Метаморфические горные породы

Метаморфическими называют [1] кристаллические горные породы, возникшие в результате преобразования магматических или осадочных пород при воздействии температуры (Т), давления (Р ) и флюидов (существенно водно-углекислых газово-жидких или жидких, часто надкритических растворов). Среди метаморфических пород (МП) известны продукты контактового и регионального метаморфизма. И тот, и другой не возможны без механических нарушений горных пород (дислокаций), поскольку скорость кондуктивного переноса тепла в них очень низка. Контактовый метаморфизм протекает благодаря тепловым и флюидным потокам, источником которого служат магматические расплавы - интрузии, внедряющиеся в осадочно-вулканогенные горные породы. Регионально метаморфизованные породы возникают в больших, иногда гигантских участках земной коры, подверженных сопряженному воздействию механических деформиций и флюдно-тепловых потоков мантийного происхождения.

По первичному составу МП разделяются на метаосадочные (парапороды) и метаизверженные (ортопороды). Среди парапород выделяют силикатные (например, кварциты), алюмо-силикатные (например, метапелиты), карбонатные (например, мраморы) или же карбонатно-силикатные МП. Однако большинство МП представляют продукты превращения базальтового, песчано-глинистого и карбонатно-силикатного материала. Их соответственно называют метабазитами,

метапелитами и карбонатно-силикатными МП (табл.1). Исторически сложилось так, что среди МП в зависимости от температуры (Т) и давления (Р )

выделяется несколько метаморфических фаций (МФ). Их минеральный состав разнообразен (табл.1), а РТ-границы - условны (рис.1)

из-за разнообразия переходных ассоциаций. Вместе с тем в пределах одной МФ может возникнуть несколько равновесных минеральных ансамблей - парагенезисов, набор которых при данном химическом составе МП определяется не толькоТ и Р, но химическими потенциалами компонентов в равновесном с ними метаморфическом флюиде, m _i^fl, т.е. паями энергии, приходящимися на один моль данного летучего компонента во флюиде. В общем случае одному и тому же химическому составу породы (табл.2) в зависимости от Т, Р, иm _i^fl могут соответсвовать несколько минеральных ассамблей (табл.1, 3). Каждый из них определяет соответствующую минеральную фацию. Переход от одной минеральной фации к другой сопровождается реакциями между минералами, не стабильными за пределами границ данной фации. Например, в пределах гранулитовой фации метаморфизма (рис.1, фация IV) минеральная фация кордиерит-гранат-силлиманитовых (Сrd+Grt+Sil+Qtz) гнейсов c повышением Р сменяется фацией гранат-гиперстен-силлиманитовых пород (Opx+Sil+Qtz) по реакции Crd+Grt=Opx+Sil+Qtz. Плотность второй выше (объемный эффект этой реакции отрицательный) и в ней не стабилен лишь Crd - минерал с наименее плотной структурой; но Sil и Qtz устойчивы. Таким образом, одна МФ может состоять из несколько минеральных фаций, границы которых смещаются в зависимости от состава метаморфического флюида. Чем выше в нем m ^fl_Н2О, тем шире поля стабильности водосодержащих минералов: при P=const они разлагаются при более высоких значениях Т. Например, широко распространенный в метапелитах (см. табл.1) парагенезис Ms+Qtz при повышении Т превращается в ансамбль Kfs Qtz+Al₂SiO₅ (Sil, And, или Ky). При этом выделяется молекула воды. Однако, чем выше парциальное давление воды во флюиде, тем выше температура этого превращения. Так что по сравнению с МФ минеральная фация более строго определяет границы устойчивости того или иного минерального анасамбля.

В ходе метаморфизма первичных вулканогенно-осадочных пород под воздействием флюидных потоков, несущих из земных глубин тепло и летучие компоненты останки живых организмов ралагаются. В результате в МП нельзя обнаружить окаменелые остатки фауны и флоры. Тем самым исчезают сведения не только о времени накопления осадков, но и о возрасте их метаморфизма. Толщи, сложенные такими горными породами, долгое время считались "немыми". Оценка возраста метаморфизма осуществляется с помощью изотопных геохронометров [2]. Они позволяют определить абсолютный возраст образования кристаллической породы. Современные масс-спектрометры дают возможность делать это с высокой степенью точности. Усилиями геохронологов создана шкала геологических периодов. Эта шкала позволяет по изотопному возрасту отнести данную кристаллическую породу, точнее породивший ее процесс, к тому или иному геологическому периоду и эпохе.

Наряду с изотопными часами, современная петрология обладает множеством индикаторов физико-химических условий метаморфизма. Известны два способа измерения ТР-параметров образования МП. Один из них основан на исследовании газово-жидких (двухфазных) включений, законсервированных в минералах в процессе их роста [3]. Суть этого метода заключается в нагреве каждого данного включения вплоть до полной его гомогенизации в однофазный флюид. Температура этой гомогенизации соответствовует минимальному ее значению в ходе процесса минералообразования. Современные методики позволяют определить химический состав флюидных включений. Однако возможности для прямой оценки давления по методу гомогенизаци включений нет. В основе второго метода геологической термобарометрии лежит теория фазового соответствия [4, 5]. Она позволяет расчитывать Р и Т по составам минералов, сосуществующих в данной МП. Число экспериментально откалиброванных и расчетных геотермометров и геобарометров очень велико. Точность их систематически растет, благодаря чему можно судить не только о РТ- параметрах формирования горных пород, но и об условиях их погружении на большие глубины и/или подъеме к поверхности Земли.

Давление определяется нагрузкой вышележащих пород. Чем выше эти параметры, тем более глубокую переработку испытывают первичные породы. Чем глубже погрузилась порода, чем выше температура окружающей среды, тем сильнее степень метаморфизма. Консолидированные массы МП самой разной степени метаморфизма нередко вновь появляются на поверхности Земли, обнажаясь на огромных пространствах континентов и даже в морских континентальных окраинах (например, Японское и Южно-Китайское моря).

Зональные минералы распространены во всех метаморфических породах. Более того, каждой зоне крупного минерала в том же прослое породы соответствует несколько очень мелких гомогенных зернышек данного минерала. Это значит: что практически каждый образец несет информацию о сопряженном изменении P и T за геологически короткий промежуток времени. На PT- диаграмме это изменение проявляется в виде трендов, представляющих собой своеобразные записи термодинамической и геодинамической эволюции МП в каждом конкретном метаморфическом комплексе. По условиям геологического залегания и метаморфической эволюции эти комплексы МП четко подразделяются на три большие группы.

1. Относительно низкотемпературные комплексы повышенного давления из складчатых зон древних островных дуг.

На рис. 2 им соответствуют РТ-тренды с индексом 1. Восходящая в область высоких значений Р и Т ветвь этих трендов соответствует прогрессивному этапу метаморфизма (РТ-параметры возрастают), а нисходящая - регрессивному (РТ-параметры снижаются). Обе ветви прекрасно выражены в так называемой и н в е р с и о н н о й химической зональности минералов. Например, гранаты из глаукофановых сланцев и развитых по ним амфиболитов [5] имеют типичную инверсионную зональность: в одном и том же зерне граната XMg сначала возрастает, а затем снижается. Эта зональность отражает погружение и последующее всплывание породы в пределах земной коры в виде РТ-петли (группа 1 на рис. 2), вдоль которой максимум давления достигается при 12 кбар, т.е. на глубине около 35 км. Сохранность инверсионной зональности обусловлена относительно низкотемпературными условиями метаморфизма, при которых скорости диффузионного выравнивания концентраций в силикатных минералах ничтожны [6].

2. Под номером 2 на диаграмме рис. 2 приведена группа РТ-трендов для метаморфических комплексов складчатых областей, окаймляющих на континентах древние кристаллические щиты [5]. Как правило, это горные системы разного геологического возраста. Как и для пород первой группы, для них характерны обе ветви регионального метаморфизма - прогрессивная и регрессивная. В них также широко распространена инверсионная зональность минералов, сохранение которой обусловлено относительно низкими значениями температуры.

3. Группа трендов 3 на рис. 2 относится к комплексам гранулитовой фации (рис.1, VI).

Они претерпевали прогрессивный метаморфизм в заданном РТ-режиме. Однако запись этого этапа метаморфизма в виде зональности минералов в породах не сохраняется из-за высоких значений температуры, способствующей достаточно быстрому диффузионному выравниванию составов минералов. Достигнув пика РТ-параметров, эти породы вновь поднимались к поверхности Земли. Во многих комплексах корреляция PT-параметров на регрессивном этапе метаморфизма (подъем к поверхности и охлаждение) оказалась линейной [5]: P, кбар = 0.02( 3.7? 10 ^-3)T⁰С + 6.8( 2.5). Накопление мощных вулканогенно-осадочных толщ приводило к постепенному погружению их на глубины порядка 35-40 км.

С помощью геологических термометров и барометров удалось вывести РТ -тренды для большого числа метаморфических комплексов нашей планеты.

Таким образом, РТ-тренды на рис. 2 отражают особенности термического режима погружения пород на большие глубины и последующий их подъем в разных геологических структурах. Это объективная и достаточно точная запись изменения термодинамических условий метаморфизма.

Благодаря зональности минералов "круговорот" МП в земной коре исследуется c помошью методов геотермобарометрии. Это дает возможность вывести РТ-тренд эволюции не только данной МП, но и метаморфического комплекса, в состав которого входит эта порода.

Существует три альтернативные модели объяснения механизма погружения и подъема огромных масс МП на большие глубины.

(1) Сжатие толщ в процессе горообразования (орогенеза). В результате земная кора в зоне орогенеза становится почти вдвое толще и нагрузка в ее основании возрастает вдвое. Горные массивы напоминают гигантские корабли, осевшие в результате перегрузки ниже ватерлинии. Разгрузка происходит за счет эрозии, т.е. выветривания и размыва горных систем. Это приводит к сносу материала во внутриконтинентальные или морские впадины. Земная кора в бывших зонах орогенеза становится тоньше, корни гор исчезают и поверхность Мохо выравнивается. В результате на поверхности обнажаются все более глубокие горизонты земной коры. Достаточно ясный эрозионный механизм тем не менее играет не главную роль в подъеме МП к земной поверхности.

(2). Модель надвигания одних метаморфических комплексов на другие и последующая тектоническая денудация. На первом этапе земная кора утолщается за счет горизонтальных перемещений толщ, а на втором - утончается за счет их раздвига. Такие механизмы хорошо документируются в ряде относительно молодых континентальных окраин (например, Скалистые горы в Западной Канаде). Однако в МП докембрийской земной коры (древнее 1 млрд. лет) этот механизм геологическими данными не подтвержден.

(3). Модель перераспределения МП в земной коре [5] благодаря гравитационной неустойчивости геологических разрезов горных пород, Она выражается в повсеместном образовании первичных ритмически-слоистых толщ, в которых отдельные слои зачастую резко различаются по плотности (например, песчаники и базальты). Запись гравитационного перераспределения сохраняется в виде зональности сосуществующих минералов [4], свидетельствуюших о крупномасштабной конвекции пород земной коры в гравитационном поле Земли, определяемой законами гидродинамики.

Энергетические ресурсы метаморфических процессов огромны. Даже в пределах земной коры, составляющей всего лишь 0.0063 части от радиуса Земли они не сопоставимы с техническими возможностями человечества. Так например, при средней мощности коры около 40 км площадь выхода МП Алданского щита (АЩ) в восточной Сибири составляет около 200 000 км². По Е.А. Кулишу средний состав пород АЩ соответствует гранодиориту (масс.%): SiO₂=67.76, TiO₂=0.54, Al₂O₃=14.37, Fe₂O₃ = 2.67, FeO=3.53, MgO=3.13, MnO = 0.13, CaO = 5.24, Na₂O = 2.68, K2O = 2.74, P₂O₅ = 0.25. Чтобы просто нагреть эти породы до температуры около 700⁰С в ходе метаморфических превращений необходимо затратить 1.92? 10²¹ Кдж (без теплопотерь), что равноценно работе крупнейшей атомной электростанции (~10 Гвт) в течении 3.15? 10¹¹ миллиона лет. По геохронологическим данным время одноактного метаморфизма не превышает 50 млн. лет. Следовательно, для метаморфизма пород АЩ потребовалось бы 5? 10⁹ таких электростанций.

Таблица 1.

Таблица 2. Химические составы некоторых метаморфических пород