изменением термическо­го режима и состава флюидов, на которые влияет также первичный состав геосинклинальных отложений (соотношение терригенных и вулканогенных пород и т. д.). Рассмотрение метаморфизма в связи с гео­структурным развитием является основой формационной систематики метаморфических образований. В метаморфическую формацию объеди­няются породы, связанные общностью происхождения в широком гео­логическом плане, т. е. отвечающие определенным типам структурно-фациальных зон и стадиям их развития. Специфическими чертами характеризуются ранние этапы метаморфизма эвгеосинклинальных отло­жений (офиолитовых поясов), для которых типично развитие метамор­фических пород натрового ряда — спилитов, хлорит-альбитовых, парагонитовых и глаукофановых сланцев, эклогитов повышенной щелочности и т. д. В поздние этапы в этих структурах развиваются плагиограниты, сопровождаемые формацией метаморфических пород кали-натрового ряда — альбит-биотитовых и мусковитовых гнейсов, сланцев и др. Осо­бая группа формаций связана с терригенно-вулканогенными (андезитовыми) геосинклинальными структурами, в которых проявляются свя­зи метаморфизма с развитием плагиогранитов (плагиомигматиты, плагиогнейсы, сланцы, альбитовые филлиты и др.). Региональный мета­морфизм в этих структурах существенно отличается от метаморфизма в терригенных геосинклиналях, в которых он тесно связан со становлени­ем нормальных (калиевых) гранитов (мигматиты, гнейсы, сланцы, фил­литы). Специфически проявляется метаморфизм в зонах тектонической активизации платформенных структур, которые нередко сопровож­даются также интрузиями ультраосновных, основных или щелочных горных пород.

Метаморфические породы слагаются в основном петрогенными хи­мическими компонентами, в числе которых в среднем преобладают SiO₂ (~60%) и Аl₂О₃ (~15%), затем в порядке распространенности следуют FеО+Fе₂O₃ (~6%), СаО (~4%), MgO (~3%), Na₂О (~3%), К₂O (~2%), ТiO₂ (~1%). Летучие компоненты — Н₂О (~3%), СО₂ (~1%). Остальные элементы содержатся обычно в коли­честве, меньшем 1% (МnО, ZrO₂, Р₂O₅ и др.).

По распространённости метаморфические породы образуют два максимума, соответствующие продуктам метаморфизма глинистых отложений (апопелитовые) и производным основных вулканических пород (апобазитовые).

Для простоты восприятия понятий о фациях регионального метаморфизма предлагается выделить следующие ступени метаморфизма: низкая ступень соответствует фации зелёных сланцев. Для неё критическими минералами-индикаторами считаются серпентин, тальк, актинолит, хлорит, серицит, андалузит и кислые плагиоклазы. Средняя ступень метаморфизма, соответствующая амфиболитовой фации, определяется по минералам-индикаторам: роговой обманке, биотиту, мусковиту, дистену и средним плагиоклазам. Высокая ступень метаморфизма соответствует гранулитовой фации, для которой критическими минералами являются биотит, пироксены и плагиоклазы основного состава.

Систематика метаморфических горных пород разработана в настоящее время значительно слабее, чем изверженных и осадочных пород. Их принято разделять по степени метаморфизма и по составу исходных пород, подвергшихся метаморфизму.

Во многих учебниках используется классификация метаморфиче­ских горных пород, предложенная еще в начале нашего века У. Грубенманом. Согласно этой классификации горные породы подразделяются по степени метаморфизма на три большие группы. В группу глубокометаморфизованных пород объединяются гнейсы (силлиманитовые, кордиеритовые, гранатовые), пироксеновые и роговообманково - пироксеновые основные кристаллические сланцы, мигматиты. К породам средних сту­пеней метаморфизма относятся биотит - мусковитовые, ставролитовые, кианитовые гнейсы и слюдяные сланцы, амфиболиты (с гранатом, эпидотом), жадеитовые породы и др. В группу пород низких ступеней метаморфизма объединяются серицит- и хлорит - альбитовые сланцы, филлиты, эпидот-хлорит-альбитовые, актинолитовые, глаукофановые, тальковые, серпентиновые сланцы и т. д. По мере понижения степени метаморфизма все большую роль в метаморфических породах играют водные минералы и карбонаты, вытесняющие минералы, не содержа­щие летучих компонентов. Однако непосредственное восприятие мета­морфических горных пород в отношении степени метаморфизма не всегда может быть правильным.

Как подчеркивалось выше, важным фактором метаморфизма наря­ду с температурой и давлением является флюидный режим, значительно усложняющий взаимоотношения водных и безводных силикатов, карбо­натов и силикатов кальция и т. д. Так, понижение парциального давле­ния Н2О во флюидах подавляет процессы гидратации минералов, и устойчивость горных пород, сложенных безводными минералами, рас­пространяется с охватом средних и даже частью низких ступеней мета­морфизма (некоторые гнейсы, эклогиты, жадеитовые породы и т. д.). С возрастанием парциального давления паров воды, наоборот, расширяется стабильность водных минералов и их парагенезисов, которые становятся устойчивыми в средне и высокотемпературных фациях. Этот фактор стабилизирует также гранитные расплавы, так что процессы магматического замещения метаморфических пород, ведущие к образованию мигматитов, получают распространение не только в высокотемпературных, но и в среднетемпературных фациях. Сложные взаимоотношения возникают также вследствие широких вариаций давления других летучих компонентов (СO₂ и др.) в метаморфизующих флюидах. Взаимоотношения минера­лов в части их гидратации и карбонатизации усложняются также влия­нием литостатического давления и вариациями их состава. Требуется тщательный анализ парагенезисов минералов для получения обосно­ванных выводов о термодинамических условиях образования горных пород и метаморфических комплексов (о принадлежности их к тем или иным минеральным фациям). Однако большая детальность минерало­гического исследования горных пород, которая в последние годы на­чинает входить в практику геологических работ, успехи в эксперимен­тальном и теоретическом изучении равновесии породообразующих минералов позволяют подойти в настоящее время к классификации метаморфических пород на основе системы минеральных фаций, кото­рая, несомненно, наиболее рациональна. Распределение метаморфиче­ских пород по минеральным фациям, характеризующее их генезис, подчеркивает наиболее принципиальные черты их сходства и различия.

Важное значение в геологических исследованиях имеет выявление природы первичных пород, подвергшихся метаморфизму, и соответст­венно систематика метаморфических образований по исходным породам. Но при этом не следует ожидать полного соответствия исходных и ме­таморфических пород, так как метаморфизм имеет большей частью аллохимический характер. При метаморфизме всегда в той или иной мере изменяется первичный химический состав пород не только в отно­шении летучих (Н₂O, СО₂, O₂ и др.), но и многих других компонентов (С1, Р, Nа₂P, К₂O, СаО и др.). Однако большей частью эти изменения не являются настолько значительными, чтобы нельзя было различить природу первичных пород, подвергшихся метаморфизму. Различаются продукты метаморфизма глинистых отложений, основных эффузивов и их туфов, мергелей, граувакков, кислых эффузивов, песчаников, карбо­натных пород, гипербазитов, железистых, марганцовистых, кремнистых отложений и бокситов. Главнейшие метаморфические производные этих пород и типичные минералы приводятся в табл.1.

Наиболее широким распространением в метаморфических комплек­сах пользуются продукты метаморфизма глинистых (пелитовых) отло­жений и основных вулканогенных пород.

В определенных зонах метаморфизм имеет интенсивный аллохими­ческий характер и сопровождается значительным изменением состава пород, при котором первичная их природа полностью затушевывается. В результате возникают метаморфические образования, не имеющие химических аналогов среди осадочных или изверженных пород. Среди подобных пород наиболее распространены продукты щелочного мета­морфизма в офиолитовых поясах (многие глаукофановые, рибекитовые, эгириновые, альбитовые и другие сланцы, подчиненные им эклогиты, щелочные гнейсы и др.), а также метаморфические образования, обусловленные развитием гранитизации (мигматиты и связанные с ними породы), в результате которой самые различные исходные породы приближаются по химическому составу к гранитам.

Таблица 1.

Классификация метаморфических образований по составу исходных пород, подвергающихся метаморфизму

Исходные породы	Метаморфические породы	Главные минералы
Глины	роговики	кварц, полевые шпаты, андалузит, кордиерит, магнетит, биотит
	гнейсы	кварц, полевые шпаты, биотит, мус­ковит, ставролит, силлиманит, андалу­зит, кордиерит, гранат
	слюдяные сланцы	кварц, мусковит, биотит, хлорит, андалузит, силлиманит, дистен, став­ролит, альмандин, хлоритоид, альбит
	филлиты и глинистые сланцы	кварц, слюда, хлорит, хлоритоид, альмандин, пирофиллит, стильпномелан
Мергели, известковые туфы, граувакки, основные эффузивы и их туфы, габброиды	пироксеновые роговики	полевые шпаты, пироксены, кварц амфиболы
	амфиболиты, пироксен-плагиоклазовые основные и кристаллические слан­цы	плагиоклаз, роговая обманка, диопсид (гиперстен), гранат
	эпидотовые амфиболи­ты	плагиоклаз, эпидот, роговая обман­ка, кварц
	хлоритовые (зеленые) сланцы, порфиритоиды, спилит	альбит, эпидот, хлорит, актинолит, кварц, пренит, пумпеллиит, кальцит
	Глаукофановые (голу­бые) сланцы, жадеитовые метаграувакки	глаукофан, хлормеланит, эгирин, рибекит, альмандин, эпидот, хлорит, аль­бит, лавсонит, жадеит, арагонит, кварц
	Эклогиты	гранат, пироксены, амфиболы, пла­гиоклаз, кианит, рутил, цоизит
Кислые эффузивы, гранитоиды, аркозовые песчаники	Серицитовые сланцы, порфироиды, альбитофиры	серицит, альбит, кварц, хлорит
	Гнейсы	кварц, полевые шпаты, биотит
Кварцевые песчаники	Кварциты	кварц и акцессорные: слюды, поле­вые шпаты, дистен, силлиманит, пиридин, Спессартин, диопсид, тремолит, апатит и др.
Исходные породы	Метаморфические породы	Главные минералы
Известняки, доломи­ты, магнезиты	мраморы	кальцит, доломит, магнезит, диопсид форстерит, шпинель, флогопит, трелит, тальк, гидроталькит
Перидотиты	Амфиболовые, хлоритовые, тальковые сланцы, талькиты, серпентиниты	оливин, пироксены, амфиболы, хлорит, магнетит, тальк, брусит, магнезит, доломит, серпентин
Железистые и мар­ганцовистые кремни­стые осадки	магнетитовые, гематитовые и марганцоворудные кварциты, гондиты	кварц, магнетит, гематит, окислы марганца, Спессартин, пьемонтит, амфиболы
Бокситы, латериты	Наждаки	корунд, диаспор, шпинель, гематит магнетит

факторами — температурой и скоростью ее из­менения, составом метаморфических растворов, давлением и особен­ностями исходных пород (их пористостью) и т. д. В порядке возраста­ния зернистости (величины зерен) можно различать криптобластические (скрытокристаллические), микробластические (филлитовые), мелкобластические, крупнобластические и гигантобластические структуры кри­сталлических сланцев. Структуры с примерно одинаковым размером зерен называются гомеобластовыми в противоположность гетеробластовым с неоднородной величиной зерен (разновидности: порфиробластовые, очковые и др.). По форме зерен различаются структуры гранобластовые (индивиды более или менее изометричны: роговиковая и др.), лепидобластовые (листоватые н чешуйчатые зерна), нематобластовые (стебельчатые, призматические), фибробластовые (игольчатые, волокнистые зерна).

ИНЪЕКЦИОННЫЕ ГНЕЙСЫ, ИЛИ МИГМАТИТЫ

Мигматит - полиметаморфическая сложная горная порода, в которой макроскопически устанавливаются две разнородные части: более древний субстрат, имеющий состав и структуру различных метаморфических пород, и новообразованный жильный материал, чаще всего гранитного, аплитового, пегматитового состава. Порода образуется в результате процесса мигматизации.

Мигматизация – процесс, заключающийся в смешении вещества субстрата и жильного материала, имеющего иной химический состав. Различают несколько форм мигматизации:

1) инъекция расплава в метаморфические горные породы,

2) метасоматическое замещение,

3) анатектическое выплавление жильного вещества из субстрата,

4) метаморфическая дифференциация.

Всё это определяет большое количество генетических типов и текстурных разновидностей мигматитов. Термин «мигматит» предложен Я. И. Седерхольмом в 1907 г. для обозначения пород, состоящих из гнейсового субстрата и тонко его пронизывающего жильного инъекционного материала, преимущественно гранитного состава. В дальнейшем мигматиты исследовались мно­гими авторами и высказывались различные мнения об их происхож­дении. Считалось, что мигматизации подвержены только метаморфизованные породы, т.е. происходит наложение одного вида метаморфизма на другой, поэтому мигматиты часто называют породами ультраметаморфизма. Но первоначальные представления о мигматитах как инъекци­онных гнейсах правильно отражают их природу. Дальнейшее развитие этих представлений получили в трудах Д. С. Коржинского (1952), который связывал образование сложных инъекций гранитоидов в гнейсы с явлениями магматического замещения при участии флюидов. При этом происходит интенсивное метасоматическое изменение инъецируемых гнейсов (развитие биотита, кварца, замещение плагио­клаза калиевым полевым шпатом с образованием характерных антипертитовых структур замещения и т. д.).

По текстурным особенностям выделяются разнообразные типы мигматитов: полосчатые, или послойные, линзовидно-жильные, брекчиевидные и глыбовые (агматиты), ветвистые и сетчатые (диктиониты, крокидиты), птигматитовые, плойчатые, пятни­стые, или такситовые, теневые и др. По структуре различаются равномерно- и неравномерно-зернистые и порфиробластические (очковые и др.) инъекционные гнейсы.

По составу полевых шпатов различаются плагиомигматиты (в ко­торых калиевый полевой шпат большей частью ограничивается антипертитовыми вростками в плагиоклазе) и ортоклазовые (или микро­клиновые) мигматиты. Дальнейшее разделение пород производится по темноцветным минералам — биотитовые, роговообманково-биотитовые, биотит-гранатовые, биотит-гиперстеновые, гранат-гиперстеновые и т.д. Гиперстеновые и, особенно, гранат-гиперстеновые разности миг­матитов типичны для глубинных чарнокитовых формаций, обнажаю­щихся в глубоко эродированных щитах и кристаллических массивах, таких, как Алданский, Анабарский, Украинский и др. Мигматизация в подобных структурах носит региональный характер, охватывая огромные объемы горных пород – палингенез. В менее глубинных зонах инъекционный метаморфизм приобретает относительно локальный характер, приурочиваясь главным образом к осевым частям антиклинориев, которые характеризуются также повышенной степенью метаморфизма – анатексис. Примерами могут служить центральные зоны складчатых сооружений на Камчатке, Хидака в Япо­нии и др., в которых по отно­шению к «осевым» частям развития гнейсов и мигматитов, прорван­ных интрузиями плагиогранитов, прослеживается метаморфическая зональность: мигматиты и гнейсы - слюдяные сланцы - филлиты.

Инъекционный метаморфизм всегда имеет ярко выраженный аллохимический характер, сопровождаясь привносом кремния и ще­лочных металлов—преимущественно натрия при плагиомигматизации и калия в процессах развития нормальных ортоклазовых или микроклиновых мигматитов. При этом значительно возрастает в поро­дах отношение железа к магнию, уменьшается содержание кальция и других оснований. Особенно существенно изменение химического состава отложений при развитии гнейсов в толщах основных пород, в которых образуется аллохимическая зональность типа: зеленые сланцы — амфиболиты — основные пироксен-плагиоклазовые кристал­лические сланцы — гнейсы — инъекционные гнейсы, или мигматиты.

До недавнего времени происхождение мигматитов связывалось исключительно с периодами погружения и кульминационного разви­тия прогрессивного регионального метаморфизма, которые выделя­лись под особым названием ультраметаморфизма. Однако в послед­ние годы становится ясным, что развитием мигматитов большей частью завершается эволюция метаморфических комплексов в послеинверсионный период их воздымания, к которому относится формиро­вание купольных структур. Температуры, при которых происходит мигматизация, нередко оказываются более низкими по сравнению с температурами кульминационных стадий прогрессивного региональ­ного метаморфизма, что объясняется спецификой влияния флюидного режима. С возрастанием давления флюидов температура существова­ния гранитных расплавов понижается до 650—700°С, т. е. становится более низкой по сравнению с температурой образова­ния многих разновидностей высокотемпературных гнейсов и основных кристаллических сланцев. В глубинных зонах повышенного флюидного давления создаются условия широкого совмещения термодинамической стабильности гранитоидных распла­вов и метаморфических пород разнообразного состава, что и приво­дит к развитию своеобразного инъекционного метаморфизма и гранитизации, при которых состав пород последовательно изменяется с приближением к составам плагиогранитов или нормальных калиевых гранитов.

Гранитизация представляет собой процесс замещения гранитными магмами горных пород разнообразного состава. При этом происходит селективное магматическое усвоение компонентов замещаемых пород: компоненты гранитов растворяются в развивающихся магмах, а ком­поненты, «избыточные» по отношению к гранитным эвтектикам, выно­сятся флюидами из зоны гранитизации. Именно благодаря зна­чительному усвоению компонентов замещаемых пород гранитоидный магматизм в глубинных зонах проявляется так экстенсивно, сопоставляясь по размаху с базальтовым магматизмом эффу­зивных серий. Вынос «избыточных» по отношению к гранитам компонентов в процессах гранитизации прослеживается по характеру метасоматических замещений, сопровождающих связанный с гранитизацией аллохимический метаморфизм замещаемых пород. Эти замеще­ния всегда направлены в сторону приближения состава пород к составу гранитов, развивающихся в данной геоструктурной обстановке.