Причины метаморфизма

ПРИЧИНЫ МЕТАМОРФИЗМА

1. ФАКТОРЫ И СЛЕДСТВИЯ МЕТАМОРФИЗМА Метаморфизмом называется процесс преобразования горных пород, происходящий в глуби Земли под действием эндогенных сил. Гораздо реже метаморфизм происходит на поверхности Земли — здесь он обусловлен падением крупных метеоритов.

Факторами метаморфизма являются высокие температуры и давление, а также воздействие различных флюидов: магматических газов, паров и др. Главнейшим фактором выступает температура. Влияние временного фактора при этом не проявляется.

Метаморфизму подвергаются горные породы осадочного, магматического и метаморфического происхождения. Провести четкую термическую границу между метагенезом и метаморфизмом достаточно сложно: она пролегает в пределах температур от 150 до 350 С (по разным авторам и для разных минеральных ассоциаций). То же самое относится и к глубинам, на которых начинает проявляться метаморфизм: в срединно-океанических хребтах метаморфизация начинается с глубины 0,5 км, а в пределах осадочного чехла плитных участков древних платформ метаморфизма может не быть даже на глубине 20 км.

Явным признаком метаморфизма служит образование некоторых типичных минералов: графита, возникающего из антрацита, диккита — Al₄ (OH)₈ (Si₄ O₁₀) из каолинита и др. По мере роста температуры метаморфизм сопровождается плавлением горных пород: частичное плавление называют палингенезисом, а полное — анатексисом.

Существует мнение, что благодаря именно анатексису возникли граниты. Анатексис, соответствующий высшей фазе метаморфизма, в легкоплавких кислых породах начинается при температуре 700 С, а в более тугоплавких основных породах при 1 000 С. Давление, обуславливающее метаморфизм, составляет от 2 до 30 кбар, а при ударном метаморфизме и гораздо больше. В результате метаморфизма изменяются минеральный состав, структуры и текстуры горных пород.

Изменение минерального состава ведет к исчезновению неустойчивых минералов и образованию устойчивых, соответствующих создавшимся термодинамическим условиям. Если смена минералов идет при неизменном химическом составе, то метаморфизм называют изохимическим. Если же имеет место привнос одних химических элементов и удаление других, то говорят об аллохимическом метаморфизме.

Разновидностью последнего является метасоматоз — аллохимический метаморфизм, при котором объем пород не изменяется. Учитывая непостоянство минерального состава метаморфических пород, необходимо признать, что их названия являются, по сути, комплексными — они отражают скорее условия метаморфизма, чем минеральный состав пород.

Структурные изменения, прежде всего, заключаются в перекристаллизации пород, когда мелкозернистая порода превращается в крупнозернистую.

Однако, благодаря анатексису возможен и обратный переход, часто проявляющийся при формировании кварцитов. В метаморфических породах нередко возникают крупные (в диаметре до 3 см и более) кристаллы с ярко выраженными гранями, ребрами и вершинами. В этом случае говорят о порфиробластовой структуре. Если минеральные зерна имеют изометричную форму, то структуру называют гранобластовой.

Изменения текстуры проявляются двояко. Во-первых, одновременно с перекристаллизацией породы в ней исчезают поры, каверны, и возникает массивная (плотная) текстура.

Во-вторых, под действием направленного давления, именуемого стрессом, формируются разного рода полосчатые текстуры (сланцеватая и линейная). Сланцеватая текстура, характерная сланцам, проявляется в образовании параллельно-пластинчатых пород. Причинами сланцеватости могут быть:

— свойство пластинчатых минералов (слюд, хлорита и др.) расти в плоскости, перпендикулярной направленному давлению (стрессу);

— первичная слоистость осадочных пород, претерпевшая переуплотнение во время метаморфизма и, благодаря этому, ставшая еще более яркой.

Линейная текстура, свойственная гнейсам, образуется игольчатыми или призматическими кристаллами, вытянутыми параллельно плоскости сланцеватости.

Всю совокупность процессов метаморфизма, в зависимости от площади их проявления, можно разделить на два типа: локальный и региональный. Каждый из типов включает несколько разновидностей.

2. ЛОКАЛЬНЫЙ МЕТАМОРФИЗМ метаморфизм эндогенный горный порода Локальный метаморфизм охватывает сравнительно небольшие площади, приуроченные либо к местам внедрения интрузий, либо к разломным структурам, либо, крайне редко, к местам падения крупных метеоритов. Соответственно, локальный метаморфизм подразделяется на три вида: контактовый, дислокационный и ударный.

Главное отличие между ними заключается в факторе, обуславливающем характер процессов метаморфизма и, следовательно, особенности возникающих метаморфических пород.

2.1 Контактовый метаморфизм Контактовый метаморфизм является следствием интрузивного магматизма, когда метаморфизму подвергаются горные породы, контактирующие с плутоном. Главным фактором здесь выступает температура. Толщина метаморфизирующихся слоев при этом зависит от следующих факторов:

— от объема интрузива: чем он больше, тем на большее расстояние распространяется метаморфизм;

— от глубины застывания интрузива (зависимость та же);

— от состава интрузива: ореол метаморфизма вокруг кислых интрузивов, насыщенных летучими компонентами, гораздо шире, чем вокруг основных интрузивов.

Минеральный состав возникающих при контактовом метаморфизме пород, в свою очередь, зависит от:

— состава интрузива;

— состава вмещающих пород.

Самыми характерными породами контактового метаморфизма являются роговики — плотные тонкозернистые породы серого или белого цвета с раковистым изломом, в основном состоящие из мельчайших спекшихся зерен кварца и образующиеся из глинистых пород. Роговики, возникшие близ интрузива, обладают гранобластовой структурой, а возникшие в середине ареала метаморфизма — порфиробластовой.

При воздействии больших объемов магматических растворов и газов активно протекают процессы метасоматоза. Так, при внедрении в известняки гранитоидной магмы, в условиях высоких температур и воздействия щелочных растворов, возникают скарны — крупнозернистые породы, состоящие из силикатов кальция и обогащенные турмалином, гранатами.

Под воздействием высочайших температур кварцевые песчаники переходят в кварцит — самую прочную из существующих на Земле горных пород, состоящую из кварца.

Высочайшая прочность кварцита достигается за счет прорастания кристаллов кварца друг в друга, а также за счет вторичного кварцита, привнесенного в породу растворами и отложенного вокруг первичных песчаных зерен.

При высокотемпературном воздействии кислых растворов на кварцево-полевошпатовые породы образуются грейзены и вторичные кварциты. Эти породы состоят из кварца и слюд, возникших благодаря метасоматическому разложению полевых шпатов. Метаморфизация известняков и доломитов ведет к формированию мрамора — породы от тонкодо крупнозернистой структуры, состоящей из кальцита, реже — доломита. Окраска мрамора, состоящего из чистого кальцита, белая; наличие примесей гематита и лимонита придает породе оттенки от розового и желтого до красного и бурого; серпентин и хлорит сообщают мрамору зеленую окраску, а присутствие метаморфизованной до графита органики — черную.

2.2 Дислокационный метаморфизм Дислокационный метаморфизм (или динамометаморфизм) проявляется в результате давления, возникающего в зонах тектонических разломов. Он приурочен к структурам типа сдвигов или надвигов, а значит развивается в режиме сжатия горных пород под влиянием направленного давления — стресса.

Под воздействием стресса горные породы либо механически размалываются, либо происходит их пластичное отжимание вверх по разлому (т. е. в направлении минимального давления). В результате такого отжимания формируются милониты — массивные полосчатые или сланцеватые (бластомилониты) породы.

Полосчатость милонитов объясняется тем, что под влиянием стресса зерна многих минералов вытягиваются параллельно плоскости разлома. Минеральный состав милонитов отличается разнообразием и зависит от состава метаморфизовавшихся пород.

Если сжимались гранитоиды или кварцево-полевошпатовые породы, то милонит будет сложен спекшимися тонкими зернами светлых минералов: кварца и кислых полевых шпатов. Если же стрессу подверглись ультраосновные или основные магматические породы, то в составе милонита господствующее положение займут темноцветные минералы: оливин, пироксен, основные плагиоклазы.

2.3 Ударный метаморфизм Ударный метаморфизм, протекающий на земной поверхности, вызван падением крупных метеоритов. Главным фактором здесь выступает давление. При падении метеорита практически мгновенно выделяется огромное количество энергии, расходуемой на механическое и тепловое изменение горных пород. В центре удара давление может достигать 10 000 кбар, а температура 10 000 С.

Благодаря этому в пределах метеоритных кратеров — астроблем — горные породы подвергаются сжатию, дроблению, плавлению и испарению. В результате механического разрушения и плавления пород возникают импактиты — лавоподобные метаморфические породы, состоящие из стекла со значительной примесью обломков вмещающих пород. Главной особенностью ударного метаморфизма является образование высокобарических минералов, не характерных для земных условий.

Среди таких минералов необходимо назвать модификации углерода: лонсдейлит и алмаз (морфологически отличный от земного), а также модификации кварца: стишовит и коэсит.

В настоящее время на Земле известно более 200 астроблем, крупнейшей из которых является расположенная на севере Восточной Сибири Попигайская (ее диаметр 100 км).

3. РЕГИОНАЛЬНЫЙ МЕТАМОРФИЗМ Региональный метаморфизм охватывает огромные площади, исчисляемые тысячами и сотнями тысяч квадратных километров. Главным фактором здесь выступает температура, а воздействие давления и флюидов, как правило, имеет второстепенное значение.

Установлено, что породы архейского возраста, независимо от глубины их современного залегания, метаморфизованы сильно и повсеместно. Породы протерозоя метаморфизованы очень часто, но в разной степени. Фанерозойские породы, как правило, испытали лишь локальную метаморфизацию. Такая возрастная дифференциация позволяет предполагать либо связь регионального метаморфизма с архейско-протерозойскими процессами конвергенции литосферных плит, либо то, что в глубокой древности тепловой поток Земли был значительно большим, нежели сейчас.

Известно, что в пределах распространения метаморфических комплексов наблюдается закономерное изменение минеральных ассоциаций (парагенезов минералов) от регионов с высшей степенью метаморфизма к периферийным областям, что обусловлено понижением температуры и давления.

В соответствии с указанной закономерностью выделяют метаморфические фации — группы метаморфических пород, образованных в определенных интервалах температур и давлений.

Названия фациям присваиваются по господствующим в них (т. е. по типичным и широко распространенным) минералам и горным породам. Минеральный состав фаций зависит от состава исходных пород, а также от условий метаморфизма.

В зависимости от интенсивности процессов и по наиболее характерным породам выделяют три ступени метаморфизма: нижнюю (зеленосланцевую), среднюю (амфиболитовую), высокую (гранулитовую). Иногда данный перечень дополняется низшей ступенью (цеолитовой), которую многие специалисты относят к метагенезу.

В тех случаях, когда исходная порода проходит через ряд последовательных превращений от низшей к высшей ступени метаморфизма, имеет место прогрессивный метаморфизм. Его противоположностью является регрессивный (ретроградный) метаморфизм, возможный при повторной слабой метаморфизации ранее возникших сильно метаморфизованных пород.

Низшая (цеолитовая) ступень метаморфизма характеризуется образованием глинистых сланцев, серпентинитов и некоторых других пород. Глинистые сланцы — твердые тонкозернистые породы, не размокающие в воде; под влиянием метаморфизма значительная часть глинистых минералов превратилась в них в микроскопические кристаллы биотита, хлоритов.

Глинистые сланцы раскалываются на тонкие пластины с гладкими поверхностями. При этом раскол происходит под значительным углом к слоистости, наследуя плоскости кливажа. Черный цвет, столь характерный глинистым сланцам (аспидным сланцам), обязан своим происхождением графиту, возникшему из содержавшегося в исходных глинах органического вещества.

Нижняя (зеленосланцевая) ступень метаморфизма проявляется при более высоких температурах и давлении. Филлиты — продукт дальнейшей метаморфизации глинистых (аспидных) сланцев, характеризуются более грубой сланцеватостью.

Состоят из мелких и средних зерен кварца, хлоритов и слюд, придающих породе яркий блеск. Хлорит-серицитовые сланцы — еще более высокая ступень метаморфизации глинистых пород.

Они сложены кварцем, хлоритами и мелкокристаллической разновидностью мусковита — серицитом. Зеленые сланцы — самые характерные породы нижней ступени, состоят из зеленых минералов: роговой обманки, хлоритов, эпидота. Зеленые сланцы возникают благодаря метаморфизации вулканических пород основного состава.

Совместно с амфиболитами (породами следующей ступени метаморфизма), зеленые сланцы формируют зеленокаменные пояса — узкие и длинные синклинорные структуры позднеархейского возраста в фундаментах древних платформ.

Метаморфические породы зеленокаменных поясов смяты в складки и прорваны интрузиями. Серпентиниты (змеевики) — зеленые, с пятнистой окраской породы. Они образуются из ультраосновных пород коры океанического типа, когда оливин, взаимодействуя в процессе метаморфизма с морскими водами, переходит в серпентин.

На низшей и низкой ступенях метаморфизма образуются и такие специфические породы, как голубые сланцы, состоящие из голубой разновидности роговой обманки.

Средняя (амфиболитовая) ступень метаморфизма отличается возникновением кристаллических сланцев, гнейсов и амфиболитов. Кристаллические сланцы — обширная группа метаморфических пород, отличающихся средней или крупной зернистостью, ярко выраженной сланцеватостью, часто линейностью.

Они обогащены хлоритом, амфиболами и слюдами, как правило, содержат кварц и гранаты, а также полевые шпаты. Гнейсы — полосчатые породы, состоящие из крупных зерен кварца, полевых шпатов и темноцветных минералов, часто содержащие значительную примесь гранатов. Из-за пониженного содержания слюд гнейсы раскалываются труднее, чем сланцы. Полосчатость гнейсов обусловлена прослоями, насыщенными слюдами или амфиболами. Гнейсы, возникшие из осадочных пород (песчаников, глин) называются парагнейсами, а возникшие из магматических пород — ортогнейсами.

Амфиболиты — зелено-черные или темно-зеленые плотные сланцеватые породы, состоящие из роговой обманки и плагиоклазов, часто с примесью гранатов, биотита. На верхней границе средней ступени начинается частичное плавление пород (палингенезис), ведущее к образованию специфических пород. Мигматиты — породы, сложенные тонкими, неправильной формы прослоями светлыми (кварцево-полевошпатовыми) и темными (из тугоплавких минералов).

Высокая (гранулитовая) ступень метаморфизма проявляется в замещении пироксенами слюд, роговых обманок и других водосодержащих минералов.

Гранулит — самая характерная порода данной ступени, возникающая из магматических или осадочных пород. Гранулиты отличаются равновеликостью зерен, внешне похожи на граниты или гнейсы, но лишены слюд, зато часто содержат в своем составе гранаты. Гранулиты основного состава образуются из габбро или базальтов, а гранулиты кислого состава — из глинистых или песчано-глинистых пород.

Гранулитовая фация широко представлена в архейских и, реже, в протерозойских породах фундаментов древних платформ. Эклогиты — более тяжелые и плотные, чем гранулиты, породы, состоящие из пироксенов и гранатов (пиропа), их химический состав идентичен базальтам. Эклогиты входят в состав нижней части коры континентального типа, их обломки встречаются в кимберлитовых трубках.