Скляров Метаморфизм и тектоника (2000)

Авторы: Е.В. Скляров, Д.П. Гладкочуб, Т.В. Донская, А.М. Мазукабзов, А.И. Сизых, В.А. Буланов

МЕТАМОРФИЗМ И ТЕКТОНИКА

Издательство Иркутского университета 2001

Российская Академия наук Сибирское отделение Институт земной коры

Министерство образования Российской Федерации

Иркутский государственный университет


Метаморфизм и тектоника

Рукопись научно отредактирована

Е.В.Скляров

Латынь и цифры выверены

А.И.Сизых

Издательство Иркутского университета Иркутск

2001

Российская Академия наук Сибирское отделение Институт земной коры

Министерство образования Российской Федерации

Иркутский государственный университет


Метаморфизм и тектоника

Научный редактор, член-корреспондент РАН Е.В.Скляров Учебное пособие издано при финансовой поддержке ФЦП "Интеграция" по проекту: Геодинамические режимы формирования Центрально-Азиатского складчатого пояса (северо-восточный сегмент), код проекта № 188. Программное мероприятие 4.1. Издание научной и учебной литературы в области фундаментальных наук, в том числе учебников и учебных пособий, код М001-05

Издательство Иркутского университета Иркутск

2000

УДК 552.16:551.24 ББК Д347,1+Д39 © Институт земной коры СО РАН © Иркутский госуниверситет Представлено к изданию Институтом земной коры СО РАН


Метаморфизм и тектоника. – Иркутск. Изд-во Иркутского университета, 2001. - с; рис., , табл. В учебном пособии рассматриваются проблемы соотношения процессов метаморфизма. Приводится краткая характеристика факторов метаморфизма, метаморфических минералов, фаций метаморфизма и РТ-трендов эволюции метаморфических процессов. Рассмотрены особенности метаморфических процессов в разных геодинамических обстановках. Описанию характеристик наиболее информативных для тектонического анализа метаморфических комплексов (эклогиты, глаукофановые сланцы, комплексы метаморфических ядер, зональные инвертированные комплексы) уделено особое внимание. Отдельно рассматриваются метаморфические тектониты (дифториты, бластомилониты, псевдотахилиты) – индикаторы процессов дизьюнктивных нарушений на глубинных уровнях коры. В заключительной главе рассматриваются возможности использования индикаторных метаморфических комплексов для корректного обоснования геодинамических обстановок в эволюции складчатых систем и выделении стадий эволюции террейнов.

Книга рассчитана на геологов, петрологов, тектонистов и представляет интерес не только для аспирантов и студентов, но и специалистов геологического профиля ББК Д347,1+Д39 Научный редактор: Е.В.Скляров Рецензенты: д.г.-м.н. В.Г. Беличенко д.г.-м.н. В.А. Макрыгина

Институт земной коры СО РАН, 2001

СОДЕРЖАНИЕ

Введение. Е.В.Скляров Глава 1. Метаморфизм: базовые понятия и определения. Е.В. Скляров,

А.И. Сизых, В.А. Буланов 1.1. Факторы метаморфизма 1.1.1.Температура 1.1.2. Давление 1.1.3. Флюид 1.2. Основные понятия метаморфической петрологии

1.2.1. Метаморфические фазы, компоненты и минеральные равновесия

1.2.2. Метаморфические минералы 1.2.2.1. Гранаты 1.2.2.2. Пироксены 1.2.2.3. Амфиболы 1.2.2.4. Слюды 1.2.2.5. Полевые шпаты 1.2.2.7. Некоторые специфические метаморфические минералы

1.2.3. Метаморфические реакции 1.3. Фации метаморфизма и фациальные серии 1.4. Тренды метаморфизма

1.4.1. Минеральные гео- и термобарометры 1.4.1.1. Индивидуальные геотермобарометры 1.4.1.2. Согласованные базы термодинамических данных 1.4.2. Проградный и ретроградный метаморфизм 1.4.3. РТt-тренды метаморфизма

1.5. Типы проявления метаморфических процессов 1.6. Экспонирование метаморфических комплексов

1.6.1. Экзогенная денудация 1.6.2. Тектоническая денудация 1.6.3. Эксгумация 1.7. Заключение

Глава 2. Тектонические обстановки проявления метаморфических процессов. Е.В. Скляров, Д.П. Гладкочуб, Т.В. Донская

2.1. Краткая характеристика зон тектогенеза 2.2. Метаморфические процессы в пределах океанической плиты

2.2.1. Метаморфизм в зонах спрединга 2.2.2. Метаморфизм в подошве внутриокеанических надвигов 2.2.3. Метаморфизм в зонах трансформных разломов

2.3. Метаморфические процессы в пределах конвергентных границ плит 2.3.1. Метаморфизм в зонах субдукции и надсубдукционных зонах 2.3.2. Метаморфизм в коллизионных зонах

2.4. Метаморфизм в зонах континентального растяжения 2.5. Режимы проявления метаморфизма в раннем докембрии

2.5.1. Тренды изотермальной декомпрессии (ITD) 2.5.2. Тренды изобарического охлаждения (IBC)

2.5.3. Экспонирование гранулитовых комплексов 2.6. Заключение

Глава 3. Метаморфические комплексы как отражение дизъюнктивных тектонических процессов на глубинных уровнях. А.М. Мазукабзов, Е.В. Скляров

3.1. Дислокационный метаморфизм 3.1.1. Породные и структурные парагенезы динамометаморфитов

3.1.2. Вертикальная зональность в размещении динамометаморфитов 3.1.3. Латеральная зональность зон развития динамометаморфизма

3.1.4. Примеры проявления разновозрастного дислокационного метаморфизма в разных геотектонических обстановках

3.2. Наиболее характерные типы метаморфических тектонитов 3.2.1. Зоны бластомилонитов – глубинное продолжение

поверхностных разломов 3.2.3. Диафториты – специфический тип метаморфических

тектонитов 3.2.3. Псевдотахилиты – индикаторы сейсмогенных разрывов

3.3. Заключение

Глава 4. Высокобарические комплексы. Е.В. Скляров, Д.П. Гладкочуб, А.М. Мазукабзов.

4.1. РТ-условия и индикаторные минералы высокобарического метаморфизма

4.2. Типы высокобарических комплексов 4.2.1. Ультравысокобарический тип 4.2.2. Эклогит-гранулитовый тип 4.2.3. Гранулит-амфиболитовый тип 4.2.4. Эклогит-глаукофансланцевый тип 4.2.5. Глаукофансланцевый тип 4.2.6. Глаукофанзеленосланцевый тип

4.3. Модели проявления высокобарического метаморфизма 4.4. Проблема сохранности ранних метаморфических ассоциаций 4.5. Заключение

Глава 5. Комплексы метаморфических ядер кордильерского типа.

Е.В. Скляров, Т.В. Донская, А.М. Мазукабзов 5.1. Основные черты комплексов метаморфических ядер 5.1.1. Метаморфический фундамент 5.1.2. Неметаморфизованный покров 5.1.3. Зона глубинного срыва 5.2. Модели образования комплексов метаморфических ядер

5.3. Геодинамические обстановки формирования комплексов метаморфических ядер 5.4. РТ-эволюция комплексов метаморфических ядер 5.5. Комплекс метаморфического ядра Заганского хребта 5.6. Заключение

Глава 6. Инвертированные зональные метаморфические комплексы –

индикаторы надвиговых процессов. Е.В. Скляров, Т.В. Донская, Д.П. Гладкочуб 6.1. Основные черты инвертированного метаморфизма

6.1.1. Инвертированные метаморфические градиенты в подошвенной части офиолитовых тектонических покровов

6.1.2. Инвертированные метаморфические градиенты в субдукционных комплексах

6.1.3. Инвертированные метаморфические градиенты в коллизионных и аккреционно-коллизионных орогенах

6.2. Численные модели проявления инвертированного метаморфизма 6.2.1. Образование инвертированной метаморфической зональности

за счет прогрева от горячей надвигаемой пластины 6.2.2. Образование инвертированной метаморфической зональности

вследствие диссипативного тепла зоны надвига 6.2.3. Образование инвертированной метаморфической зональности

за счет комбинации тепла надвигаемой пластины и генерированного в зоне надвига


Глава 7. Использование метаморфических комплексов в тектоническом анализе. Е.В. Скляров, Д.П. Гладкочуб

7.1. Метаморфические комплексы – индикаторы геодинамических обстановок

7.2. Использование метаморфических комплексов в террейновом анализе 7.2.1. Базовые понятия и определения в террейнологии 7.2.2. Метаморфические процессы на разных стадиях эволюции

террейнов 7.2.2.1. Доаккреционнная стадия 7.2.2.2. Аккреционная стадия 7.2.2.3. Постаккреционная стадия (перекрывающие комплексы)

7.2.3. Метаморфические комплексы – индикаторы аккреционной и постаккреционной стадий тектогенеза

7.3.Заключение

Литература

ВВЕДЕНИЕ

Метаморфические породы пользуются очень широким распространением в

пределах выступов древнего фундамента платформ и в складчатых образованиях

широкого возрастного интервала. Поэтому не удивительно, что их изучению всегда

уделялось повышенное внимание. В длительной истории метаморфической геологии

можно выделить несколько важных прорывов, определяющих впоследствии общую

идеологию исследований и положение метаморфической геологии среди других

геологических наук.

К первому такому прорыву в начале века, связанному с именем Эскола, можно

отнести разработку понятийной базы метаморфической геологии: понятия о минеральных

парагенезисах, фациях метаморфизма, изоградах, индекс-минералах и др., которая

позволила систематизировать проявления метаморфизма.

Второй прорыв в метаморфических исследований в 60-70 годах связан с развитием

экспериментальной базы и методов анализа вещества. Мы лишены возможности

наблюдать в природе метаморфические процессы, и можем изучать только результат этих

процессов (метаморфические породы). Поэтому трудно переоценить значение

эксперимента в метаморфической геологии, позволяющего количественно определить

параметры разнообразных метаморфических реакций, включающих температуру,

давление, состав минеральных фаз, состав флюида, кинетику реакций и др. Несмотря на

некоторые сложности, связанные со степенью адекватности результатов экспериментов

природным процессам, экспериментальные исследования позволили перевести на

количественную основу описание метаморфических процессов. Разработка новых методов

анализа, в частности микрозондовых исследований минералов, позволяющих определять

состав минералов микронного размера, также существенно продвинула вперед наше

понимание метаморфических процессов. Химический анализ монофракций минералов,

применявшийся до появления микрозонда, не позволял учитывать наличие в минералах

включений, а также зональность и неоднородность анализируемых минералов. Разработка

многочисленных минеральных геотермобарометров, позволяющих количественно

определять параметры метаморфизма для каждого конкретного метаморфического

комплекса, во многом стимулирована именно возможностью точного анализа составов

минералов с оценкой изменения составов минералов по мере их роста. Если первые

варианты геотермометров и геобарометров разрабатывались, в основном, на основе

экспериментальных исследований, то их последние версии опираются на

термодинамические характеристики проанализированных минералов и характеризуются

большей точностью получаемых значений и возможностью оценки степени их

достоверности.

Третий прорыв, обозначившийся в последние десятилетия, обусловлен широким

использованием особенностей метаморфизма в тектонических построениях и

соответственной обратной связи. Мне могут возразить, что метаморфические комплексы и

метаморфические процессы всегда учитывались и находили свое место в тектонических

моделях. И я частично соглашусь с этим, но только очень частично. Попытаюсь

разъяснить свою позицию по затрагиваемому вопросу. Прежде всего, под тектоникой

здесь понимается тектоника в широком смысле этого слова, то есть синтез

мультидисциплинарных геологических исследований, позволяющий построить общую

модель развития какого-либо региона, блока, террейна и др. В системе же «метаморфизм-

тектоника» понятие тектоника обычно используется в более узком смысле – как

тектоника метаморфических комплексов или процессов. Сразу следует отметить, что

последнее – это очень важное направление геологических исследований, учитывая

высокую степень и разнообразие деформаций метаморфических комплексов, а также

высокую информативность структурно-тектонических преобразований метаморфических

пород. Но для собственно тектонических построений метаморфизм является «мешающим

фактором», поскольку уничтожает частично или полностью диагностические признаки

первично осадочных, вулканогенных или интрузивных пород. И там, где это возможно,

исследователи стараются «убрать» метаморфические преобразования, чтобы

реконструировать обстановки осадконакопления или магматизма. Если же «убрать

метаморфизм» невозможно, то есть все первичные структурно-текстурные признаки

уничтожены в процессе метаморфических преобразований, то метаморфический комплекс

рассматривается в качестве самостоятельной, как правило, более древней по отношению к

менее метаморфизованным соседствующим образованиям, структурной единице. В этом

случае для такой структурной единицы предполагается собственная история развития,

никак не связанная с остальными геологическими событиями.

Использование особенностей метаморфизма в тектонических построениях на

качественно новом уровне связано с развитием парадигмы тектоники литосферных плит.

В рамках этой парадигмы, прежде всего, получила непротиворечивое объяснение природа

высоких давлений при метаморфизме эклогит-глаукофансланцевых комплексов.

Высказанная А. Миаширо концепция парных метаморфических поясов, формирующихся

в системе «океанический желоб – островная дуга», до сих пор является актуальной.

Длительное время только высокобарические комплексы и использовались при

реконструкциях палеогеодинамических обстановок в складчатых поясах. Высказываемые

же предположения о проявлении зонального метаморфизма кианит-силлиманитового типа

в коллизионных обстановках, а андалузит-силлиманитового типа – в островодужной

обстановке, можно рассматривать только как общую тенденцию, поскольку существует

множество примеров их совмещения в пространстве и времени. Тем не менее, в последние

годы были выделены комплексы метаморфических ядер и инвертированные зональные

метаморфические комплексы, которые можно корректно использовать в геодинамических

построениях. Очень важную роль в полноценном использовании метаморфических

комплексов для реконструкции геодинамических обстановок играют результаты

численного моделирования, основанного на построении корректных РТ-трендов

метаморфизма для конкретных метаморфических комплексов. Но все же, несмотря на

значительный прогресс в проблеме «тектоника и метаморфизм», многие вопросы

остаются неясными или противоречивыми. Многочисленные публикации по этой

проблеме затрагивают отдельные типы метаморфизма, а попытки синтеза носят пока

слишком обобщенный вид. Именно поэтому мы предприняли попытку обобщения

большей частью новейших результатов исследований по проблеме использования

метаморфических комплексов в тектонических построениях.

Предлагаемое учебное пособие можно условно разделить на две части. Первая

часть, объединяющая главы 1-3, посвящена характеристике некоторых положений

метаморфической геологии и тектоники, характеристике геодинамических обстановок

проявления метаморфических процессов и особенностям глубинного тектогенеза. В

первой главе рассматриваются базовые понятия и определения метаморфической

геологии, необходимые для восприятия проблем соотношения метаморфизма и тектоники.

Во второй главе предлагается краткая характеристика тектонических обстановок

проявления метаморфических преобразований и, соответственно, некоторые

характеристики метаморфических процессов в каждой конкретной тектонической

обстановке. Глава 3 акцентирует внимание на особенностях структурных преобразований

при метаморфизме, которые можно использовать для выявления особенностей процессов

тектогенеза в глубинных условиях.

Во второй части (главы 4-7) детально рассматриваются типы метаморфизма и

метаморфические комплексы, для которых в настоящее время наиболее полно

разработаны модели взаимосвязи тектонических и метаморфических процессов. Другими

словами, эти метаморфические комплексы можно использовать в качестве индикаторных

при обосновании тектонических (геодинамических) обстановок. К ним относятся

высокобарические комплексы – индикаторы субдукционных и аккреционно-

коллизионных обстановок (глава 4), комплексы метаморфических ядер – индикаторы

процессов внутриконтинентального растяжения (глава 5), инвертированные зональные

метаморфические комплексы – индикаторы коллизионных обстановок (глава 6). В

заключительной седьмой главе обсуждаются вопросы использования метаморфических

комплексов в некоторых видах тектонического анализа. В конце книги помещен словарь

терминов, касающийся рассматриваемых вопросов метаморфизма и тектоники.

Вам, уважаемые читатели, судить - насколько информативна и полезна

предлагаемая книга, хочу лишь отметить, что ее аналогов в русскоязычной литературе

просто не существует.

Авторы выражают благодарность Радзиминович Я.Б. за помощь в оформлении

работы.

Подготовка книги и часть исследований, результаты которых отражены в учебном

пособии, выполнены при поддержке Российского Фонда Фундаментальных Исследований

(проекты 99-05-64892, 00-05-64585, 00-15-98576).

ГЛАВА 1

МЕТАМОРФИЗМ: БАЗОВЫЕ ПОНЯТИЯ И ОПРЕДЕЛЕНИЯ

В настоящее время существуют учебные пособия и научные публикации, в деталях

рассматривающие особенности метаморфических процессов, типичные минеральные

ассоциации и другие вопросы, связанные с метаморфизмом. К сожалению, многие из них

были изданы более 20 лет назад (например, четыре тома Фаций метаморфизма, отв. ред.

В.С. Соболев, 1970-1974 гг.) и поэтому труднодоступны в настоящее время. Тем не менее,

в данной главе мы лишь очень коротко остановимся на базовых понятиях в

метаморфической геологии, отсылая заинтересованных лиц к существующим учебникам и

методическим пособиям по метаморфизму.

1.1. Факторы метаморфизма

Под метаморфизмом понимается процесс твердофазного минерального и (или)

структурного изменения пород под воздействием температуры и давления в присутствии

флюида. Как видно из этого определения главными факторами метаморфизма являются

температура, давление, количество и состав флюида. Рассмотрим эти факторы подробнее.

1.1.1. Температура

Температурный интервал проявления метаморфических процессов весьма широк,

однако точные значения, ограничивающие проявления метаморфизма не являются строго

установленными и сильно зависят от представлений конкретных исследователей. Условно

можно принять следующий интервал: от 200°С (кинетическая граница метаморфизма) до

1000-1100°С (температура плавления базитового субстрата). Однако следует иметь в виду,

что некоторые исследователи относят стадии категенеза и метагенеза, протекающие ниже

отмеченного температурного порога, также к метаморфическим процессам. С другой

стороны, в породных системах анхигранитного состава полное переплавление субстрата

будет иметь место уже при температурах 650-750°С.

Давно известна закономерность, по которой температура повышается с глубиной, а

степень повышения температуры называется геотермальным градиентом и измеряется в

градусах на километр. Линия же, отражающая зависимость температуры от глубины

называется геотермой. В большинстве геодинамических обстановок значения

геотермального градиента варьируют от 15 до 30 о/км, однако в экстремальных случаях

колебания могут быть значительно шире – от 5 до 60 о/км. Наиболее типичные геотермы

для разных тектонических обстановок показаны на рис. 1.1. О современных

геотермальных градиентах можно судить по поверхностному тепловому потоку, наиболее

высокие значения которого отмечаются в зонах океанического спрединга, а низкие – в

пределах «старой» океанической коры (рис. 1.2, Yardley, 1991). Региональные вариации

поверхностного теплового потока определяются сочетанием трех разных возможных

источников тепла: 1) мантийный тепловой поток; 2) выделение тепла за счет

радиоактивного распада в коре; 3) тепло, связанное с внедряющимися в кору

магматическими телами.

1.1.2. Давление

Поскольку процессы метаморфизма проявляются на значительных глубинах,

давление играет существенную роль. В геологии давление принято оценивать в барах или

килобарах. В последнее время нередко используются единицы системы SI. Соотношения

единиц в разных системах исчисления выглядит следующим образом: 1бар = 0.987

атмосфер = 105 паскалей. Вариации давлений при метаморфизме достаточно широки и

варьируют в большинстве комплексов от 2.5 до 12 кбар. Однако в случаях проявления

метаморфизма высоких или ультравысоких давлений, которые будут рассмотрены в главе

4, значения давления могут достигать 12-18 и 30-40 кбар соответственно (см. рис. 1.1).

Основное значение при процессах метаморфизма играет литостатическое

давление (Рлит), обусловленное нагрузкой вышележащих пород. Литостатическое давление

прямо пропорционально глубине, а градиент давления варьирует от 0.26 до 0.32 кбар/км в

зависимости от плотности перекрывающих пород. Очень важным является также понятие

флюидное давление (Рфл), под которым понимается давление порового и межзернового

флюида в породе. В большинстве случаев принимается, что Рфл=Рлит, однако это условие

далеко не всегда может соблюдаться. Давление флюида может превышать

литостатическое, и в таком случае применяют термин «флюидное сверхдавление». Именно

последнее использовалось для объяснения природы повышенных давлений при

глаукофансланцевом метаморфизме (Добрецов, 1974). Флюидное сверхдавление может

служить дополнительным фактором, влияющим на реологию (Rubie, 1983), но вряд ли

способно превышать литостатическое в несколько раз. Следует отметить, что

возможность проявления сверхдавления в некоторых обстановках, то есть давления,

превышающего литостатическое, постоянно обсуждается в геологической литературе. Об

одном из его вариантов (флюидное сверхдавление) мы уже говорили, а второй относится к

тектоническому сверхдавлению. Предполагалось, что в процессе быстрых тектонических

смещений (например, в зонах разломов), возникающее давление будет существенно

превышать литостатическое. Однако позднее, при изучении францисканских

метаморфических пород, характеризующихся высокими давлениями при метаморфизме

В.П.Эрнст (Ernst, 1971) сделал важный и обоснованный вывод: «Ни экспериментальное

изучение прочности минералов, ни детальное петрографическое картирование, ни

метаморфически-стратиграфические хронологические отношения не дают никаких

оснований для выдвижения гипотезы о проявлении избыточного тектонического давления

в региональном масштабе».

1.1.3. Флюид

Флюиды являются чрезвычайно важным компонентом метаморфических

превращений, поскольку именно присутствие или отсутствие флюидов определяет саму

возможность метаморфических реакций. Понятие «флюид» используется для жидкости,

которая становится газом с высокой плотностью и со многими свойствами жидкости в

сверхкритических условиях, характерных для метаморфических процессов. Наиболее

важными составляющими метаморфогенных флюидов являются вода и углекислый газ, в

меньших количествах могут присутствовать углеводороды, азот, а иногда и водород. В

силикатных системах главным компонентом является H2O, в то время как в карбонатах

преобладающим будет CO2. В то же время температура метаморфизма также влияет на

состав флюида. Существует общая тенденция повышения доли CO2 с температурой.

В чем же заключается роль флюида при метаморфизме? Прежде всего, многие

метаморфические минералы, например, слюды, хлориты или амфиболы, содержат в

кристаллической решетке воду. Соответственно, их образование невозможно без

присутствия флюида в породе. Но главное все-таки не в этом. Присутствие воды резко

ускоряет процессы перекристаллизации в силу того, что вода даже в небольших

количествах действует как сильный катализатор. Кроме того, поскольку метаморфические

реакции проходят в твердофазном состоянии, что во многих случаях означает растворение

одних минералов с одновременным ростом других, то флюид необходим для переноса

необходимых компонентов. О роли флюидов в процессах метаморфических превращений

может свидетельствовать, прежде всего, сохранность высокотемпературных минеральных

ассоциаций. Допустим, что порода претерпела метаморфизм при 800°С. Что же помешало

замещению высокотемпературных минеральных ассоциаций при ее остывании до 400°С?

Именно отсутствие флюида в системе. И только в тектонических зонах, по которым

циркулируют флюиды, происходит полное или частичное замещение более ранних,

высокотемпературных минеральных парагенезисов. Процесс этот называется

диафторезом.

1.2. Основные понятия метаморфической петрологии

При описании метаморфических пород и процессов очень важными являются такие

понятия как химическое равновесие, фазы, компоненты, метаморфические минералы и

метаморфические реакции. Рассмотрим их более подробно.

1.2.1. Метаморфические фазы, компоненты и минеральные равновесия

Давайте рассмотрим поведение атомов в некотором объеме породы,

подвергающейся метаморфическим преобразованиям. Этот гипотетический объем можно

рассматривать в качестве конкретной химической системы, в котором атомы

сгруппированы в некоторый набор минералов, возможно, с участием межзернового

флюида. Каждый из этих минералов, а также флюид будут являться фазой: фаза – это

физически отдельная часть системы, характеризующаяся определенным составом, которая

находится в твердом, жидком или газообразном состоянии. Например, кварц и плагиоклаз

это отдельные фазы (не каждое зерно одного минерала, а все зерна!), но в то же время

плагиоклаз имеет переменный состав и представляет собой твердый раствор альбита и

анортита. Однако альбит и анортит не будут являться фазами, поскольку внутри зерен

плагиоклаза не могут еще дополнительно выделяться частицы альбита и анортита.

Последние в этом случае можно рассматривать в качестве компонентов или миналов.

Теперь представим, что наша система находится под воздействием определенной

температуры и давления в течение достаточно долгого периода времени, позволяющего

атомам сгруппироваться в наиболее стабильный минеральный агрегат, причем минералы

переменного состава будут иметь состав, отвечающий данным условиям. Это состояние

системы и будет отвечать условиям химического равновесия. Равновесный минеральный

агрегат может включать одну или несколько твердых фаз, жидкую или газообразную фазу

в зависимости от химического состава и РТ-условий системы. Теперь начнем медленно

изменять температуру или давление в системе. Присутствующие фазы перестают

находиться в условии равновесия, что приводит либо к изменению химического состава

фаз, либо к увеличению количества одной фазы за счет уменьшения количества другой

(вплоть до исчезновения последней), либо к появлению одной или нескольких новых фаз.

Такие изменения называются метаморфическими реакциями, ведущими к образованию

новых минеральных ассоциаций, равновесных в новых РТ-условиях.

Все системы близкого химического состава, подвергнутые процессам

метаморфизма при одинаковых РТ-условиях, будут характеризоваться одинаковыми

минеральными парагенезисами (фазами), если выполнены условия достижения

равновесия независимо от временного периода или места проявления метаморфических

процессов.

Все вышесказанное приводит к фундаментальному принципу, лежащему в основе

исследований метаморфических пород: минеральные ассоциации отражают физические

условия, такие как температура и давление, во время преобразования породы. Этот

принцип базируется на многочисленных данных полевых исследований, которые

показали, что минеральные ассоциации в любом конкретном типе пород изменяются

систематически и предсказуемо в пределах области распространения метаморфических

пород.

1.2.2. Метаморфические минералы

Метаморфические минералы, а точнее их ассоциации, являются важнейшими

показателями метаморфических процессов. Напомним, что в метаморфической геологии

мы можем изучать только результат метаморфических процессов, а никак не сам процесс.

И как раз минералы, их форма, состав и взаимоотношения и являются тем результатом, по

которому оказывается возможным реконструировать многие параметры

метаморфического процесса (температура, давление и их изменение во времени, состав

флюида и др.). Поэтому ниже мы приведем краткую характеристику основных групп

метаморфических минералов, к которым относятся гранаты, пироксены, амфиболы,

слюды, полевые шпаты. Большинство вышеперечисленных минералов имеет переменный

состав, определяемый соотношением миналов (конечных членов), и может

рассматриваться в качестве твердых смесей. Этот состав определяется, главным образом,

двумя основными факторами: химический состав породы и РТ-условия метаморфизма.

Если мы имеем породы близкого химического состава, то различие составов минералов

может быть показателем разной степени их метаморфизма. Сразу оговоримся, что нашей

целью не была полная характеристика метаморфических минералов, поэтому будут

кратко охарактеризованы только наиболее распространенные группы. При этом мы не

рассматриваем очень распространенные группы минералов (например, хлориты или

эпидоты), которые встречаются во многих метаморфических породах, но которые

являются «сквозными», встречающимися в широком интервале температур и давлений, а

их состав определяется, главным образом, химическим составом породы, а не РТ-

условиями метаморфизма.

1.2.2.1. Гранаты

При описании петрографического состава метаморфических пород наиболее часто

используется собирательный термин «гранат», хотя в отдельных случаях употребляют

более конкретные термины, указывающие на специфику состава гранатов.

Метаморфические гранаты в большинстве случаев являются многокомпонентной твердой

смесью, в составе которой присутствуют:

альмандин Fe3Al2Si3O12

гроссуляр Ca3Al2Si3O12

пироп Mg3Al2Si3O12

спессартин Mn3Al2Si3O12

В очень небольших количествах (за исключением специфических типов пород) могут

присутствовать

андрадит Ca3Fe3+2Si3O12

уваровит Ca3Cr2Si3O12

Рассмотрим некоторые тенденции изменения состава гранатов в зависимости от

химического состава пород и РТ-условий метаморфизма. Альмандин является главным

компонентом метаморфических гранатов. Его содержание может составлять от 95 до 50%

в большинстве типов пород. Богатые гроссуляром гранаты характерны только для

карбонатных пород и метасоматических образований (например, скарны), связанных с

процессами метаморфизма. В метапелитах, бедных кальцием породах, содержание СаО в

гранатах обычно не превышает 4%, возрастая только в случае повышенных давлений при

метаморфизме. В метабазитах же, где содержание СаО составляет 5-12% доля

гроссулярового компонента обычно составляет 20-30%. Пироповый минал является

хорошим индикатором вариаций температур и давлений. Для низко- и

среднетемпературных условий метаморфизма характерны весьма низкие содержания

MgO, не превышающие, как правило, 3-4%. Увеличение пиропового компонента отражает

повышение температуры и (или) давления. Содержание пиропа в метаморфических

гранатах редко достигает 40-50% и только в условиях очень высоких температур и (или)

давлений при метаморфизме. Богатые спессартином гранаты (до 15-25% MnO) наиболее

характерны (если исключить богатые марганцем породы) для низкотемпературных фаций

метаморфизма. Зональность гранатов, то есть изменение состава от центра к краям

кристаллов, является важным признаком, позволяющих оценить изменение РТ-условий

метаморфизма. Так, резкое уменьшение содержания спессартинового компонента, весьма

характерное для гранатов низкотемпературных фаций, отражает увеличение температуры

метаморфизма во время роста кристаллов граната. Увеличение или уменьшение

содержания пиропового минала указывает на соответственное повышение или понижение

температуры (или давления) в процессе минералообразования. Отметим, что гранаты

относятся к тем немногочисленным метаморфическим минералам, по составу или

изменению состава которых можно сразу ориентировочно судить об условиях

метаморфизма.

1.2.2.2. Пироксены

В метаморфических породах встречаются две подгруппы пироксенов -

ромбические (ортопироксены) и моноклинные (клинопироксены). Последние

характеризуют гораздо более широкий интервал РТ-условий по сравнению с

ортопироксенами.

Ромбические пироксены образуют изоморфную серию, крайними членами которой

являются энстантит - Mg2[Si2O6] и ферросилит - Fe2[Si2O6], и входят в состав

разнообразных метаморфических орто- и парапород. Они являются четкими

индикаторами высоких температур при метаморфизме.

Среди моноклинных пироксенов различают кальциевые клинопироксены (диопсид

- геденбергит) и натриевые клинопироксены (эгирины, жадеиты, омфациты).

В подавляющем большинстве случаев моноклинные пироксены метаморфических

пород (кристаллических сланцев и гнейсов), а также скарнов и метасоматических

жильных образований Mg-Ca состава представлены Ca-пироксенами диопсид-

геденбергитовой серии CaMgSi2O6-CaFeSi2O6.

Преимущественный изоморфизм Ca(Mg,Fe) ↔ NaAl типичен для клинопироксенов

из глаукофановых сланцев, эклогитов и жадеититов, то есть пород, претерпевших

метаморфизм высоких давлений. Для низкотемпературных низкобарических пород

обычным является жадеит NaAlSi2O6, в то время, как в более высокотемпературных

эклогитах типичным является омфацит, представляющий собой изоморфную смесь

жадеит-диопсид-геденбергит.

1.2.2.3. Амфиболы

К амфиболам относится очень сложная группа ромбических или моноклинных

силикатов с общей формулой A0-1B2C3-5D0-2Z8(OH,F,Cl)2, где: A=Ca, Na, K,; B=Ca, Fe2+, Li,

Mg, Mn2+, Na; C=Fe2+, Mg, Mn; D=Al, Cr, Fe3+; Z=Al, Ti, Si.

Выделяются: железо-магниевые (безкальциевые), кальциевые (сюда же входят

кальциево-магниевые) и щелочные амфиболы.

Состав амфиболов тесно связан с условиями их образования. Наиболее

распространенными являются кальциевые амфиболы, представленные в метаморфических

породах группой актинолита и роговыми обманками с весьма широкими вариациями

химического состава. Актинолит является обычным минералом в низкотемпературных

метаморфических породах. В роговых обманках наблюдается общая тенденция

повышения содержаний Al2O3 и TiO2 по мере увеличения температуры метаморфизма.

Для низкотемпературных высокобарических пород характерно присутствие

щелочного амфибола – глаукофана, а также амфиболов промежуточного состава между

актинолитом и глаукофаном (винчиты), глаукофаном и рибекитом (кросситы) и

глаукофаном и роговой обманкой (барруазиты). Все вышеотмеченные амфиболы имеют

голубой, синий или фиолетовый цвет в шлифах, поэтому русскоязычный термин «фация

глаукофановых сланцев» в английском варианте соответствует термину «фация голубых

сланцев (blueschists)».

Для метаморфических пород, возникших за счёт магнезиальных известняков и

доломитов, характерны тремолит, иногда рихтерит, паргасит.

Моноклинные амфиболы Fe-Mg ряда куммингтонит-грюнерит характерны для

регионально метаморфизованных пород низких давлений и для контактово-

метаморфизованных пород.

Ромбические амфиболы - антофиллит и жедрит входят в состав регионально-

метаморфизованных пород и контактовых роговиков, а также формируются в процессе

магний-железистого метасоматоза. Они присутствуют в породах амфиболитовой и

гранулитовой фаций.

1.2.2.4. Слюды

Среди слюд выделяется две основные группы: диоктаэдрические и

триоктаэдрические. Трудно назвать какой-либо вид горных пород, в которых бы не

встречались триоктаэдрические Fe-Mg слюды группы биотита. Наиболее

распространённый в слюдах изоморфизм Fe2+ ↔ Mg и Al ↔ (Mg,Fe) - обусловлен

смесимостью четырёх главных миналов:

Сидерофиллит - K2Fe5Al4Si5O20(OH)4

Истонит - K2Mg5Al4Si5O20(OH)4

Аннит - K2Fe6Al2Si6O20(OH)4

Флогопит - K2Mg6Al2Si6O20(OH)4

Биотит, формирующийся в широком диапазоне химических и термодинамических

условий, входит в состав разнообразных гнейсов и кристаллических сланцев, а также

метасоматических образований, является составной частью контактовых роговиков.

Состав биотита контролируется, главным образом, химическим составом породы и, в

меньшей степени, условиями метаморфизма. Наиболее индикаторной является тенденция

увеличения содержания титана в биотите по мере роста температуры метаморфизма.

Флогопит встречается преимущественно в метаморфизированных карбонатных

породах - мраморах и кальцифирах.

Наиболее распространенным представителем диоктаэдрических слюд является

мусковит, встречающийся как в самых низкотемпературных, так и в

высокотемпературных метаморфических породах, главным образом метапелитах.

Идеальная формула мусковита KAl2[AlSi3O10](OH)2, однако благодаря изоморфизму

Si+(Fe, Mg) ↔ 2Al в нем всегда содержатся небольшие количества магния и железа.

Повышенное суммарное содержание железа и магния является качественным показателем

повышенных давлений при метаморфизме.

1.2.2.5. Полевые шпаты

В метаморфических породах полевые шпаты являются одними из самых

распространенных минералов и встречаются, главным образом, две группы полевых

шпатов: K-шпаты, представленные микроклином и ортоклазом; Na-Са-шпаты

(плагиоклазы). Калиевые полевые шпаты характерны для высокотемпературных и

среднетемпературных пород. Плагиоклазы встречаются практически во всем интервале

РТ-условий метаморфизма, будучи неустойчивыми только при очень высоких давлениях.

По составу они варьируют от чистого альбита NaAlSi3O8 до практически чистого анортита

CaAl2Si2O8. Существует общая тенденция повышения содержаний анортитового минала в

плагиоклазах по мере роста температуры метаморфизма, наиболее отчетливо проявленная

в низко- среднетемпературной области метаморфических изменений. В наиболее

низкотемпературной области метаморфизма (фация зеленых сланцев и ниже) устойчивым

является практически чистый альбит, и только при температуре выше 450-500°С в

породах появляется олигоклаз. Обратная тенденция изменения состава плагиоклазов

наблюдается по мере увеличения давления при метаморфизме.

1.2.2.7. Некоторые специфические метаморфические минералы

В этом разделе мы кратко рассмотрим некоторые минералы, которые встречаются

практически только в метаморфических породах или в синметаморфических

метасоматических образованиях.

Полиморфы силиката глинозема. К ним относятся андалузит, кианит (дистен) и

силлиманит. Эти минералы имеют одинаковый химический состав Al2SiO5, но разную

кристаллическую структуру, что определяет их устойчивость в разных интервалах РТ-

условий (см. следующий раздел). Андалузит устойчив при низких давлениях и низких

температурах, силлиманит – при низких - умеренных давлениях и высоких температурах,

кианит характерен для пород с умеренными и высокими давлениями.

Кордиерит (Mg,Fe2+)2Al3[Si5AlO18] характерен для метаморфических пород

широкого диапазона РТ-условий метаморфизма, за исключением области высоких

давлений. В силу этого просто по появлению кордиерита оценить условия метаморфизма

трудно, однако ассоциация кордиерита с некоторыми другими минералами, например,

кордиерит-гиперстен, позволяет существенно сузить предполагаемую область РТ-

параметров. Поскольку минерал является высокоглиноземистым, то наиболее типичен он

для метапелитов.

Ставролит (Fe2+,Mg)(Al,Fe3+)9O6[SiO4]4(O,OH)2. Типичный минерал

кристаллических сланцев амфиболитовой фации регионального метаморфизма.

Ассоциирует с гранатом, дистеном, силлиманитом, мусковитом, кварцем.

Хлоритоид (Fe2+,Mg,Mn)2Al4[(OH)2|O|SiO4]2 встречается в метаморфических

породах низкой степени метаморфизма.

Лавсонит CaAl2(OH)2[Si2O7]H2O можно рассматривать в качестве водного аналога

анортита. Этот минерал встречается в породах основного состава в очень узком интервале

температур и давлений. Он является одним из самых надежных индикатором повышенных

давлений и низких температур при метаморфизме.

Волластонит Ca[SiO3] встречается в карбонатных породах и продуктах

синметаморфического метасоматоза. Характерен для наиболее высокотемпературных

условий метаморфизма.

1.2.3. Метаморфические реакции

Метаморфические реакции отражают изменения РТ-условий метаморфизма. В

первом приближении можно выделить три типа таких реакций:

1. Полиморфные превращения, при которых не происходит изменения химического

состава минералов, а также новообразования или исчезновения минеральных фаз.

Изменяется лишь кристаллическая структура минерала. Таких реакций не так много, но

они являются весьма важными в метаморфической петрологии. К наиболее известным

полиморфным системам относятся:

графит-алмаз (полиморфные формы углерода)

кристабаллит-тридимит-коэсит-стишовит (полиморфы SiO2)

андалузит-кианит-силлиманит (полиморфы Al2SiO5)

Теоретически реакции данного типа не зависят от присутствия других минеральных фаз и

флюида и определяются только изменением температуры и давления в системе. В

действительности же наличие или отсутствие флюидной фазы, состав и количество

элементов-примесей в главных минералах также будут влиять на РТ-условия фазовых

переходов. Из трех приведенных систем в метаморфической петрологии наиболее важной

является третья, поскольку силикат глинозема весьма обычен в метаморфических породах

глинистого состава, разные его полиморфы отличаются по макроскопическим и

оптическим свойствам, а РТ-параметры устойчивости разных фаз определены

экспериментально (рис. 1.3). Все это позволяет по присутствию того или иного полиморфа

в породе ориентировочно определять РТ-параметры метаморфизма. Особенно важны

случаи одновременного присутствия двух или трех полиморфов в породе, поскольку

область устойчивости таких парагенезисов локализуется более точно. Примеры

метаморфических пород с алмазом очень немногочисленны, поэтому система графит-

алмаз можно рассматривать в качестве экзотической. Кристабаллит и тридимит не

различаются по оптическим свойствам, а, кроме того, при остывании породы даже

претерпевшей весьма высокотемпературный метаморфизм, происходит обратное

превращение высокотемпературного полиморфа в низкотемпературный, что ограничивает

их использование. Коэсит очень важен для диагностики высокобарного метаморфизма, но

его, как и алмаз, тоже можно относить к экзотическим минералам.

2. Реакции с появлением новых минеральных фаз являются наиболее

распространенными в метаморфических процессах. При изменении РТ-условий

существовавшие ассоциации минералов становятся неустойчивыми, и происходит

исчезновение всех или некоторых минералов, сопровождающееся ростом нового минерала

или минералов. Продемонстрируем это на одном из простейших примеров. При росте

давления после достижения некоторых критических значений альбит, весьма обычный во

многих типах горных пород, становится неустойчивым и разлагается с образованием

парагенезиса жадеит + кварц:

NaAlSi3O8 = NaAlSi2O6 + SiO2

В таких реакциях может участвовать от одного до десятка минеральных фаз с

новообразованием также разнообразного количества фаз. При этом далеко не все

минералы ранней ассоциации будут исчезать полностью в соответствии с балансом

химических компонентов.

3. Обменные реакции без появления новых минеральных фаз не приводят к

изменению минерального состава породы, а лишь к изменению химического состава

ассоциирующих минералов по мере изменения температуры и давления. Говорить о таких

реакциях мы можем на основании детального изучения изменения химического состава

метаморфических минералов по мере их роста. В разделе 1.2 уже говорилось о том, что

большинство метаморфических минералов имеет переменный состав и может

рассматриваться как твердофазная смесь. Поэтому сами минеральные фазы остаются

прежними, но их состав существенно изменяется. Например, предположим, что порода

при каких то РТ-условиях сложена только пироксеном и гранатом. Этот парагенезис будет

устойчив в достаточно широком интервале температур и давлений, то есть рост

температуры на 100-200° не будет приводить к исчезновению одного из минералов или

образованию новых минералов. Но по мере роста температуры минералы с первичным

составом становятся не равновесными, и происходит перераспределение Fe-Mg между

минералами. Гранат обогащается пироповым компонентом (магний), а пироксен –

ферросилитовым компонентом (железо). Важным является то, что во многих случаях в

реакции участвует не все зерно минерала, а только его краевые части, поэтому состав

центральной части отвечает каким-то начальным РТ-условиям метаморфического

процесса, в то время как состав каймы будет отражать иные РТ-условия. Зональные

минералы используются для количественной оценки изменения условий метаморфизма.

В заключении этого раздела отметим, что в реальных метаморфических процессах

может осуществляться как всего один из выделенных типов реакций, так и все три типа

одновременно.

1.3. Фации метаморфизма и фациальные серии

Понятие фация метаморфизма является чрезвычайно важным, базовым в

метаморфической геологии. Существует много разных вариантов определения фаций

метаморфизма. Определение классиков метаморфизма (Fife et al, 1958) звучит следующим

образом: «Метаморфическая фация – это серия ассоциаций метаморфических минералов,

неоднократно совместно проявлявшихся в пространстве и во времени и отражающих

постоянные и, следовательно, предугадываемые соотношения между минеральным и

химическим составом». По существу верно, но не очень понятно. Нам представляется, что

лучше сформулировать следующим образом: «Метаморфическая фация – это

ограниченная область в координатах температура-давление, характеризующаяся

определенным, специфичным набором минеральных ассоциаций, устойчивых только в

этой области». Сразу заметим, что оба определения не противоречат друг другу, но

акцентируют разные моменты: в первом определении фация понимается как набор

определенных минеральных ассоциаций, устойчивых в некотором интервале температур и

давлений, во втором – как некоторая область температур и давлений, характеризуемая

определенным набором минеральных ассоциация. Следует подчеркнуть, что фация

определяется отнюдь не единичным индекс-минералом или даже не одним каким-либо

критическим минеральным парагенезисом, а именно полным набором относящихся к ней

минеральных ассоциаций.

Существует много вариантов схемы метаморфических фаций, предложенных

разными исследователями в разное время. Обладая принципиальным сходством, они

могут существенно различаться в деталях, особенно в вопросе выделения и названий

субфаций. Обзор всех имеющихся вариантов занял бы слишком много места, поэтому

ограничимся демонстрацией двух вариантов схемы метаморфических фаций, один из

которых является упрощенным и наиболее понятным, а второй – при некоторой

усложненности дает еще и представление о фациальных сериях. При сопоставлении

приведенных примеров обратите внимание, что в международной литературе на графике

температура-давление значения температуры обычно показаны по оси абсциссы, а

давления – по ординате, в то время как в большинстве русских схем, в том числе

демонстрируемой ниже схеме Н.Л.Добрецова и других, ситуация обратная: давление –

абсцисса, температура – давление. Это обстоятельство весьма затрудняет сопоставление

материалов разных авторов, и не случайно в русскоязычных публикациях последних

десяти лет, большинство российских метаморфических геологов используют принятый в

международном сообществе вариант диаграммы при демонстрации РТ-условий


В простейшем варианте без выделения субфаций (Yardley, 1991) схема

метаморфических фаций показана на рис. 1.4. Подчеркнем, что практически все

выделенные фации, а главное, их названия, являются общепринятыми. Фации

контактового метаморфизма расположены вдоль оси абсцисс, а давления в них не

превышают 2-2.5 кбар. В зависимости от температуры выделяются санидиновая (800°С и

выше), пироксен-роговиковая (650-800°С), амфибол-роговиковая (500-650°С) и эпидот-

амфибол-роговиковая (350-500°) фации. В области умеренных давлений (2-12 кбар в

зависимости от температуры), соответствующих региональному метаморфизму

выделяются гранулитовая (750°С и выше), амфиболитовая (550-700°С), зеленосланцевая

(350-550°), пренит-пумпеллиитовая (250-350°С) и цеолитовая (250°С и ниже) фации. В

области повышенных давлений (7 кбар и выше в зависимости от температуры),

соответствующих специфическим тектоническим условиям, выделяются

низкотемпературная глаукофансланцевая (500°С и ниже) и эклогитовая (550-900°С)

фации. На схеме также показаны переходные области, в которых можно обнаружить

минеральные ассоциации, характерные для соседствующих фаций.

Схема фаций, предложенная Н.Л. Добрецовым, с соавторами (Фации…, 1970)

представлена на рис.1.5. В ней чётко выделены фациальные серии, различающиеся по

давлению: А - фации низких давлений, примерно соответствующие контактовому

метаморфизму; В - фации умеренных давлений, соответствующие обычному

региональному метаморфизму; С - фации высоких давлений в земной коре; Д - фации

сверхвысоких давлений (в мантии). Исключая группу Д остальные три фациальные серии

по температуре разделены на четыре фации каждая, например: А0, А1, А2, А3; В1, В2, В3,

В4; С1, С2, С3, С4. Границами фаций служат линии минеральных равновесий,

ограничивающие термодинамические поля устойчивости важнейших минералов и

парагенезисов. При выделении фаций метаморфизма учитываются критические и

запрещенные минеральные ассоциации.

Группа А. Фации низкого давления, соответствующие в основном контактовому

метаморфизму. Общее давление от 1 бар до 3-4 кбар. Сильные колебания давления PH2O и

PCO2. Температурный интервал метаморфизма от 5500С до 12000С.

А0 - Спуррит-мервинитовая фация. Температура от 900-12000С, а давление от 1 до

200-300 бар. Она характерна для ксенолитов в вулканических породах или в

непосредственном контакте с интрузиями габброидов. Имеет крайне ограниченное

распространение. Фация для класса карбонатных составов подразделяется на две

субфации:

Мервинит-кальцитовая субфация.

Монтичеллит-спуррит-тиллиитовая субфация.

А1 – пироксен-роговиковая фация. Температура от 700-800 0С до 900 0С, давление

от первых сотен бар до 3-4 кбар. Сверху поле фации ограничено линией устойчивости

силлиманита, кварца, волластонита с кальцитом, граната, биотита, а также линией

плавления базальта. Она характерна для внутренних частей ореолов, генетически

связанных с интрузиями различных габброидов. Фация подразделяется на две субфации:

Волластонит-геленит-анортитовая субфация.

Гроссуляровая.

А2 - амфибол-роговиковая фация. Температура от 550 чаще от 600 до 800 0С,

давление от первых десятков, сотен бар до 3-4 кбар. Сверху поле фации ограничено

линией устойчивости альмандина, доломита, кальцита с кварцем. Она подразделяется на

две субфации:

Силлиманитовая субфация амфиболовых роговиков.

Андалузитовая субфация амфиболовых роговиков.

А3 - мусковит-роговиковая фация. Температура меньше 550-600 0С, давление 3-4

кбар. Породы этой фации обычно локализованы во внешних частях контактовых ореолов.

А4 - минеральные фации, соответствующие гидротермальным и метасоматическим

породам, связанным с контактовыми ореолами, сформированными при низких давлениях.

Группа В. Фации умеренного (среднего) давления, соответствующие обычному

региональному метаморфизму. Доля PH2O во флюиде закономерно убывает от

низкотемпературных фаций В4 и В5 к высокотемпературным фациям В1 В2, где она

опускается до 0,2-0,3 Робщ. Напротив РСО2 возрастает в соответствующих пределах. Общее

давление меняется в пределах от 3-5 кбар до 10-15 кбар. Температурный интервал

метаморфизма от 300-400 0С до 900-1000 0С.

В1 – гранулитовая фация (двупироксеновых гнейсов). Температура метаморфизма -

от 750-800 0С до 900-1000 0С, давление - от 4-5 кбар до 12-13 кбар. Сверху по температуре

и давлению поле фации ограничено линией плавления базальта, устойчивости альмандина

и доломита. Субфации не выделяются.

В2 – амфиболитовая фация (силлиманит-биотитовых гнейсов). Температура

метаморфизма изменяется от 650 0С до 800 0С, а давление от 4 до 8 кбар. Верхний

температурный предел фации ограничивается равновесием Opx+Cpx+Kfs+Q ↔

Grt+Bi+Amf, исчезновением ромбических амфиболов и Bi+Sill+Q ассоциации. По

давлению фации В1 и В2 от фаций С1 и С2 ограничены линиями дистена и полной

эклогитизации.

В3 - эпидот-амфиболитовая фация (андалузит - мусковитовых сланцев). Верхний

температурный предел фации определяется устойчивостью Mus+Q и Stav+Q, соответствуя

температурам 600-650 0С. Нижняя температурная граница фации фиксируется сменой

альмандина хлоритом с кварцем, исчезновением роговой обманки, сменяющейся

парагенезисом Act+Er+Ab и ставролита, вытесняющегося хлоритом. Это отвечает

температурам около 500 0С. По давлению фация В3 от фации С3 отделена линией

устойчивости дистена, что соответствует давлению в 7,5-10 кбар.

В4 - фация зелёных сланцев. Температурный интервал от 300-400 0С до 500-550 0С.

Сверху по температуре она ограничена устойчивостью Chl+Q, характеризуется

отсутствием роговой обманки, альмандина и олигоклаза. В большей части фации

устойчивы также пирофиллит и пумпеллиит. Нижняя граница фации фиксируется

отсутствием каолинита, диаспора, цеолитов и др. Са-минералов. По давлению Р-Т область

зелёносланцевой фации и лавсонит - глаукофановой фации разделяются линией

устойчивости Law+Q, Arag+Gad, что соответствует давлению в 7-10 кбар.

В5 - цеолитовая фация и региональный эпигенез. Температура метаморфизма от

100 до 300-350 0С, давление обычно не превышает 3-5 кбар.

Группа С. Фации высокого давления. Характеризуются давлением в 8 кбар при

низкой температуре и свыше 15 кбар при высокой температуре. Температурный интервал

от 300 до 1000 0С. Обычно локализуются в узких тектонических зонах т.н. “локальный

метаморфизм”.

С1 - эклогитовая фация. Температура метаморфизма изменяется от 850 0С до 1000 0С, а давление превышает 14 кбар. Нижний температурный предел фации фиксируется

наличием граната с содержанием пиропового минала не менее 50 %.

С2 - фация дистеновых гнейсов и амфиболитов. Температура от 650 до 800-850 0С,

давление свыше 10 кбар, но иногда достигает в условиях земной коры 15-17 кбар. Нижней

границей фации является линия устойчивости Mus+Q, ограничивающей устойчивость

Ky+Kfs.

С3 - фация дистен-мусковитовых сланцев (глаукофан-альмандиновая). Нижняя её

граница определяется устойчивостью дистена и альмандина в области давлений до 15

кбар и линией лавсонита при Робщ.>15 кбар. Температура - от 500 до 650 0С. На

петрогенетической схеме (см. рис.) фация подразделена на две субфации С3а и С3 линией

устойчивости жадеита.

С4 - жадеит-лавсонит-глаукофановая фация. Температурный интервал - 300-550 0С,

давление свыше 8-10 кбар. Фация, для которой очевидно наиболее высокое давление при

относительно низкой температуре ограничено линией устойчивости Law+Q, по давлению

- глаукофана с лавсонитом или эпидотом, а также эпидотом и жадеитом.

Фации верхней мантии. Фации верхней мантии доступны изучению

непосредственно по ксенолитам в кимберлитах. Давление превышает 25-30 кбар,

температура составляет около 900-1100 0С. Выделяются следующие фации:

1) эклогитовая фация;

2) коэситовая фация;

3) фация алмазоносных эклогитов.

Еще раз подчеркнем, что сопоставление двух схем фаций разных авторов

показывает их принципиальное сходство при некоторых различиях в количестве и

названиях фаций. Что же касается субфаций, то здесь вариации их полей и названий

значительно больше, поскольку они выделяются для групп пород разного состава. Если

метаморфическая толща имеет существенно метапелитовый состав, то в ней возможно

выделение достаточно большого количества субфаций. А вот разделить толщу пород

основного состава, метаморфизованную в том же интервале РТ-условий будет

значительно труднее, а часто и невозможно. Поэтому можно сказать, что схема фаций –

это общегеологическое понятие, а схемы субфаций имеют личностно-региональный

характер.

1.4. Тренды метаморфизма

Рассмотрим обобщенный эволюционный процесс метаморфизма первично

осадочного комплекса пород (рис. 1.6). Поскольку осадки формировались на поверхности,

можно принять допущение, что температура до метаморфизма равнялась нулю, а давление

– одной атмосфере. По мере перекрытия рассматриваемого комплекса другими

отложениями и погружения его в более глубокие горизонты происходит рост температуры

и давления, что по мере их достижения некоторых критических величин приводит к

появлению минеральных и структурных преобразований в породе. После достижения

максимальных значений Р и Т, соответствующих кульминации метаморфизма, начинается

обратный процесс выведения пород к поверхности, сопровождающийся снижением

температуры и давления. Поскольку породы, которые мы изучаем, находятся в данный

момент на поверхности, то условия финальной стадии процесса будут соответствовать

существующим в начальный этап. Кривая, описывающая изменение РТ-условий от

начальной до финальной стадии метаморфизма называется трендом метаморфизма. Для

первично осадочных пород эта кривая всегда будет иметь замкнутый вид, коль скоро все

начинается и заканчивается на поверхности Земли, в случае же метаморфизованных

интрузивных пород начальные, предметаморфические условия могут существенно

отличаться в сторону повышения температур и давлений. На рис. 1.6 показан простейший

вид тренда метаморфизма, тренды же в реальных метаморфических комплексах могут

иметь гораздо более сложный вид, обусловленный неоднократными проявлениями

импульсов метаморфизма. Нередко выделяются тренды метаморфизма по часовой стрелке

или против часовой стрелки. В первом случае вначале проявляется максимум по

давлению, а затем – максимум по температуре, во втором случае ситуация обратная.

Корректное построение трендов метаморфизма – очень сложная и не всегда решаемая

задача. Оно требует количественного определения температур и давлений для разных

стадий метаморфизма, для чего обычно используется парагенетический анализ и

минеральные геотермобарометры.

1.4.1. Минеральные гео- и термобарометры

Как уже отмечалось выше, минеральные ассоциации, а также составы

сосуществующих минералов в метаморфических породах во многом определяются РТ-

условиями метаморфизма. Коль скоро это так, то по минеральным ассоциациям, а также

составам минералов мы можем судить о параметрах метаморфизма. Приблизительную

оценку РТ-условий метаморфизма можно получить уже только на основании

определенного набора тех или иных минералов, для более точного определения

температуры и давления образования той или иной породы необходимо знание состава

сосуществующих минералов, а также изменения этого состава по мере их роста.

1.4.1.1. Индивидуальные геотермобарометры

Существующие минеральные геотермометры и геобарометры основаны на

принципе перераспределения компонентов, например железа и магния, в

сосуществующих минералах. В равновесных условиях существует строгое соответствие

между температурой, давлением и распределением изоморфных компонентов между

фазами. Степень влияния температуры или давления на состав сосуществующих

минералов может быть разной, и для термометрии или барометрии стараются

использовать такие минеральные пары, в которых влияние на коэффициент распределения

компонентов одного из факторов намного превышает влияние другого. Для калибровки

геотермобарометров используются два типа данных: 1) экспериментальные данные,

которые позволяют оценить состав фаз в заданных РТ-условиях; 2) термодинамические

расчеты. Если ранние варианты геотермобарометров опирались, главным образом, на

экспериментальные данные, то при разработке современных версий приоритет отдается

термодинамическим расчетам.

В большинстве геотермометров используются составы пар минералов (гранат-

биотит, ортопироксен-клинопироксен и др.), однако при этом предполагается присутствие

в ассоциации других минералов, например кварца или плагиоклаза, реальные составы

которых при расчетах не учитываются. Существуют геотермометры или геобарометры,

основанные на перераспределении большего количества компонентов в большем

количестве фаз, и мономинеральные. Последние, например амфиболовый геотермометр,

отличаются меньшей надежностью получаемых значений.

К наиболее известным относится гранат-биотитовый геотермометр, ранние версии

которого были откалиброваны еще в 60-х годах. В настоящее время существует более

десятка вариантов этого геотермометра. Часть из них опирается только на соотношение

Fe/Mg в биотите и гранате, другие учитывают влияние примесей Ca, Mg, валовый состав

породы, предполагаемый интервал температур и давлений и др. Сложность использования

разных вариантов заключается в том, что все они дают разные значения, выбор из

которых корректных значений нередко является серьезной проблемой.

1.4.1.2. Согласованные базы термодинамических данных

В последнее десятилетие для оценки РТ-условий метаморфизма все чаще

применяются согласованные системы термодинамических данных, позволяющие

использовать уравнения большого числа равновесий, управляющих парагенетическими

соотношениями в метаморфической породе. Для этого разработаны специальные

компьютерные программы, наиболее известными из которых являются Termocalc (Powell,

Holland, 1988; Holland, Powell, 1998) и TWLQ (Berman, 1988). Каждый минерал

переменного состава рассматривается как смесь конечных миналов (например, гранат

представлен альмандином, пиропом, гроссуляром, спессартином и андрадитом в

соответствующих пропорциях). При расчете реакций также используются чистые миналы.

Результаты расчетов минеральных равновесий представлены в виде системы кривых,

пересекающихся в случае равновесия в некоторой точке на РТ-диаграмме. Отметим, что

далеко не для каждой минеральной ассоциации могут быть получены корректные оценки

температур и давлений. Более того, даже в случае подходящего минерального

парагенезиса система расчетных кривых не обязательно будет иметь точку пересечения. В

этом случае можно говорить о неравновесности проанализированных минералов или

плохом качестве их анализов. Подчеркнем еще раз, что для расчета температур и давлений

очень важной является именно равновесность минеральных ассоциаций. В реальных

породах мы нередко имеем совокупность новообразованных фаз и реликты более ранних

минералов, которые никак не могут находиться в равновесии.

1.4.2. Проградный и ретроградный метаморфизм

Вернемся к рисунку 1.6, на котором продемонстрирован типовой тренд

метаморфизма. Часть тренда, фиксирующая повышение температуры и давления, нередко

называется проградной (прогрессивной). Отрезок же, соответствующий снижению

температуры и давления, относят к ретроградной (регрессивной) ветви метаморфизма.

Область максимальных температур и давлений нередко называют кульминацией

метаморфизма. Проблема построения тренда заключается в том, что по конкретной

минеральной ассоциации мы обычно можем определить какую-то точку РТ-значений, а не

отрезок тренда. Другими словами, в случае равномерно метаморфизованного комплекса

тренд метаморфизма или какой-то его отрезок можно строить только в приливе буйной

фантазии. Ведь имея только одну точку, мы даже не знаем какой ветви тренда

(проградной или ретроградной) она соответствует. Благоприятными для построения

метаморфических трендов могут быть зональные комплексы, в которых каждая зона

соответствует разным РТ-условиям метаморфизма. В идеале мы сможем получить серию

точек на РТ-диаграмме, по которой можно построить отрезок метаморфического тренда.

Очень важными являются также случаи совмещения более ранних ассоциаций,

сохранившихся в виде реликтов, и поздних, отражающих уже другие РТ-условия.

Раздельное использование этих ассоциаций также может позволить построить отрезок РТ-

тренда или, по меньшей мере, оценить направленность тренда. Зональность

метаморфических минералов также может иметь важное значение для построения

трендов. Использование составов центральной и краевой части зональных минералов по

отдельности позволяет корректно оценить тенденции изменения температуры и давления.

Зональность в минералах может отражать как проградную, так и ретроградную стадии

метаморфизма. При этом существует такая закономерность. В низкотемпературных

метаморфических комплексах наиболее типичной является проградная зональность,

отражающая рост температуры и (или) давления в процессе метаморфических

превращений. В высокотемпературных же комплексах, напротив, проявления проградной

зональности очень редки, в то время как ретроградная зональность является весьма

обычной. Объяснение этого феномена достаточно простое. Чем выше температура

системы, тем выше скорость и больше степень завершенности метаморфических реакций,

приводящие к полной реэквилибрации системы. В низкотемпературной области выше

сохранность более ранних низкотемпературных фаз. Высокая скорость реакций в

высокотемпературной области способствует полной перестройке системы и уничтожению

реликтов ранних парагенезисов.

1.4.3. РТt-тренды метаморфизма

В предыдущих разделах мы рассматривали простейший случай тренда одноактного

метаморфизма, в реальных же метаморфических комплексах конфигурация тренда может

быть гораздо сложней. Для некоторых типов метаморфических комплексов они будут

продемонстрированы в последующих главах. Усложнение может быть связано с разными

причинами, главной из которых является совмещение нескольких стадий метаморфизма.

Временной интервал между разными стадиями или этапами метаморфизма может быть

весьма существенным, достигая сотен миллионов и даже миллиардов лет, но нередки

случаи, когда, казалось бы, разные условия метаморфизма проявляются в рамках единого

цикла тектогенеза. Методами метаморфической петрологии далеко не всегда удается

однозначно решить вопрос о существовании одного или нескольких этапов

метаморфизма. Тем не менее, вопрос решаем при условии корректного датирования

минеральных ассоциаций, которые предположительно могли соответствовать разным

этапам. В этом случае на традиционной РТ-диаграмме с трендами метаморфизма разные

ветви или участки трендов сопровождаются данными о возрасте. Пример таких PTt-

трендов приведен на рис. 1.7 для серии Такануки пояса Абакума.

1.5. Типы проявления метаморфических процессов

Метаморфические процессы могут проявляться на обширных территориях или

локализоваться в пределах узких зон или участков. В зависимости от специфики

проявления метаморфизма выделяются некоторые его типы. Хотя общепринятой

классификации типов метаморфизма не существует, некоторые понятия активно и давно

используются. Ниже мы приведем краткую характеристику таких понятий.

Региональный метаморфизм. Этот термин применяется для характеристики

метаморфических процессов, проявленных на обширных территориях в пределах

складчатых областей и выступов фундамента на платформах. Метаморфические породы

не приурочены к каким-либо магматическим телам, хотя присутствие последних среди

полей метаморфических пород является обычным делом. Диапазон температур и давлений

метаморфизма весьма широк. Региональный метаморфизм сопровождается деформациями

и складчатостью. Обычным для метаморфических пород является наличие планарных

текстур (сланцеватость, гнейсовидность), обусловленных анизотропным

(однонаправленным) положением призматических или пластинчатых метаморфических

минералов или полосовидного распространения разных минералов. Для некоторых

проявлений регионального метаморфизма применяется термин метаморфизм погружения

(захоронения). Он используется в случае накопления мощных осадочных или

вулканогенно-осадочных серий в осадочных бассейнах, которые в нижних частях разреза

подвергаются низкотемпературному метаморфизму. Деформации, в отличие от других

проявлений регионального метаморфизма практически не проявлены или проявлены

очень слабо.

Контактовый или термальный метаморфизм обусловлен повышением температуры

в контактовых частях магматических тел. Как правило, деформации в этом случае

проявлены слабо, а метаморфические породы, нередко называемые роговиками, имеют

массивную, узловатую текстуру. В то же время, если роговики развиваются по

метаморфическим или слоистым осадочным породам, то планарная (сланцеватая,

гнейсовидная) текстура, свойственная регионально метаморфизованным породам,

сохраняется. Мощность контактовых ореолов варьирует от нескольких миллиметров до

нескольких километров и зависит от нескольких факторов, главными из которых являются

мощность и форма интрузивных тел, а также флюидонасыщенность магматических

расплавов. Казалось бы, что температура магматических расплавов также должна

серьезно влиять на мощность зоны метаморфических преобразований. Однако

контактовые ореолы вокруг интрузий основного состава (Т расплава 1000-1200°С)

значительно меньше ореолов вокруг гранитных плутонов (Т расплава 650-800°С), что еще

раз говорит о большей важности степени флюидонасыщенности расплава. Еще одним

важным фактором, который редко оказывается в поле внимания исследователей, является

степень подготовленности среды, определяемая температурой и флюидонасыщенностью,

но уже не расплава, а вмещающих комплексов. Чем меньше температура среды, тем

меньше контактовый ореол, что мы нередко и наблюдаем при локализации интрузий в

неметаморфизованных или слабометаморфизованных породах.

Динамометаморфизм. Этот термин используется для метаморфических

комплексов, локализованных в узких протяженных зонах и трассирующих зоны разломов

на разных уровнях земной коры. Типичными продуктами динамометаморфизма являются

милониты и бластомилониты (иногда применяется более общий термин тектониты),

рассмотренные более подробно в главе 3.

Гидротермальный метаморфизм. Этот термин практически не используется в

русскоязычной литературе, где применяется термин «метасоматоз», но достаточно

распространен в иностранных геологических изданиях. Рассматриваемый тип

метаморфизма обусловлен циркуляцией горячих флюидов по трещинам и приурочен к

крупным гранитоидным плутонам. В качестве гидротермального метаморфизма

описываются также процессы в пределах спрединговых центров, более детально

рассмотренные в главе 2.

Импактный метаморфизм не имеет никаких генетических связей со всеми

остальными типами метаморфизма и обусловлен воздействием крупных метеоритов на

поверхность Земли. Он характеризуется высокими и сверхвысокими температурами и

давлениями, а также кратковременностью метаморфических превращений. В

образующихся кратерах обнаружены такие высокобарные минералы как алмаз

(Попигайская структура) и полиморфные модификации кварца – коэсит и стишовит.

1.6. Экспонирование метаморфических комплексов

Под экспонированием метаморфических комплексов понимается их выведение к

поверхности в результате каких-либо процессов. Если учесть, что все метаморфические

комплексы, которые мы изучаем, обнажены на поверхности, то все они были подняты к

поверхности с разных глубин, варьирующих от 5 до 120 (?) км. Этот момент в течение

долгого времени игнорировался метаморфическими геологами, да и сейчас понимается

далеко не всеми. Между тем, даже если не принимать во внимание метаморфические

комплексы высоких давлений в силу не бесспорности прямой корреляции давлений при

метаморфизме с глубиной, то все равно для того, чтобы гранулиты умеренных и

повышенных давлений оказались на поверхности, нужно убрать с них перекрывающие

комплексы, мощность которых достигала 20-40 км. Это же сколько Эверестов надо

сточить до самого основания! Кстати, игнорирование процесса выведения

метаморфических комплексов к поверхности во многом обусловлено тем, что молчаливо

и бездоказательно считается, что процессы обычной эрозионной денудации – причина

обнаженности всех известных метаморфических комплексов. А если это так, то основной

фактор такой денудации – время, исходя из простой логики: чем больше глубина

проявления метаморфических процессов, тем больше времени необходимо для появления

метаморфических комплексов на поверхности. Из этого положения вытекает одно из

наиболее распространенных заблуждений в метаморфической геологии, которое можно

сформулировать следующим образом: степень метаморфизма является показателем

возраста пород. Многие до сих пор уверены, что гранулиты встречаются только в

раннедокембрийских комплексах, а одно из наиболее ярких изречений по этому поводу,

высказанное крупным специалистом по докембрийским метаморфическим комплексам

Сибири А.А. Шафеевым, звучит так «гиперстен (в метаморфических породах) – визитная

карточка архея». Между тем, исследования последних десятилетий показали, что

высокотемпературные (гранулитовые) метаморфические комплексы встречаются и в

каледонских, и в герцинских, и, даже, в кайнозойских складчатых системах (Harley, 1989 и

др.), причем не как выступы гипотетического древнего фундамента, а как результат

проявления процессов тектогенеза соответствующего возраста.

Но вернемся к экспонированию метаморфических комплексов. Действительно,

эрозионная денудация перекрывающих комплексов является важным механизмом,

обеспечивающим обнаженность на поверхности фрагментов средней и нижней коры, к

которым и относятся метаморфические комплексы, но далеко не единственным.

Выделяются еще два механизма экспонирования метаморфических комплексов –

тектоническая денудация и эксгумация. Более подробная характеристика механизмов

экспонирования приведена ниже.

1.6.1. Экзогенная денудация

Нет особой необходимости специально характеризовать механизм экзогенной

денудации. В простейшем виде он выглядит так: происходит механическое и химическое

разрушение горных пород на поверхности, и за счет удаления разрушающегося материала

обнажаются комплексы более глубоких уровней. Однако требуют некоторых пояснений и

комментариев вопросы взаимосвязи тектонических и эрозионных процессов.

Необходимой предпосылкой эрозионных процессов является воздымание блоков земной

коры, и чем выше его скорость, тем больше интенсивность эрозионных процессов. А вот

воздымание таких блоков обусловлено именно тектоническими процессами, которые

могут иметь разную, нередко глубинную природу. Детальные геохронологические

исследования некоторых метаморфических комплексов, проведенные в последние годы,

показали, что интервал между кульминацией метаморфизма и появлением

метаморфизованных пород в верхних уровнях коры может быть разным, иногда весьма

длительным, но чаще очень небольшим по геологическим меркам, составляя 5-15 млн.

лет. Значение этого факта состоит в том, что рушится застарелое и неправильное

представление о весьма длительной (сотни миллионов лет) чисто эрозионной истории

метаморфических комплексов.

1.6.2. Тектоническая денудация

Представления о тектонической денудации нельзя отнести к числу широко

распространенных. Они появились в достаточно оформленном виде только в начале 80-х

годов в связи с обнаружением комплексов метаморфических ядер. Суть тектонической

денудации заключается в том, что в процессе крупноамплитудного растяжения орогенов

верхняя часть коры тектонически утоняется за счет комбинации двух механизмов. Первый

механизм заключается в формировании глубоко проникающего пологого сброса, по

которому происходит «сползание» висячего блока (рис. 1.8а), что приводит к

экспонированию лежачего блока. Второй механизм тектонической денудации обусловлен

разным поведением нижних и верхних горизонтов земной коры в процессе растяжения,

обусловленным различием их реологических свойств. Если в нижних частях коры

широкое проявление пластических деформации приводит к «растеканию всего слоя», то в

верхних частях, характеризующихся хрупкими деформациями, утонение всего «хрупкого

слоя» может происходить за счет вращения блоков по листрическим разломам (рис. 1.8б).

И в первом и во втором случаях значительно утоняется, вплоть до полного удаления,

верхняя перекрывающая часть, что автоматически ведет к экспонированию комплексов,

расположенных на более глубоких уровнях. Как правило, в реальных геологических

объектах, более детально рассмотренных в главе 5, реализуются оба механизма, что

отражено в модели Б. Верника для комплексов метаморфических ядер (рис. 1.8в).

1.6.3. Эксгумация

Применение термина «эксгумация», обычно используемого в медицинской

криминалистике, по отношению к геологическим процессам, как правило, вызывает

стойкое неприятие специалистов. Тем не менее, в зарубежной геологической литературе

он получает все более широкое распространение. Причиной этого является то, что для

описания сложного процесса погружения пород, образовавшихся на поверхности, с

последующим их извлечением в результате тектонических процессов можно использовать

только одно слово, и все становится понятно. Практически полная аналогия: сначала

закопать, а потом выкопать. Впервые в геологии термин был использован для описания

процессов тектонического «выталкивания» фрагментов субдуцированной океанической

плиты, претерпевшей высокобарный метаморфизм по мере погружения. Модель такого

выталкивания будет более подробно обсуждена в главе 4 при рассмотрении

высокобарических комплексов. Позднее термин применялся и для объяснения

экспонирования метаморфических комплексов при рассмотренной выше тектонической

денудации в комплексах метаморфических ядер. Однако нам представляется, что для

более четкого разделения тектонических процессов, обусловливающих выведение

метаморфических комплексов из глубинных уровней коры к поверхности, лучше

употреблять термин «эксгумация» только в случае тектонического «выталкивания» или

«всплывания» каких либо блоков. А при тектонической или эрозионной денудации

перекрывающих комплексов использовать термины «тектоническая денудация» или

«эрозионная денудация» соответственно.


Хотим еще раз подчеркнуть, что целью данной главы было ввести читателя в курс

проблем метаморфической геологии и дать краткую характеристику основных понятий,

используемых далее при обсуждении вопросов соотношения метаморфизма и тектоники.

Тем же, кто намерен более глубоко вникнуть в метаморфические проблемы, рекомендуем

изучит четыре тома «Фаций метаморфизма» под редакцией В.С. Соболева, изданной в

1970-1974 гг. и до сих пор остающейся наиболее полной сводкой по проблемам

метаморфизма. Желающим же быть в курсе современных разработок в метаморфической

геологии и петрологии рекомендуем читать журнал «Journal of Metamorphic Geology». К

сожалению, в России нет специализированного журнала, посвященного проблемам

метаморфизма. Отдельные статьи по метаморфизму можно найти в журналах

«Петрология», «Геология и геофизика», «Геотектоника» и в некоторых других изданий.

ГЛАВА 2

ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ ПРОЯВЛЕНИЯ

МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ

Корреляция метаморфических процессов с другими эндогенными процессами

наряду с результатами численного и экспериментального моделирования однозначно

показывает, что процессы метаморфизма могут реализоваться только в тектонических

обстановках с дополнительным поступлением энергии в нижние и средние уровни земной

коры в форме флюидов, магм или тепла за счет трения. Другими словами, процессы

метаморфизма и сопутствующих деформаций осуществлялись в обстановках активного

тектогенеза. Простое погружение и захоронение осадков и вулканитов не может

обеспечить высокие температуры, фиксируемые по минеральным ассоциациям. Ниже мы

попытаемся кратко охарактеризовать тектонические обстановки проявления

разнообразных процессов метаморфизма и выделить основные черты метаморфических

процессов, характерных для той или иной обстановки.

2.1. Краткая характеристика зон тектогенеза

Практически все проявления активного тектогенеза в литосфере приурочены к

границам литосферных плит. Выделяется три типа таких границ (Windley, 1998):

дивергентные, конвергентные и трансформные. Дивергентные границы представлены

зонами спрединга, образующими мировую систему срединно-океанических хребтов. Эти

зоны новообразования океанической коры за счет поступления и дифференциации

мантийных выплавок характеризуются высоким теплопотоком, что определяет

возможность проявления метаморфических процессов даже в верхних горизонтах коры. В

то же время деформационные процессы здесь проявлены очень слабо или полностью

отсутствуют. Добавим, что океаническая кора, которая гнерирована именно в зонах

спрединга, имеет более простое строение и отличается достаточно слабым проявлением

деформационных процессов по сравнению с континентальной. Кроме зон спрединга, в ее

пределах метаморфические преобразования могут быть проявлены при обдукции молодой

(горячей) океанической коры и в зонах трансформных разломов, рассекающих систему

срединно-океанических хребтов. Значительные амплитуды сдвиговых смещений в

пределах горячей коры обеспечивают интенсивную деформацию океанических пород и

метаморфические преобразования широкого диапазона РТ-условий.

Конвергентные границы литосферных плит можно подразделить на 4 типа

(Windley, 1998): океанической плиты с океанической по системе островных дуг;

океанической плиты с континентальной по системе островных дуг; океанической плиты с

континентальной вдоль активной континентальной окраины; континентальной плиты с

континентальной. В первых трех типах границ деформационные, магматические и

метаморфические события контролируются процессами субдукции – пододвигания

океанической плиты под континентальную или океаническую. Для четвертого типа

границ характерно значительное увеличение коры за счет столкновения континентальных

масс.

Метаморфические процессы проявляются в зонах орогенеза, под которыми обычно

понимаются деформационные процессы на границах плит. Обычно выделяют два типа

орогенов (Windley, 1998): аккреционные и коллизионные.

Аккреционные орогены развиваются на границе океанической и континентальной

или океанической и океанической плит. Их формирование обусловлено аккрецией к

континентинентальным окраинам островных дуг, задуговых бассейнов, океанических

плато, отмерших срединно-океанических хребтов и небольших континентальных блоков

(микроконтинентов). Примерами современных орогенов данного типа являются

Кордильеры и Анды. В пределах многих складчатых поясов также реконструируются

аккреционные орогены, сформировавшиеся в периокеанической обстановке. Для

рассматриваемых орогенов характерен контрастный стиль метаморфических изменений.

В зонах субдукции проявляется высокобарический метаморфизм, соответствующий

низким значениям геотермы. Надсубдукционные же зоны характеризуются высоким

теплопотоком, обуславливающих значительный разогрев коры уже на уровне 10-15 км.

Соответственно для большинства метаморфических комплексов фиксируются

пониженные давления при широких вариациях температур метаморфизма.

Коллизионные орогены образуются при столкновении континентальных плит,

которому нередко предшествуют аккреционные процессы в краевых частях

континентальных плит. Типичными примерами коллизионных орогенов являются Альпы

и Гималаи. Характер деформационных, магматических и метаморфических процессов в

этих орогенах может быть значительно более сложным по сравнению с предыдущим

типом орогенов, поскольку здесь может фиксироваться предшествующая аккреционная

история с наложением дополнительных событий уже коллизионного этапа. Значительное

утолщение коры, сложный характер деформационных процессов с формированием зон

глубинных надвигов определяют проявление различных типов метаморфизма на разных

уровнях коры: зонального кианит-силлиманитового типа, зонального андалузит-

силлиманитового типа, инвертированного зонального метаморфизма. Хотя события

последнего этапа коллизионных процессов нередко «стирают» следы более ранних

аккреционных событий, в ряде случаев удается реконструировать последние.

Трансформные границы литосферных плит могут развиваться при процессах

«косого» схождения плит. При этом касательные напряжения на границах плит могут

приводить к смене во времени конвергенции и сдвиговых соотношений или к сложному

сочетанию сдвиговых и субдукционных границ на разных сегментах границ плит. В

дальнейшем мы не будем рассматривать этот тип обстановок, поскольку характер

метаморфических процессов в них и в модельном, и в геологическом плане, изучен очень

слабо.

Процессы активного тектогенеза кроме границ плит могут проявляться в зонах

внутиконтинентального растяжения, развивающихся, как правило, после

кульминационных коллизионных событий. Примером таких обстановок может быть

Провинция Бассейнов и Хребтов в Северной Америке. Утолщение коры при

коллизионных процессах и поступление мантийных базитовых магм в нижние части коры

определяют ее значительный разогрев. Последующий «развал орогена» (по Dewey, 1988)

приводит к уменьшению мощности коры до «нормальной» за счет пластического

растекания коры в нижних частях и развития крупноамплитудных пологих сбросах в

верхних частях. Процессы метаморфизма могут быть связаны и с поступлением

мантийных базитовых магм в нижние части коры (гранулиты, зональные комплексы со

сложной конфигурацией РТ-трендов) и с процессами растяжения, затрагивающими

нижние и верхние горизонты коры (комплексы метаморфических ядер).

Ниже мы рассмотрим более подробно особенности метаморфических процессов в

разных тектонических обстановках и отдельно остановимся на специфике

метаморфических процессов в раннем докембрии.

2.2. Метаморфические процессы в пределах океанической плиты

В соответствии с существующими представлениями кора океанического типа

имеет наиболее примитивное строение и, следовательно, метаморфические процессы,

проявленные в пределах океанической коры, также считается наиболее простыми по

сравнению с процессами метаморфического преобразования земной коры

континентального и переходного типов. Некоторые отличия океанического метаморфизма

проявляются как в физико-химических особенностях минеральных преобразований, так и

в геохимических трендах изменения составов пород океанической коры в ходе ее

метаморфического преобразования.

По условиям проявления метаморфические процессы в пределах океанической

коры могут быть разделены на следующие типы:

1) метаморфизм в осевых зонах срединно-океанических хребтов (СОХ) и

задугового спрединга, обусловленный циркуляцией морской воды в

остывающей новообразованной океанической коре;

2) метаморфизм в зонах глубинных надвигов в пределах океанической коры

(«метаморфическая подошва»).

3) метаморфизм в пределах зон трансформных разломов;

Рассмотрим более подробно особенности метаморфических процессов в каждой из

вышеотмеченных обстановок.

2.2.1. Метаморфизм в зонах спрединга

Зоны спрединга слагают общепланетарную систему дивергентных (расходящихся)

границ плит. Спрединговые структуры включают в себя срединно-океанические хребты,

зоны спрединга в пределах задуговых бассейнов, а также континентальные рифты. В

совокупности спрединговые зоны представляют собой наиболее протяженную структуру

в земной коре, суммарная протяженность этих зон достигает 60 тыс. км. По комплексу

геологических и динамических характеристик зоны српединга разделяются на следующие

типы:

1) высокоспрединговые (8-16 см/год), типичным примером подобной зоны служит

Восточно-Тихоокеанское поднятие;

2) промежуточный тип (5-8 см/год) – Срединно-Индийский и часть Тихоокеанских

хребтов;

3) медленноспрединговые (2-5 см/год), к которым относится Срединно-Атлантический

хребет и часть хребтов Индийского океана;

4) периокеанические хребты (1-2 см/год), т.е. те хребты, которые из океанических

переходят во внутриконтинентальные рифтовые структуры. Типичным примером

переокеанических спердинговых зон являются Аденский залив и Красноморская

рифтовая система.

Впервые метаморфические преобразования пород в зонах спердинга были выявлены в

70-е годы в ходе изучения пород, отобранных при драгировании в Срединно-

Атлантическом хребте (Miyasiro, 1983). Кроме этого, метаморфизм спердинговых зон

исследовался на примере офиолитовых комплексов Омана, Кипра и других регионов

(Coleman, 1977). В результате проведенных работ, в частности по изучению изотопов

кислорода, было установлено, что метаморфические процессы в океанической коре

спрединговых зон обусловлены просачиванием морской воды через трещинные зоны

внутрь офиолитовых разрезов на глубины 2-3 км до уровня габбрового слоя, а в

отдельных случаях значительно глубже, достигая уровня гипербазитового слоя. При

попадании морской воды на глубинные горизонты коры она нагревается и вызывает

метаморфические преобразования соответствующие зеленокаменному изменению в

верхних горизонтах океанической коры и амфиболитовой фации в габбровом слое и ниже.

При просачивании поднятии нагретого водного флюида, обогащенного магматическими

газами, в верхние части офиолитовых разрезов, последние подвергаются значительному

гидротермальному изменению, в частности, выщелачиванию. Именно в связи с

преобладанием гидротермальных процессов на последних стадиях метаморфического

преобразования офиолитов в пределах спрединговых зон данный тип метаморфизма был

выделен Р.Колманом как гидротермальный (Coleman, 1977). Позже, подобные,

преимущественно зеленокаменные и гидротермальные метаморфические преобразования

офиолитов стали рассматриваться как отдельный «океанический» тип метаморфизма.

Строго говоря океанический метаморфизм не является изохимическим. Одной из

наиболее типичных тенденций проявления океанического метаморфизма базитовых пород

океанической коры является вынос из них СаО и привнос Na2O. Этот тип

метаморфического преобразования получил название спилитизация (Cann, 1969;

Силантьев, 1978). В последующем, для разделения неизмененных базальтов срединно-

океанических хребтов и их метаморфических аналогов было предложено использовать

отношение сопряженных вариаций СаО, К2О и Na2O, [(Na2O+ К2О)/CaO] отражающее

тенденцию спилитизации. Для неизмененных базальтов СОХ величина этого отношения,

как правило, не превышает 0,32. В ходе исследований в Срединно-Атлантическом хребте

(Miyasiro et al., 1974; Силантьев и др., 1989) был установлен еще один редкий тип

преобразования пород в ходе океанического метаморфизма, сопровождающийся

привносом FeO и выносом SiO2, Na2O и СаО. Наименее подвижными элементами в ходе

океанического метаморфизма пород базитового слоя являются TiO2, P2O5 и, по-видимому,

Al2O3.

Корректная оценка РТ-трендов океанического метаморфизма затруднена в связи с

отсутствием благоприятных минеральных ассоциаций в базитовых породах. Тем не менее,

А. Мияширо (Miyasiro, 1983) по наличию ассоциации основного плагиоклаза с

актинолитом (тремолитом), а также по составу амфиболов (низкие содержания Na2O и

Al2O3), сделал вывод о низком Робщ и парциальном давлении СО2 при океаническом

метаморфизме метагабброидов. Даже для высокотемпературных фаций давление, как

правило, не превышает 1,5-2,0 кбар. Характерные тренды для океанического

метаморфизма приведены на рис. 2.1 и 2.2. Отметим, что метаморфические

преобразования характеризуются низкими давлениями, существенно водным флюидом, а

также псевдоморфным характером замещения первично магматических минералов.

Пластические деформации, типичные для метаморфических пород, отсутствуют или

проявлены очень слабо и локально. Даже породы с полным метаморфическим

замещением магматических минералов характеризуются массивной текстурой и

типичными магматическими структурами.

Одной из основных проблемой для выделения «океанического» метаморфизма

было разделение зеленокаменных преобразований которым подверглись офиолиты в

океанических обстановках от наложенных зеленосланцевых изменений связанных с

последующими преобразованиями пород на коллизионных стадиях эволюции складчатых

областей, т.е., после выведения фрагментов океанической коры на дневную поверхность в

пределах коллизионных зон литосферы. Для решения этого вопроса в качестве основных

факторов Н.Л. Добрецовым (Добрецов, 1995) было предложено использовать низкое

общее давление и парциальное давление СО2 при метаморфизме, низкую степень

деформированности пород и псевдоморфозный характер замещения даже в

высокотемпературных фациях, сохранивших первичные текстуры и структуры

интрузивных и эффузивных пород офиолитовых разрезов.

2.2.2. Метаморфизм в подошве внутриокеанических надвигов

Природа метаморфических пород в основании офиолитовых пластин, получивших

название «метаморфическая подошва» до настоящего времени остается наиболее

дискуссионным вопросом при реконструкции РТ-условий метаморфизма пород

океанической коры. Подобные высокометаморфизованные образования были отмечены в

Калифорнии (офиолиты Тринити), в Омане (офиолитовый комплекс Семейл), в офиолитах

Ньюфаундленда и в ряде других мест. В соответствии с одними представлениями,

формирование «метаморфической подошвы» объясняется процессом обдукции (или

выдвижения) по глубинному надвигу горячей офиолитовой пластины на океанические

осадки и базальты (Coleman, 1977). Принципиальная модель проявления

метаморфических преобразований в подошве глубинных надвигов показана на рис. 2.3.

В отличие от метагабброидов второго слоя, гипербазиты нижних горизонтов коры

океанического типа, содержащие в своем составе оливин, ортопироксен, клинопироксен и

шпинель позволяют реконструировать тренды метаморфического преобразования этих

пород в условиях океанского метаморфизма. Так, оценки температуры выполненные с

использованием двупироксенового геотермометра (Wells, 1977), оливин-хлорит-

шпинелевого и амфибол-хлоритового равновесий (Базылев и др., 1990) дали значения

температур 825оС, 839оС и 821оС соответственно. Значение давления рассчитанное по

твердофазной реакции тремолит+шпинель+форстерит=диопсид+энстатит+хлорит (Obata,

Thompson, 1981) соответствует интервалу 8,2+0,3 кбар (Силантьев, 1995), при этом

парциальное давление Н2О, оцененное Б.А. Базылевым и др. (Базылев и др, 1992) по

пределам стабильности тремолита и хлорита в ультраосновных породах соответствует

7,3+0,2 кбар. Подобное значения парциального давления Н2О позволяют предполагать,

что водные флюиды проникают до уровня третьего (гипербазитового) слоя океанической

коры. Повышение давления относительно нормального литостатического позволяет

предполагать наличие стрессовой компоненты, обусловившей проявление тектонического

сверхдавления.

Наиболее характерными чертами метаморфических преобразований в подошве

надвигов являются очень высокие градиенты (до 1000 град/км) и инвертированная

метаморфическая зональность. Более подробно модели проявления этого типа

метаморфизма рассмотрены в главе 6.

2.2.3. Метаморфизм в зонах трансформных разломов

C метаморфизмом в зонах трансформных разломов связано формирование флазер-

габбро и амфиболитов, драгированных в пределах отдельных районов океанического дна

(Силантьев, 1995). Для всех метагабброидов и метаморфизованных субвулканических

образований исследованных в пределах зон трансформных разломов характерна

значительная степень деформированности. При этом, структурное преобразование пород

происходило в высокотемпературных условиях. Выделение этого типа метаморфизма во

фрагментах офиолитов является достаточно проблематичным, поскольку в настоящее

время не выявлены надежные критерии отличия метаморфизма в зонах трансформных

разломах и высокотемпературного дислокационного метаморфизма, связанного с

процессами аккреции (коллизии) или внутриконтинентального растяжения.

2.3. Метаморфические процессы в пределах конвергентных границ плит

В пределах конвергентных зон (или зон столкновения различных литосферных

блоков) широко проявлены различные метаморфические процессы. Многообразие форм

проявления метаморфизма в конвергентных зонах обусловлено различным характером

процессов тектонического взаимодействия комплексов, имеющих различную

геологическую историю и геодинамическую специфику. В качестве наиболее характерных

для конвергентных зон примеров взаимодействия могут быть выделены следующие:

островная дуга – зона судбукции японского типа; континентальная окраина андийского

типа – пологая зона субдукции перуанского типа; коллизионные обстановки гималайского

и других типов.

2.3.1. Метаморфизм в зонах субдукции и надсубдукционных зонах

Принципиальная схема магматической деятельности и распределения фаций

метаморфизма в зоне субдукции, непосредственно в зоне субдукции и в перекрывающей

субдукционную зону островной дуге показана на рис. 2.3 (Ernst, 1974). Примерно с

глубины 100-140 км начинается плавление и отделение магматических расплавов от

верхней части субдуцируемой плиты. Эти расплавы отдельными порциями поднимаются в

вышележащие горизонты и вызывают повышенный тепловой поток, в результате чего

изотермы, которые служат границами метаморфических фаций, перемещаются вверх. Как

следует из приведенной схемы изотерма границы зеленосланцевой и эпидот-

зеленосланцевой фации (500оС) поднимается до глубины 4-5 км, а изотерма 750 оС –

граница гранулитовой фации до глубины 13-15 км. В тоже время, в верхней части

субдуцируемой плиты последовательность метаморфических фаций до глубины 50-70 км

выглядит следующим образом: цеолитовая – пумпеллиит-актинолитовая –

глаукофансланцевая – эклогитовая – эпидот-амфиболитовая (эпидот-гранат-

барруазитовая) (Добрецов, Кирдяшкин, 1994). На схеме стрелками (H, I, K) показаны три

типичных случая метаморфической зональности характерных для островодужных

комплексов и сопряженным субдукционным зонам. А. Мияширо (Miyasiro, 1961),

объединив их попарно или все вместе ввел понятие парных метаморфических поясов.

Типичным примером парных метаморфических поясов является остров Хоккайдо

(Япония), где выделяется три зоны: 1) пояс Хидака (Н) представляет собой разрез

фундамента островной дуги третичного возраста (Komatsu et al., 1992); 2) пояс Идонапу (I)

сложенный породами промежуточной зоны и 3) пояс Комуикотан (К) – фрагмент зоны

субдукции мелового возраста (Dobretsov et al., 1994).

В качестве основных факторов, контролирующих процессы в зонах субдукции,

включая и метаморфизм, могут быть выделены следующие (Добрецов, 2000):

1) термальная структура субдуцируемой океанической плиты (во многом определяемая

возрастом пород);

2) скорость субдукции;

3) угол и кривизна зоны субдукции;

4) вязкое течение в аккреционном клине и в прослойке между плитами океанической и

континентальной литосферы;

5) выделение тепла в зоне трения;

6) индуцированная конвекция в мантийном клине над зоной субдукции;

7) распределение радиоактивных элементов (как источник дополнительной тепловой

энергии) в погружающейся плите и в мантийном клине.

Для демонстрации особенностей метаморфического преобразования в пределах

субдукционных зон, на схеме фаций (рис. 1.1) показаны рассчитанные (Cloos, 1993) для

субдуцируемой океанической коры РТ-тренды метаморфизма. Как следует из анализа

диаграммы в субдукционных обстановках, в зависимости от совокупности

вышерассмотренных факторов (пункты 1-7), возможно четыре основных варианта

эволюции метаморфических процессов, отражением которых являются следующие

кривые:

1) Экстремально высокотемпературная кривая (1), соответствующая фронту поднятия

магматических расплавов непосредственно под островодужной постройкой. Примером

метаморфизма подобного типа является пояс Хидака (Хоккайдо) (Komatsu et al., 1992).

Кроме этого, кривая 1 близка к расчетной кривой, полученной для восходящего потока

из мантии под зонами срединно-океанических хребтов (Добрецов, Кирдяшкин, 1994).

2) «Среднеконтинентальная кривая» (2) соответствует обстановкам «горячей» субдукции

под континентальными окраинами андийского типа.

3) Кривая «теплой» субдукции (3а) соответствует медленным субдукционным зонам со

средней скоростью субдукции 3-5 см/год (Cloos, 1993) и (или) субдукции молодых и,

следовательно, более «горячих» плит в зарождающихся зонах субдукции.

4) Кривая «холодной» субдукции характерна для долгоживущих, быстрых зон субдукции

со скоростью более 10 см в год, в пределах которых происходит поглощение

относительно древней «холодной» океанической коры.

Реальные оценки параметров метаморфизма в изученных эклогит-глаукофановых поясах,

формирующихся за счет метаморфического преобразования субдуцируемой плиты на рис.

1.1 соответствуют кривым «3а» и «3б». При этом, кривая «холодной» субдукции «3б» не

опускается ниже градиента в 5 град/км, что свидетельствует о том, что даже при

субдукции относительно древней и, следовательно, более холодной океанической плиты

имеются достаточные температурные условия для формирования эклогитов и

глаукофановых сланцев.

При двухмерном моделировании процессов метаморфизма в зонах субдукции,

выполненном С.М. Пикоком (Peacock, 1993) в качестве основных факторов

использовались скорость субдукции, тепло трения и конвекция в мантийном клине.

Средний наклон зоны субдукции принимался равным 26°, а возраст субдуцируемой плиты

соответствовал 50 млн. лет. Кроме этого, в модели качественно учитывалось радиогенное

тепло. Результаты моделирования представлены на рис. 2.4, на котором кроме

экспериментальных кривых нанесены поля таких наиболее широко известных

высокобарических комплексов как Кокчетавский (Казахстан), Эрцебирге (Германия),

Дабешань (Китай), Дора-Майра (Альпы) и Максютовский (Урал). Как следует из

диаграмм, наиболее оптимальная оценка РТ-условий получена при скорости субдукции 1

и 10 см/год (рис.2.4).

В последнее время при расчете моделей субдукции учитывается влияние такого

важного фактора как роль аккреционного клина. При погружении океанической плиты

под континент возможно либо скольжение по закону Кулона, либо взаимодействие через

слой менее вязкой жидкости по сравнению с вязкостью двух взаимодействующих

пластин. Скольжение плит по закону Кулона в реальных условиях практически

неосуществимо, так как при подобном перемещении требуется преодоление силы трения

между движущимися пластинами порядка 1014 Н/м. Эта величина значительно превышает

движущие силы субдукции. Поэтому для осуществления субдукционного перемещения

плит относительно друг друга в зоне контакта (или, как это принято называть, в

промежуточном слое) необходимо присутствие «смазки». В качестве «смазки» (слоя

менее вязкой «жидкости») выступают осадки, перекрывающие субдуцируемую

океаническую плиту, которые затянуты в зону субдукции. Присутствие в зоне поддвига

плит слоя затянутых осадков доказано как геологическими наблюдениями, так и

результатами экспериментального моделирования. Согласно экспериментальным данным,

прочность пород возрастает при увеличении всестороннего давления, поэтому толщина

вязкого слоя между океанической литосферой и континентальной плитой уменьшается с

глубиной и имеет вид плоского клина. Как показано в ряде работ по теории смазки

(Шлихтинг, 1969), при взаимном перемещении двух плоскостей, в имеющимся между

ними клиновидном вязком слое возникают повышенные давления, в то время как трение

между этими плоскостями значительно меньше кулоновского трения и соответствует

трению в вязком слое. Таким образом, если допускать наличие клиновидного вязкого

слоя, сложенного обводненными осадками, между океанической и континентальной

плитой в зонах субдукции, то при перемещении океанической плиты относительно

континента в клине будут возникать повышенные давления, препятствующее сближению

этих плит и, следовательно, кулоновское трение между этими плитами возникать не

будет. Рассмотренная модель с такими постоянными характеристиками, как скорость

субдукции, вязкость промежуточного слоя и мощность субдуцируемой океанической

плиты, отражает процесс стабильной или стационарной субдукции. Иная ситуация

возникает когда мощность вязкого слоя в процессе субдукции изменяется, что приводит к

внезапному сближению или расхождению взаимодействующих плит. В подобных случаях

осуществляется нестационарный процесс субдукции. Сближение плит в субдукционной

системе возможно в следующих случаях: 1) при внезапном тектоническом возникновении

(или повышении) силы давления между этими плитами; 2) при понижении силы давления

в условиях постоянной силы давления; 3) при значительном увеличении мощности

субдуцируемой плиты из-за неровностей ее рельефа (например, присутствие на

океанической плите подводных гор или поднятий) и (или) при увеличении мощности

континентальной плиты из-за неоднородности внутреннего строения; 4) при понижении

вязкости промежуточного слоя в аккреционном клине. Развитие нестационарного

процесса субдукции приводит к «закупорке» субдукционной зоны, при этом сам процесс

субдукции может либо прекратиться, либо зона субдукции перемещается в сторону

континента (перескок зоны субдукции). Результатом коллизионных событий в зонах

судбукции является формирование коллизионно-субдукционных комплексов (Platt, 1986 с

изменениями Добрецов, Кирдяшкин, 1994) (рис. 2.5). В ходе дальнейшей эволюции

субдукционной системы коллизионно-субдукционные комплексы могут сменяться

коллизионно-аккреционными. Основным элементов коллизионно-аккреционных

комплексов являются линзы и чешуи офиолитов и ассоциирующих с ними эклогитов и

глаукофановых сланцев, а также олистостромовые комплексы и зоны меланжа. Как

правило, все эти комплексы пространственно совмещены, так, эклогиты и глаукофановые

сланцы располагаются в подошве офиолитовых пластин, в виде отдельных чешуй или

блоков в зонах меланжа, в тоже время сама олистострома может быть метаморфизована в

условиях глаукофансланцевой фации (Добрецов, 1974, 1981). Модели образования

эклогит-глаукофансланцевых комплексов будут рассмотрены более подробно в главе 4.

Таким образом, в сопряженной системе «зона субдукции - надсубдукционная зона»

проявляются контрастные типы метаморфизма. Непосредственно в субдуцируемой

океанической плите фиксируется метаморфизм высоких давлений (эклогит-

глаукофансланцевых комплексы), обусловленный быстрым погружением относительно

холодной плиты на значительные глубины. В контактовой зоне погружающейся плиты и

непосредственно контактирующей зоне висячего бока могут формироваться

инвертированные зональные метаморфические комплексы, детально рассмотренные в

главе 6. Необычная перевернутая зональность образуется за счет охлаждения горячего

висячего крыла холодной океанической плитой. И, наконец, надсубдукционная зона

характеризуется разогревом за счет внедрения магм, выплавляющихся в субдуцируемой

плите. Смещение изотерм к поверхности приводит к образованию зональных

метаморфических комплексов пониженных давлений (андалузит-силлиманитового типа).

В пределах континентальных дуг (активных окраин андийского типа) при внедрении

больших объемов магм разного состава на глубинах 10-15 км могут формироваться

специфичные малоглубинные гранулиты (Р=3-5 кбар при температуре 720-850°С).

2.3.2. Метаморфизм в коллизионных зонах

Основным процессом формирования континентальной коры является коллизия.

Процесс коллизии, главным проявлением которого является столкновение

континентальных блоков, приводит к значительному утолщению коры и возникновению

вследствие этого крупных коллизионных орогенов. Как уже отмечалось выше,

значительное утолщение коры может реализовываться в виде глубинных надвигов или

сдвигов (по Добрецов, Кирдяшкин, 1994) и способствует проявлению процессов

метаморфизма и магматизма на разных уровнях коры.

Прежде чем перейти к анализу особенностей метаморфических процессов в

коллизионных зонах необходимо остановиться на некоторых терминологических

вопросах, связанных с коллизией и аккрецией. Под коллизией нередко понимается не

только столкновение крупных континентальных блоков, но и причленение к континентам

островных дуг, микроконтинентов и других периокеанических структур. Но этот же

процесс обоснованно относят к аккреции – приращению континентов за счет причленения

отмеченных периокеанических структур. Вероятно, применение и одного, и другого

термина можно считать корректным в зависимости от того, какие именно моменты

тектогенеза хотели подчеркнуть те или иные авторы. Если педалируется именно момент

столкновения блоков, то не самым главным будет соотношение их размеров. Если же

необходимо подчеркнуть специфику взаимодействия крупных плит, то лучше оставлять

термин «коллизия» только для столкновения континентальных плит. В нашем же случае

термин «коллизия» имеет более широкое значение и подразумевает процесс

значительного утолщения и прогрева коры в зоне столкновения, которое может

осуществляться при взаимодействии континент-континент, островная дуга-континент и

т.п.

Дж. Дьюи (Dewey, 1988) выделил для орогенических поясов пять тектонических

фаз, каждая из которых характеризуется особой комбинацией структурных,

магматических, метаморфических, геоморфологических и стратиграфических событий.

В ходе первой фазы происходит сильное утолщение коры с развитием надвигов и

сдвигов, образование глаукофановых сланцев и кианитсодержащих метаморфических

ассоциаций вследствие метаморфизма высоких давлений низких температур на фоне

снижения геотермального градиента. В течение этой фазы поднятие изостатически

компенсируется коровыми корнями, так что любое растяжение, вызываемое

вертикальным сжатием, ограничивается коровым уровнем (Bott, 1982).

Вторая фаза характеризуется медленным сжатием, в течение которого термальная

релаксация вызывает медленное утонение термального погранично-проводящего слоя

(ТППС - нижняя часть литосферы низкой вязкости) и увеличение геотермального

градиента. Медленное утонение ТППС может привести к дальнейшему утолщению коры,

если сжатие происходит с развитием сдвигов. Если данный период довольно долгий

(например, 40 млн. лет в Центральных Аппалачах), то термальное релаксация

способствует посттектоническому прогрессивному метаморфизму, разогреву коры,

внедрению нормальных и щелочных посттектонических гранитов.

Третья фаза начинается с катастрофического конвекционного разрушения ТППС и

характеризуется быстрым поднятием (морфотектонические орогенные фазы), быстрым

увеличением геотермального градиента, быстрым изобарическим нагреванием,

прогрессивным высокотемпературным метаморфизмом и посттектоническими

интрузиями кислого состава. Растяжение, которое начинается в течение этой фазы,

приводит к возникновению "коллапса", характерного для четвертой фазы.

Четвертая фаза сопровождается увеличением геотермального градиента,

вызываемого литосферным растяжением и утонением, что приводит в результате к

изотермальному снижению давления и наиболее высокому гипсометрическому

положению метаморфических ассоциаций высоких температур низких давлений.

Утонение литосферы, которое следует за конвективным утонением ТППС, приводит к

частичному мантийному плавлению и увеличению количества базитового магматизма.

Внедрение больших объемов мафической магмы в кору обеспечивает дополнительный

источник тепла, который способствует проявлению высокотемпературного

прогрессивного метаморфизма и плавлению коры с образованием кислых магм.

Дальнейшее поступление тепла может обеспечиваться высокотемпературными

мантийными лерцолитовыми диапирами, внедряемыми в течение четвертой фазы

растяжения. Быстрое опускание, характерное для данной фазы, способствует в основном

накоплению континентальных осадков, однако там, где силы растяжения возрастают и

продолжается "коллапс", опускание может продолжаться и ниже уровня моря, причем

морская трансгрессия может быть как постепенной, так и катастрофической (например,

пермская ценштейская трансгрессия в Северном море была геологически мгновенной, а

морское затопление явилось результатом катастрофического разрушения тектонических

блоков). В случае, когда силы, действующие на границах плит, являются сжимающими,

растяжение уравновешивается надвиганием. Там, где граничные силы являются

растягивающими, гравитационный "коллапс", вызванный растяжением, уравновешивается

расходящимися плитными движениями и может приводить к задуговому спредингу или

отделению континентов.

Заключительная фаза характеризует стадию релаксации литосферы после процесса

растяжения, в течение которой происходит термальное восстановление и сокращение

ТППС, уменьшение геотермального градиента, уменьшение магматической активности,

изобарическое охлаждение и регрессивный метаморфизм.

Природа, сохранение и распределение метаморфических пород в орогенических

поясах зависят от продолжительности и связи между рассмотренными выше пятью

орогенными фазами. Важным механизмом для сохранения высокометаморфизованных

пород является “коллапс” растяжения (Platt, 1987), т.к. растяжение обеспечивает

выведение кристаллических пород нижних уровней к поверхностным уровням, после чего

они могут быть выведены на поверхность в результате эрозии или последовательного

надвигания.

Дж. Дьюи (Dewey, 1988) выделил два типа орогенических поясов - гималайский

(скандинавский) и шотландский. Н.Л. Добрецов и А.Г. Кирдяшкин (Добрецов,

Кирдяшкин, 1994) предложили кроме этих двух выделить еще и третий тип орогенов.

Рассмотрим вкратце каждый из этих типов.

Гималайский (скандинавский) тип. Для него характерно значительное утолщение

коры (до 80-100 км) при интенсивном фронтальном сжатии с развитием глубинных

надвигов. Процесс интенсивного утолщения завершается “коллапсом”, расширением и

быстрым подъемом глубинного вещества в виде диапиров (Добрецов, Кирдяшкин, 1994).

Сформированные по такому типу орогенические пояса характерны для Скандинавских

каледонид (Anderson et al., 1991; Хаин, 1989), Бетских Кордильер (Davies et al., 1993;

Книппер и др., 1992), Западных Гималаев.

Шотландский тип. Утолщение в этом случае не такое сильное как при гималайском

типе в связи с менее интенсивным или косым сжатием. Дальнейшая реализация процесса

коллизии происходит здесь в режиме сдвиговых деформаций, при этом образование

крупных сдвигов осуществляется в сочетании с зонами локального растяжения (Dewey,

1988; Добрецов, Кирдяшкин, 1994). Орогенические пояса этого типа кроме Шотландии

описаны и в Алтае-Саянской складчатой области, что позволяет называть данный тип

орогенов шотландско-алтайским (Добрецов, Кирдяшкин, 1994). Для комплексов,

сформированных по механизму шотландского типа, характерна смена зонального

метаморфизма дистен-силлиманитового типа андалузит-силлиманитовым в ассоциации с

гранитами, также для них типично развитие поздних сдвигов, надвигов и взбросов, по

большей части, линейных интрузий гранитов (Miyashiro, 1994; Добрецов, Кирдяшкин,

1994).

Третий тип орогенов, выделенный Н.Л.Добрецовым, А.Г.Кирдяшкиным (Добрецов,

Кирдяшкин, 1994), условно можно классифицировать как альпийский. В данном случае

происходит выдавливание в виде клина метаморфических пород подобно возвратному

течению в субдукционно-аккреционном клине, что уже обсуждалось в разделе 2.3.1.

Комплексы этого типа установлены в Альпах (Добрецов, Кирдяшкин, 1994) и

Центральных Гималаях (Hodges et al., 1993). Модель формирования орогенов альпийского

типа отождествляется с вариантом ретрошарьяжа (Willet et al., 1993), но при условии

большей скорости движения и декомпрессии в модели возвратного течения.

Предлагается два возможных механизма экспонирования метаморфических пород,

образование которых связано с процессами коллизии. Согласно модели (Willett et al.,

1993) экспонирование может быть обусловлено эрозией и денудацией. Опираясь на

данные Ф. Ингланда, А. Томпсона (England, Thompson, 1984), Н.Л. Добрецов и А.Г.

Кирдяшкин (Добрецов, Кирдяшкин, 1994) показали, что в большей степени за

экспонирование метаморфических пород к поверхности ответственны быстрые

тектонические процессы. Ф. Ингланд и А. Томпсон (England, Thompson, 1984)

представили эволюцию РТ-условий для обобщенной модели коллизии, при которой

происходит удвоение коры по системе быстрых надвигов, прогрев утолщенной коры и

выравнивание температуры до новой равновесной геотермы. Эта модель характеризует

основные стадии соотношения тектоники и метаморфизма при эволюции коллизионных

орогенов. Интерпретируя полученный тренд (рис. 2.6), Ф. Ингланд, А. Томпсон (England,

Thompson, 1984) показали, что стадия (0-1) на прогрессивной ветви соответствует

медленному погружению в осадочном бассейне, стадия (1-2) – быстрому надвиговому

погружению, стадия (2-3) – изобарическому медленному нагреванию, одновременному с

деформациями, стадия (3-4) – медленному подъему диапира со снижением давления и

продолжением нагревания; регрессивная ветвь (4-0) – остыванию вдоль новой геотермы.

С.П. Кориковский (1995) отметил, что для метаморфических поясов,

формирующихся в результате коллизионных процессов, характерны давления 2-8 кбар с

максимальным перепадом температур от 300 до 700-750°С, что в общем неплохо

согласуется с рассмотренной выше моделью (рис. 2.6). Для первоначальной стадии

прогрессивного метаморфизма (соответствует стадии 0-1 на рисунке 2.6), проявляющегося

в ходе формирования осадочно-вулканогенных прогибов, характерен геотермальный

градиент 12-15°/км, который на этапе утолщения коры в результате коллизии

увеличивается и может достигать 70-90°/км. Экстремально высокие значения

геотермального градиента приурочены к области влияния восходящих флюидно-тепловых

потоков, благодаря которым и возникал прогрессивный зональный метаморфизм.

Контуры линейных флюидно-тепловых потоков отображаются в эрозионных срезах

изоградами прогрессивного метаморфизма. В качестве примера структур подобного типа

приводится пример каледонского кианит-силлиманитового ореола Байкало-Патомского

нагорья протяженностью почти 1000 км (Кориковский, Федоровский, 1980). Для любого

изобарического среза при данном типе метаморфизма характерно чередование

термальных синклиналей и антиклиналий, что может являться доказательством

термально-купольной, а не градиентной модели метаморфизма этого типа. Тренды

регрессивного метаморфизма в термально-купольных ореолах могут быть различными,

что зависит от сочетания скорости остывания и воздымания геоблоков. Так, например для

тектонически стабильных геоблоков главным образом фиксируется изобарическое

охлаждение (Delor et al., 1984; Tracy et al., 1976) (рис. 2.7). Для тектонических режимов с

большой скоростью воздымания отмечаются либо изотермический взброс с последующим

изобарическим охлаждением (Schenk, 1984), либо одновременное снижение температуры

и давления (Hollister, 1982). Обязательным дополнением при развитии термально-

купольных ореолов является гранитообразование как синметаморфическое, так и более

позднее орогенное. С.П. Кориковский (1995) оценил продолжительность прогрессивного

этапа метаморфизма в термально-купольных зонах в 5-15 млн.лет, регрессивного – от

нескольких до 20 млн. лет.

Анализ моделей метаморфизма в коллизионных обстановках показывает, что

наиболее характерным признаком коллизионного тектогенеза является проявление

зонального метаморфизма Кианит-Силлиманитового и Андалузит-Силлиманитового

типов. При этом, низкобарический метаморфизм не обязательно должен сменять во

времени ранний метаморфизм умеренных давлений, как это следует из метаморфической

стадийности развития коллизионного орогена. Термальную структуру коллизионных

орогенов может значительно усложнять развитие процессов глубинного

надвигообразования, очень характерных для коллизионных зон. При таких процессах

верхняя и нижняя пластины будут характеризоваться разными РТ-трендами

метаморфизма, соответствующими разным барическим типам. Численные расчеты для

Гималаев (рис. 2.8) показали, что в процессе надвигания и последующего экспонирования

из зоны метаморфизма в нижней пластине будет проявлен метаморфизм Кианит-

Силлиманитового типа, а в верхней – Андалузит–Силлиманитового типа (Hodges,

Silverberg, 1988). В результате процессов тектогенеза разные по давлению комплексы

пространственно сближены. Таким образом, разные по давлению метаморфические

процессы проявляются синхронно, а не последовательно, и это может служить важным

индикаторным признаком при реконструкции палеогеодинамических обстановок.

Процессы глубинного надвигообразования приводят к проявлению

инвертированного (перевернутого) зонального метаморфизма, описанного в Гималаях и

некоторых других регионах мира. Необычная метаморфическая зональность,

фиксирующая возрастание метаморфизма вверх по разрезу, обусловлена прогревом за

счет надвигающейся пластины и будет подробно рассмотрена в главе 6.

2.4. Метаморфизм в зонах континентального растяжения

Рассмотренные ранее зоны субдукции и коллизии уже с 60-х годов

рассматривались в качестве наиболее вероятных обстановок проявления

метаморфических процессов. Гораздо меньше внимания уделялось зонам растяжения в

континентальной коре. Точнее, гипотетически допускалось, что повышенный теплопоток

в таких зонах может вызывать термальное воздействие на нижние части коры, но

конкретных примеров метаморфических комплексов, связанных именно с процессами

растяжения не приводилась. Ситуация изменилась с выявлением комплексов

метаморфических ядер (см. главу 5) в Северо-Американских Кордильерах, для которых

было обосновано проявление процессов дислокационного метаморфизма во время

кайнозойского внутриконтинентального растяжения. Позднее С.М. Викхэм и Е.Р. Оксбург

(Wickham, Oxburg, 1985) связали происхождение высокотемпературных низкобарических

метаморфических комплексов в Пиринеях с герцинскими процессами континентального

рифтогенеза. Логика их обоснования была достаточно проста и понятна. В процессе

рифтогенеза (рис. 2.9) образуется астеносферный выступ, вызывающий прогрев и

плавление нижней коры, порции гранитоидного расплава внедряются в более высокие

горизонты коры, вызывая их разогрев и низкобарический метаморфизм. Следуя этой

логике можно было бы предполагать, что во всех рифтогенных обстановках можно

ожидать появление метаморфических комплексов. Тем не менее, метаморфические

комплексы, для которых реально подтверждена связь с процессами континентального

растяжения, достаточно редки. Такой парадокс можно частично объяснить, приняв во

внимание классификацию рифтогенных структур, предложенную в работе В.Р. Бака

(Buck, 1991). В этой работе выделено три типа структур растяжения в континентальной

литосфере (рис. 2.10), характеризующихся разной термальной структурой литосферы и

разным стилем тектогенеза. В так называемых узкие рифтах, в качестве примера которых

можно назвать Байкальскую и Африканскую рифтовые зоны, отмечается наиболее

«холодная» геотерма. Температура около 1000°С фиксируется только на глубине порядка

80 км. Те же значения температуры для широких (или рассеянных) рифтов будут

отмечаться уже на глубинах около 80 км. И, наконец, в структурах растяжения с

комплексами метаморфических ядер температура около 1000°С будет соответствовать

глубинам около 40 км. Исходя из особенностей термальной структуры литосферы можно

выделить «холодные» (узкие рифты) и «горячие» обстановки внутриконтинентального

растяжения. Понятно, что только в последнем случае мы можем ожидать масштабно

проявленных процессов метаморфизма в условиях коры. И действительно,

многочисленные примеры проявления разнообразных типов метаморфизма описаны

именно в зонах растяжения с комплексами метаморфических ядер. Мы не будем здесь

останавливаться на их характеристике, поскольку они детально рассмотрены в главе 5,

отметим лишь, что метаморфические процессы обычно концентрируются в узких зонах,

трассирующих зоны глубинных тектонических нарушений.

Очень интересными и, одновременно, очень слабо изученными являются

проявления метаморфизма, связанные с крупными рифтогенными структурами, которые

можно рассматривать в качестве переходных от рифтовым к океаническим.

Единственный, известный авторам, пример метаморфических комплексов такого типа

описан на о-ве Забаргад (рис. 2.11). Здесь непосредственно на мантийных лерцолитах

залегают гнейсы и амфиболиты. Интересными являются два момента: в пределах

гнейсовой толщи наряду с фрагментами нижней коры, сформированными во время

Панафриканской орогении (поздний докембрий) диагностированы и третичные осадки

Красного моря (Seyler, Bonatti, 1988); изучение и перидотитов и пироксенитов позволяет

проследить единый тренд метаморфизма от нахождения на мантийном уровне до

финальных событий на уровне нижней коры (Picchardo et al., 1988; Seyler, Bonatti, 1988)

Для перидотитов фиксируются минеральные ассоциации, отвечающие мантийному

уровню и последующее температурная и деформационная переработка на нижнекоровом

уровне. Другими словами, экспонирование небольшого мантийного блока обусловило

существенный прогрев и деформации в пределах нижней коры. Очень интересно то, что

даже миоценовые эвапоритовые отложения более высоких горизонтов коры претерпели

«статический» метаморфизм с образованием андалузита и скаполита. Пока этот пример

можно отнести к разряду экзотических, но в будущем не исключено, что в более древних

складчатых и перикратонных системах могут быть обнаружены аналоги подобных

связанных с рифтогенезом образований.

2.5. Режимы проявления метаморфизма в раннем докембрии

Для раннего докембрия наиболее характерными являются высокотемпературные

метаморфические комплексы, хотя известны проявления и низкотемпературного

метаморфизма, вплоть до зеленосланцевой фации. Как уже отмечалось в главе 1, долгое

время общепризнанной была точка зрения, что метаморфизм гранулитовой фации

проявлен только в архее и раннем протерозое, основанием для чего служила

преимущественная приуроченность гранулитов к щитам. Однако со временем становилось

все более очевидным, что гранулитовый метаморфизм не ограничивается только каким-

либо определенным промежутком земной истории, а гранулиты связаны с большинством,

если не со всеми, основными эпизодами формирования континентальной коры, включая и

те, которые продолжаются до настоящего времени. Так, например, возраст гранулитов

комплекса Напьер в Антарктиде, оценивается в 3500-3000 млн. лет, а комплекса Груф

(Альпы) в 38 млн. лет. Тем не менее, большинство известных проявлений гранулитового

метаморфизма имеет раннедокембрийский возраст, что объясняется более высокой

температурой ранней коры по сравнению с современной. И хотя в данном разделе мы не

ограничиваемся только раннедокембрийскими гранулитами, процессы формирования и

эволюции земной коры, фиксируемые по особенностям метаморфизма, характеризуют, в

основном, именно раннедокембрийские обстановки тектогенеза.

С. Харлей (Harley, 1989) в своей работе «Происхождение гранулитов:

метаморфическая перспектива», на которой мы основывались при подготовке этого

раздела, показал, что породы гранулитовой фации метаморфизма могут встречаться в

следующих обстановках:

1. В виде крупномасштабных докембрийских региональных поясов (обычно в

сотни тысяч квадратных километров), обнаженных на континентальных щитах. Такие

комплексы обычно относительно однородны и могут проявлять лишь некоторую

изменчивость по направлению к условиям амфиболитовой фации (например, комплексы

Южной Индии (Hansen et al., 1984) или латеральные вариации по давлению (например,

комплекс Напьер (Harley, 1985а);

2. В виде блоков или пластин, обнажающихся в молодых горных поясах (например,

Пиренейские гранулиты, массив Серре, зона Ивреа). Гранулитовые комплексы в пределах

таких поясов могут быть либо реликтами более ранних (например, герцинских)

тектонических эпизодов, которые были экспонированы во время более молодых событий,

не имеющих отношений к этим эпизодам (например, Альпийская орогения), либо это

гранулиты, связанные непосредственно с молодыми событиями (например, комплекс

Груф);

3. В виде ксенолитов, захваченных базальтовыми или кимберлитовыми магмами.

Эти мафические гранулиты могут отражать как процессы магматического андерплейтинга

(прирост коры снизу за счет кристаллизации базитовых магм, поступающих из мантии),

так и более ранние эпохи тектогенеза, значительно оторванные во времени от момента их

выноса на поверхность.

Большинство гранулитовых массивов представляют собой комплексы пород,

включающие мафические и кислые ортогнейсы, кристаллические сланцы, различные

парагнейсы, образовавшиеся за счет пелитового, кварцитового или известкового

субстрата. Породы гранулитовых комплексов часто мигматизированы, прорваны

интрузиями чарнокитоидов. Соотношение пара- и ортопород в различных комплексах

сильно варьируют, в одних отмечается существенное преобладание ортогнейсов при

подчиненном количестве парапород, в других же наблюдается полностью

противоположная картина. Большая часть гранулитовых комплексов претерпела сложную

тектоническую эволюцию с несколькими этапами деформаций, самые последние из

которых часто даже не связаны с кульминацией гранулитового метаморфизма.

Гранулитовый метаморфизм может как отражать процессы формирования

континентальной коры, так и накладываться на континентальную кору, сформированную

ранее и несущую на себе следы ранних событий.

Как уже упоминалось в главе 1, диапазон РТ-параметров метаморфизма

гранулитовой фации довольно широк (температура колеблется от 750-800°С до 900-

1000°С, давление от 4-5 кбар до 12-13 кбар). Минеральные ассоциации пород

гранулитовой фации являются одними из самых надежных для изучения как посредством

индивидуальных геотермобарометров, так и с помощью согласованных баз

термодинамических данных, что позволяет с большой точностью оценивать РТ-

параметры метаморфизма. Характерные для гранулитов минеральные ассоциации,

например гранат-кордиерит-силлиманит-кварц, гранат-ортопироксен-плагиоклаз-кварц,

гранат-рутил-ильменит-силлиманит-кварц, гранат-кордиерит-ортопироксен-кварц, гранат-

волластонит-плагиоклаз-кварц, являются хорошо изученными и экспериментально, и с

помощью термодинамических расчетов, что может свидетельствовать о достоверности

получаемых результатов. Но, несмотря на все эти благоприятные факторы, интерпретация

РТ-трендов в гранулитах не так проста, как кажется, поскольку высокая скорость

диффузии катионов при высоких температурах препятствует сохранению составов,

отвечающих прогрессивной или кульминационной стадии метаморфизма. Поэтому, в

большинстве случаев восстанавливаются и интерпретируются только поздние пост-

пиковые и ретроградные стадии метаморфизма, фиксируемые РТ-трендами.

С.Харлей (Harley, 1989), основываясь на данных геотермобарометрии, эволюции

минеральных ассоциаций пород, а также на результатах наблюдений над структурными

взаимоотношениями в пределах различных гранулитовых комплексов, отметил, что после

достижения кульминационных условий метаморфизма последующая эволюция многий

проявлений гранулитового метаморфизма характеризовалась разными РТ-трендами. Одни

из них (рис. 2.12) отвечали режиму, близкому к изотермальной декомпрессии (ITD –

isothermal decompression), другие же (рис. 2.13) – к режиму изобарического охлаждения

(IBC – isobaric cooling). Еще раз напомним, что в «нормальных» условиях выведение

породных комплексов из зоны метаморфизма характеризуется одновременным

охлаждением и сбросом давления. И изотермальность и изобаричность подразумевают,

что уменьшение давления по отношению к температуре или снижение температуры по

отношению к давлению значительно отклоняются от нормальной геотермы в земной коре.

В некоторых комплексах устанавливаются и сложные тренды РТ-эволюции,

фиксирующие оба процесса: изотермальную декомпрессию, и изобарическое охлаждение.

Вкратце охарактеризуем оба РТ-тренда и рассмотрим тектонические обстановки их

проявления.

2.5.1. Тренды изотермальной декомпрессии (ITD)

Для большинства комплексов, испытавших изотермальную декомпрессию

отмечается падение давления на 2-4 кбар (рис. 2.12), хотя для отдельных (например для

комплекса Груф) фиксируется сброс давления на 10 кбар. ITD-тренды большей частью

характерны для гранулитов, метаморфизованных в условиях P=6-9 кбар и T=700-850°С,

хотя отмечаются также в гранулитовых массивах с более высокими максимальными

температурами, соответствующими нижним горизонтам утолщенной коры. Типичный

dP/dT градиент для комплексов, характеризующихся ITD эволюцией составляет 2,4-3

кбар/100°С.

Особенности РТ-эволюции гранулитов отражаются и в специфических

минеральных реакционных структурах, развивающихся в породах на регрессивных

стадиях. Так, например, при резком сбросе давления происходит замещение граната из

более высокобарических ассоциаций с образованием ортопироксен-плагиоклазовых

симплектитов или оторочек за счет граната. В мафических кварцсодержащих гранулитах,

первично содержащих гранат, дополнительной фазой в ортопироксен-плагиоклазовых

симплектитах может быть еще и шпинель. В гранулитах кислого состава и чарнокитах,

характеризующихся минеральной ассоциацией гранат-ортопироксен-плагиоклаз-кварц,

реакции с участием этих минеральных фаз приводят при резком снижении давления к

образованию плагиоклаза в кайме вокруг зерен граната и между гранатом и

ортопироксеном. В высокотемпературных метапелитах происходит наложение кордиерит-

шпинель-ортопироксен-содержащих ассоциаций на гранат- или сапфирин-содержащие.

Кроме того, для пород, претерпевших изотермальную декомпрессию характерно

появление поздних синметаморфических расплавов в гранулитах.

Считается, что гранулиты, эволюция которых соответствует изотермальной

декомпрессии, формировались в утолщенной при коллизии континентальной коре, часто с

дополнительным тепловым воздействием магм мантийного происхождения. Для

объяснения ITD-трендов и высоких температур, при которых обычно происходит

декомпрессия, привлекаются механизмы тектонического утонения коры (тектоническая

денудация). Другими словами, гранулитовые комплексы этого типа характеризуют

обстановку внутриконтинентального растяжения, для которой свойственно развитие

пологопадающих (или листрических) крупноамплитудных сбросов (см. главу 5).

2.5.2. Тренды изобарического охлаждения (IBC)

При эволюции гранулитовых комплексов по механизму изобарического

охлаждения в большинстве случаев отмечается уменьшение температуры на 120°С-150°С

(рис. 2.13), достигая в отдельных случаях более 250°С. Типичные dP/dT градиенты

составляют 0,3-0,5 кбар/100°С. Изобарическое охлаждение, главным образом, характерно

для гранулитов, формирующихся на глубинных уровнях коры при давлениях 7-10 кбар и

среднекоровых уровнях при 4-7 кбар. Диапазон РТ-параметров гранулитового

метаморфизма для комплексов, характеризующихся IBC-трендами, практически не

отличается от таковых для комплексов с ITD-трендами: большей частью диапазон

кульминационного метаморфизма составляет 6-9 кбар при 750-850°С. Однако в некоторых

случаях эти параметры могут достигать и более экстремальных значений (например,

температурам более 900°С). Для некоторых комплексов (например, комплекс Серре)

изобарическому охлаждению предшествует некоторая декомпрессия при температурах

800-850°С (рис. 2.13). Кроме того, в отдельных случаях, наряду с охлаждением отмечается

незначительный рост давления (1-2 кбар) (например, в комплексе Намакваланд).

Одними из наиболее показательных минеральных реакционных структур,

возникающих при изобарическом охлаждении в гранулитах, являются агрегаты

вторичного граната в виде кайм вокруг кристаллов раннего граната, либо в виде зерен и

краевых ламмелей (пластинок) в зернах раннего ортопироксена. При изобарическом

охлаждении по раннему клинопироксену с повышенным содержанием глинозема могут

развиваться разнообразные реакционные продукты, включающие гранат, шпинель,

плагиоклаз и оксидные фазы.

Если для эволюции гранулитовых комплексов с ITD-трендами необходимо

удаление перекрывающих комплексов, обеспечивающее быстрый сброс давления не

успевающей остыть среды, то комплексы с IBC-трендом эволюции формируются в

условиях длительного нахождения на некотором уровне глубинности. Эти условия могут

отвечать разным тектоническим обстановкам, особенностью которых будет проявление и

последующая быстрая деградация термальных аномалий, связанных с мантийными

источниками. Другими словами, для изобарического охлаждения необходимо, чтобы

остывание после кульминационного метаморфизма осуществлялось без подъема

метаморфизованных пород к поверхности. При этом, глубина охлаждения известных

гранулитовых комплексов с IBC-трендом эволюции может варьировать от 15-18 км (5-6

кбар) до 30-40 км (10-13 кбар). Эволюция малоглубинных гранулитов определяется

поступлением и кристаллизацией на глубине мантийных и нижнекоровых расплавов

(магматическая аккреция) во время начальных стадий внутриконтинентального

растяжения. Формирование гранулитов повышенных давлений с IBC-трендом эволюции

также обусловлено разогревом при поступлении мантийных базитовых магм и

последующим остыванием до достижения «нормальной» коровой термальной структуры.

В большинстве изученных случаев необходимой предпосылкой для образования

гранулитов является утолщение коры в результате коллизионных процессов.

Другим возможным механизмом образования гранулитов, характеризующихся

IBC-трендами, может являться растяжение коры нормальной мощности, причем как с

сопутствующей ей магматической аккрецией, так и без нее (Sandiford, Powell, 1986b).

Подобный механизм растяжения, включающий магматическую аккрецию, можно

представить как увеличение мощности растягивающейся коры за счет поступления и

кристаллизации мантийных магм в обстановках континентальных дуг или задуговых

бассейнов, внутриконтинентальных рифтов или вдоль континентальных окраин.

Одним из гранулитовых массивов с характерным IBC-трендом, эволюциях

которого обусловлена коллизионными процессами с последующим растяжением коры,

является высокотемпературный комплекс Напьер в Восточной Антарктиде (рис. 2.13), где

IBC-тренды развивались при давлениях до 11 кбар. Модель «коллизия-растяжение» может

быть применима для объяснения сложных трендов, в которых выделяются отрезки

соответствующие изотермальной декомпрессии и последующего изобарического

остывания (рис. 2.13). При достаточно быстром растяжении вначале происходит

декомпрессия в изотермальных условиях или даже в условиях увеличивающейся

температуры, что приводит к формированию нижних частей коры нормальной мощности,

которая вслед за фазой растяжения будет изобарически охлаждаться. Для массивов

показывающих объединенные ITD и IBC-тренды (массивы Серре, Скоури комплекс, рис.

2.13) предполагается, что растяжение после утолщения, хотя и значительное, не было

достаточно быстрым, чтобы поддерживать высокие температуры в течение всей

декомпрессионной фазы.

2.5.3. Экспонирование гранулитовых комплексов

Мы уже отметили в начале раздела, что минеральные ассоциации гранулитовых

комплексов фиксируют только регрессивную стадию метаморфических процессов,

другими словами, остывание и (или) выведение гранулитовых комплексов на более

высокие уровни земной коры. Детальные петрологические и геохронологические

исследования докембрийских комплексов показывают, что возможны два основных

варианта их эволюции после кульминационного метаморфизма. Некоторые гранулитовые

массивы (например, комплекс Груф (Droop, Burcher-Nurminen, 1984), комплексы

Британской Колумбии (Hollister, Crawford, 1986)), характеризующиеся ITD-трендами,

были выведены на поверхность в ходе тех же тектонических процессов, в течение

которых они были образованы. Другими словами, кульминационный метаморфизм и

последующее экспонирование гранулитов осуществлялись в одну эпоху тектогенеза. Но

большинство гранулитовых массивов были «законсервированы» на некоторых глубинах,

соответствующих нижним и средним горизонтам континентальной коры, в течение

длительного времени, не подвергаясь воздействию никаких внешних тектонических

воздействий (Thompson, England, 1984; Harley, 1985а; Bohlen, 1987). Их выведение на

поверхностный уровень происходило во время более поздних эпох преобразования коры.

Очевидно, что продолжительное захоронение и пребывание на средних и нижних уровнях

коры гранулитов, характеризующихся IBC-трендами, не требует доказательств. Также

отмечается длительное нахождение на глубинных уровнях коры до момента их

экспонирования многих массивов гранулитов с ITD-трендами эволюции (например,

комплексы Рауер, Антарктида (Harley, 1988), комплекс Молодежный (Grew, 1981)).

В некоторых случаях «консервация» в пределах нижней коры гранулитов с IBC -

трендами может быть достаточно продолжительной. Например, гранулиты комплекса

Напьер с возрастом около 3000 млн. лет оставались на глубинах, соответствующих

давлениям 5-7 кбар, до того момента, пока процессы андерплейтинга, фиксируемые

формированием комплексом Рейнер около 1000 млн. лет назад не обусловили поднятие до

глубин, соответствующих давлению 2-4 кбар (Harley, 1985b). Окончательное же

экспонирование гранулитов произошло только около 500 млн. лет назад. В горных поясах

Европы описано много примеров, когда гранулиты, показывающие как IBC-тренды, так и

ITD-тренды, и имеющие возраст около 300 млн. лет были выведены на поверхность

только во время процессов третичного орогенеза (например, Пиренейские гранулиты

(Vielzeuf, Kornprobst, 1984), комплекс Серре (Schenk, 1984)).

В заключении раздела о режимах раннедокембрийского метаморфизма отметим,

что в большинстве случаев гранулитовый метаморфизм связан с коллизионными

процессами и последующим растяжением коллизионных орогенов.


В качестве заключения к данной главе мы хотели бы привести чисто

гипотетический разрез земной коры с типичными обстановками проявления

метаморфических процессов, показав на нем и области проявления разных типов

метаморфических процессов (рис. 2.14). В упрощенном виде для разных обстановок

характерны следующие типы метаморфизма:

В пределах срединно-океанических хребтов проявляется высокоградиентный

зональный метаморфизм очень низких давлений в связи с разогревом коры даже в

верхних ее частях. Характерным является хорошая сохранность первично магматических

структур и текстур, т.е. метаморфические изменения имеют, в основном, псевдоморфный

характер.

В зонах внутриокеанической обдукции, ответственной, возможно, за формирование

океанических плато, могут фиксироваться метаморфические процессы в зоне глубинного

надвига. Необходимым условием является то, что тектонические процессы должны

проходить в пределах не остывшей океанической коры, т.е. поблизости от срединно-

океанических хребтов. Метаморфические зоны являются очень узкими (до 1 км) и

высокоградиентными (до 1000°С/км). Нередко отмечается инвертированная зональность.

В зоне субдукции реализуются метаморфические преобразования высоких

давлений. Ультравысокобарические комплексы, эклогиты и глаукофановые сланцы

характеризуют метаморфические процессы на разных уровнях глубинности. Вовлечение

же тех или иных высокобарических комплексов в складчатые структуры определяется

условиями их эксгумации.

Для надсубдукционной зоны наиболее характерными являются зональные

комплексы низких давлений (Анд-Силл тип), метаморфизм которых обусловлен

прогревом в результате внедрения магм, образующихся при плавлении субдуцирующей

океанической плиты. При большом объеме внедряющихся магм отмечается появление

малоглубинных гранулитов, фиксирующих максимальный разогрев средней части коры. В

переходной от максимально прогретой части надсубдукционной зоны к океанической

плите зоне может проявляться зональный метаморфизм умеренных давлений (Ки-Силл

тип).

Метаморфические преобразования в коллизионных зонах контролируются

значительным увеличением мощности коры и последующим ее прогревом. Важным

фактором являются также синметаморфические процессы глубинного

надвигообразования, нарушающие термальную структуру коры и обеспечивающие

одновременное проявление метаморфизма низких (Анд-Силл тип) и умеренных (Ки-Силл

тип) давлений. Именно тектонические процессы приводят к формированию необычных

инвертированных метаморфических комплексов.

Метаморфизм в зонах континентального растяжения обусловлен предшествующим

утолщением коры с одной стороны, и поступлением базитовых мантийных магм в нижние

горизонты коры – с другой. Внедрение магм приводит к массовым процессам плавления в

нижних горизонтах коры и их поступлению на более высокие уровни, что обеспечивает

высокую прогретость коры в целом. Наиболее типичными в таких условиях являются

низкобарические метаморфические комплексы (Анд-Силл тип) и малоглубинные

гранулиты. Еще одним важным фактором, определяющим специфику метаморфических

преобразований, является своеобразный стиль тектогенеза при «горячем» растяжении,

выражающийся в образовании серии глубокопроникающих пологих сбросов. Именно

поэтому широко распространены динамометаморфические образования, соответствующие

разным РТ-условиям проявления метаморфических процессов.

Еще раз подчеркнем, что мы сознательно упростили многие вещи и не отразили

продолжающиеся дебаты по многим вопросам. Такое упрощение, на наш взгляд,

необходимо для получения картины в целом, может быть, в ущерб частностям.

ГЛАВА 3

МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ КАК ОТРАЖЕНИЕ

ДИЗЪЮНКТИВНЫХ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ НА

ГЛУБИННЫХ УРОВНЯХ

Из широкого круга вопросов, связанных с проблемами соотношения процессов

метаморфизма и тектоники, особняком можно выделить проблему существования и

выделения метаморфических комплексов, формирование которых обусловлено

процессами разрывной (дизъюнктивной) тектоники. Такие комплексы, формирующие, как

правило, линейные протяженные зоны, называются динамометаморфическими, а

метаморфизм называется дислокационным или динамометаморфизмом. Проявлениям и

особенностям именно такого типа метаморфизма и посвящена данная глава.

Роли одностороннего давления (стресса) в процессе метаморфизма уделяется

особое внимание, и это совсем не удивительно, если вспомнить, что большинство

метаморфических пород имеет анизотропную (планарную) структуру. Начиная с

исследований А. Харкера, во многих работах стресс рассматривался в качестве

самостоятельного фактора метаморфизма. В основе таких представлений лежали

эмпирические наблюдения, на базе которых был выделен ряд «стрессовых» и

«антистрессовых» минералов. Однако последующими геологическими и

экспериментальными исследованиями было показано, что минеральные ряды отражают не

интенсивность стресса, а значения общего давления в соотношении с температурой

(Добрецов и др., 1969). В настоящее время общепризнанными являются представления о

том, что минеральные преобразования при метаморфизме определяются составом пород,

РТ-условиями, парциальным давлением и составом флюидной фазы (Маракушев, 1986),

тогда как функцией стресса является лишь преобразование структуры горных пород.

Однако с отказом от понятий «стрессовых» и «антистрессовых» минералов

концепция стресс-метаморфизма не исчезла. Ее возрождение имеет место в работах о

геодинамических условиях проявления метаморфизма (Гусев, 1992; Леонов и др., 1995), в

исследованиях, использующих данные механохимии (Чиков, 1988; Молчанов и др., 1988)

и специальных структурно-метаморфических методах наблюдений (Алексеев, 1990;

Колодяжный, 1996). Из этих работ следует, что метаморфизм проявляется в тесной

взаимосвязи динамических (стресс), термодинамических (РТ) и химических факторов,

значение которых может сильно варьировать во времени и пространстве, что создает

огромное разнообразие метаморфических комплексов. Динамическая компонента

метаморфизма наиболее четко проявляется в зонах сосредоточенных дислокаций, где

метаморфические преобразования характеризуются ярко выраженными особенностями,

объяснить которые практически невозможно без признания ведущей роли

деформационных процессов.

3.1. Дислокационный метаморфизм

Под дислокационным метаморфизмом (динамометаморфизмом) обычно

понимают преобразование горных пород в процессе воздействия одностороннего

давления в дизъюнктивных зонах. Проявление одностороннего давления во

взаимодействии с другими факторами метаморфизма может осуществляться по-разному.

В условиях низких температур преобразования в горных породах выражаются в хрупких

механических деформациях – дроблении и перетерании. Следы таких деформаций

макроскопически выражаются дроблением пород и катаклазом, а микроскопически – в

раздробление зерен и грануляции (возникновение мелкозернистого агрегата), волнистом

угасании минералов, изломами чешуек слюд, катакластическими структурами. При

повышенных температурах хрупкие деформации сменяются хрупко-пластическими,

которые сопровождаются более или менее интенсивной перекристаллизацией, и в случаях

интенсивного бластеза следы механических изменений иногда стираются полностью. При

достаточно высокой температуре, соответствующей эпидот-амфиболитовой фации

метаморфизма и выше, и относительно низкой скорости процесса, вместо хрупкого

разрушения развиваются пластические деформации сдвига (шеар-зоны, от английского

shear-zone), локализованные вдоль узких линейных зон, но иногда охватывающие

достаточно обширные участки коры. Наиболее ярко процессы динамометаморфизма

проявлены в условиях стесненного сдвига. В этом случае все разновидности структурно-

вещественных преобразований протолита рассматривают в качестве стресс-


Зоны динамометаморфизма – это области концентрации деформаций и активного

взаимодействия геоблоков земной коры. При этом на поверхности они представлены

линеаментными структурами, которые чаще называют зонами смятия, глубинными

разломами, шовными структурами. В случае пологого падения тектонической

поверхности зоны динамометаморфизма приобретают сложную конфигурацию и

картируются как шарьяжи. Формирование их возможно в геодинамических условиях

сжатия и растяжения на конвергентных, дивергентных и сдвиговых границах

разнородных и разномасштабных литосферных (коровых) плит.

3.1.1. Породные и структурные парагенезы динамометаморфитов

Разнообразие породных новообразований в зонах динамометаморфизма, кроме РТ-

условий, определяется минеральным составом субстрата, на котором эти зоны

формируются, реакционными механизмами и кинетикой образования тектонитов.

Процессы динамического воздействия приводят к возникновению в них специфических

структурно-текстурных признаков, которые позволяют на практике производить

диагностику динамометаморфитов. Среди последних в зависимости от степени

преобразования исходных пород различают целую гамму тектонитов, которые часто

связанны между собой постепенными переходами. При систематике тектонитов

используются текстурные, структурные и вещественные признаки, относительная роль

которых зависит от особенностей объекта исследования. В частности разделение

«катакластических» пород на катаклазиты и милониты основано на отсутствии типичной

сланцеватой текстуры в катаклазитах и обязательном ее проявлении в милонитах, что

придает породам тонкослоистый облик. Ниже мы рассмотрим некоторые варианты

систематики тектонитов, в основу которых положены разные приоритетные признаки.

Основные типы тектонитов, выделенные по текстурным признакам отражены в

таблице 3.1. В соответствии с этой таблицей среди типичных динамометаморфитов

выделяются протомилониты, милониты и бластомилониты в зависимости от степени

преобразования протолита. Протомилонит – порода, содержащая более 50%

порфирокластов, т.е. реликтовых зерен исходной породы, и незначительно

перекристаллизованная. Большая часть порфирокластов в протомилоните хорошо

просматривается макроскопически. К милониту относится порода со слабыми признаками

перекристаллизации и содержащая 10-15 % порфирокластов, большинство из которых

наблюдается визуально (размер более 0,2 мм). Ультрамилонит – милонитовая порода с

содержанием порфирокластов менее 10 % и без признаков существенной

перекристаллизации. Порфирокласты в ультрамилоните обычно имеют размеры менее 0,2

мм. Филлониты – породы состоящие преимущественно из тонкочешуйчатого хлорит-

слюдистого агрегата, сформированные в процессе милонитизации и рекристаллизации

зернистых пород, таких как гнейс, гранит, аркоз.

Милонитовый гнейс – милонитовая порода с гнейсовидной текстурой, содержащая

более 30 % порфирокластов и претерпевшая существенную перекристаллизацию.

Милонитовый сланец подобен милонитовому гнейсу, но характеризуется более тонкой

сланцеватой (недостаточно расслоенной) текстурой. Порфирокласты в милонитовом

гнейсе и милонитовом сланце видны невооруженным глазом. Бластомилонит –

существенно перекристаллизованная милонитовая порода с содержанием порфирокластов

менее 30 %. Размер порфирокластов в бласомилоните менее 0,5 мм. Бластокатаклазит –

в отличие от бластомилонита характеризуется менее ярко проявленными следами течения.

По способу расположения плоскостных и линейных элементов, т.е. по

структурному признаку, тектониты подразделяются на S-, B- (или L-), R- и SF-тектониты.

S-тектонит - порода, текстура которой обусловлена плоскостными элементами,

образующимися при деформации. Например, ориентировка пластинчатых минералов

(слюд) в плоскости сланцеватости.

В ( или L)-тектонит имеет текстуру, в которой преобладают линейные элементы,

обусловленные линейной ориентировкой таких минералов, как амфиболы, силлиманит,

кианит и другие.

R-тектониты – это разновидность В-тектонитов, в которых наряду с линейными

элементами отчетливо проявлены структуры вращения.

SF-тектонит – тектонит, плоскостная текстура которого обусловлена хрупкими

разрывами. Данный тип тектонитов характеризует дислокационный метаморфизм и

является наложенным на ранние тектонические текстуры.

Судя по многочисленным данным, тектониты довольно часто имеют более сложное

строение, обусловленное сочетанием нескольких структурных элементов. При этом

наиболее широко распространены тектониты. S-L-типа.

По механизму образования продукты дислокационного метаморфизма можно

разделить на три группы: тектонокластиты, тектонобластиты и тектонореобластиты

(Казанский, 1982). Все они возникают в результате механического разрушения и

преобразования горных пород. Но в первой группе явления перекристаллизации имеют

резко подчиненное значение, во второй они предопределяют пластическое течение пород

в твердом состоянии, в третьей - сочетаются с частичным плавлением вещества.

По совокупности признаков (механизм формирования и текстурно-структурные

особенности) в качестве основных породных групп динамометаморфитов предлагается

рассматривать динамокластиты и их компактированные аналоги (Чиков, 1992).

Динамокластиты (какириты, слабоуплотненные тектонические брекчии, катаклазиты,

тонкие диспергиты) характеризуются несущественным проявлением минеральных

новообразований. В компактированных аналогах новообразованные минеральные

парагенезисы являются определяющими при характеристике породного типа

(бластомилониты, бластокатаклазиты, метапелиты и пр.). Компакитрованные

(уплотненные) разновидности тектонитов по особенностям строения делятся на две

группы: текономикститовый ( различные динамокластиты, брекчиево-катаклазит

милонитовые смеси, меланжи) и тектоносланцевый или бласто-милонитовый,

комплексы.

3.1.2. Вертикальная зональность в размещении динамометаморфитов

В процессе длительного изучения крупных региональных разломов было

установлено, что в размещении разных типов тектонитов намечается определенная

закономерность как в латеральном так и в вертикальном направлении (Казанский, 1982;

Шерман, 1977; Паталаха, 1985; Beliere J., 1971; Sibson, 1977 и др.).

В.И. Казанский (1982), развивая идеи о вертикальной зональности дизъюнктивов,

выделяет пять уровней дислокационного метаморфизма в областях с докембрийской

консолидированной корой: 1) сухие зоны брекчирования и трещиноватости горных пород;

2) дизъюнктивные нарушения с глинками трения; 3) зоны эпидот-хлоритовых

катаклазитов и милонитов; 4) зоны биотит-амфиболовых бластокатаклазитов и

бластомилонитов; 5) зоны инъекционных мигматитов, будинажа и внутриразломных

складок. Кроме того, результаты исследования керна Кольской сверхглубинной скважины

дают прямые доказательства изменения характера динамометаморфизма по вертикали

(Казанский и др., 1978), поскольку здесь удалось проследить непосредственные переходы

от дизъюнктивных нарушений с глинками трения к катаклазитам и милонитам

зеленосланцевой фации и далее к биотит-амфиболовым бластомилонитам. С.И. Шерман

(1977), основываясь на результатах анализа физико-механических закономерностей

развития разломов, показал, что типы разрушений и деформаций меняются с глубиной

(сверху вниз): хрупкое разрушение, квазихрупкое разрушение, квазипластическое

течение, пластическое и вязкое течение.

Анализ механических условий разрывообразования на основе экспериментальных

данных, проведенный О.Б. Гинтовым и В.М. Исаем (1988), показал, что эффективность

разломообразования определяется температурным градиентом, скоростью

деформирования и дифференциальными напряжениями, действующими на фоне

всесторонних давлений. Выполненные расчеты позволили выделить для условий

консолидированной коры пять глубинных уровней по условиям разрывообразования. Так,

приняв возможные параметры при формировании консолидированной коры для раннего

докембрия (осредненный температурный градиент 20ºС/км и закономерность изменения

температуры с глубиной Т = (50+20Н) ºС), при скорости деформирования 10-4 – 10-5 с-1

были намечены следующие уровни: 1) 0-2 км – область хрупкого разрывообразования с

предшествующими разрушению деформациями έ < 1-2 %; 2) 2-6 км – область

квазихрупкого разрывообразования с деформациями, предшествующими разрушению, 2 <

έ < 8 %; 3) 6-15 км – квазипластическое разрывообразование с деформациями 5 < έ < 10 %;

4) 15-30 км – область пластического (катакластическое течение) разрывообразования с

возможными деформациями έ > 10 %; 5) глубже 30 км – область пластического

(дислокационное течение) разрывообразования с деформациями, превышающими 30 %.

Для условий, соответствующих современному температурному режиму (Т = (15+15Н) ºС),

при скорости деформирования 10-4 – 10-5 с-1 граница смены механических свойств пород

соответствует более глубокому уровню. Переход от хрупкого состояния к пластичному

осуществляется на глубинах более 17 км, тогда как в докембрии он соответствовал

глубине 15 км.

Синтез экспериментальных данных о характере дислокационного метаморфизма в

зонах разломов с учетом результатов сверхглубокого бурения позволяет представить

вертикальную зональность регионального разлома для косолидированной коры в

следующем виде (Гинтов, Исай, 1988).

Первый глубинный уровень соответствует области хрупкого разрывообразования

(Т до 100 ºС; Н до 2-4 км). Разлом на этом уровне представляет собой зону сильно

трещиноватых пород, дробление которых происходит без изменения их минерального

состава.

Второй глубинный уровень соответствует квазихрупкому условию

разломообразования (Т = 100-200 ºС ; Н = 2(4) – 7 (10) км). В верхних частях области

развиты трещины скалывания и отрыва, а в нижних – сколы, выполненные

раздробленным и перетертым материалом. В породах возникает межзерновое скольжение.

Широко развиты глинки трения, катаклазиты. В плоскостях скольжения формируются S-

тектониты. Появляется кливаж разлома.

Третий глубинный уровень соответствует области квазипластического

разрывообразования (Т = 200-400 ºС; Н = 7 (10) – 17 (22) км). Здесь формируются

сколовые структуры, внутриразломная складчатость и структуры растяжения. Швы

разломных зон выполнены катаклазитами, милонитами, ультрамилонитами. Подчиненное

положение занимают бластомилониты и бластокатаклазиты. Характерно рассланцевание,

кливаж разлома, R- и S-тектониты.

Четвертый глубинный уровень представляет собой область пластического

(катакластического) разрывообразования (Т = 400 -600 ºС ; Н = 17(22) – 30(40)км). Здесь

развиты зоны пластического (катакластического) течения вещества, структуры сжатия и

растяжения. Основным механизмом деформации является катаклаз и синкинематическая

перекристаллизация. Значительное развитие получают ультрамилониты, бластомилониты

и бластокатаклазиты, псевдотахилиты, S-тектониты.

Пятый глубинный уровень соответствует области пластического

(дислокационного) течения (Т = 600 -850 ºС ; Н > 30(40) км). Разлом на этом уровне

представляет собой широкую зону, для которой характерны изоклинальные складки,

будинаж и гранитные инъекции. Основным механизмом деформации здесь является

перекристаллизация минеральных масс в условиях анизотропного поля напряжения.

Легко заметить, что метаморфические преобразования пород начинаются только с

третьего уровня. Тектониты, располагающиеся выше, имеют лишь косвенное отношение к

проблеме метаморфизма.

На основании целого ряда признаков в строении глубинных разломов П.Ф.

Иванкин и Н.И. Назарова (1987) выделяют четыре структурно-вещественных этажа для

подвижных областей с миогеосинклинальным развитием: верхний (катаклазитовый),

переходный, средний (динамосланцевый), нижний (сланцево-гнейсовый). Ими было

обращено внимание на то, что необходимо учитывать направленный характер фильтрации

и химической эволюции ювенильных газов, участвующих в процессах

динамометаморфизма зон разломов. При проникновении с глубин 15-20 км до

приповерхностных уровней (температура снижается от 800-1000 до 150-200 ºC) газы

подвергаются нарастающему окислению и на определенных глубинах проходят зону

восстановительно-окислительгой инверсии. На уровне гранулитовой фации

преобладающими компонентами газовой смеси являются углерводороды + Н2 + СО, а в

верхней эпизоне флюиды приобретают существенно водно-углекислый состав.

Воздействие флюидов на дислоцированные породы неравномерно и определяется

интенсивностью милонитизации и проницаемости их для флюидов.

Верхний этаж глубинного разлома отвечает области складчато-блоковых

дислокаций верхнего подмолассового структурного уровня подвижной области. Для него

характерны концентрическая или флексурная складчатость слоистых толщ; низкая

степень метаморфизма пород (несколько выше эпигенеза); широкое развитие межслоевых

дислокаций; рассредоточенное расположение дизъюнктивов разных кинематических

типов; хрупкие тектониты (катаклазиты, какериты, брекчии). Метасоматические

изменения тектонитов этого этажа выражены неравномерно проявленной аргиллизацией,

ожелезнением, карбонатизацией.

Зона регионального разлома на уровне промежуточного этажа сложена

тектонитами (20-40 % от общего объема) и реликтовыми блоками складчатых слоистых

толщ (60-80 %), которые многократно чередуются в полосе шириной до нескольких

километров. Зона имеет полосчато-линзовидное строение в плане и веерно-клиновидное в

поперечном разрезе. Подобное строение указывает на неоднородный характер

деформации в кинематически единой структуре разлома. Для этого уровня характерны

промежуточная складчатость, а также сланцеватые катаклазиты и милониты. Состав

тектонитов предопределяется составом вмещающих пород. Так по терригенным и

известковисто-терригенным породам формируются полосчато-линзовидные катаклазиты с

бластомилонитовым кварцево-серицитовым цементом. Воздействие флюидов на

дислоцированные породы весьма неравномерно и зависит от интенсивности процесса

милонитизации, а также проницаемости их для флюидов. Характерно формирование

углеродистых тектонитов, что вызвано окислением флюида и отложением эндогенного

углерода (шунгита).

Третий этаж представлен преимущественно полосами динамосланцев,

относящихся к аспидной и филлитовой ступени метаморфизма. В однородных

терригенных комплексах – это кварц-альбит-серицитовые углеродистые филлитовидные

сланцы и слюдистые филлиты; в туфогенно-осадочных – известковисто-кварц-хлорит-

серицитовые разности с переменным количеством полевых шпатов, карбонатов, эпидота.

Линзовидные блоки, разделенные зонами динамосланцев, характеризуются сложной

внутренней структурой с широким развитием кливажа и изоклинальной складчатости.

На уровне четвертого, нижнего этажа, региональные разломы выражены

субвертикальными полосами сланцево-гнейсовых пород, которые в периферических

подзонах сменяются слабометаморфизованными складчатыми комплексами. Сланцево-

гнейсовые полосы сложены чередующимися слюдистыми кристаллическими и

порфиробластическими сланцами, парагнейсами, амфиболитами, мигматитами,

пегматитами. Среди кристаллических сланцев обычно присутствуют линзы реликтовых

углеродистых филлитов. Среди тектонитов располагаются мелкие синкинематические

интрузии базитов и разнообразных гранитоидов. Их пространственно-временные

соотношения с кристаллическими сланцами свидетельствуют о сопряженности процессов

высокотемпературного метаморфизма и магматических инъекций. Преобладающее

крутопадающее струйчато-полосчатое строение сланцево-гнейсового комплекса всегда

сопровождается сложноскладчатыми структурами вязкого течения.

Формационные типы тектонитов, их структурная позиция, степень преобразования

протолита, зональность сдвигового динамометаморфизма наиболее полно представлена в

работе Б.М. Чикова (1992) и отображена в таблице 3.2.

До настоящего время не существует общепринятой модели глубинного разреза

зоны разлома, хотя общие закономерности в последовательности расположения

структурно-вещественных преобразований достаточно известны. Обобщенный, несколько

идеализированный разрез такой зоны приведен на рисунке 3.1.Отклонения от этой схемы

могут быть существенными, так как разломная система динамически неустойчива и

определяется многими параметрами.

Исходя из особенностей строения крутопадающих сдвиговых зон, с учетом частых

отклонений в размещении разных типов тектонитов по глубине, строению и степени

метаморфического преобразования протолита, сделан вывод о том, что эпи-, мезо- и

катазональные преобразования зависят не столько от глубины, сколько от всестороннего

сжатия, значений стресса, скорости деформации и наличия флюида. Поэтому выделяемые

уровни глубинности в структуре региональных разломов являются эмпирически

обобщенными представлениями, удобными для восприятия и дающими общие

представления о характере динамометаморфизма. В конкретной структурно-

геологической ситуации они лишь частично воспроизводят реальную картину и не могут

восприниматься как догма. В связи с этим, при картировании конкретных зон разрывных

нарушений могут выделяться разные уровни глубинности по выявленным структурно-

вещественным признакам. Однако для удобства пользования и сравнительной

характеристики логичнее все многообразие признаков динамометаморфизма описывать

тремя уровнями глубинности: эпи-, мезо- и катазональным. Основные структурно-

вещественные признаки, свойственные каждой из выделенных зон, приведены ниже.

Эпизона – соответствует области хрупкого разрывообразования, поэтому разлом на

этом уровне представляет собой зону интенсивно трещиноватых пород. Существенное

влияние на разрушение пород имеют динамические условия – сжатия или растяжения. В

верхних частях уровня развиты трещины отрыва и скола. Для пород характерна

неупорядоченная текстура, являющаяся следствием механического дробления, продукты

которого тем мельче, чем сильнее процессы дробления. Процессы дробления пород

осуществляются без изменения их минерального состава. В нижних частях уровня

формируются сколы, выполненные раздробленным и перетертым материалом. Широко

развиты глинки трения, каккиритизация, катаклаз, брекчирование, развальцевание пород и

их перемешивание при перемещении (меланжирование); слабо проявлено рассланцевание

с элементами структур катакластического течения. Присутствуют псевдотахилиты.

Породные образования обычно не выходят за рамки слабоуплотненного микститового

(брекчиево-катаклазит-милонитового) агрегата. В породах проявляется межзерновое

скольжение. В плоскостях скольжения формируются FS- и R-тектониты. Появляется

сетчатый кливаж разлома.

Мезозона соответствует области квазипластического разрывообразования. Для нее

характерны: развитие проникающего рассланцевания (кливаж течения и разлома) наряду с

зонами метамеланжа; бластез (бластомилониты и бластокатаклазиты), структуры

катакластического течения и ламинарного скольжения с относительно низкой степенью

сегрегации мономинеральных скоплений; катаклаз и диспергирование, как следствие

разрушения породных массивов в замкнутом объеме (эффект декомпрессии);

твердофазные превращения типа аморфизации; метаморфизм филлитовой и

зеленосланцевой фации. Среди новообразованных породных ассоциаций широко развиты

сланцеподобные образования (кварц-серицитовые, кварц-плагиоклаз-хлоритовые, эпидот-

хлорит-карбонатные и т.п.). К характерным свойствам этих тектоносланцев относятся:

полосато-линзовидный и пятнистый облик, распространение порфирокластовых

обособлений, часто высокий уровень обуглероженности (углисто-графитовое вещество,

шунгитоподобные соединения) и сульфидизации. Наряду со структурами ламинарного

течения в тектоносланцах присутствуют разнообразные формы блокового и линзовидного

будинажа, плойчатость, транспозиционные структуры, муллион-структуры,

внутриразломная складчатость; распространены R- и L-сколы, S-образные структуры

сжатия. На этом уровне в разломных зонах развиты катаклазиты, милониты,

ультрамилониты, филлониты.. Характерно рассланцевание, R- и S-тектониты. По степени

преобразования пород эта область соответствует зеленосланцевой и эпидот-

амфиболитовой фациям регионального метаморфизма.

Катазона представляет собой область пластического (катакластического и

дислокационного течения) разрывообразования. Основным механизмом деформации

здесь является перекристаллизация минеральных масс в направлении действия

максимального касательного напряжения. Характерны полосчатые и очковые гнейсы и

кристаллические сланцы бластомилонитового типа с S-тектонитовой структурой,

кристаллизационная сланцеватость и сегрегационная полосчатость; порфирокласты

присутствуют в виде «очков», окруженных флюидальной сланцеватостью; кварц образует

линзы и пластины, вытянутые параллельно сланцеватости. Нередки проявления будинажа

сдвигового течения; обычны пегматоидные метаморфические образования, турбулентные

и птигмоидные разномасштабные формы структур пластического течения; присутствуют

синкинематические интрузии от основного до кислого состава; метаморфизм до

амфиболитовой фации нередко с эклогитоподобными образованиями. Среди

катазональных образований часто присутствуют реликтовые линзы углеродсодержащих

бластомилонитов мезозоны.

3.1.3. Латеральная зональность зон развития динамометаморфизма

Кроме вертикальной зональности для зон развития динамометаморфизма

устанавливается и латеральная зональность. Она отчетливо просматривается в

относительно небольших по мощности зонах с одноактным проявлением деформаций.

Однако для большей части разрывных нарушений свойственны многократные подвижки,

что в значительной степени усложняет их строение и затрудняет выделение

одновозрастных тектонитов, поскольку последние часто идентичны по своим структурно-

вещественным признакам с возникшими ранее. Тем не менее, при картировании удается

восстановить латеральную зональность в распределении тектонитов, поскольку последние

являются прямым следствием механических и химических процессов изменения

исходного субстрата в стесненных условиях разномасштабных сдвигов земной коры. В

региональном плане латеральная неоднородность, например Иртышской зоны смятия

(Чиков, Соловьев, 198; Зиновьев, 1992), представлена характерными структурно-

породными парагенезами пегматито-сланцевой, гнейсово-сланцевый, мраморо-сланцевой

и зеленосланцевой подзон, в сторении которых участвуют аповулканические и

апогранитоидные полосчатые биотит-плагиоклазовые кристаллические сланцы и очковые

гнейсы бластомилонитового типа, милонитизированные бластокатаклазиты, стресс-

метаморфические (сегрегационные) пегматоиды, лейкограниты.

Пример менее масштабной сдвиговой структуры описан в Восточных Альпах

(Selverstone et all, 1991). Здесь сдвиговая зона Тауренского «окна» мощностью 10 м

сформирована по амфиболит-метагранодиоритовому комплексу и имеет четко

выраженные подзоны: 1 – биотит-мусковит-гранатовые сланцы со структурами вращения

(0,5 м); 2 – безгранатовые, обедненные кварцем биотит-фингитовые сланцеподобные

породы (2-3 м); 3 – безкварцевые хлорит-ставролит гранатовые сланцы, в которых

порфиробласты граната имеют размер до 10 см (более 2 м).

3.1.4. Примеры проявления разновозрастного дислокационного метаморфизма в разных

геотектонических обстановках

Динамометаморфические процессы в разных по морфологии сдвиговых зонах

близки по особенностям проявления. Это хорошо видно при сравнительном анализе зон

тектонитов из комплекса метаморфических ядер кордильерского типа, надвиговых поясов

и региональных сдвигов.

Одним из примеров особенностей дислокаций в зоне кайнозойского разлома

приведен в работе С.Х. Уайта (1984). Им рассматривается разлом на о-ве Южном Новой

Зеландии, который связан с альпийским тектогенезом и относится к категории

трансформных разломов, фиксирующих контакт между Австралийской и Тихоокеанской

плитами. Он является сейсмически активным правым взбросо-сдвигом с быстрым

поднятием юго-восточного крыла, обуславливающим воздымание Южных Альп. Разлом

наклонен на юго-запад под углом 50º и сопровождается зоной динамометаморфизованных

пород шириной до 1 км. Обобщенный разрез деформировнных пород вкрест зоны разлома

от лежачего к висячему крылу следующий (рис. 3.1): гранит – катаклазит – зеленые и

очковые милониты – сланцевые милониты – волнистые сланцы (грубозернистые

милониты) и альпийские сланцы гранат-олигоклазовой ступени. Приведенный разрез

отражает изменение степени деформации с глубиной, начиная от условий, близких к

поверхностным в лежачем крыле и кончая условиями амфиболитовой ступени в висячем

крыле.

Волнистые сланцы и сланцевые милониты отнесены к гранат-олигоклазовым

сланцам и указывают на отсутствие регрессивных изменений и дробления.

Происхождение зеленых и очковых милонитов более спорное, и они являются

производными динамометаморфизма как сланцев, так и гранитов. Эти милониты

претерпели регрессивные изменения, эквивалентные низкой ступени хлоритовой

субфации, и состоят из альбита, слюды, хлорита, эпидота и кварца. Таким образом,

наблюдается быстрое снижение степени метаморфизма. Расчеты показывают, что

вероятная температура деформаций этих пород составляет около 300ºС. Такая

температура характеризует глубины свыше 10 км, где концентрируется сейсмическая

активность и вероятен переход от пластического поведения зоны разлома к хрупкому.

Петрографические исследования показывают, что в тектонитах резко преобладают

процессы пластической деформации. Кварцевые зерна вытянуты, метами превращены в

ленты и имеют закономерную ориентировку С-осей. Крупные выделения минералов

сложены хорошо развитыми субзернами и измельчены рекристаллизацией. Зерна

полевого шпата сильно трещиноваты. Глубина проникновения трещин в обломки

различна, что позволяет предполагать медленный рост трещин, а не процесс мгновенного

брекчирования. Зерна эпидота и альбита в матриксе также раздроблены. Под электронным

микроскопом обнаружено, что раздробленность распространена значительно шире.

Залеченные и незалеченные трещинки обычны как в обломках кварца и полевого шпата,

так и в матриксе. Микрофотографиями в отраженных электронах обнаружены зоны, в

которых происходил беспорядочный рост серицитовых зерен, с пресечением плоскостей

рассланцевания. Большинство альбитовых зерен матрикса обросло олигоклазом, который

местами растет поперек сланцеватости.

Микроструктурные данные указывают на то, что в зеленых сланцах и особенно в

полевых шпатах деформация осуществлялась путем дислокационного механизма (на

уровне кристаллической решетки) и катаклаза. Помимо этого, происходил

посттектонический рост зерен. Это интерпретируется как результат циклического

развития пластической деформации, катакластической деформации и отжига в течение

сейсмического цикла. Пластическая деформация происходит при нарастании стресса,

приводящего к разрывам. После этого осуществляется катаклаз, расширение трещин и

разгрузка стресса. При уменьшении стресса в катаклазированую породу поступает флюид

и происходит кристаллизация минералов, которые залечивают трещины в породе. Это

приводит к восстановлению прочности породы и постепенному росту стресса, в

результате чего снова начинается пластическая деформация.

Общий характер проявления динамометаморфизма в коллизионных сооружениях

можно рассмотреть на примере Курайской зоны Горного Алтая. Дислокационный

метаморфизм здесь связан со среднекембрийскими тектоническими движениями (Гусев,

1992), отражающими коллизионный этап в развитии Курайской островной дуги. Породы

курайского дислокационного комплекса образуют линейные тела, связанные с зонами

стресс-метамрфизма, а также изолированные блоки. По структурно вещественным

признакам комплекс делится на три подкомплекса. Первый подкомплекс представлен

очковыми бластомилонитами гранитного, плагиогранитного, амфиболитового и

гнейсового состава. Эти образования соответствуют условиям эпидот-амфиболитовой

фации метаморфизма. Преобладающей текстурой в них является кристаллизационная

сланцеватость. Второй подкомплекс объединяет биотитовые, биотит-амфиболове,

амфиболовые сланцы, которые соответствуют термальным условиям биотитовой

субфации зеленосланцевой фации. Преобладающим механизмом деформаций является

рассланцевание. Третий подкомплекс – милониты, катаклазиты, серицит-хлоритовые

сланцы и филлониты. Их формирование происходило в условиях соответствующих

низкотемпературным субфациям зеленосланцевого метаморфизма. Ведущим механизмом

деформаций являлись кливажирование и милонитобластез, которые накладывались на

породы более высоких ступеней метаморфизма.

Бластомилониты слагают субпластовые тела и участвую в складчатости. В тоже

время в центральной части Курайской блока подошва бластомилонитов срезает

первичную структуру зонально-метаморфизованных образований. Отмечается тесная

пространственная связь очковых бластомилонитов гранитного состава с лентовидными

телами гранитогнейсов вдоль юго-западной границы Курайского блока, хотя в

контактирующих образованиях дислокационный метаморфизм не проявлен.

Метаморфиты стрессового типа, имеющие площадное распространение, ранее

выделялись как стратифицированные образования. Они слагают крутопадающие

деформированные тектонические пластины между выходами пород курайского

метаморфического комплекса и полями неметаморфизованных образований.

Минеральные преобразования в них развиты неравномерно и не превышают РТ-условий

биотитовой субфации зеленосланцевого метаморфизма. Наиболее распространены

полиминеральные микросланцы биотит-кварц-хлоритовые, кварц-альбит-хлоритовые,

эпидот-альбит-хлоритовые, кварц-амфиболовые сланцы. Складчатость в динамосланцах

изоклинальная, повсеместно развита микроплойчатость. Динамосланцы контактируют с

серпентинитовым меланжем, маркирующим основную поверхность глубинного надвига.

По отношению к метаморфизму курайского метаморфического комплекса (КМК)

стресс-метаморфиты курайского дислокационного комплекса играют двоякую роль.

Преобладающие парагенезы бластомилонитов эпидот-амфиболитовой фации являются

ретроградными для зонального метаморфизма амфиболитовой фации КМК. Однако в

процессе стресс-метаморфизма в отельных зонах в условиях высокого давления

формировались кианит-ставролитовые ассоциации, наложенные на фоновые для КМК

силлиманит-кордиеритовые парагенезисы.

Особенности динамометаморфитов, формирующихся в геодинамических условиях

растяжения, рассмотрены в главе 5 на примере комплексов метаморфических ядер

кордильерского типа Юго-Западного Забайкалья.

3.2. Наиболее характерные типы метаморфических тектонитов

3.2.1. Зоны бластомилонитов – глубинное продолжение поверхностных разломов

Представления о процессах разломообразования и внутреннего устройства

разломов в приповерхностных условиях опираются на солидную базу экспериментальных

и эмпирических данных. В тоже время о процессах структурообазования на глубинных

уровнях мы не имеем достаточной информации. С этих позиций наиболее важны

сведениях по глубокоэродированным зонам разломов, где вскрываются их глубинные

уровни. Это относится прежде всего к разломам докембрийского возраста, обнажающихся

в пределах древних консолидированных структур. Благодаря им мы получаем

достоверные материалы о процессах разломообразования в условиях больших

всесторонних давлений, осуществлявшихся на значительных глубинах от земной

поверхности. Однако наиболее информативны те зоны разломов, которые после своего

окончательного формирования не подвергались активизации и сохранили тектониты в

практически неизмененном виде. В этом отношении таким требованиям соответствуют

тектониты разломов Анабарского и Украинского щитов.

На современном эрозионном срезе в таких разломах наблюдается достаточно

высокая степень динамометаморфизма пород от зеленосланцевой до амфиболитовой

(альмандин-амфиболитовая субфация). Устанавливается значительная пластическая

деформация, сопровождающая процесс разрывообразования.

В пределах Украинского щита тектониты амфиболитовой фации представлены

очково-сланцевыми гранитоидами, бластокатаклазитами и бластомилонитами. Текстурно-

структурные особенности и минеральный состав очково-сланцевых пород указывает на их

образование путем пластического деформирования (катаклаз и перекристаллизация)

горных пород в обстановке интенсивного дополнительного сжатия (Гинтов, Исай, 1988).

Тектониты зеленосланцевой фации представлены в основном катаклазитами,

милонитами, ультрамилонитами. Формирование данного типа тектонитов, судя по

ориентировке оптических осей кварца и зерен карбоната в них, происходило в условиях

дополнительного одностороннего сжатия. В отношении их природы имеются две точки

зрения: формирование в результате диафтореза и в результате прогрессивной

зеленосланцевой фации. В любом случае зеленосланцевый тип динамометаморфизма

является наложенным.

В пределах Анабарского щита для глубинных разломов, которые по особенностям

проявленных здесь процессов выделяют как зоны глубинного скольжения и диафтореза

(Строение земной ...., 1986), свойственны прежде всего бластомилониты, а также гнейсы и

амфиболиты (диафториты), реликтовые блоки пород гранулитовой фации с присущими

им складчатыми формами (описание тектонитов дано в разделе 3.2.3). Формирование их

произошло в результате трехкратных тектонических событий, с понижающейся

интенсивностью. Анализ динамики движения указывает на интенсивное сжатие толщ в

этих зонах на фоне взбросо-надвигового и сдвигового смещения. Это нашло отражение в

залегании тектонизированного субстрата и морфологии новообразованных крупных

складок внутри тектонитов. Одновременно с этими событиями возникали условия

благоприятные для проникновения флюидов, вызвавших диафторез и грантизацию.

Близкие структурно-вещественные парагенезы тектонитов устанавливаются для

пологих надвиговых зон глубокоэродированных областей докембрия (Добржинецкая,

1989). Такая аналогия не случайна и указывает на единые механизмы их формирования.

В целом для динамометаморфитов, сформированных в высокотемпературных

условиях амфиболитовой фации метаморфизма, свойственны отчетливо выраженные

плоскостные текстуры в сочетании с очково-сланцеватыми в зависимости от типа

тектонита. Так, в бластомилонитах очково-сланцеватая текстура проявлена наиболее

отчетливо, ибо они содержат до 60 % порфирокластов, которые облекаются сланцеватым

матриксом. Форма порфирокластов чаще линзовидная и веретенообразная. Часть из них

характеризуется некоторым разворотом по отношению к метаморфической полосчатости.

Инлгда они сильно уплощены и превращены в полоски толщиной менее одного

сантиметра. Между очками располагается мелкозернистая сланцеватая масса, обтекающая

и огибающая их. Крупные порфирокласты калишпата и плагиоклаза характеризуются

волнистым погасанием. Отдельные кристаллы распадаются на отдельные зерна, между

которыми располагается мелкозернистая масса, состоящая из зерен кварца и полевого

шпата. В деформированных кристаллах плагиоклаза отмечаются микрокинк-зоны. Зерна

кварца обладают резко изометричной, часто лентовидной формой и для них характерно

мозаичное угасание. Мелкозернистая масса, облекающая порфирокласты, состоит из

мелких зерен биотита, кварца, плагиоклаза и амфибола. Темноцветные минералы

ориентированны согласно сланцеватости.

Ультрабластомилониты характеризуются четко выраженной плоскостной

текстурой и тонкозернистым строением. Порфирокласты редки (до 10 %) и размером не

более 0.2 мм. Основная масса внешне напоминает флюидальную текстуру вулканитов и

состоят перекристаллизованных зерен кварца, полевого штата, биотита. Переход от

ультрабламтомилонитов к бластомилонитам может быть постепенным либо резким, что

указывает на разноградиентное проявление сдвигового течения .

Бластокатаклазиты встречаются среди бластомилонитов, но чаще располагаются на

участках выклинивания последних. Характерной чертой данных тектонитов является

незакономерное распределение порфирокластов в мелкозернистой слабоориентированной

мелкозернистой основной массе. По составу они, как правило, аналогичны.

Для тектонитов данного структурного уровня характерен комплекс микроструктур,

которые составляют структурный парагенез. В них, кроме сланцеватости, отмечаются С-

S- структуры, асимметричные кластические хвосты, структуры вальцевания, разные типы

порфирокластовых систем, асимметричные складки, фиш-структуры, лентовидные

обособления кварца, микробудины. Большая часть структур свидетельствует о

формировании динамометаморфитов в условиях хрупкопластического и пластического

сдвигового течения в анизотропном поле напряжения. Пластический характер

деформации подтверждается широким проявление процессов внутрикристаллического

трансляционного скольжения. Это доказывается появлением в кварцевых зернах

деформационных доменов с волнистым и мозаичным угасанием, а в плагиоклазах

развитием структур механического двойникования, что приводит к образованию

пластинок альбита, вытянутых в соответствии с плоскостями скольжения двойников.

Сравнительный анализа глубокоэродированных зон разломов показывает, что для

них характерно наличие разнотемпературных бластомилонитов и бластокатаклазитов,

которые вне зависимости от кинематики формировались в условиях дополнительных

напряжений. Поэтому факт нахождения высокотемпературных бластомилонитов может

указывать на достаточно глубокие уровни становления разлома. Правда иногда

бластомилониты связывают с формированием складчатых дислокаций. Последний

вариант не исключен, но в каждом конкретном случае он требует специального изучения.

Зоны бластомилонитов часто вскрываются в швах крупных разрывных нарушений,

занимая их осевые части, как например в Иртышской зоне смятия. Ранее их считали

выступами докембрийского основания и только целенаправленные исследования показали

что это продукты высокотемпературного динамометаморфизма. Следовательно, можно

утверждать, что бластомилониты являются глубинным продолжением поверхностной

части разломов.

3.2.2. Диафториты – специфический тип метаморфических тектонитов

Процессы диафтореза (метаморфические изменения, наложенные на

метаморфические породы более высокой степени метаморфизма) являются достаточно

обычными во многих метаморфических комплексах. Как отмечалось в главе 1,

возможность более низкотемпературных изменений контролируется присутствием

метаморфических флюидов. При высокой степени метаморфизма происходит удаление

летучих компонентов из зоны метаморфизма и (или) частичное связывание флюидов в

кристаллическую решетку некоторых минералов. Именно отсутствие флюида при

охлаждении метаморфических пород определяет хорошую сохранность ранних

метаморфических ассоциаций. И только при дополнительном поступлении флюидов на

стадии охлаждения развиваются более поздние сравнительно низкотемпературные

метаморфические ассоциации. Очевидно, что зоны глубинных разрывов являются

наиболее благоприятными для проявления процессов диафтореза в силу высокой

проницаемости. Их можно рассматривать в качестве структур, дренирующих

соответствующие горизонты земной коры. Именно поэтому глубинные зоны

тектонических нарушений нередко характеризуются развитием диафторитов широкого

диапазона температур и давлений. В отличие от бластомилонитов диафториты не

обладают ярко выраженными текстурными и структурными особенностями, и их

корректное выделение требует, прежде всего детального картирования их

распространения. По составу и структурным признакам диафториты могут быть весьма

сходными с гнейсами или сланцами, поэтому мы сочли необходимым специально

остановиться на особенностях их состава, структуры и особенностях эволюции.

Одним из примеров приразломных образований такого рода являются диафториты

Станового глубинного разлома (Кориковский, Казмин, 1964), ширина проявления которых

колеблется от первых сотен метров до 20 км при протяженности более 800 км (рис. 3.2).

По минеральному составу они соответствую средне- и низкотемпературным

образованиям, сформированным по гнейсам и кристаллическим сланцам алданского и

станового комплексов раннего докембрия. В пределах диафторитовой зоны по минералам

высокотемпературных гнейсов развиваются псевдоморфозы актинолита, хлорита,

эпидота, часто с сохранением первичной гранобластовой структуры. Вдоль зон подвижек

гнейсы полностью рассланцованы, милонитизированы и перекристаллизованы,

преобразуясь в мелкозернистые низкотемпературные филлониты, микроскопически

совершенно не отличающиеся от обычных низкотемпературных микросланцев. Среди

диафторитов полностью отсутствуют тектониты с неперекристаллизованной основной

массой – милониты, ультрамилониты, псевдотахилиты. Диафторез осуществлялся в

значительном интервале снижающихся температур и по минеральным ассоциациям

подразделяется на три ступени: среднетемпературная (актинолит-биотитовая),

промежуточная (хлорит-эпидотовая) и низкотемпературная (кальцит-альбитовая). Между

диафторитами трех ступеней имеются все переходы со сменой среднетемпературных

минералов низкотемпературными. Поскольку они развиты в пределах единого шва,

перемежаются между собой либо располагаются зонально, характеризуются общностью

структур, то они могут быть отнесены к типичным метаморфическим тектонитам с

высокой степенью перекристаллизации и рассланцевания. Возраст формирования

диафторитов, судя по геологическим данным, домезозойский.

Наибольший интерес вызывают зоны диафтореза, связанные с зонами разломов в

глубокоэродированных структурах, поскольку это позволяет наиболее полно оценить

термодинамические и тектонические процессы, происходившие в момент эволюции

разрывной структуры по мере общего охлаждения всего сегмента коры. Например, в зонах

разломов Анабарского щита к настоящему времени на дневную поверхность выведены

структуры, претерпевшие кульминационный (гранулитовый) метаморфизм на глубинах

25-35 км. Они располагаются среди архейских кристаллических образований,

метаморфизованных в условиях гранулитовой фации метаморфизма, и представлены

протяженными, узкими поясами сложнодислоцированных полиметаморфических пород

(Лутц, Оксман, 1990). Ширина зон колеблется от 10 до 60 км при наблюдаемой

протяженности до 300 км. Контраст в степени метаморфизма и внешнем облике пород

гранулитового фона и наложенных зон амфиболитовой фации настолько очевиден, что не

вызывает сомнения их динамометаморфическая природа. К зонам данных разломов

приурочены плутоны анортозитов, диоритов, аляскитовых гранитов, мелкие тела

гипербазитов

Наложенные относительно молодые зоны полиметаморфизма и диафтореза имеют

анабарское направление, т.е. северо-западное простирание, совпадающее со структурной

ориентировкой в гранулитовом комплексе (рис. 3.3). Породы этих зон разделяются на две

группы: 1 – продукты диафтореза проявленного в условиях амфиболитовой, эпидот-

амфиболитовой и зеленосланцевой фаций метаморфизма; 2 – продукты

приповерхностного динамометаморфизма – разные типы катакластических пород.

Диафториты амфиболитовой фации встречаются во всех зонах и пользуются

наибольшим распространением. Они представлены разнообразными гнейсами, в том

числе высокоглиноземистыми, плагиогнейсами, кристаллическими сланцами, среди

которых присутствуют в небольшом количестве известково-силикатные и карбонатные

породы, а также кварциты. Породы повсеместно мигматизированы. Термодинамические

условия, при которых протекал высокотемпературный диафторез, оцениваются

значениями: Т – 600-720 ºС, Р – 4,5-7,0 кбар.

Границы тектонических зон с вмещающими толщами гранулитов постепенные,

ширина перехода колеблется от 0,5 до 4 км. Как правило, границы проводятся по

петрографическим критериям: по появлению бластомилонитов амфиболитовой фации,

развитию биотита и зеленой роговой обманки, исчезновению гиперстена, широкому

развитию процессов мигматизации.

Низкотемпературные диафториты эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой

фаций развиваются по высокотемпературным диафторитам и встречаются только в

пределах указанных зон. Возникновение их сопровождается рассланцеванием и

бластомилонитизацией, поэтому значительная часть низкотемпературных диафторитов

соответствует катакластическому типу тектонитов, рассмотренных в разделе 3.1. Здесь же

охарактеризуем диафториты, испытавшие интенсивные минералогические

преобразования без существенной структурно-текстурной перестройки. Среди них по

минеральному набору устанавливаются разные типы с широкой гаммой

низкотемпературных минеральных ассоциаций, зависящей от исходного состава пород.

Наибольшим распространением пользуются соссюрит-актинолитовые, хлорит-

эпидотовые, биотит-хлоритовые, хлорит-серицитовые разности. Все типы тектонитов

связаны постепенными переходами. По минеральным парагенезисам предполагается, что

температура при диафторезе составляла 400-550ºС, а давление – 3-4 кбар.

Зонам диафтореза свойственна сложная структура, в формировании которой

устанавливается не менее шести этапов деформации. В первый этап формировались

сланцеватость и редкие изоклинальные складки, сопровождаемые мигматизацией. С этим

этапом связано начало диафтореза в РТ-условиях амфиболитовой фации. Второй этап

характеризуется формированием изоклинальных складок, будинажа с проявлением

мигматизации. Деформации третьего этапа привели к созданию складчатых форм с

амплитудами до 10 км, составляющих основной структурный рисунок зон. С четвертым

этапом деформаций связаны зоны рассланцевания, мелкие флексуры, кинк-банды,

будинаж. Пятый и шестой этапы деформаций связаны с процессом формирования

низкотемпературного диафтореза в условиях эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой

фаций, который проявился в узких тектонических швах. Пятый этап характеризуется

рассланцеванием и формированием изоклинальных складок ламинарного течения с

крутыми шарнирами (аксоноклиналей). С заключительным шестым этапом связано

хрупкое дробление и катаклаз пород. В своем большинстве эти хрупкие деформации

реализовались вдоль мелких разрывов протяженностью первые десятки метров.

Исключение составляет Главный Анабарский разлом, который наложен на уже

сформированную Харапскую зону диафтореза. Время формирования его – нижний

протерозой, поскольку рифейские осадочные образования осадочного чехла платформы

перекрывают динамометаморфизованные породы Главного Анабарского разлома. В его

пределах проявился самый поздний этап динамометаморфизма, приведший к

возникновению брекчий, катаклазитов и милонитов с участием псевдотахилитов. Таким

образом, по мере развития зон диафтореза видно как меняется стиль тектоники от

пластической к хрупкой, что возможно только при направленном снижении вязкостных

свойств среды.

Из анализа многочисленных примеров развития диафтореза в зонах региональных

разломов, два из которых приведены выше, намечается закономерность в их эволюции.

Прежде всего, необходимо подчеркнуть, что диафторез в зоне разлома, вероятно,

отражает относительно медленную пластическую деформацию, что приводит к

образованию пород «нормального» метаморфического облика. Типичные же

динамометаморфические текстуры и структуры развиваются в условиях, когда скорость

разрушения пород опережает процессы перекристаллизации. Поскольку деформации, как

правило, проявлены неравномерно, то соотношение скоростей деформации и

перекристаллизации могут существенно изменяться в процессе эволюции тектонической

зоны. Это приводит к проявлению практически всех возможных типов

динамометаморфических пород и к сложным соотношениям между этими типами.

Эксперементальное изучение моделей разрывных зон (Шерман и др, 1985) показывает,

что в их становлении действительно намечается две стадии пластическая,

характеризующаяся течением вещества, и хрупкая.

3.2.3. Псевдотахилиты – индикаторы сейсмогенных разрывов

Очень интересными породами, фиксирующими процессы тектонических разнывов

на глубинных уровнях, являются псевдотахилиты – скрытокристаллические, стекловатые

породы с зернами мельчайших размеров и полосами течения, включающими милонитовые

фрагменты. По структуре они сопоставимы с некоторыми девитрифицированными

лавами. Термин псевдотахилит, был предложен С. Шендом в 1916 году для обозначения

плотных черных стекловатых пород (Салоп, 1949), залегающих среди раздробленных

гнейсов и гранитов в Южной Африке. До него аналогичные породы были описаны Т.

Холландом в 1900 году под названием trap-shotten gneiss из брекчированных зон среди

гнейсов Индии. А. Вурм в 1935 году предложил для подобных пород название милониты

плавления.

Псевдотахилиты встречаются в разновозрастных породах от архейских до

кайнозойских. Как правило, они слагают резко секущие жилы мощностью от нескольких

до первых десятков сантиметров. Примером этих пород позднемезозойского времени

являются псевдотахилиты установленные на южном крыле Заганского комплекса

метаморфического ядра в Юго-Западном Забайкалье. Здесь среди тектонитов в

непосредственной близости с границей Хилокской впадины, выполненной осадочно-

вулканогенными образованиями раннего мела, наблюдались линзообразные тела

псевдотахилитов мощностью до 0,4 м при протяженности до 30 м (рис. 3.4).

Располагаются они чаще всего конформно милонитовой полосчатости. Кроме того,

псевдотахилиты образуют тела со сложным сетчатым рисунком и в этом случае они

характеризуются незначительной мощностью и секут милонитовую полосчатость по

системе ветвящихся трещин и проникают во вмещающую породу. Изредка наблюдаются

изолированные тела псевдотахилитов. Границы их четкие, резкие, секущие. Признаков

термального воздействия на вмещающие породы не наблюдается. Изредка в

псевдотахилитах намечаются следы течения. Среди черной массы в беспорядке

располагаются обломки вмещающих пород с разнообразной ориентировкой реликтовых

текстурных элементов, а также обломками минералов – кварца и полевого шпата. Под

микроскопом псевдотахилиты представляют собой темно-бурое полупрозрачное

неполяризирующееся вещество, в котором «плавают» осколки полевого шпата, кварца и

обломков динамометаморфизованных гранодиоритов (рис. 3.5). Граница перехода

псевдотахилит – милонит довольно четкая и постепенных переходов не отмечается.

Псевдотахилиты описаны в пределах многих высокометаморфизованных

комплексов, в том числе на восточном побережье оз. Байкал среди гнейсов и амфиболитов

(Салоп, 1964) и среди метаморфитов архейского возраста Анабарского щита (Лутц,

Оксман, 1990). В последнем случае они имеют широкое распространение и всегда

приурочиваются к тектоническим зонам брекчирования и дробления, развивающихся

вдоль Главного Анабарского и параллельных ему разломов. Среди псевдотахилитов по

морфологии выделяются прожилковые (наиболее распространенные), брекчеевидные,

слоистые. Иногда они встречаются на значительном удалении от зоны Главного

Анабарского разлом, где рассекают породы, совершенно незатронутые

динамометаморфизмом.

Брекчиевидный тип псевдотахилитов встречается лишь в зоне Анабарского

разлома. Для этого типа характерен пересекающийся и ветвящийся рисунок,

образованный черным псевдотахилитовым материалом, который цементирует

остроугольные и изометричные обломки катаклазированных пород, придавая породе

облик брекчий. Зоны распространения брекчиевидных псевдотахилитов составляют

первые десятки метров.

Слоистые псевдотахилиты распространены значительно реже первых двух типов и

наблюдались в отдельных участках вдоль плоскостей скольжения. В этом типе

псвдотахилитовый материал распространен в виде полос, ориентированных

субпараллельно или под острыми углами друг к другу. Величина отдельных прослоев

колеблется от 1-2 см до 1 м. Максимальная мощность слоистых псевдотахилитов

достигает 10 м.

Взаимоотношения между перечисленными типами псевтотахилиитов наблюдались

в бассейне р. Куоамки. Здесь первичные породы представлены биотит-гиперстеновыми

гнейсами с хорошо выраженной мигматитовой полосчатостью, согласной с

гнейсовидностью. Первоначально эти гнейсы секутся мельчайшими жилками мощностью

менее 1 мм. Эти жилки пронизывают всю видимую часть обнажения. Постепенно жилки

утолщаются и количество их увеличивается. Порода приобретает облик брекчий. Этот

рисунок ей придают беспорядочно ориентированные обломки гнейсов, заключенных в

черную псевдотахилитовую массу. Отдельные фрагменты пород развернуты в процессе

брекчирования, что подтверждается различной ориентировкой мигматитовой

полосчатости в разнообразных обломках. Видимая мощность распространения

брекчиевидных псевдотахилитов составляет 30-40 см. Брекчиевидные псевдотахилиты

также постепенно переходят в слоистые. В целом направление полос псевдотахилитов под

острым углом сечет простирание мигматитовой полосчатости.

Микроскопически псевдотахилиты сложены темно-бурым до черного

непрозрачным бесструктурным матриксом с многочисленными обломками полевого

шпата, кварца, пироксенов и других темноцветных минералов. Обломки иногда слабо

ориентированы и подчеркивают структуру течения псевдотахилитового материала. При

большом увеличении в основной массе видны микролиты и следы вторичной

раскристаллизации. Зерна кварца и плагиоклаза представляются корродированными и

оплавленными. Сам псевдотахилитовый материал неоднороден, слабо структурирован,

что выражается в распределении темных и светлых полос, напоминающих струи.

Изучение химического состава псевдотахилитов показало, что их состав довольно

разнообразен с вариациями SiO2 от 49 до 71 %. При этом намечается бесспорная связь и

сходство составов псевдотахилитов и вмещающих пород. Разнообразие химического

состава псевдотахилитов и его зависимость от состава вмещающих пород убедительно

доказывают тектоническое происхождение псевдотахилитов за счет перетирания и

частичного плавления вмещающих сланцев и гнейсов. Наряду с несомненным сходством

составов тектонитов и вмещающих пород наблюдаются и некоторые закономерно

проявленные отличия. По сравнению с вмещающими породами псевдотахилиты

характеризуются меньшим содержанием кремнезема и натрия при увеличении

концентраций магния, кальция и железа. Устойчивый и однотипный характер отличия

псевдотахилитов от вмещающих пород указывает на определенные закономерности и

особенности генезиса псевдотахилитов.

Детальные исследования в ряде проявлений однозначно показали, что в зонах

поздних тектонических подвижек происходил процесс частичного плавления на

микроуровне, который протекал быстро и, по-видимому, в сухих условиях. В первую

очередь выплавляется ортоклаз-альбит-кварцевая эвтектика, которая под большим

давлением выносится по мелким трещинкам и межзерновым пространствам. Оставшийся

перетертый материал обедняется кремнем и щелочами и становится более основным по

составу. Процесс тектонической переработки носит явно аллохимический характер и

сопровождается изменением химического состава пород. В то же время существует

проблема отличия псевдотахилитов от некоторых разновидностей ультрамилонитов.

Последние весьма сходны с псевдотахилитами по своему облику, но не обнаруживают

следов частичного плавления перетертого материала.

Вопрос о глубинах формирования псевдотахилитов изучен явно недостаточно,

однако некоторые косвенные данные позволяют предполагать, что образование жил

псевдотахилитов может происходить на глубине до 40-50 км. На это указывает

присутствие в микролитах (зерен микронного размера) псевдотахилитов из норвежских

каледонид омфацита и граната с высоким содержанием пиропа. Оценка давлений по этим

минералам составляет 13-15 кбар.

Таким образом, псевдотахилиты являются индикаторами мгновенных с

геологической точки зрения тектонических разрывов в жестком фундаменте. В

абсолютном большинстве случаев они локализованы среди метаморфических или

магматических кристаллических породах. На высокую скорость процессов указывают

высокая степень тектонического измельчения вмещающих пород и процессы частичного

плавления измельченного материала. Все это привело исследователей к гипотезе о том,

что формирование псевдотахилитов обусловлено сейсмогенными разрывами. Это в свою

очередь подтверждает идею о дискретном развитии разломных структур, где выделяются

периоды медленных процессов и быстрых – сейсмогенных. При медленных процессах

тепло, возникающее при трении, незначительно и не может привести к плавлению пород.

При быстром снятии напряжений, как при землетрясениях, теплота трения может создать

необходимые условия для частичного плавления измельченного материала. Присутствие

псевдотахилитов не только (и не столько) непосредственно в тектонических зонах и их

глубокое проникновение в породы кристаллического фундамента на расстоянии от зон

разрывов позволяет также считать, что псевдотахилиты фиксируют катастрофические

сейсмические события. В настоящее время методология палеосейсмологических

исследований позволяет судить о сейсмических событиях не древнее кайнозойских.

Корректное датирование псевдотахилитов в совокупности с детальным изучением

характера их распространения может позволить нам судить о гораздо более древних

катастрофических землетрясениях.


Имеющиеся материалы по разрывным нарушениям, указывают, что разломы

характеризуются вертикальной зональностью, которая обусловлена реологической

расслоенностью земной коры. По характеру структурно-вещественных прагенезов

выделяются эпи-, мезо- и катазона. Формирование тектонитов осуществляется в условиях

дивиаторных напряжений, которые развиваются на фоне литостатического давления. Для

глубинных уровней разрывных зон свойственны значительные пластические деформации.

При этом кинематика движения не сказывается на морфологических типах тектонитов.

Степень развития стрессовых новообразований находится в прямой зависимости от

интенсивности деформации. Формы проявления и интенсивность развития их зависят

главным образом от механических свойств пород и динамических условий, в которых они

находятся. Анализ пространственного размещения разных типов тектонитов с учетом РТ-

условий на фоне прогрессирующей скорости тектонических процессов позволяет

отобразить их положение в следующем виде (рис. 3.6). Естественно это лишь

качественное представление о возможных соотношениях тектонитов.

Для зон региональных разломов, находящихся на мезозональном эрозионном

уровне, свойственно большое разнообразие тектонитов морфологически сходных с

осадочными и вулканогенными образованиями. В связи с этим часто возникают

затруднения в определении их природы. Ошибки же в определении могут привести к

неверным выводам.

ГЛАВА 4

ВЫСОКОБАРИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ

Высокобарические комплексы вызывали и вызывают повышенный интерес

геологов именно в связи со спецификой тектонической обстановки их образования.

Активное и корректное использование метаморфических комплексов в тектоническом

анализе началось с глаукофановых сланцев и эклогитов – типичных пород,

образовавшихся при повышенных давлениях. Изучение именно этих комплексов

позволило поставить ряд геологических проблем и наметить пути их решения. К наиболее

значимым из таких проблем можно отнести эксгумацию метаморфических комплексов

(«извлечение» пород с глубины в результате тектонических процессов) и погружение

пород, образовавшихся в приповерхностных условиях на глубины свыше 60-и

километров. Прежде чем перейти к анализу соотношения тектоники и высокобарического

метаморфизма, рассмотрим некоторые общие положения последнего.

Прежде всего, рассмотрим критерии отнесения тех или иных метаморфических

пород к высокобарическим. Обычно к ним относят эклогиты, характеризующиеся

давлениями 12-25 кбар и глаукофановые сланцы, метаморфизм которых осуществлялся

при давлениях 6-12 кбар. В то же время гранулиты (Р до 15-17 кбар) относят уже к

«нормальной» метаморфической серии. Получается, что нельзя просто определить порог

давления, за которым метаморфизм можно относить к высокобарному, во всяком случае, в

области переходных давлений 6-17 кбар. «Высокобарность» определяется не просто

значениями давлений, а значениями давлений при определенной температуре. В главе 1

мы уже отмечали, что с глубиной возрастают и температура и давление. Усредненные

градиенты соответствуют 30 град/км и 0.3 кбар/км. Так, например, на глубине 10 км

температура будет составлять 300°С, а давление – 3 кбар. Естественно, существуют

некоторые вариации, обусловленные вариациями теплопотока в разных геодинамических

обстановках (см. главу 1.). Тем не менее, в отсутствии влияния специфических

тектонических факторов эти вариации не столь значительны. Если же в метаморфическом

комплексе мы фиксируем температуру 300°С, а давление 6 кбар, то можно говорить о

высоких или повышенных (относительно температуры) давлениях. Сразу оговоримся, что

мы принимаем допущение о том, что давление при метаморфизме соответствует

литостатическому, определяемому весом перекрывающих пород. Другими словами,

давление прямо пропорционально глубине. Вернемся еще раз к геотермальным

градиентам. Отклонения от «нормального» градиента в сторону более высоких

температур вполне понятны и объяснимы прогревом за счет расплавов или флюидов,

поступающих из мантии. Но существование на глубине охлажденных участков, даже в

пределах древних платформ с пониженным теплопотоком, не поддается разумному

объяснению без привлечения дополнительных охлаждающих факторов

приповерхностного происхождения. Этот вопрос будет подробно рассмотрен в разделе

4.3.

Таким образом, высокобарический метаморфизм характеризуется РТ-условиями,

отклоняющимися от «нормальной» геотермы в сторону пониженных температур. Отчасти

поэтому за рамками рассмотрения остаются типичные высокобарные ассоциации,

встречающиеся в виде мантийных ксенолитов в кимберлитах, лампроитах и щелочных

базальтах. Эти ассоциации (включающие, кстати, и эклогиты) отражают РТ-условия

верхней мантии и соответствуют «нормальному» глубинному уровню. Мы же

рассматриваем породные комплексы, сформированные на коровом (приповерхностном)

уровне, которые в силу определенных тектонических процессов претерпели

метаморфические преобразования на больших глубинах.

Высокобарические комплексы распространены главным образом в пределах

складчатых поясов, однако некоторые их типы встречаются и в краевых частях кратонных

областей. Очень часть они маркируют крупнейшие сутуры, разделяющие крупные блоки

земной коры с отличающейся историей эволюции. В абсолютном большинстве случаев

комплексы с высокобарными ассоциациями имеют тектонические контакты с

пространственно ассоциирующими геологическими формациями и слагают отдельные

чешуи разного размера, олистолиты, будины в серпентинитовом меланже. Набор пород,

слагающих эти комплексы, может быть очень разным, но практически всегда

присутствуют метавулканиты основного состава и ультрабазиты. Как правило, очень

интенсивно проявлены процессы замещения ранних высокобарных ассоциаций во время

регрессивной стадии высокобарического метаморфизма или более поздних процессов. В

некоторых случаях предположения о проявлении высокобарного метаморфизма

обоснованы только характерными продуктами его переработки.

4.1. РТ-условия и индикаторные минералы высокобарического метаморфизма

В главе 1 уже говорилось, что к высокобарическому типу метаморфизма относятся

глаукофансланцевая и эклогитовая фации. Особенности составов и характер

распространения главных для высокобарических комплексов минералов приведены в

Таблице 4.1.

4.2. Типы высокобарических комплексов

Проявления высокобарического метаморфизма отличаются широким

разнообразием по РТ-условиям кульминационного метаморфизма, особенностям

регрессивной стадии и особенностям вещественного состава. Поэтому среди

рассматриваемых образований целесообразно выделение разных типов

высокобарического метаморфизма. Различия между типами обусловлены, прежде всего,

геодинамическими условиями их образования и последующей эволюции. Существуют

разные варианты типизации высокобарных комплексов, обсуждение которых заняло бы

слишком много места. Мы предлагаем здесь только один вариант типизации, который, как

нам представляется, наиболее полно отражает зависимость особенностей метаморфизма

от тектонической обстановки.

Всего выделяется шесть типов высокобарических комплексов, краткая

характеристика которых приведена ниже: 1) ультравысокобарический; 2) эклогит-

гранулитовый; 3) гранулит (высоко-Р)-амфиболитовый; 4) эклогит-глаукофансланцевый;

5) глаукофансланцевый и 6) глаукофанзеленосланцевый.

4.2.1. Ультравысокобарический тип

Ультравысокобарический тип метаморфизма (Ultra High Pressure Metamorphism -

UHPM) охватывает процессы метаморфического преобразования пород, протекающие при

P>28 кбар, т.е. при минимальном давлении, требующемся для образования коэсита –

высокобарической разновидности кварца (при Т=7000С) и алмаза. Коэсит и алмаз широко

известны как минералы кимберлитов и импактитов, но их находки в метаморфических

породах, первоначально образованных в поверхностных условиях, вызвали в начале 80-х

годов сенсацию. Хотя впервые коэсит-содержащие метаморфические породы были

обнаружены Г.А.Чесноковым и В.А.Поповым (Чесноков, Попов, 1965), которые описали

включения высокобарического кварцевого агрегата в гранатах из эклогитов Южного

Урала, широкую известность приобрели только находки коэсита и кварцевых

псевдоморфоз по коэситу в виде включений в пиропах из кварцитов массива Дора-Майра

в Западных Альпах (Chopin, 1984). Эта находка была первой, позволившей определить РТ-

условия образования коэсита. В последующем, РТ-параметры кварц-коэситового (Р=28

кбар, Т=7000С) равновесия были детально экспериментально доказаны целым рядом

исследований. В 1989 году коэсит был найден в эклогитах комплекса Даби (Центральный

Китай) в виде включений в гранате и в омфаците (Okay et al., 1989; Wang et al., 1989).

Кроме этого, в мраморах, метапелитах и гнейсах комплекса Даби были описаны

микроалмазы, кварцевые псевдоморфозы по коэситу и кальцитовые псевдоморфозы по

арагониту (Wang, Liou, 1991). В это же время алмазсодержащие гнейсы были обнаружены

в Кокчетавском массиве (Северный Казахстан) (Летников, 1983; Sobolev, Shatsky, 1990).

После Китая кварцевые псевдоморфозы по коэситу были найдены в тальковых сланцах на

Тянь-Шане (Tagiri, Bakirov, 1990), в Саксонских эклогитах (Shmadiicke et al., 1991).

Находка докембрийского коэсита была отмечена в высокобарическиом комплексе в

Северной Мали (Caby, 1994). Кроме этого, микроаламазы были обнаружены в кианит-

гранатовых гнейсах Норвегии (Dobrzhinetskaya et al., 1993 a, b). В целом, большая часть

находок коэсита и алмазов характерна для Восточного полушария, что связано, вероятно,

с широким распространением в этом полушарии континентальных орогенов,

формировавшихся при коллизионных процессах.

Поля стабильности минералов-индикаторов условий ультравысокобарического

метаморфизма показаны на рис. 4.1. Наиболее важными индекс-минералами этого типа

метаморфизма являются коэсит и алмаз. Нижняя граница стабильности коэсита

определяется давлением 28 кбар (Mirwald, Massonne, 1980). Верхняя граница

стабильности ограничена переходом коэсит-стишовит при Р = 95,5 кбар и Т = 10000С

(Jeanloz, Thompson, 1983). Коэсит легко диагностируется при микрозондовых

исследованиях. Он флуоресцирует ярко голубым цветом, в отличие от кварца, цвета

флуоресценции которого могут варьировать от розовых до серовато-желтых.

Поле устойчивости алмаза и линия перехода графит-алмаз (рис. 4.1) хорошо

изучено экспериментально, однако до сих пор существует мнение о возможности

образования алмаза при гораздо более низких давлениях в метастабильной области. Кроме

того, экспериментальными исследованиями обоснован полиморфный переход графит-

алмаз, между тем, как возможны другие механизмы образования алмаза при иных РТ-

условиях.

Первая находка алмаза в метаморфических толщах была сделана О.М. Розеном

(Розен и др., 1972) в коре выветривания гнейсов и эклогитов Кокчетавского массива

(Северный Казахстан). Позднее алмазы в виде микровключений в гранатах, цирконах и

клинопироксенах были обнаружены в разнообразных породах (гнейсы, гранат-

пироксеновые и гранат-карбонатные породы) Кокчетавского массива (Соболев, Шацкий,

1987, 1988). Любопытно то, что эклогиты, первоначально считавшиеся источником

рассыпных алмазов, алмазов как раз и не содержат, а РТ-условия их метаморфизма далеки

от области устойчивости алмаза. Метаморфические микроалмазы представлены, как

правило, кубооктаэдрическими и кубическими кристаллами и этой особенностью они

подобны алмазам из лампроитов и кимберлитов. От лампроитовых и кимберлитовых

алмазов метаморфогенные алмазы отличаются аномальным изотопным составом

углерода, обедненного в отношении 13С.

Наряду с коэситом и алмазом индекс-минералами ультравысокобаричесих

комплексов также являются:

элленбергерит (ellenbergerite) – (Mg, Ti, Zr)2Mg6Al6Si2Si6O28(OH)10;

беартит (bearthite) – Ca2Al(PO4)2OH;

магнезиоставролит (magnesiostaurolite) – (Mg2Li)MgAlSi8O44(OH)4 и др.

Среди фаз, которые являются индикаторами снятия ультравысокого давления,

можно выделить следующие минералы (Coleman, Wang, 1995):

магнезиодьюмортиерит (magnesiodumortierite) – (MgTi)(AlMg)2Al4BSi3O18-x(OH)x,

где x варьирует от 2 до3;

лизетит (lisetite) – CaNa2Al4Si4O16;

нибоит (nyboite) – NaNa2(MgFe)3Al[Si7Al]O22(OH)2

алюминотарамит (alumino-taramite) - NaCaNa(MgFe)3Al[Si6Al2]O22(OH)2.

В ультравысокобаричесих комплексах чрезвычайно важна роль такого

акцессорного минерала как циркон. Этот минерал стабилен в широком диапазоне

температур и давлений, вплоть до РТ-условий верхней мантии (Meyer, Svisero, 1975).

Циркон является надежным контейнером ранних ультравысокобарических минеральных

фаз, таким как омфацит, коэсит, алмаз, рутил и др. Особенно актуальна роль циркона для

сохранности ультравысокобарических индекс-минералов в ретроградно измененных,

разновозрастных метаморфических комплексах коллизионных зон.

Кроме экзотических минералов индикаторами высоких давлений являются

необычные составы широко распространенных минералов. Так, установлено, что

магнезиальные гранаты обнаруженные в виде микровключений в кристаллах алмаза, а

также пиропы из ультравысокобарических пироповых перидотитов обладают необычным

химическим составом. Для пиропов характерны очень высокие концентрации Cr2О3 при

низких содержаниях CaO (Meyer, 1968) по сравнению с содержаниями этих компонентов в

пиропах из кимберлитовых трубок и пироповых перидотитов Европы (Sobolev, 1964).

Некоторые проанализированные зерна граната содержали до 11 весовых процентов Cr2O3

(или около 20 молекулярных процентов кноррингитового компонента). В последующем,

экспериментальными работами ряда исследователей (Ringwood, 1977; Irifune et al., 1982;

Brey et al., 1991) было показано, что богатые Cr гранатов сосуществуют с хромитами

исключительно в поле стабильности алмаза. В соответствии с имеющимися

экспериментальными данными, давление, необходимое для образования подобных

гранатов, по меньшей мере, близко к 25-30 кбар (Brey et al., 1991). Растворимость Na в

гранате, сосуществующем с натрийсодержащими минералами, главным образом

пироксенами, также является важным индикатором сверхвысоких давлений. В частности,

содержания Na2O в гранатах из алмазоносных гнейсов Кокчетавской глыбы не превышает

0,12 вес.% (Shatsky et al., 1993). В целом, для всех гранатов из наиболее глубинных

эклогитовых парагенезисов и кимберлитовых трубок отмечены концентрации Na2O менее

0,12 вес.% (Эклогиты…, 1989).

Некоторые другие обычные минералы также имеют необычный состав. Для

клинопироксенов из ультравысокобарических комплексов характерно повышенное

содержание калия. Растворимость К2О в клинопироксенах крайне низкая и осуществима

только в условиях сверхвысоких давлений (Coleman, Wang, 1995). Содержание Al2O3 в

сфене достигает 13%, при максимальной концентрации в обычных сфенах, не

превышающих 2-5%. Белые слюды характеризуются очень высоким содержанием

селадонитового компонента.

Для возникновения ультравысокобарических комплексов требуются особые

тектонические условия. Как следует из таблицы 4.2, все рассмотренные УВБ-комплексы

возникли в коллизионных (континент-континент) обстановках. При этом только

утолщения коры при коллизии явно недостаточно для захоронения коровых комплексов

на глубины 100-150 км. Необходим механизм погружения на мантийный уровень

(субдукция). Но как раз возможность такой субдукции вызывает возражение ряда

специалистов по простой причине: в составе ультравысокобарических комплексов весьма

высока доля легких коровых пород – гнейсов и карбонатов. Трудно себе представить

погружение гораздо более легкого материала в более плотную и тяжелую среду. Другим

трудно объяснимым моментом является сохранность высокобарических минералов в

метаморфических породах, претерпевших после кульминационных событий

высокотемпературный низкобарный диафторез (разнообразные гнейсы и

высокотемпературные бластомилониты). Напомним, что сохранность алмазов в

кимберлитах и других глубинных породах обеспечивается именно катастрофически

быстрой транспортировкой с глубины на поверхность. Оцененная скорость

экспонирования ультравысокобарических комплексов (см. табл. 4.2) составляет 1.3-2.5

млн. лет, что не может быть обеспечено чисто эрозионными процессами и требует

дополнительного тектонического фактора. Но даже такая высокая скорость

представляется очень низкой, а если еще принять во внимание длительность эксгумации

(40-100 млн. лет, см. табл. 4.2), вероятность того, что алмаз и коэсит не превратятся в

графит и кварц, соответственно, становиться близкой нулю. Однако и здесь возможны два

взаимодополняющих варианта объяснения.

1. Микроалмазы и микрозерна коэсита обнаружены в виде включений в плотных

минеральных фазах (циркон, гранат, омфацит), соответственно их сохранность при сбросе

давления обеспечивается консервацией стабильных РТ-условий в плотной решетке

минерала-хозяина. Развитие радиальных трещин вокруг зерен выполненных

псевдоморфозами кварца по коэситу, фиксирующих процесс увеличение объема

включения и соответственные деформации в окружающей среде, может служить

косвенным свидетельством в пользу такого предположения.

2. Когда мы говорим о продолжительности эксгумации, то имеем в виду интервал

времени от метаморфизма на максимальных глубинах до появления пород вблизи

поверхности. Но для сохранности высокобарных минералов важно не окончательное и

полное экспонирование метаморфического комплекса, а быстрое выведение из области

быстрого протекания реакций замещения. Кинетика реакций при разных скоростях сброса

давления не изучена, но можно предполагать, что если быстро «проскочить» область

фазовых переходов, то дальнейшая стагнация в неравновесных для минерала условиях не

будет приводить к его замещению стабильной фазой. В тектоническом плане это означает,

что если подъем метаморфизованного блока на ранней стадии на 10-15 км будет

осуществлен очень быстро (скорость подъема должна превышать рассчитанную для

ультравысокобарических комплексов на несколько порядков), то дальнейший медленный

подъем уже не приведет к исчезновению высокобарных фаз. В таком случае 40-100 млн.

лет никак не отражает реальную скорость подъема, обеспечивающую сохранность ранних

минералов.

Кратко обозначим основные особенности ультравысокобарических комплексов и

некоторые важные предпосылки их формирования и сохранности.

1. Кульминационные метаморфические события осуществлялись на глубинах 80-

150 км;

2. В составе протолита существенную роль играют породные комплексы верхних

уровней коры (гнейсы, карбонаты), что означает необходимость их погружения на

отмеченные выше глубины;

3. Единственным механизмом погружения коровых пород на мантийный уровень

(на данном уровне наших знаний) является субдукция.

4. Для сохранности высокобарических ассоциаций необходимо быстрое

экспонирование из зоны метаморфизма, что может осуществляться только за счет

тектонических факторов.

5. Известные проявления ультравысокобарических комплексов приурочены к

коллизионным зонам, причем процессы коллизии с участием континентальных блоков

реконструируются по другим, независимым признакам.

Модели проявления высокобарического метаморфизма будут обсуждены в разделе

4.3, однако попытаемся здесь на чисто вербальном уровне сформулировать основные

положения механизмов формирования и эволюции ультравысокобарических комплексов.

Предколлизионные субдукционные процессы обусловили быстрое погружение

океанической плиты с включенным в ее состав микроконтинентом. Напомним, что в

составе ультравысокобарических комплексов преобладает материал континентальной

«гранитной»), а не океанической коры. Погружать только легкую континентальную кору в

более плотный и тяжелый материал физически невозможно. Высокая скорость

субдукционных процессов необходима для того, чтобы не происходило процессов

выравнивания температур погружаемой плиты и окружающей среды. Последнее вызвало

бы полное переплавление гранитного материала микроконтинента. Участие

континентального блока в субдукционном процессе должно приводить к «закупорке»

зоны субдукции и прекращение процесса (Добрецов, Кирдяшкин, 1994). После этого

сказывается резкое различие в плотности континентального блока и окружающего

мантийного материала, которое является причиной быстрого «всплывания» блока до

какого-то критического уровня в нижней коре. Этот быстрый подъем погруженного блока

обеспечивает частичную сохранность высокобарических минеральных ассоциаций.

Дальнейший подъем к поверхности за счет эрозионной и тектонической денудации мог

происходить гораздо медленнее.

4.2.2 Эклогит-гранулитовый тип

Особенностью этого типа метаморфизма является пространственная

приуроченность эклогитовых тел к комплексам, претерпевшим гранулитовый

метаморфизм. Характер соотношений между проявлениями гранулитового и эклогитового

метаморфизма во многих случаях дискуссионен. Для ряда комплексов считается, что

высокобарический и умереннобарический высокотемпературные типы метаморфизма

отвечают совершенно разным геодинамическим обстановкам своего проявления, и были

пространственно совмещены в результате более поздних тектонических событий. При

этом эклогиты слагают разноразмерные, чаще небольшие тела, включенные в гнейсы.

Поскольку процессы тектогенеза в этих комплексах протекали при высоких температурах,

что определило развитие, главным образом, пластических деформаций, тектонические

соотношения могут быть далеко не столь очевидны по сравнению с низкотемпературными

метаморфическими комплексами. Если в последнем случае при геологическом

картировании можно корректно выделять отдельные чешуи или пластины, то в сложно

дислоцированных (в результате пластических деформаций) комплексах присутствие

отдельных линз или будин вполне может объясняться процессами будинажа при

деформациях. Тем не менее, детальные минералогические исследования позволяют в ряде

случаев обосновать единый тренд метаморфизма от эклогитов к гранулитам повышенных

давлений и далее, к амфиболитам также повышенных давлений. К одним из характерных

проявлений эклогит-гранулитового типа метаморфизма относится палеопротерозойский

пояс Убенде в Африке, который мы и рассмотрим более подробно.

Пояс Убенде сложен террейнами разного состава (рис.4.2), обрамляющими с юго-

запада Танзанийский кратон и разделенными между собой зонами бластомилонитов.

Преобладают образования гранитоидного состава (разнообразные гнейсы), в то же время

некоторые серии (серии Убенде и Икулу) представлены амфиболитами с линзами

гарцбургитов, пироксенитов, эклогитов, гранатовых пироксенитов и гранулитов

повышенных давлений. Весь этот комплекс интерпретируется как интенсивно

тектонизированная и метаморфизованная офиолитовая ассоциация (Sklyarov et al., 1998).

Детальное изучение минеральных ассоциаций эклогитов, гранулитов и гранатовых

амфиболитов позволило обосновать положение о том, что РТ-значения для этих типов

пород соответствуют единому (но усложненному) тренду, характеризующему

метаморфическую эволюцию от эклогитов через гранулиты повышенных давлений к

амфиболитам повышенных давлений (рис. 4.3). При этом регрессивные тренды в

террейнах, находящиеся на разном расстоянии от границы с Танзанийским кратоном,

являются параллельными. В целом отмечается тенденция более высоких давлений при

фиксированных температурах для участков вблизи кратона и уменьшение давления по

мере удаления от кратона. Можно предполагать, что после кульминации метаморфизма по

давлению разные блоки были быстро тектонически эксгумированы на разные уровни в

коре (см. начальные РТ-условия регрессивных трендов). Параллельность регрессивных

трендов может свидетельствовать о том, что в дальнейшем происходило экспонирование к

поверхности всего, сформированного ранее тектонического «пирога».

Высокобарические комплексы эклогит-гранулитового типа описаны также в

пределах Южно-Муйской глыбы в Забайкалье (Доронина, Скляров, 1995), норвежских

каледонидах (Dobrzhinetskaya et al., 1993а; б) и некоторых других регионах мира.

4.2.3. Гранулит-амфиболитовый тип

Высокобарические гранулиты (8-10 кбар) часто встречаются в виде линз

километрового размера в глубинных частях сутурных зон. Они сложены

метаморфизованными дунитами, пироксенитами, габбро, норитами и анортозитами,

являющимися компонентами расслоенных интрузий, претерпевших высокобарический

метаморфизм при погружении в зонах субдукции. Обычными породами являются гранат-

клинопироксеновые гранулиты, эклогиты, амфиболиты, пироксениты и пироклазиты.

Например, комплекс Дзюал в сутуре Индус Пакистана может объясняться

кристаллизацией базальтовой магмы в виде кумулятивных пород в корневой зоне

островной дуги при давлении выше 8 кбар. Эти породы были перекристаллизованы при

субдукции в более глубинные зоны во время коллизии Индии с Азией (Jan, Windley,

1990). Поэтому можно предполагать, что подобные породы встречаются сутуры,

окаймляющие островные дуги. Породные комплексы этого типа были встречены на

Аляске, и итальянских Альпах (кайнозой), Британии и в Центральном массиве

(герциниды), Панафриканском поясе в Сахаре (Caby et al., 1981). Сопоставимые

раннепротерозойские высокобарические породы встречены в сутуре Танаелв северной

части Балтийского щита с возрастом около 1.9 млрд. лет (Barbey et al., 1984). Из ближних

примеров можно отметить Арбанский массив в пределах Шарыжалгайского выступа

(Скляров и др., 2001), где надежно выделяются раннепротерозойские гранулиты

повышенных давлений, претерпевшие регрессивные изменений при РТ-условиях

амфиболитовой фации повышенных давлений (гранатовые амфиболиты) и эпидот-

амфиболитовой фации. В то же время этот комплекс может быть отнесен и к эклогит-

гранулитовому (Шарков и др., 1996), если подтвердятся находки эклогитов.

Легко заметить, что комплексы данного типа метаморфизма имеют много общих

черт с образованиями, охарактеризованными в предыдущем разделе, за исключением

диагностированных эклогитов. Последнее может объясняться более интенсивно

проявленными процессами гранулитовых преобразований, полностью уничтожившими

ранние эклогитовые ассоциациями. Однако не исключен и вариант действительно более

низких давлений при метаморфизме, что может объясняться большей разогретостью коры

в ранние эпохи эволюции Земли. Напомним, что известные комплексы гранулит-

амфиболитового типа имеют раннепротерозойский – позднеархейский возраст, в то время

как эклогит-гранулитовые комплексы встречаются в более широком возрастном

интервале: ранний протерозой – ранний палеозой.

4.2.4. Эклогит-глаукофансланцевый тип

Для эклогит-глаукофаксланцевых комплексов, по сравнению с образованиями

эклогит-гранулитового типа характерны более низкие температуры метаморфизма, при

сопоставимых или более низких давлениях (Т = 450-650оС, Р = 12-20 кбар). Такие условия

соответствуют фации глаукофановых сланцев и низкотемпературным субфациям

эклогитовой фации. Высокобарические эклогит-глаукофансланцевого типа присутствуют,

обычно, в виде отдельных пластин или чешуй в сложных пакетах различного состава и

варьирующей степени метаморфизма. Наложение позднего метаморфизма умеренных или

низких температур и давлений нередко приводит к затушевыванию первично

тектонической природы границ между комплексами контрастного состава и, как

следствие, при картировании подобных комплексов эти тектонически сближенные

пластины ошибочно объединяются в единые серии и свиты. Наиболее известным и

изученным примеров эклогит-глаукофансланцевых комплексов является францисканский

меланж (Добрецов, 1974), образование которого связано с аккрецией к Северо-

Американскому континенту океанических террейнов.

Характерными для данного типа высокобарического метаморфизма являются

низкотемпературные эклогиты. Для них типичны минеральные ассоциациии с омфацитом,

гранатом, глаукофаном и лавсонитом. Нередки кианит, цоизит, фенгит. Эклогиты и

глаукофановые сланцы, как правило, слагают отдельные чешуи или блоки. В то же время

в эклогитах может отмечаться наложение парагенезисов глаукофансланцевой фации на

регрессивной стадии метаморфизма.

Проявления высокобарического метаморфизма данного типа нередко отмечаются в

зонах серпентинитового меланжа, трассируемых подошвы глубинных надвигов в

основании офиолитовых пластин (Эклогиты…1989). Разноразмерные будины в меланже

могут быть представлены глаукофановыми сланцами, эклогитами, жадеититами и

разнообразными продуктами их низкобарического диафтореза. Один из типичных

примеров такого меланжа описан в пределах Борусского хребта (Добрецов, 1974).

Высокобарическому метаморфизму подвергнуты эффузивы, соответствующие по

составу N-типу срединно-океанических базальтов, глубоководные отложения, реже

дайковые образования и габброиды офиолитовой ассоциации. Другими словами,

преобладают породные комплексы океанической коры. Но наряду с ними весьма

обычными являются субщелочные и щелочные базальты океанических островов, а также

островодужные вулканиты пестрого состава. Все это подтверждает общепринятую точку

зрения о проявлении высокобарического метаморфизма при субдукции океанической

плиты под континент или островную дугу. Вовлечение островодужных комплексов в зону

субдукции может осуществляться по механизму «тектонической эрозии», когда

неровности верхнего края субдуцируемой океанической плиты обуславливают

«отщепление» от висячего крыла чешуй и блоков островодужного субстрата и их

дальнейшее погружение на глубину.

Очень важным является то, что после формирования сложной покровно-складчатой

структуры с участием глаукофановых сланцев и эклогитов, не происходит значительного

разогрева всего «слоеного пирога». Это может служить хорошим критерием при

разделении аккреционных и коллизионных обстановок.

4.2.5. Глаукофансланцевый тип

Для глаукофансланцевого типа высокобарических метаморфических комплексов

характерны температуры, варьирующие в интервале 300-500оС, при давлениях

достигающих 8-12 кбар. Типичной минеральной ассоциацией глаукофансланцевых

комплексов является: Gln+Law+Mus+Ep+Chl. Интенсивность синметаморфических

деформаций может очень существенно различаться в разных поясах. Иногда

метаморфизованные породы практически полностью сохраняют первично магматические

структуры и текстуры. В других случаях степень структурной переработки такова, что

породы близки по облику к метаморфическим тектонитам, а о реконструкции первичной

природы метаморфизованных пород говорить не приходится.

Пояса этого типа характеризуются существенно метабазитовым составом.

Вулканиты представлены метаморфизованными или подушечными лавами толеитового

состава, реже гиалокластитами или туфами. Осадочные породы встречаются в

подчиненном количестве и представлены обычно глубоководными осадками (кремнистые

породы углеродистые сланцы). Характерной их особенностью является тесная

пространственная ассоциация с офиолитами. В первом приближении эти формации можно

рассматривать в качестве метаморфизованных верхних частей офиолитовых разрезов. По

существу, этот тип высокобарических комплексов отличается от предыдущего

отсутствием более высокотемпературных ассоциаций, то есть, соответствует менее

глубинным уровням метаморфических преобразований в зонах субдукции. Комплексы

глаукофансланцевого типа очень характерны для западнотихоокеанской окраины и

описаны на Камчатке, Сахалине и Японии (Добрецов, 1974; Эклогиты…, 1989).

Глаукофановые сланцы были также подняты при драгировании Марианского и Япского

желобов, что может быть прямым доказательством их образования в зонах субдукции.

4.2.6. Глаукофанзеленосланцевый тип

Глаукофанзеленосланцевый тип метаморфизма является промежуточным по

давлению между метаморфизмом высокий (глаукофансланцевая фация) и умеренных

(зеленосланцевая фация) давлений. К нему относятся отдельные проявления

глаукофановых сланцев представленные, как правило, в виде отдельных блоков или

пластин в зеленосланцевых толщах. Для рассматриваемого типа характерны минимальные

в ряду глаукофансланцевых метаморфических комплексов давления, не превышающие 6-7

кбар при температурах 300-500оС. Чистый глаукофан в породах не встречается,

распространены голубые амфиболы ряда глаукофан-рибекит (кроссит) и глаукофан-

актинолит (винчит) (Эклогиты…, 1989). С ними ассоциируют эпидот, хлорит,

стильпномелан и фенгит. Породы обычно характеризуются высокой степенью

пластических и хрупко-пластических деформаций, что существенно затрудняет

реконструкцию первичной природы метаморфических пород.

Для большей части глаукофанзеленосланцевых поясов характерен существенно

терригенный состав метаморфизованных толщ с подчиненным количеством

метавулканитов основного и кислого состава (Бирюков, 1988). Пояса этого типа наиболее

широко распространены в пределах Центрально-Азиатского складчатого пояса, на Тянь-

Шане, Полярном Урале и других регионах.

Пониженные по отношению к другим типам высокобарических комплексов

давления при метаморфизме, существенно терригеннй состав толщ, отсутствие

пространственной связи с офиолитами и некоторые другие признаки позволяют

предполагать, что для образования таких комплексов не обязательно привлекать механизм

субдукции. Постоянная интенсивная деформированность глаукофанзеленосланцевых

толщ и их локализация у подошвы картируемых надвигов может свидетельствовать в

пользу проявления флюидного или тектонического сверхдавления при процессах

надвигообразования в подошвенной части глубинных надвигов. Тем более что

превышение давления по отношению к «нормальной» геотерме не превышает 1-2 кбар. По

совокупности геологических, метаморфических и структурных признаков ответственными

за проявление этого типа метаморфизма могут считаться аккреционные процессы,

возможно, в тыловой части островодужных систем.

4.3. Модели проявления высокобарического метаморфизма

Пластины и чешуи высокобарических метаморфических пород наиболее широко

представлены в структуре аккреционно-субдукционных комплексов, развитых в пределах

разновозрастных складчатых областей. Первоначально, коллизионно-аккреционные

клинья формируются на конвергентных границах плит в зонах столкновения блоков

континентальной литосферы, а также в результате аккреционных процессов протекающих

в субдукционных зонах. Для объяснения причин возникновения высоких и сверхвысоких

давлений был предложен целый ряд альтернативных или взаимодополняющих гипотез.

Предлагаемые модели образования высокобарических комплексов могут быть

разделены на три группы. Первая группа моделей (например, Маракушев, 1965) отрицает

повышенные относительно нормального геотермального градиента давления. Поскольку

многие индикаторые минералы глаукофановых сланцев являются натровыми (глаукофан,

жадеит), то появление типовых минеральных ассоциаций объясняется повышенным

потенциалом Na во время метаморфизма. Вторая и третья группы моделей предполагают

повышенное давление, но расходятся в объяснении природы этого феномена. Сторонники

и разработчики второй группы моделей считают, что давление при метаморфизме

значительно превышает литостатическое, что обусловлено либо автоклавным эффектом

(Добрецов, 1974; Летников, 1983; Парфенов, 1984), либо тектоническим стрессом (Бэйли,

Блэйк, 1969; Эрнст, 1970 и др.). Другими словами, для реализации фиксируемых давлений

совсем не обязательно погружать метаморфизуемый блок на очень большие глубины. И

третья группа моделей предполагает, что давление при метаморфизме соответствует

литостатическому, то есть, породы действительно были погружены на аномально большие

глубины, иногда до 120-150 км. Рассмотрим более подробно некоторые из моделей.

Модель натриевого метасоматоза (Маракушев, 1965, 1968; Gresens, 1969)

подразумевает, что высокобарические ассоциации являются метастабильными и

кристаллизуются вне поля экспериментально определенной стабильности или в особых

химических условиях. В частности, образование глаукофановых комплексов, в

соответствии с данной моделью, связывается с процессом серпентинизации ультрабазитов

в присутствии минералообразующих растворов особого химического состава,

образующихся при серпентинизации. По мнению Дж.Грезенса (Gresens, 1969) в растворах

повышается значение отношения Mg/H+ и создаются особые окислительные условия в

поровых растворах вмещающих пород, которые способствуют кристаллизации

глаукофана и жадеита при достаточно низких давлениях, а особые кинетические условия

приводят к преимущественной кристаллизации амфиболов и пироксенов. Основное

очевидное противоречие этой модели обусловлено частым отсутствием генетической и

пространственной взаимосвязи глаукофансланцевых образований с серпентинитами в

реальных геологических обстановках. Это же противоречие находит свое продолжение в

отсутствии глаукофансодержащих метаморфических образований во многочисленных

серпентинитовых комплексах. В целом же, очевидно, что основные закономерности

строения (состав пород, разнообразные наборы минеральных ассоциаций, внутренняя

тектоника, характер зональности) и эволюции высокобарических комплексов не могут

быть в достаточной степени удовлетворительно объяснены лишь кинетическими или

химическими причинами. В настоящее время рассматриваемая модель не только

отвергается, но и практически забыта абсолютным большинством специалистов по

проблеме.

Модели сверхдавления были разработаны для объяснения причин возникновения

аномально высоких давлений в земной коре, предположительно превышающих

литостатические. Основные положения моделей рассмотрены в работах В.С.Соболева

(Соболев, 1949, 1960, 1961, 1962 и др.), Р.Колмана и Д.Ли (Coleman, Lee, 1962), Н.Л.

Добрецова (Добрецов, 1963, 1964) и др. Предполагалось два возможных механизма,

обуславливающих соответственно флюидное или тектоническое сверхдавление.

Первоначально формирование высокобарических ассоциаций связывалось со

сверхдавлением флюида, имеющего тектоническую природу (Де Ровер, 1970, Добрецов,

1968 и др.).

Автоклавная модель (или модель флюидного сверхдавления) была

сформулирована Н.Л.Добрецовым (Добрецов, 1968) и основана на допущении, что при

быстром прогревании пород в поровых растворах в результате расширения флюида будут

создаваться давления, превышающие литостатическое. При этом главная роль в процессе

проявления сверхдавлений отводится существенно водному флюиду, выделяющемуся при

реакциях дегидратации, а также таким факторам как проницаемость пород, скорость

температурной эволюции системы и величина температурных градиентов. Для создания

сверхдавлений максимально благоприятными являются толщи массивных пород с

замкнутой системой пор или «экран» с подобными характеристиками, при условии их

быстрого интенсивного прогрева и последующего, столь же быстрого спада температуры

(Добрецов, 1974). В случае постепенного снятия температуры давление в системе

успевает выравниваться, не достигнув необходимого уровня для образования

высокобарических ассоциаций. Роль «экранов» в рассматриваемой модели принадлежит

надвигам, способным с одной стороны вызвать дополнительный прогрев, а с другой

стороны - достаточно быстро законсервировать систему. Количественные оценки данной

модели проведены В.В.Хлестовым (Хлестов, 1975). Величина автоклавного давления

определяется двумя основными механизмами – термическим расширением и выделением

Н2О в ходе реакций дегидратации. Для создания и поддержания сверхдавления в системе

необходимо присутствие в породах достаточного количества богатых водой минералов,

таких как хлорит, пумпеллиит, пренит и цеолитов. В большинстве глаукофансланцевых

толщ преобладающими породами являются базальты, претерпевшие на начальных

стадиях метаморфических преобразований спилитизацию в результате взаимодействия с

морской водой. Поэтому в подобных толщах запас связанной воды достаточно велик и

достигает, порой, 7-10 весовых процентов. При нормальной пористости пород 1-2% на

глубинах свыше 10 км, выделение даже 3-4% связанной Н2О достаточно для создания

высокого избыточного флюидного давления, достигающего 6-10 кбар (Wilson, 1964).

В дальнейшем, проявление сверхдавления необходимого для образования

жадеитовых пород и глаукофановых сланцев пытались объяснить тектоническим

сверхдавлением - стрессом (дополнительным напряжением) в зонах глубинных разломов.

Глубокофокусные землетрясения доказывают, что в зонах разломов кратковременные

стрессовые напряжения при небольших температурах возможны на значительной глубине.

Существенная роль в возникновении подобных сверхдавлений, как предполагалось,

принадлежит воде и скорости деформации (Griggs, Blasic, 1965, Brace et al., 1970). Однако,

в последующем В.Дж.Эрнст (Ernst, 1970) показал ограниченность применения данной

модели, в связи с тем, что в реальных геологических обстановках (при РН2О=Рср и скорости

деформации около 10-14с-1) породы переходят в хрупко-пластическое состояние и

начинают течь, т.е. утрачивают свойства жесткой среды. В дальнейшем,

экспериментальными работами было установлено, что тектоническое сверхдавление в

присутствии флюида, ограниченное пределом механической прочности не может

превышать обычное литостатическое давление более чем на 1 кбар (Brace, Kohlestedt,

1980; Etheridge et al., 1984) за исключением областей сужения аккреционного клина, где

тектоническое сверхдавление может достигать 5-10 кбар. Но и в этих условиях при

наличии в системе флюидной фазы резко уменьшается прочность пород, что не позволяет

подобным сверхдавлениям реализовываться в природных обстановках (Rubie, 1986, 1990).

Полевые наблюдения во многих случаях противоречат предположению о

стрессовой природе сверхдавлений. В пределах распространения многих

высокобарических комплексов большинство породных ассоциаций представлены

совершенно недеформированными, массивными разностями, обладающими хорошо

сохранившимися структурами. Например, миндалекаменные метабазальты Сахалина

(Добрецов, 1974) являются массивными, без малейших признаков планарных

метаморфических текстур, а кристаллы жадеита растут в миндалинах.

4.4. Проблема сохранности ранних метаморфических ассоциаций

Основной проблемой при разработке моделей высокобарического метаморфизма в

настоящее время является не столько механизм погружения в зону метаморфизма, сколько

выведение метаморфизованных комплексов к поверхности. Сохранность минералов-

индикаторов высоких давлений при смене РТ-условий в процессе выведения пород к

поверхности может быть обеспечена лишь при условии высоких скоростей подъема

высокометаморфических комплексов из глубинных областей субдукционных зон. Исходя

из кинетики обратных реакций, скорость выведения данных комплексов должна

превышать или быть равной скорости субдукции (Dobretsov, 1991; Глубинная

геодинамика, 1994). Для объяснения возможностей реализации подобных высоких

скоростей поднятия высокобарических комплексов был предложен целый ряд моделей,

среди которых главными являются (Добрецов, Кирдяшкин, 1994):

А) всплывание субдуцированного блока литосферы с малой плотностью, например

микроконтинента (Ernst, 1974; Platt, 1986);

Б) всплывание малоплотного литосферного блока, содержащего высокобарические

ассоциации в виде диапира (England, Holland, 1979);

В) значительное региональное поднятие в результате корпоративного эффекта

процессов эрозионного поднятия и воздымания литосферных блоков, вызванного

нагнетанием субдуцированного материала в основании аккреционного клина (Platt, 1986);

Г) вынос блоков высокобарических пород пластическими возвратными течениями

в аккреционной призме (Ernst, 1975; Cloos, 1982, 1986; Miyashiro, 1994).

Наиболее экспериментально обоснованной в настоящее время является модель,

предложенная Н.Л.Добрецовым и А.Г.Кирдяшкиным (Добрецов, Кирдяшкин, 1994).

Данная модель близка к модели М.Клооса (Cloos, 1982, 1986), в которой предполагалось,

что при нагнетании давления в субдукционном клине над субдуцируемой плитой

возникают медленные возвратные течения. При этом в зоне прилегающей к

субдуцируемой плите (1/3 толщины клина) развивается нисходящий поток со скоростью,

не превышающей скорость субдукции. В верхней части клина (2/3 мощности клина)

наблюдаются возвратные течения. Максимальная скорость возвратного потока,

составляющая примерно 1/3 от скорости субдукции, происходит в центральной области

этой зоны. Как показано М.Клоосом (Cloos, 1986), скорость возвратного течения резко

возрастает при заклинивании зоны субдукции островной дугой или иной подводной

возвышенностью и в предельном случае, при максимальном сближении двух

параллельных жестких пластин (океаническая плита и висячий бок перекрывающей

континентальной окраины) вещество из клина будет выдавливаться как паста из тюбика

(Добрецов, 2000). Величина возрастания давления в субдукционном клине зависит от

времени «закупорки», т.е. от того интервала времени, во время которого система будет

работать в режиме нестационарной субдукции. Продолжительность этого интервала, в

свою очередь, является производной размера (высоты и (или) мощности) блока

вовлеченного в зону субдукции. Если закупорка вызвана попаданием в субдукционную

зону подводной горы высотой 3-4 км, то t=min, избыточное давление будет достигать 1-3

кбар и, как показывают геологические наблюдения, из зоны субдукции будут выводиться

к поверхности глаукофановые сланцы и эклогиты, сформировавшиеся на глубинах 30-50

км. В этом случае Робщ=Рлит+Ризб=10-15 кбар. Если же в зону субдукции вовлекается

крупный микроконтинент, возвышающийся над океаническим дном на 5 и более

километров, при общей мощности блока более 20 км, то из зоны субдукции, с глубин 90-

160 км при Ризб=5-10 кбар могут быть извлечены ультравысокобарические комплексы,

претерпевшие метаморфические преобразования при Робщ=Рлит+Ризб=30-50 кбар.

Полученные в последнее время экспериментальные данные, не противоречащие

геологическим наблюдениям, добавляют все больше аргументов в пользу модели быстрой

эксгумации тонких слабодеформируемых пластин, представленных высокобарическими

образованиями со значительных глубин из зон еще продолжающейся субдукции (Ernst,

Peacock, 1996; Ernst et al., 1997; Ernst, 1999; Добрецов, 2000).

Результаты численного моделирования процессов субдукции с последующей

эксгумацией высокобарических пород отражены на рис. 4.4а. Быстрому подъему

высокобарических пород из зон субдукции будет способствовать снижение сил трения

вдоль нижней и верхней границ (Fr и Fs) за счет присутствия в контактовых зонах

серпентинитовой «смазки». Подъемная сила Fb в данной модели играет вспомогательную

роль и обусловлена «плавучестью» сиалических пород. Основным фактором в данной

модели выступает избыточное давление в клине, возникающее в результате

взаимодействия сил F1, F2 и F3. Рассчитанные кривые метаморфической эволюции для

рассматриваемой модели, при одинаковых скоростях погружения и эксгумации имеют

субпараллельный характер (рис. 4.4б). Как следует из модели, ретроградные тренды,

отвечающие стадии эксгумации, слабо зависят от скорости этого процесса и, при

незначительных значениях Fr и Fs параллельны прогрессивным субдукционным трендам.

Наиболее наглядно эволюция метаморфических процессов в зонах субдукции на стадии

погружения и последующей эксгумации продемонстрирована на рис.4.4б, где кроме

рассчитанных модельных трендов (Ernst, Peacock, 1996) нанесены кривые полученные для

реальных высокобарических комплексов – Кокчетавского и Южно-Пеннинского (Альпы).

(по модели Gensеr et al., 1996). Однако и эта модель не является универсальной для

полного отображения метаморфических процессов в зонах субдукции. Как установлено в

последнее время (Exhumation…, 1999 Добрецов, 2000), на ранней и поздней стадиях

эксгумации высокобарических комплексов реализуются различные модели осуществления

данного процесса. Так, если для начальных и ранних стадий эксгумации наиболее

приемлемы модели возвратного течения (Ernst, Peacock, 1996; Ernst et al., 1997; Ernst,

1999; Добрецов, 2000), то на последующих этапах реализуются модели растяжения и

изотермического подъема близкие к вышерассмотренной модели Дж. Платта (Platt, 1986).


Высокобарические комплексы являются одними из важнейших индикаторных

комплексов при тектоническом районировании в пределах складчатых поясов и

перикратонных систем и выявлении особенностей тектонической эволюции

геологических структур разного масштаба. Как правило, они локализованы в пределах

узких линейных зон, разделяющих блоки (террейны) с отличающейся тектонической

историей формирования и последующих преобразований. Можно сказать, что

глаукофановые сланцы являются индикаторами важнейших сутур (швов) в пределах

сложно построенных орогенов. Но на этом их значение для тектонических построений

далеко не исчерпывается.

Наиболее важным является то, что высокобарические комплексы образование

комплексов связано с процессами субдукции, в то время их экспонирование к

поверхности осуществляется при аккреционных или коллизионных событий. Можно

сказать, что по присутствию эклогитов и глаукофановых сланцев, особенностям их

состава, структуры и метаморфизма можно выделять субдукционно-аккреционные и

субдукционно-коллизионные тектонические процессы.

Субдукционно-аккреционные процессы проявляются на границе континентальной и

океанической плит и соответствуют этапу наращивания субконтинетальной коры за счет

аккреции островодужных и океанических комплексов к континентальному блоку.

Глаукофансланцевый и эклогит-глаукофансланцевый типы метаморфизма соответствуют

разным уровням глубинности метаморфических процессов в субдуцируемой плите.

Метаморфические комплексы ультравысокобарического типа характеризуют мантийный

уровень зоны субдукции, и для их образование необходимо вовлечение легкого

континентального материала в зону субдукции.

Субдукционно-коллизионные процессы проявляются на стадии закрытия

океанического пространства. Для них характерны эклогит-гранулитовый и гранулит-

амфиболитовый типы метаморфизма. Высокобарический метаморфизм соответствует

финальным стадиям субдукционного процесса, в то время как высокотемпературный

гранулитовый метаморфизм обусловлен прогревом коры, утолщенной в результате

коллизии континентальных масс.

ГЛАВА 5

КОМПЛЕКСЫ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ЯДЕР КОРДИЛЬЕРСКОГО

ТИПА

Комплексы метаморфических ядер являются относительно новым типом

геологических объектов, выделенных в начале 80-х годов в Северо-Американских

Кордильерах (Crittendon et al., 1980), где они образуют непрерывный узкий пояс,

протягивающий от юга Канады до севера Мексики. Термин «комплексы метаморфических

ядер» (metamorphic core complexes) впервые был использован П. Коуни (Coney, 1973) при

характеристике аномально деформированных пород метаморфического комплекса

Шусуоп, расположенного на северном окончании Северо-Американского пояса

комплексов метаморфических ядер. В первых работах по комплексам метаморфических

ядер отмечалось, что они являются структурами, характерными только для Северо-

Американских Кордильер, однако в течение последнего десятилетия подобные структуры

были найдены и детально изучены в различных тектонических обстановках многих

регионов мира (Гималаи, Шотландия, Папуа Новая Гвинея, Корсика, Забайкалье и

другие). Практически во всех известных случаях пояса комплексов ядер фиксируют

обстановку внутриконтинентального растяжения, которой предшествует утолщение и

разогрев коры. Более подробно геодинамические модели образования комплексов

метаморфических ядер будут рассмотрены в конце главы.

5.1. Основные черты комплексов метаморфических ядер

Комплексы метаморфических ядер (МСС – metamorphic core complexes)

представляют собой изолированные поднятия куполовидной или аркообразной формы

аномально деформированных метаморфических или интрузивных комплексов,

тектонически перекрытых неметаморфизованными образованиями (Coney, 1980).

Большинство комплексов метаморфических ядер обнаруживают отчетливое сходство в

строении и структуре, несмотря на некоторые различия в составе и общей геологической

обстановке их проявления. В каждом из комплексов метаморфических ядер выделяется

три главных структурных элемента (рис. 5.1): нижний с пластичным стилем деформации,

для которого часто применяются термины «фундамент» или «нижняя пластина», верхний,

характеризующийся хрупкими разрывами, определяемый также как «покров» или

«верхняя пластина» и зона главного срыва (detachment), разделяющая эти две структуры.

Обычно комплексы метаморфических ядер имеют вид асимметричного купола или

антиклинали при более крутом падении одного из флангов.

5.1.1. Метаморфический фундамент

Метаморфический фундамент в различных комплексах метаморфических ядер

слагают породы, сильно различающиеся как по своему составу, так и по возрасту. Кроме

того, в нижней пластине большинства комплексов метаморфических ядер нередко

выделяется несколько разновозрастных комплексов разной формационной

принадлежности. Так, например, в составе протолита хорошо изученных комплексов

метаморфических ядер Северной Америки выделяются: остатки древних докембрийских

метаосадочных комплексов (Reynolds, Rehrig, 1980), протерозойские гранитоиды,

верхнедокембрийские осадочные породы, палеозойские осадочные толщи,

верхнемеловые-раннетретичные магматические комплексы, ранне-, среднетретичные

гранитоиды. Однако, независимо от состава протолита, все породы метаморфического

фундамента в краевых частях имеют гнейсовидный облик, связанный с пластическими

деформациями. В целом же, в фундаменте могут присутствовать все породные

комплексы, характерные для нижних и средних уровней коры в регионе распространения

комплексов ядер. Но практически во всех ядрах значительную долю составляют

гранитоиды, образованные в процессе непосредственно предшествующих коллизионных

событий и внедрившиеся на начальных стадиях растяжения, обусловившего

формирование комплексов метаморфических ядер.

Характерной особенностью фундамента является пологое погружение

гнейсовидности, подчеркивающей куполообразную или аркообразную форму поднятия, с

углами падения на флангах куполов редко превышающими 20-30°С. Другой

отличительной чертой метаморфического фундамента является наличие линейности в

плоскости разгнейсования, характеризующейся постоянством элементов погружения в

пределах каждого конкретного или нескольких сближенных в пространстве комплексов

метаморфических ядер, даже при варьирующих структурных параметрах гнейсовидности

и сланцеватости. В комплексах с высокой степенью эродированности степень

разгнейсованности уменьшается по мере удаления от верхнего тектонического контакта, и

более отчетливо проявляются ранние метаморфические или магматические структуры,

показывая, что милонитовые гнейсовидность и линейность, связанные с формированием

комплексов метаморфических ядер, наложены на более ранние структуры.

Для фундамента комплексов характерно присутствие интрузий гранитов, а также

пегматитов и аплитов, которые в основном встречаются в виде пластообразных и

линзовидных тел, прожилков, чаще всего субпараллельных гнейсовидности и

сланцеватости.

Степень метаморфизма фундамента варьирует в широком Р-Т диапазоне. Наиболее

древние породы нередко метаморфизованы в условиях высокотемпературных субфаций

амфиболитовой фации. Дислокационный метаморфизм характеризуется более

умеренными значениями температур и давлений и варьирует от низко-

среднетемпературных субфаций амфиболитовой фации до зеленосланцевой фации, редко

достигая высокотемпературных степеней амфиболитовой фации. Практически во всех

изученных случаях отмечается низкобарический андалузит-силлиманитовый тип

метаморфизма. По мере повышения температуры признаки дислокационного

метаморфизма проявляются все меньше. Поэтому при высоких ступенях дислокационного

метаморфизма достаточно сложно отличить и отделить метаморфические породы

протолита или более ранних стадий метаморфизма от наиболее позднего дислокационного


5.1.2. Неметаморфизованный покров

Также как и фундамент, перекрывающий его неметаморфизованный чехол

(«неметаморфизованный» означает, что не проявлены процессы синтектонического

дислокационного метаморфизма, связанного с образованием комплексов

метаморфических ядер) нередко имеет гетерогенную природу. Так, в пределах комплексов

метаморфических ядер Северо-Американских Кордильер покров представлен

разнообразными породными комплексами широкого возрастного интервала и

формационной принадлежности: серий чешуй докембрийских метаморфических пород,

верхнедокембрийскими, палеозойскими и мезозойскими осадочными сериями,

третичными вулканическими и осадочными породами. Особо отметим, что все породы

покрова относительно фундамента смещены по зоне глубинного срыва. Там, где породы

покрова сохранились в достаточном объеме, наблюдаются многочисленные разломы,

часть из которых имеет отчетливое пологое падение. При этом в абсолютном

большинстве эти разломы не проникают в породы фундамента, контролируясь снизу

зоной глубинного срыва, которую часто рассматривают как границу смены характера

деформаций: от пластичного в нижней части к хрупкому в покрове. Важной

характеристикой тектоники неметаморфизованного покрова является отчетливое

преобладание процессов растяжения, фиксируемых серией сбросов листрического типа.

Степень растяжения в верхнем покрове обычно очень высока, в результате чего в

некоторых комплексах метаморфических ядер наблюдается значительное уменьшение

мощности осадочного покрова, приводящее литологические комплексы верхней части

осадочного покрова в контакт с породами фундамента. В составе покрова значительную

роль могут играть континентальные осадки, отложение которых непосредственно

предшествовало или было синхронным с процессами тектогенеза, обусловившими

экспонирование метаморфических ядер.

5.1.3. Зона глубинного срыва

Важнейшим отличительным элементом комплексов метаморфических ядер

является наличие зоны глубинного срыва (detachment), которая, несмотря на отдельные

отличия, имеет сходное строение и структуру во всех изученных комплексах. Зона

глубинного срыва разделяет породы по степени метаморфизма и по контрастно

различающемуся характеру деформаций. Нередко различают и сам срыв, четко

выраженную поверхность, отделяющую неметаморфизованные породы покрова от

образований нижней пластины, и зону срыва с варьирующей мощностью, расположенную

под плоскостью срыва. Поверхность срыва обычно хорошо выражена топографически и

характеризуется пологим падением (15-30°). В большинстве случаев она картируется

только с одной стороны каждого конкретного комплекса метаморфического ядра, на

наименее круто погруженном боку асимметричного купола или арки (Reynolds, Rehrig,

1980). Противоположный фланг в этом случае осложнен более поздними

крутопадающими сбросами.

Зона срыва сложена разнообразными метаморфическими тектонитами (см. главу

3), различающимися по степени метаморфизма и соотношению хрупких и пластических

деформаций – милонитовыми гнейсами, бластомилонитами, милонитами,

ультрамилонитами. Хотя в целом отмечается зональность, отражающая уменьшение

температуры динамометаморфизма от фундамента к покрову, взаимоотношения

разнотемпературных тектонитов имеют более сложный характер, обусловленный

эволюцией тектонической зоны во времени. На ранние высокотемпературные

метаморфические тектониты нередко наложены процессы низкотемпературных

изменений. Один из вариантов строения зоны срыва и сопровождающих ее тектонитов

приведен в разделе 5.5 на примере Заганского комплекса метаморфического ядра.

5.2. Модели образования комплексов метаморфических ядер

В геологической литературе рассмотрено несколько обобщающих структурных

моделей формирования комплексов метаморфических ядер кордильерского типа

(Wernicke, 1981; Miller et al., 1983; Lister, Davis, 1989). Вкратце охарактеризуем ключевые

из них.

Одну из первых моделей формирования комплексов метаморфических ядер

предложил Б. Вернике (Wernicke, 1981) на основе палинспастических реконструкций в

Провинции Бассейнов и Хребтов (Северо-Американские Кордильеры). По этой модели,

процессы растяжения реализуются в возникновении пологопадающего сброса,

проникающего в средние и нижние части коры и даже в мантию. Многообразие

структурных парагенезисов, отмечающихся в пределах комплексов метаморфических

ядер, по его мнению, связано с зоной срыва и определяется глубиной их первоначального

образования, при этом для глубинных частей зоны срыва характерно развитие

пластических деформаций, для приповерхностных - хрупких (см. рис. 1.8в). Над

глубинной частью зоны срыва (5 км и более) могут развиваться сбросы с довольно крутым

падением противоположным падению зоны срыва или листрического типа,

ограничивающие крупные блоки, а над зоной срыва в приповерхностных уровнях - крутые

сбросы с направлением падения, совпадающим с падением зоны срыва, ограничивающие

маломощные блоки, сложенные породами покрова. По мере развития процессов

растяжения и перемещения верхней пластины по зоне срыва крутые сбросы верхней

пластины будут выполаживаться в зоне приближения зоны глубинного срыва к

поверхности. Также будут выполаживаться, но в несколько меньшей степени,

поверхности сбросов над глубинными уровнями. Наиболее сложные структурные

парагенезисы характеризуют переходную зону между областями только хрупких и только

пластичных деформаций зоны главного срыва, где по мере развития процессов

растяжения пластичные деформации сменяются хрупкими. Согласно этой модели

экспонирование пород нижних-средних уровней коры осуществляется за счет

тектонического «сползания» с них перекрывающих пород.

В модели Э.Миллер с соавторами (Miller et al., 1983) различие в характере

деформаций для покрова и фундамента в структуре комплексов метаморфических ядер

определяется границей хрупко-пластического перехода, разделяющей уровни с

различными реологическими свойствами. Комплексы метаморфических ядер

интепретируются как фрагменты экспонированной на поверхность зоны хрупко-

пластического перехода. Экспонирование средних и нижних частей коры происходит за

счет утонения хрупкой покрышки (см. рис. 1.8б). Расчеты степени растяжения пород

верхней пластины, показали 480-570 % суммарного растяжения при равномерном

уменьшении всего разреза земной коры.

Обобщенная модель образования комплексов метаморфических ядер,

учитывающая предыдущие построения, была предложена Г.С. Листером и Г.А. Дэвисом

(Lister, Davis, 1989). Они отметили упрощенность ранних моделей и показали, что область

хрупко-пластического перехода имеет более сложную природу, чем это было определено

Э. Миллер с соавторами, а формирование тектонитов зоны срыва рассматривается не как

результат проявления механизма чистого сдвига, а в качестве производных процесса

деформаций в пределах шеар-зон корового масштаба. Континентальное растяжение при

образовании комплексов метаморфических ядер реализуется при возникновении сложной

комбинации многочисленных срывов (детачментов) и пологопадающей пластичной

эволюционирующей шеар-зоны, а сами зоны срыва являются лишь приповерхностным ее

проявлением (рис. 5.2). Срывы, возникшие в начале процесса растяжения, не являются

активными на протяжении всей истории формирования комплексов метаморфических

ядер, а наблюдаемые в настоящее время зоны срыва считаются относительно молодыми

структурами, представляющими собой последнюю генерацию разломов, рассекающих

верхние части коры и контролирующихся снизу пологопадающей шеар-зоной корового

масштаба. Авторы предполагают сложную эволюция этой шеар-зоны в пространстве и во

времени, т.к. реологические свойства пород и, как следствие, их деформационное

поведение варьирует в зависимости от изменения температуры, девиаторного стресса,

содержания, состава и давления флюида, а относительные смещения проявляются на

разных уровнях коры. По шеар-зонам сбросов происходит выдвижение нижней пластины

и образованные на глубоких уровнях милониты выводятся на более верхние уровни, где

они подвергаются брекчированию, катаклазу и ретроградным изменениям. Поскольку

возрастание температуры и давления с глубиной приводит к смене хрупкого характера

деформаций пластичным, породы, слагающие главные зоны срыва, сменяются на глубину

от катакластитов до милонитов и филонитов, испытывая при этом различные

последовательные метаморфические и деформационные преобразования. Наиболее

важной особенностью преобразований является независимый характер их

пространственной и временной последовательности (рис. 5.3). Для верхних уровней зон

разломов наиболее типичны перетертые породы и брекчии, а при высоких скоростях

смещения, небольших количеств порового флюида и некоторой сейсмической активности

могут возникать разломные расплавы с формированием специфических пород –

псевдотахилитов на локальных участках. Постепенный хрупкопластичный переход в

условиях коры обычно фиксируется по возрастанию пластичного течения на границах

зерен, минеральных агрегатов, трещин и развитию узких пластичных шеар-зон даже при

Р-Т параметрах низкотемпературных субфаций зеленосланцевой фации метаморфизма.

В настоящее время практически общепризнанно, что комплексы метаморфических

ядер кордильерского типа сформировались в результате внутриконтинентального

растяжения, когда породы средних-нижних уровней континентальной коры тектонически

экспонировались к поверхности (Lister, Davis, 1989; Baldwin et al., 1993). Что является

причиной такого растяжения, имеется ли взаимосвязь между процессами растяжения и

магматизмом, оказывает ли влияние магматизм на формирование комплексов

метаморфических ядер - эти вопросы в последнее время широко обсуждаются в

зарубежной литературе.

После Дж. Андерсона (Anderson, 1971), впервые указавшего на связь процессов

растяжения и магматизма, вопросы соотношения формирования комплексов

метаморфических ядер с процессами магматизма отмечались во многих работах (Coney,

1987; Hamilton, 1987; Wernicke et al., 1987; Thompson, McCartney, 1990; Lucchitta, 1990;

Amstrong, Ward, 1991). Р.Л. Армстронг и П. Вард (Armstrong, Ward, 1991), обобщив

материалы по распространению вулканитов и интрузивных пород для разных временных

срезов третичного периода западной части Северной Америки, пришли к выводу, что

образование комплексов метаморфических ядер отчетливо совпадает во времени и

пространстве с кульминацией магматических событий. Ф.Ганс с соавторами (Gans et al.,

1989), рассмотрев особенности магматизма и процессов растяжения в Провинции

Бассейнов и Хребтов (Северо-Американские Кордильеры), показали, что в большинстве

случаев начало растяжения является синхронным или непосредственно следует за пиком

магматической активности.

Вопросы влияния интрузивного магматизма на структурообразование в комплексах

метаморфических ядер были детально рассмотрены Г.С. Листером и С.Л. Болдуином

(Lister, Baldwin, 1993). Они предположили, что коротко живущие термальные события

(обусловленные внедрением интрузий) могут провоцировать кратковременные

метаморфизм и пластические деформации в зонах пластичного срыва во время

континентального растяжения. Прямые и косвенные доказательства этой гипотезы

обнаружены в комплексах метаморфических ядер Провинции Бассейнов и Хребтов

(Reynolds, 1985), Соломонова (Hill et al., 1992; Baldwin et al., 1993) и Эгейского (Lee,

Lister, 1992) морей. Гипабиссальные силлы и дайки или даже плутоны обусловливают

термальные пульсы в прилегающих вмещающих породах. При внедрении на неглубокие

уровни коры эти термальные пульсы могут обусловливать пластичное поведение пород,

при обычных условиях испытывающих хрупкие деформации, естественно, в условиях

достаточного девиаторного стресса. Если такое термальное ослабление имеет место,

можно ожидать тесные пространственные связи зон пластичного течения с сильно

деформированными интрузивными телами. Наиболее разогретые породы будут наиболее

интенсивно деформированы (при соответствующих реологических параметрах), и

интенсивность пластических деформаций будет быстро уменьшаться при удалении от

интрузивного тела. Многочисленные примеры локализации напряжения вблизи или

непосредственно в телах синкинематических интрузий свидетельствуют о том, что

образование милонитов связано с термальными пульсами, обусловленными внедрением

интрузий. Отчетливые связи между милонитами и внедрением интрузий предполагают,

что образование первых происходило в очень коротком временном интервале.

Представляется, что пульсы пластических деформаций имели место в милонитах

нижней пластины многих комплексов метаморфических ядер, но только после долгого

периода низкотемпературного (не пластичного) развития. Формирование ядер может

являться прямым результатом плутонической активности под гнейсовыми куполами.

Всплывание силлов обеспечивает механизм для дифференциального подъема, а

термальные пульсы, связанные с внедрением плутонов, позволяют объяснить тесную

пространственную и временную связь зон пластических деформаций и магматических тел.

Хрупко-пластический переход, наблюдаемый во многих комплексах метаморфических

ядер, может быть результатом остывания в зоне пластических деформаций над плутоном

после внедрения последнего, а не зависит от глубины.

Характер магматизма может определять и геометрию комплексов

метаморфических ядер (рис. 5.4). "Сконцентрированный" характер магматизма (рис. 5.4б)

приводит к общему подъему и образованию единого купола, описанного в комплексах

метаморфических ядер гор Санта Каталина (Северо-Американские Кордильеры) и

Д’Энтрекасто (Папуа Новая Гвинея). При рассеянном характере магматизма (рис. 5.4в)

образуется несколько более мелких поднятий и куполов, описанных в горах Бакскин-

Рохайд (Северо-Американские Кордильеры).

5.3. Геодинамические обстановки формирования комплексов метаморфических ядер

Как уже отмечалось в разделе 5.2 формирование комплексов метаморфических

ядер связано с обстановками внутриконтинентального растяжения. Однако, в какой

именно геодинамической обстановке может реализовываться такое растяжение – вопрос

требующий отдельного обсуждения. Согласуясь с тектонотипом комплексов

метаморфических ядер – Северо-Американскими Кордильерами – геодинамическая

обстановка формирования комплексов метаморфических ядер должна представляться

довольно простой – активная континентальная окраина андийского (калифорнийского)

типа с процессами растяжения в тыловой части, характерными для континентальных

окраин. Немаловажном фактором здесь является сближение в пространстве зоны

субдукции и срединно-океанического спрединга. Однако, некоторые комплексы

метаморфических ядер, такие как комплексы островов Д’Энтрекасто, Папуа-Новая Гвинея

(Hill et al., 1992), расположенные на продолжении океанической спрединговой зоны под

континентальную кору, связаны с иной геодинамической обстановкой. Рассмотрим

геодинамические модели формирования комплексов метаморфических ядер в Северо-

Американских Кордильерах и на островах Д’Энтрекасто.

Наиболее полная модель геодинамической эволюции комплексов

метаморфических ядер Северо-Американских Кордильер приведена в работе П. Варда

(Ward, 1991) в которой он использовал данные ранних моделей (Coney, Reynolds, 1977;

Coney, 1980; Rehrig, 1986), а также новые детальные материалы по взаимодействиям

микроплит Тихоокеанской океанической плиты (Stock, Molnar, 1988). П. Коуни и С.

Рейнолдс (Coney, Reynolds, 1977) показали, что одной из главных предпосылок процессов

растяжения является утолщение и разогрев коры в результате аккреции террейнов к

Северо-Американскому кратону в позднем мелу (ларамийская складчатость). При

дальнейшем развитии в интервале 11-36 млн. лет наблюдается замедление схождения или

даже некоторое расхождение Тихоокеанской плиты с Северо-Американским континентом,

что подразумевает отсутствие условий сжатия. Другими важными моментами модели

являются: а) приближение срединно-океанического хребта к зоне субдукции, вследствие

чего субдуцирующая океаническая плита становится более “горячей” и соответственно

более плавучей (последнее может вызвать изменение геометрии зоны субдукции и даже

воздымание континентальной плиты непосредственно над зоной); б)

фрагментированность субдуктируемой океанической плиты трансформными разломами и

образование более мелких микроплит, что способствует отрыву «слэба» и погружению

его в мантию. Модель П. Варда предполагает, что результатом крупноамплитудного

растяжения является не только формирование комплексов метаморфических ядер, но и

внедрение крупных батолитов гранитоидов, таких как батолит Сьерра Мадре Оксидентал,

для которого доказано внедрение в условиях растяжения, и развитие рифтовых зон, таких

как зона Транс Пекос и рифт Рио Гранде.

Формирование самых молодых из известных к настоящему времени комплексов

метаморфических ядер островов Д’Энтрекасто, Папуа-Новая Гвинея (их возраст

оценивается не древнее 4 млн.лет) было предопределено взаимодействием микроплит,

образованных во время крупномасштабной коллизии Тихоокеанской и Индо-

Австралийской плит. Наиболее важным коллизионным событием на п-ове Папуа

считается обдукция ультрабазитового пояса в позднем эоцене. Восточное окончание

морского спредингового центра бассейна Вудлак выражается в активном

континентальном растяжении островов Д’Энтрекасто и прилегающих бассейнов. Острова,

являясь западным продолжением спрединговой системы океанического дна, фиксируют

область, где спрединговая система погружается под утолщенную континентальную кору

п-ова Папуа (рис. 5.5). Считается, что процессы растяжения начались здесь в плиоцене

вслед за олигоценовой коллизией, в результате которой образовался метаморфический

пояс Овен-Стейнли. Отличительным моментом геодинамической обстановки

формирования комплексов метаморфических ядер островов Д’Энтрекасто является

прямая связь процессов растяжения с океанической спрединговой зоной,

продолжающейся под континентальную кору.

Таким образом, обобщая вышеизложенное, особо подчеркнем, что вне зависимости

в каких обстановках реализовывались процессы растяжения: либо в пределах активной

континентальной окраины, либо на продолжении под континентальную кору

океанической спрединговой зоны, необходимым условием растяжения является

предшествующее утолщение коры в результате аккреционных или коллизионных

процессов. Это является особенно важным для палеогеодинамических реконструкций в

древних складчатых областях, поскольку комплексы метаморфических ядер можно

использовать в качестве индикаторов как рифтогенеза, так и предшествующих

аккреционных или коллизионных эпох.

5.4. РТ-эволюция комплексов метаморфических ядер

Рассмотрим Р-Т-t-эволюцию комплексов метаморфических ядер на примере уже

упоминавшихся комплексов островов Д’Энтрекасто (рис. 5.5). Комплексы

метаморфических ядер островов Д’Энтрекасто состоят из деформированного и

метаморфизованного фундамента, перекрытого покровами ультрабазитов. В пределах

фундамента выделяются две структурные зоны: зона ядра и внешняя зона пластичного

течения. Зона ядра представлена эклогитами, мигматитами, гнейсами и милонитовыми

породами, а также прорывающими их недеформированными и деформированными

гранодиоритами. Зона пластичного течения сложена милонитовыми гнейсами, подобными

породах ядра, но гораздо более сильно рассланцованными и регрессивно измененными в

условиях эпидот-амфиболитовой фации.

Детальные изотопные исследования позволили оценить скорости тектонических

процессов, исходя из различных температур закрытия Ar/Ar системы для разных

минералов. Оказалось, что скорости остывания или тектонического экспонирования

магматических и метаморфических пород являются достаточно высокими и составляют

100-200°С/млн. лет, достигая в некоторых областях зоны пластичного течения 625°С/млн.

лет.

Анализируя Р-Т-t-эволюцию для пород комплексов метаморфических ядер

островов Д’Энтрекасто (рис. 5.6) отметим, что процесс выведения метаморфических

комплексов с глубин 50-60 до 25-35 км (исходя из Р-Т-параметров метаморфизма

эклогитов, гнейсов фундамента и милонитовых гнейсов зоны пластичного течения)

соответствует временному интервалу 4-2 млн. лет. Ретроградные изменения этого

возраста в эклогитах и гнейсах соответствуют тренду изотермальной декомпрессии. Этот

же возраст фиксируется в гранодиоритах первой фазы внедрения. Финальная стадия

тектонической экспозиции в интервале 1-2 млн. лет характеризуется близким к

изобарическому остыванием пород фундамента и милонитов зон пластичного течения.

При этом скорости остывания чрезвычайно высоки (в среднем 400°С/млн. лет). С началом

этого этапа связано внедрение гранодиоритов второй фазы. В среднем скорость

тектонической экспозиции магматических и метаморфических образований составляет,

начиная с 4 млн. лет, не менее 10 мм/год.

5.5. Комплекс метаморфического ядра Заганского хребта

В качестве примера типичного комплекса метаморфического ядра кордильрского

типа рассмотрим комплекс метаморфического ядра Заганского хребта, расположенный в

юго-западном Забайкалье. Орографически данный комплекс выражен в виде

одноименного горного хребта, протягивающегося на расстояние около 120 км в северо-

восточном направлении. С северо-запада и юго-востока ограничен мезозойскими

депрессиями, сложенными вулканогенно-терригенными образованиями.

В структуре Заганского комплекса четко выделяются три зоны: чехол, фундамент и

зона глубинного срыва (рис. 5.7).

Фундамент сложен преимущественно гранитоидами: гранитами, гранодиоритами,

гранитогнейсами, граносиенитами, сиенитами с небольшим количеством ксенолитов

биотитовых и биотит-амфиболовых гнейсов, реже биотит-амфиболовых, биотитовых

кристаллических сланцев. Наименее измененные породы отмечаются в центральных

частях поднятия, которые по направлению к периферии сменяются на гранитогнейсы,

гнейсы и далее на милониты. Переходы от массивных образований к гнейсам в

большинстве своем постепенные. Широким распространением в периферических частях

комплекса пользуются конформные, реже секущие жилы пегматитов и пегматит-аплитов.

Из петрографических особенностей гранитоидов следует отметить, что даже

макроскопически неизмененные образования на микроуровне показывают следы

катакластических деформаций, выраженные в некотором раздроблении зерен, особенно

кварца и полевого шпата, а также в облачном погасании кварца.

В чехол объединяются позднепалеозойские-мезозойские вулканогенно-осадочные

образования, распространенные на склонах поднятия и в комплементарных с ним

впадинах: Тугнуйской - на северо-западе, Хилокской и Малетинской - на юге.

Зону срыва фиксируют динамометаморфические образования, сформированные

как по гранитоидам ядра, так и частично по породам покрова. Среди милонитовых пород

по степени преобразования субстрата выделяются протомилониты, милониты,

милонитовые сланцы, бластомилониты, псевдотахилиты и ультрамилониты (Мазукабзов,

Скляров, 1995). Все типы тектонитов имеют пластообразную форму и субконформны

между собой, при этом протомилониты, милониты и милонитовые сланцы развиты в

основном на северном крыле поднятия, а бластомилониты, ультрамилониты и

псевдотахилиты - на юго-восточном.

Протомилониты и милониты наиболее широко распространены в полях развития

гранитоидов. Для них характерна неравномерность дислокационного преобразования

субстрата и прерывисто-сланцеватые текстуры. Последние имеют отчетливо выраженную

предпочтительную ориентировку вторичных листоватых минералов (хлорит, серицит,

мусковит), возникших за счет преобразования темноцветных минералов и частично

полевых шпатов. Прерывисто-сланцеватые текстуры маркируют зоны рассланцевания,

мощность которых варьирует от первых сантиметров до нескольких метров. Нередко

такие зоны создают структурный рисунок сильноуплощенных макро- и микролинз S-

образной формы. В центральных частях линзовидных блоков, окаймленных

рассланцованными породами, гранитоиды характеризуются массивным сложением.

Однако на микроуровне в них видны следы катаклаза. В участках сосредоточенного

рассланцевания гранитоиды подвергаются наибольшему преобразованию, которое

выражается в перекристаллизации раздробленного кварц-полевошпатового агрегата и в

формировании совместно с чешуйчатыми минералами сегрегационной полосчатости и

порфирокластовых систем. Кварц и полевой шпат приобретают линзовидно-уплощенную

форму и ориентируются субпараллельно поверхности рассланцевания (рис. 5.8).

Среди зоны рассланцевания отмечаются тектоносланцы мощностью до 0,6 м с

обильным развитием слюдистых минералов и обособлениями кварца линзовидной формы.

В тектоносланцах наблюдаются мелкие асимметричные складки.

Динамометаморфизованные конгломераты и вулканиты, входящие в состав

покровных образований и расположенные выше поверхности срыва, по степени

переработки исходного субстрата соответствуют протомилонитам. При этом первичная

природа их происхождения не вызывает сомнений. Размер обломков варьирует от первых

сантиметров до 45 см, редко встречаются глыбы достигающие 2,5 м по длинной оси. По

форме различаются гальки округлые, эллипсоидальные и уплощенные. Состав

конгломератов полимиктовый.

Конгломераты вблизи поверхности срыва характеризуются сильным уплощением

галек, которые часто приобретают форму приближающуюся к лентам. Степень уплощения

в сечении параллельном сланцеватости достигает 1:20. В этом случае обломки

испытывают значительные динамометаморфические преобразования и превращаются по

существу в тектониты с полосчатой текстурой. Цемент конгломератов представлен

хлорит-серицит-альбит-кварцевым агрегатом со структурами течения, выраженными

струйчатым рисунком облекания галек (рис. 5.9), хвостами теней давления,

микроскладками, штрихами скольжения, минеральной линейностью а-типа.

Для протомилонитов по кислым эффузивам характерны тонкполосчатые

милонитовые текстуры с уплощенными порфирокластами полевого шпата. Основная

масса в них имеет серицит-альбит-кварцевый состав и лепидогранобластовую

тонкозернистую структуру.

Бластомилониты и ультрабластомилониты, маркирующие зону срыва, получили

широкое распространение на южном крыле Заганской структуры. Они развиваются по

граносиенитам и гранодиоритам. Тектонитам присущи тонкополосчатые, линзовидно-

полосчатые текстуры, обусловленные линзовидными сегрегациями слюдистых минералов,

полосками кварца и полевого шпата, вмещающих порфирокласты, а также отчетливо

выраженной односистемной минеральной и структурной линейностью. Разделение

тектонитов на ультрабластомилониты и бластомилониты проведено по преобладающей

размерности зерен в матриксе – для первых она не превышает 0,01 мм. Порфирокласты

сложены микроклином, реже плагиоклазом и имеют линзовидную либо округлую форму.

Большая часть из них принадлежит к δ-образным порфирокластовым системам с

клиновидными шлейфами в тенях давления. Они плавно огибаются струйчатой

тонкозернистой перекристаллизованной массой. На фоне лепидогранобластовой

структуры матрикса отмечаются линзовидные и S-образные участки, сложенные

удлиненными выделениями кварца со сложными зубчатыми ограничениями и полосчато-

волнистым погасанием. Длинные оси таких кварцевых зерен ориентированы под острым

углом (35-40º) к сланцеватости. С-оси кварца в них образуют пояс, наклоненный

аналогичным образом, и по типу соответствующий В-тектонитам. Среди тектонитов

южного крыла Заганского ядра встречаются певдотахилиты (см. раздел 3.2.3).

Описанные типы милонитовых пород имеют неравномерное распространение в

структуре Заганского гранитогнейсового поднятия. Так, как уже отмечалось выше,

протомилониты, милониты и милонитовые сланцы развиты на северном крыле поднятия,

в то время как бластомилониты, ультрабластомилониты и псевдотахилиты - в юго-

восточном. Тектониты являются разноглубинными образованиями и были сформированы

в пределах единой тектонической зоны полого погружающейся в юго-восточном

направлении. К настоящему времени они выведены на дневную поверхность и занимают

одинаковый гипсометрический уровень. Наличие моноклинной симметрии структур

течения, перекристаллизации и закономерной ориентировки оптических осей кварца в

тектонитах разного типа позволяют предполагать, что динамометаморфизм

осуществлялся в условиях простого сдвига (simple shear).

Среди тектонитов в краевых частях комплекса отмечаются интрузии

разнообразного состава конкордантные со структурным планом тектонитов. Наличие в

них синтектонических деформаций позволяет относить их к группе синкинематических

образований. В северном крыле структуры - это силлы гранит-граносиенитов среди

метаконгломератов, в южном - силлы милонитизированных гранитов и рассланцованных

монцогаббро.

Для динамометаморфических образований Заганского комплекса характерно

пологое (10-30°) залегание гнейсовидности и сланцеватости, наиболее отчетливо

проявленное в его краевых частях. Фрагментарно плоскостные текстуры смяты в крупные

и мелкие складки. Преобладают мелкие асимметричные складки с амплитудой от первых

сантиметров до первых метров, соответствующие складкам изгиба с течением.

Наблюдается концентрация шарниров складок по двум направлениям - по линии северо-

восток 40° и линии северо-запад 325°. В пределах комплекса выделяются два типа

линейности (Скляров и др., 1994). Преобладает минеральная линейность а-типа,

выраженная в основном удлиненными образованиями кварца, реже - амфибола или

скоплениями слюд. Фиксируется однонаправленная ориентировка минеральной

линейности по линии северо-запад – юго-восток в пределах всего комплекса независимо

от залегания плоскостных элементов. Второй тип линейности (плойчатость),

встречающийся намного реже, имеет перпендикулярную к а-линейности ориентировку и

совпадает с погружением шарниров лежачих изоклинальных складок северо-восточного

направления. Отчетливо фиксируются признаки структур растяжения в тектонитах и

однонаправленный знак относительного смещения при дислокационном метаморфизме в

обоих крыльях структуры.

Проведенные геохронологические исследования позволили оценить время

тектонического экспонирования Заганского комплекса, которое соответствует поздней

юре - раннему мелу, при длительности этой экспозиции в 45-50 млн.лет.

Возникновение комплекса метаморфического ядра Заганского хребта связывается с

процессами позднемезозойского растяжения в Забайкалье, являющегося одним из

важнейших этапов в формировании его современной структуры (Скляров и др., 1997;

Зорин и др., 1997). Экспонирование комплекса осуществлялось после закрытия Монголо-

Охотского океана. Предлагается следующая модель образования и эволюции Заганского

комплекса метаморфического ядра (Скляров и др., 1997): схлапывание Монголо-

Охотского океана привело к утолщению коры, а сохранивший свою активность под

континентальными плитами его срединно-океанический хребет способствовал подъему

мантийного диапира и внедрению базитовых интрузий в нижние горизонты коры,

обеспечивая совместно с мантийными флюидами ее прогрев и способствуя процессу

растяжения. В Южном Забайкалье процессы крупноамплитудного асимметричного

растяжения начались в ранней-средней юре с возникновения глубокопроникающей зоны

пологого сброса, на глубинных уровнях которой происходило формирование гнейсов и

гранитогнейсов, а на приповерхностных - различных милонитов и ультрамилонитов.

Кульминация процессов растяжения и тектоническое экспонирование пород глубинных

уровней происходило в поздней юре – начале раннего мела, по всей видимости, в два

этапа. Первоначально породы экспонировались в верхние горизонты коры (3 км и выше).

С этим этапом связано внедрение серий синкинематических силлов, которые

контролируются зоной главного срыва. Во время второго этапа происходило

изостатическое всплывание и изгибание экспонированных ранее пород с образованием

близкой к современной геометрии «вала» и окончательное моделирование экзогенными

процессами.


Изложенный выше материал позволяет представить комплексы метаморфических

ядер в качестве своеобразных тектонических «окон» в средние и нижние горизонты

континентальной коры. Причиной появления таких «окон» являются процессы

крупноамплитудного внутриконтинентального растяжения, которым предшествует

утолщение и разогрев коры. Основным механизмом экспонирования глубинных частей

коры к поверхности является тектоническая денудация (см. главу 1) перекрывающих

комплексов. Немаловажную роль играет также изостатическое «всплывание» легкого

континентального материала на поздних стадиях растяжения, обеспечивающее

куполообразную или аркообразную форму комплексов метаморфических ядер. Несмотря

на то, что в составе ядер могут присутствовать метаморфические комплексы разного

возраста, «захороненные» к моменту тектогенеза в континентальной коре,

диагностическим для рассматриваемых структур является мощное проявление

дислокационного метаморфизма, представленного различными метаморфическими

тектонитами в краевой части метаморфических ядер. Образование тектонитов

контролируется зоной пологого срыва, по которой и происходит тектоническое удаление

перекрывающих комплексов. Метаморфические тектониты характеризуются широким

интервалом температур и давлений, отражающим эволюцию зоны во времени. Но

наиболее характерной чертой метаморфизма является перегиб трендов метаморфизма,

соответствующий смене режима изотермальной декомпрессии изобарическим

остыванием. Смена режимов фиксирует резкое экспонирование к поверхности разогретых

глубоких горизонтов коры при продолжающемся прогреве за счет внедрения

синкинематических гранитоидных интрузий, а также последующее остывание в верхних

горизонтах коры.

В целом же, комплексы метаморфических ядер являются надежными

индикаторами не только процессов внутриконтинентального растяжения, но и

непосредственно предшествующих коллизионных событий.

ГЛАВА 6

ИНВЕРТИРОВАННЫЕ ЗОНАЛЬНЫЕ МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ

КОМПЛЕКСЫ – ИНДИКАТОРЫ НАДВИГОВЫХ ПРОЦЕССОВ

6.1. Основные черты инвертированного метаморфизма

Проявления инвертированной или, если совсем по-русски, перевернутой

метаморфической зональности не относятся к числу широко распространенных, а

публикации в отечественной литературе с описанием подобных зональных комплексов

крайне редки. Между тем, инвертированный метаморфизм является очень важным для

тектонических построений, что мы и постараемся показать в этой главе.

Прежде всего, рассмотрим основные черты инвертированного метаморфизма. Для

абсолютного большинства примеров проявления зонального метаморфизма установлена

закономерность, показывающая, что температура метаморфизма увеличивается с

глубиной. Эта закономерность отвечает общему геотермальному градиенту в земной коре.

При этом изотермальные плоскости, которые фиксируются метаморфическими

изоградами, не являются горизонтальными, поскольку проявления метаморфизма

характеризуются локальными тепловыми возмущениями, обусловленными внедрением

интрузивных тел, зонами тектоники и др., а также более поздними тектоническими

процессами, вызывающими некоторое вращение крупных блоков. Тем не менее, в случае

«нормальной зональности» существует достаточно четкая закономерность: температура

метаморфизма возрастает вниз по разрезу. Сразу следует отметить, что определение

элементов падения изотермальных поверхностей является очень сложной задачей,

поскольку в отличие от литологических метаморфические границы не резкие, а

постепенные. Поэтому корректная оценка падения «температурных границ» возможна

только в условиях резко расчлененного рельефа (например, метаморфический комплекс в

Гималаях, описанный ниже), или после проведения специальных структурно-

метаморфических исследований. Для ряда метаморфических комплексов фиксируются

необычные геотермальные градиенты, имеющие отрицательные значения, что означает,

что с увеличением глубины наблюдается уменьшение температур метаморфизма. Такие

необычные метаморфические градиенты называют инвертированными метаморфическими

градиентами, а метаморфические комплексы – инвертированными метаморфическими

комплексами. В большинстве изученных случаях инвертированная метаморфическая

зональность связана с процессами надвигания или поддвига (субдукции), проявленными в

различных геодинамических обстановках (Peacock, 1987). В настоящее время

инвертированные комплексы достоверно описаны в: а) подошвенной части тектонических

офиолитовых покровов; б) в сложно построенных террейнах, включающих

высокобарические метаморфические комплексы; в) сложно построенных коллизионных

орогенах, сформировавшихся при процессах коллизии континент - континент, континент

– островная дуга. Несмотря на то, что метаморфические комплексы в пределах этих

обстановок отличаются друг от друга и по набору пород, и по условиям метаморфизма,

общим является то, что для всех них наблюдается уменьшение температуры

метаморфизма, а иногда и деформаций с увеличением глубины.

6.1.1. Инвертированные метаморфические градиенты в подошвенной части

офиолитовых тектонических покровов

Наиболее ярко выраженными примерами инвертированных метаморфических

комплексов являются метаморфические ареалы под обдуцированными офиолитами.

Величины инвертированных геотермальных градиентов здесь, определенные по

минеральным ассоциациям и фазовым равновесиям, приближаются или превосходят –

1000 град/км. «Мощность» зонального комплекса под офиолитовыми покровами не

превышает километра, составляя в некоторых случаях первые сотни метров. Подобные

комплексы описаны на о. Ньюфаундленд (Jameison, 1986), в пределах пояса Тетис

(Woodcock, Robertson, 1977), в Квебеке (Feininger, 1981), Шотландии (Spray, Williams,

1980), Омане (Ghent, Stout, 1981). Один из наиболее изученных и наглядных

инвертированных комплексов связан с офиолитовым покровом Семайл в пределах юго-

западных гор Омана (Ghent, Stout, 1981). Здесь под офиолитами отмечается

инвертированная метаморфическая зональность от верхних ступеней амфиболитовой

фации до зеленосланцевой фации метаморфизма на отрезке 300-400 м. На расстоянии 2 м

от контакта с офиолитами, нижняя часть которых представлена перидотитами,

располагаются гранат-клинопироксеновые амфиболиты, далее на расстоянии 80 м -

метаморфические породы, содержащие минеральную ассоциацию роговая обманка +

клинопироксен. Затем на промежутке до 130 м отмечаются породы нижних ступеней

амфиболитовой фации и далее породы зеленосланцевой фации метаморфизма (рис. 6.1).

Подобные случаи в других местах проявления офиолитов использовались в

качестве доказательства интрузивной природы ультрабазитов. Действительно, чем не зона

контактовых роговиков у интрузии ультраосновного состава? Однако в случае офиолитов

Семайл, характеризующихся полным разрезом, прекрасно обнаженных, великолепно

изученных всеми возможными методами и рассматриваемых в настоящее время в

качестве тектонотипа офиолитовых покровов, возможность интрузивного внедрения

ультрабазитов полностью исключена. В чем же тогда причина появления маломощного

метаморфического ореола, да еще и перевернутого, вблизи офиолитовых ультрабазитов?

В настоящее время общепринятой является точка зрения, что инвертированные

метаморфические изограды ниже офиолитов имеют «динамотермальную» природу,

связанную с обдукцией офиолитов (Williams, Smyth, 1973; Ghent, Stout, 1981). Другими

словами, метаморфизм действительно имеет контактовую природу, но не интрузивного, а

тектонического характера. Надвигание «горячей» пластины на «холодное» основание

вызывает тектонотермальную переработку непосредственно контактирующей части

основания. В ряде случаев, как, например, в пределах комплекса Св.Антония на о.

Ньюфаундленд (Jameison, 1986), комплексе офиолитов Семайл Омана (Ghent, Stout, 1981),

когда происходила быстрая обдукция молодых (менее 10 млн. лет) и, поэтому, еще очень

«горячих» океанических пород (температура надвигаемых пород комплекса Св.Антония

оценивается в 850°C-1050°C) для возникновения инвертированной метаморфической

зональности достаточно было только тепла от горячего блока офиолитов. Однако, если

океанические породы имели возраст более 10 млн. лет до того, как они были надвинуты, и

их температура была не столь высока, то для возникновения инвертированной

метаморфической зональности необходимо привлечение дополнительного тепла,

возникающего в результате движений в зоне надвига, возможность чего оспаривается

многими исследователями. На первый взгляд не очень понятно – причем здесь возраст

океанической плиты, когда речь идет о температурном воздействии. И здесь не лишним

будет вспомнить, что офиолиты представляют собой фрагменты океанической коры,

сформировавшейся в зонах спрединга, характеризующихся максимальным тепловым

потоком. Ультрабазиты же, представляющие собой нижнюю, мантийную часть

офиолитового разреза, в момент формирования имеют температуру, превышающую

1000°C. По мере отодвигания от зоны спрединга океаническая кора постепенно остывает

и, по расчетным данным, существенно охлаждается по прошествии 10 млн. лет. Таким

образом, можно ожидать, что проявление инвертированного зонального метаморфизма

возможно только в случае надвигообразования в пределах молодой океанической коры.

Проблема инвертированных метаморфических комплексов этого типа тесно смыкается с

проблемой формирования «метаморфической подошвы», описанной в главе 2.

6.1.2. Инвертированные метаморфические градиенты в субдукционных комплексах

Особенностью инвертированных метаморфических градиентов, проявленных в

субдукционных комплексах, является их связь как с породами высоких степеней

метаморфизма, так и с низкотемпературными высокобарическими комплексами.

Считается, что формирование инвертированных метаморфических градиентов связано с

начальными стадиями субдукции. Поэтому собственно инвертированные комплексы

несколько древнее пространственно ассоциирующих метаморфических пород высоких

давлений. Так, например, в Шуксанской свите и Францисканском комплексе породы

высоких степеней метаморфизма имеют более древний возраст, чем пространственно

совмещенные с ними породы фации голубых сланцев (Brown et al., 1982; Cloos, 1985).

Инвертированные геотермальные градиенты в пределах этих комплексов существенно

ниже, чем в описанных выше метаморфических образованиях, ассоциирующих с

офиолитами. Например, для наиболее хорошо изученных субдукционных комплексов

западных Кордильер Соединенных Штатов инвертированные геотермальные градиенты

по оценкам различных авторов фиксируются в диапазоне – 200-280 град/км (Graham,

Powell, 1984) и 100 град/км (Peacock, 1987).

В пределах комплекса Пелона-Орокопиа Шист в западных Кордильерах

инвертированная метаморфическая зональность проявлена на расстоянии 1-2 км от зоны

надвига, показывая уменьшение температур метаморфизма структурно вниз от 650°С до

400°С (Peacock, 1987). Породы висячего бока (расположенного пространственно выше

зоны надвига) представлены здесь гнейсами и интрузивными породами, а

инвертированная метаморфическая зональность проявлена в расположенных структурно

ниже породах, ранее слагающих океаническую кору и океанические островные дуги,

которые представлены в современном разрезе метаосадочными породами, метабазитами и

метаультрабазитами. Здесь отмечается увеличение степени метаморфизма от

зеленосланцевой фации к альбит-эпидот-амфиболитовой и нижним ступеням

амфиболитовой фации структурно вверх по направлению к зоне надвига (рис. 6.2). В

породах непосредственно вблизи зоны надвига отмечено появление клинопироксена,

фиксирующего условия верхних ступеней амфиболитовой фации.

Для объяснения возникновения и сохранения инвертированной метаморфической

зональности, ассоциируемой с субдукционными зонами, в течение последних двух

десятилетий было предложено несколько разнообразных моделей. Для уже

упоминавшихся комплексов Северо-Американских Кордильер К. Грэм и Ф. Ингланд

(Graham, England, 1976) посчитали, что возникновение инвертированных

метаморфических изоград связано в основном с разогревом в зоне надвига,

обусловленным тектоническими движениями. Дж. Платт (Platt, 1975) полагал, что для

создания такой зональности достаточно остаточного тепла пород висячего бока. С. Пикок

(Peacock, 1985) не исключал возможности, что необходимое тепло для создания

инвертированных метаморфических градиентов могли обеспечить горячие

метаморфические флюиды, мигрирующие вдоль зоны надвига. Ф. Ингланд и П. Молнар

(England, Molnar, 1993), используя результаты численного моделирования, показали, что

для возникновения наблюдаемых инвертированных метаморфических изоград

необходима комбинация теплового эффекта горячих пород висячего бока и тепла,

обусловленного трением в зоне надвига (см. раздел 6.2.3).

Как и в случае высокобарических комплексов (см. главу 4), для сохранности

образованной инвертированной зональности требуется достаточно быстрое охлаждение,

или, другими словами, выведение из зоны метаморфизма в верхние горизонты коры. В

случае длительной «консервации» в зоне метаморфизма перестройка теплового поля

будет приводить к полному замещению метаморфических ассоциаций «неправильной

зональности». Для сохранения инвертированных метаморфических изоград привлекались

модели, включающие либо быстрое экспонирование (Pavlis, 1986), либо длительную

непрерывную субдукцию (изобарическое охлаждение) (Brown et al., 1982; Cloos, 1985).

С. Пикок (Peacock, 1987) на примере все тех же комплексов Северо-Американских

Кордильер предложил две модели для образования и сохранения инвертированных

метаморфических градиентов в пределах субдукционных зон. По его представлениям в

случае заложения зоны субдукции в пределах молодой и, соответственно, горячей

океанической литосферы (< 10 млн. лет), быстрая субдукция (∼10 см/год) способствует

прогреву верхних («холодных») частей погружающейся плиты за счет «горячего»

висячего блока и созданию инвертированных метаморфических градиентов в верхней

части погружающейся плиты. По сути, эти построения близки модели формирования

инвертированной зональности под офиолитовыми покровами. В обоих случаях

метаморфизм в нижней плите обусловлен теплом перекрываемого блока. Но есть одно

принципиальное различие. При обдукционных процессах не происходит значительного

погружения и последующего разогрева нижней пластины за счет нормального

геотермального градиента. При субдукции же возможно погружение океанической плиты

на значительные глубины, характеризующиеся высокими температурами. Другими

словами, при дальнейшем погружении уже сформированной перевернутой

метаморфической зональности может происходить полное уничтожение ранних

ассоциаций. Сохранение инвертированных метаморфических изоград оказывается

возможным в результате аккреции верхних частей субдуцируемой плиты к основанию

висячего бока с последующим экспонированием по модели возвратного потока.

Инвертированные метаморфические градиенты могли возникнуть и в

субдукционных зонах, развитых под океанической литосферой с возрастом более 30 млн.

лет (т.е. холодной) при условии длительной непрерывной субдукции со скоростью 1-10

мм/год. Рассмотрим необходимость именно длительной, непрерывной и обязательно

быстрой субдукции. Погружение холодной пластины вызывает ее разогрев в соответствии

с геотермальными градиентами литосферы, однако высокая скорость процесса не

позволяет полностью выравнивать отрицательную тепловую аномалию, что могло бы

происходить при низких скоростях или полной консервации процесса. Для висячего же

блока холодная плита будет являться охлаждающим фактором, снижающим температуру

в приконтактовой зоне. Чем дольше будет продолжаться процесс субдукции, тем сильнее

будет охлаждаться висячий блок, точнее его контактовая зона. Поскольку зона субдукции

является относительно флюидонасыщенной (необходимое условие для регрессивных

метаморфических изменений, см. главу 1), то продолжающиеся процессы метаморфизма

во время охлаждения будут обуславливать возникновение инвертированной

метаморфической зональности при высокой скорости субдукционных процессов.

Естественно, что в дальнейшем опять необходимо быстрое выведение

метаморфизованного блока из зоны метаморфизма для сохранности метаморфических

ассоциаций, иначе температурное выравнивание приведет к их замещению новыми, более

высокотемпературными.

Легко заметить, что рассмотренные два варианта возникновения инвертированной

метаморфической зональности, связанной с зонами субдукции, имеют одно

принципиальное различие. В первом случае инвертированная зональность развивается в

верхней части погружающейся океанической плиты за счет разогрева со стороны

«горячего» висячего крыла с последующим «отщеплением» чешуй и аккреции их к

висячему блоку. При втором варианте метаморфизм проявлен в контактовой зоне

висячего крыла (надсубдукционной зоны) за счет ее охлаждения при субдукции

относительно холодной океанической плиты.

6.1.3. Инвертированные метаморфические градиенты в коллизионных и аккреционно-

коллизионных орогенах

Наименее резко выраженные инвертированные метаморфические градиенты

отмечаются в коллизионных и аккреционно-коллизионных орогенах, где

инвертированные геотермальные градиенты составляют, как, например, в основании

покрова Tay Шотландских Далрадианид, 27 град/км. Приблизительно такие же значения,

25 град/км, отмечены в пределах метаморфических комплексов Центрального Непала

(Macfarlane, 1995), в других областях Гималаев (по оценкам через разрез вблизи г.

Эверест) они иногда достигают 80 град/км (England, Molnar, 1993). Инвертированные

метаморфические градиенты, связанные с зонами коллизии, отмечены в Норвегии

(Andreasson, Lagerblad, 1980), Гренландии (Talbot, 1979), Аппалачах (Thompson et al.,

1968). Самой же хорошо изученной является инвертированная метаморфическая

зональность в Гималаях, наличие которой было отмечено еще в XIX веке. Считается, что

коллизия между Индией и Евразией, начавшаяся с эоцена, привела к экспонированию

большого объема высокометаморфизованных пород в верхние уровни Гималайского

орогена (Gansser, 1964). В современной структуре эти высокометаморфизованные породы,

представленные парагнейсами и сланцами при подчиненном количестве метакарбонатов и

гранитных ортогнейсов (Vannay, Hodges, 1996) и определяемые как Большая Гималайская

серия (БГС), располагаются над слабее метаморфизованными метаосадочными породами

Малой Гималайской серии (МГС), разделяясь по зоне Главного Центрального надвига

(ГЦН), с которым как показал А.Ганссер (Gansser, 1964) и ассоциируют инвертированные

метаморфические изограды (рис. 6.3).

Резко расчлененный рельеф Гималаев позволяет достаточно четко фиксировать

уменьшение степени метаморфизма вниз по разрезу. В Гималайском метаморфическом

комплексе инвертированные метаморфические изограды показывают постепенную смену

от хлоритовой до силлиманитовой ступени в направлении от основания МГС к верхней

части БГС на отрезке, достигающем в некоторых случаях нескольких десятков

километров. Для Малой Гималайской серии характерны метаморфические фации

хлоритовой - гранатовой ступени, сменяющиеся вверх по разрезу парагенезисами с

кианитом, а затем – с силлиманитом. Отсутствие в ряде случаев резкой смены фаций

метаморфизма от Малой Гималайской серии к Большой Гималайской серии может

свидетельствовать о синметаморфическом надвигании вдоль ГЦН и, кроме того,

показывает, что инвертированный прогрессивный метаморфизм в МГС является

следствием раннего надвигания по ГЦН (LeFort, 1975; Pecher, LeFort, 1986). В некоторых

же регионах Гималаев фиксируются более поздние постметаморфические движения по

зоне надвига, которые привели к тектоническому удалению промежуточных

метаморфических зон и непосредственному контакту низкотемпературных пород МГС и

высокотемпературных пород БГС. В этом случае предполагается более сложная история

возникновения инвертированных метаморфических изоград, являющаяся следствием двух

метаморфических событий (Hodges, Silverberg, 1988).

Необычная метаморфическая зональность, описанная еще в XIX веке, вызвала

появление на свет самых разнообразных моделей, объясняющих этот необычный

феномен. Многие такие модели являются взаимно дополняющими друг друга.

Единственным объединяющим их моментом является формирование зональности в

результате коллизионных процессов. Возникновение инвертированных изоград в

метаморфических комплексах, связанных с зонами коллизии, объясняется во многих

случаях на основе тех же термальных моделей, что и при возникновении

инвертированных метаморфических градиентов в зонах субдукции. Некоторые авторы

предполагают, что для возникновения инвертированных метаморфических изоград в

комплексах Гималаев основным являлось тепло горячих пород Большой Гималайской

серии, которые были надвинуты на верхние части более холодного блока, сложенного

породами Малой Гималайской серии, что вызвало охлаждение пород БГС, нагревание

МГС и обеспечило инвертирование метаморфических изоград. Другие исследователи

считают, что для возникновения инвертированных метаморфических изоград достаточно

диссипативного тепла за счет трения в зонах надвига (Le Fort, 1975). Другие термальные

модели предполагают комбинированное тепловое воздействие и горячих пород висячего

бока и сдвиговых смещений вдоль зоны надвига (England et al., 1992; England, Molnar,

1993). Отдельные исследователи (например, Mohan et al., 1989) объясняют возникновение

инвертированной метаморфической зональности в регионах, характеризующихся

постметаморфическими деформациями, теплом надвигаемых пород висячего бока и

изменением положения изоград при син- и постметаморфических складчатых процессах.

В качестве дополнительного источника тепла в термальных моделях, объясняющих

возникновение инвертированных изоград в метаморфических комплексах Гималаев,

К.Ходжес и Д.Силверберг (Hodges, Silverberg, 1988) привлекали также тепло интрузий,

внедряющихся вдоль зоны надвига. Для сохранения инвертированных метаморфических

изоград в основном применяется механизм быстрой эксгумации пород глубинных уровней

к поверхности.

Таким образом, все существующие модели для инвертированного

метаморфического комплекса Гималаев можно разделить на две основные группы. Первая

группа моделей объясняет инвертированную метаморфическую зональность более

поздними складчатыми или тектоническими процессами, приводившими к вращению

первоначально «нормальной» метаморфической зональности, соответствующей

геотермальным градиентам в литосфере. Другими словами, перевернутость изоград не

является отражением теплового поля, существующего в момент проявления

метаморфических процессов, а обусловлена поздним «переворотом» крупного блока с

первично нормальным пространственным положением зональности. Другая группа

моделей предполагает «первичность» инвертированных метаморфических градиентов и

привлекает разные механизмы или их комбинации для объяснения этого феномена. В

качестве основных причин метаморфизма привлекаются тепловое воздействие

надвинутой горячей пластины, разогрев за счет трения в зоне надвига и тепловое

воздействие гранитных интрузий, внедрение которых контролируется проницаемой

надвиговой зоной. Характеристика численных (расчетных) моделей приводится в разделе

6.2.

Еще одним интересным примером проявления инвертированного метаморфизма

является Шутхулайский метаморфический комплекс юго-восточного Саяна,

формирование которого связано с ордовикской коллизией, широко проявленной в

структурах Центрально-Азиатского складчатого пояса вдоль южного фланга Сибирского

кратона. В пределах Шутхулайского метаморфического комплекса (рис. 6.4) наблюдается

пространственное совмещение пород двух типов метаморфизма – высоких температур

низких давлений и умеренных температур повышенных давлений, наиболее резко

отличающихся по давлению. Породы надвинутой пластины представлены здесь в

основном гнейсами, гранитогнейсами, мигматитами и гранитами. Нижняя пластина

сложена зеленосланцевыми толщами, метаморфизоваными в РТ-условиях хлорит-

мусковитовой субфации зеленосланцевой фации (Т=330-400°С). В переходной зоне на

расстоянии около 20 км резко преобладают биотитовые или двуслюдяные сланцы,

нередко с гранатом. Изредка встречаются парагенезисы со ставролитом. Несмотря на то,

что общее падение пород достаточно крутое (40-75°), не вызывает сомнения общая

тенденция нарастания температуры вверх по разрезу. В зоне контакта гнейсов

надвинутого блока и гранат-биотитовых сланцев нижней пластины закартированы

линейные согласные тела двуслюдяных гранитов с гранатом, мощность которых

составляет десятки, реже первые сотни метров, в то время как прослеживаются они на

расстояние до нескольких километров. Наряду с обычными чертами других

инвертированных комплексов, описанных в литературе, для Шутхулайского комплекса

выявилась очень неожиданная, можно сказать парадоксальная, картина. Массовое

определение РТ-условий метаморфизма для гнейсов верхней пластины и переходной зоны

показало, что падение температуры по мере удаления от контакта верхней пластины

сопровождается одновременным ростом давления. Сразу следует отметить, что минералы,

использованные для определения РТ-условиях метаморфизма, являются зональными, что

позволяет для каждой конкретной минеральной ассоциации определять не просто

точечное значение РТ-условий, а тренд изменения по мере роста минералов (рис. 6.5).

Оказалось, что для верхней пластины (1 на рис. 6.5) и внутренней зоны переходного

зонального комплекса (2 на рис. 6.5) характерны регрессивные тренды метаморфизма,

фиксирующие резкое падение давления, в то время как парагенезисы внешней зоны (3 на

рис. 6.5) отвечают одновременному росту температуры и давления. Объяснений

выявленному парадоксу не существует в рамках рассмотренных выше моделей, но

предпосылки такого объяснения есть. В качестве подсказки напомним, что для

сохранения инвертированной зональности необходимо быстрое выведение

сформировавшегося метаморфического комплекса из зоны метаморфизма. И такое

быстрое выведение может оказаться причиной необычного соотношения температуры и

давления в зональном комплексе.

Рассмотрим процесс надвигания в зоне коллизии и совмещения «горячей» верхней

пластины и «холодной» нижней пластины (рис. 6.6). Естественно, что для такого сценария

необходимо, чтобы нижние горизонты коры (25-30 км) были разогреты в процессе

коллизии, а амплитуда надвигания составляла не менее 25-35 км. Можно предположить

также, что разогрев нижней пластины осуществлялся не только за счет тепла верхней

пластины, но и внедрения по зоне надвига пластовых гранитных интрузий,

закартированных в зоне контакта, а также диссипативного тепла, выделяемого за счет

трения в зоне надвига. Итак, совмещение верхней пластины с температурой 700-800°С и

нижней с температурой 350-400°С привело в момент t1 к прогреву последней в

ограниченном объеме, размеры которого определялись энергетической емкостью

«горячей» пластины и дополнительных источников. Во внешней части этой зоны

минеральные ассоциации фиксируют одновременный рост температуры и давления (рис.

6.10б) по мере прогрева во время продолжающего тектонического перекрытия ранее

«холодных» пород. Фиксируемое повышение давления объясняется перекрытием нижней

толщи мощным комплексом верхней пластины во время метаморфизма. Заметим сразу,

что состав минералов в этой зоне был «законсервирован» именно в этот момент времени.

Более высокие температуры во внутренней зоне являлись причиной полной

реэквилибрации состава минералов и «стирания» следов прогрессивной стадии


Резкое утолщение коры в результате надвигообразования приводило к общему

воздыманию территории и «расползанию» утолщенного орогена (Dewey, 1988). Для нас

не столь важно, какие процессы – эрозионная или тектоническая денудация – приводили к

быстрому уменьшению мощности комплексов, перекрывающих зону метаморфизма.

Важен сам факт уменьшения давления в зоне метаморфизма за счет снятия нагрузки

перекрывающих комплексов. В момент снятия нагрузки t2 еще происходит прогрев

внутренней зоны, что приводит к незначительному повышению температуры,

фиксируемому по минеральным ассоциациям. Эти же ассоциации фиксируют и спад

давления (рис. 6.6в). Уменьшение давления также отмечается и в перекрывающей горячей

пластине, но температура в ней, естественно, несколько выше. Опять же в силу

ограниченной энергетической емкости перекрывающей «горячей» пластины минеральные

ассоциации внутренней части переходной зоны для этой стадии метаморфизма

консервируются, отражая отмеченные спад давления и некоторый рост температуры.

Дальнейшее снятие нагрузки перекрывающих комплексов (рис. 6.6г) в момент

времени t3 фиксируется только в изменении составов минералов перекрывающей горячей

пластины, причем это изменения соответствует дальнейшему снижению давления в

процессе метаморфогенного минералообразования. В переходной зоне минеральные

ассоциации законсервированы в предыдущие стадии метаморфического процесса. Важной

особенностью предложенной модели является непрерывность метаморфического

процесса, отражающего максимальные давления в кульминационный момент

надвигообразования и снятия давления по мере уменьшения нагрузки за счет эрозионной

или тектонической денудации перекрывающих комплексов. Сохранность

инвертированной зональности и составов минералов, отражающих смену РТ-условий

метаморфизма, возможна только при высокой скорости тектонических и

метаморфических процессов, поскольку длительное существование начальных условий,

возникших в кульминационный момент надвигообразования, привело бы к полной

перестройке термальной структуры этого блока земной коры.

6.2. Численные модели проявления инвертированного метаморфизма

Обобщая материалы по метаморфическим комплексам различных тектонических

обстановок, характеризующимся инвертированной метаморфической зональностью,

можно выделить четыре основных модели, использующиеся для объяснения

возникновения такой зональности:

1) Внедрение воронкообразных или пластообразных интрузивных комплексов.

С внедрением подобных интрузий связывают инвертированные метаморфические

градиенты вблизи батолита Хербурн (Herburn) в орогене Вомэй (Wormay), Канада (St-

Onge, 1981). В этом случае пластообразная форма интрузии на крыльях обуславливает

прогрев и соответствующий метаморфизм нижележащих контактовых пород. Этот случай

распознается достаточно просто, поскольку геологическое картирование легко позволяет

определить интрузивно-контактовую природу метаморфизма;

2) Механическое надвигание, вращение или смятие в крупные лежачие

антиклинальные складки ранее образованных нормальных метаморфических изоград в

результате процессов складчатости (Mason, 1984). Несмотря на то, что такие случаи

описаны в геологической литературе, они являются очень редкими. В качестве примера

отметим комплекс Сулителма, Норвегия (Mason, 1984);

3) Прогрев нижележащих образований при надвигании горячей глубинной

пластины (Oxburgh, Turcotte, 1974; Molnar et al., 1983). Этот тип моделей является

основным для формирования инвертированной зональности не только для коллизионных

или аккреционно-коллизионных орогенов, но и для аккреционно-субдукционных орогенов

(см. раздел 6.1.2), а также обдукционных офиолитовых покровов (см. раздел 6.1.1);

4) Разогрев за счет трения и выделения диссипативного тепла вдоль зоны

надвига (Graham, England, 1976; Le Fort, 1975, Scholz, 1980);

Наряду с этим существуют комбинированные модели, предполагающие несколько

источников тепла, в основном от горячей верхней пластины и возникающего при

движении по зоне надвига (England, Molnar, 1993).

Первые две модели приемлемы для объяснения возникновения инвертированной

метаморфической зональности только в отдельных частных случаях, поэтому на них мы

особо останавливаться не будем. Последние две модели и их комбинации привлекаются

для реконструкции механизма проявления инвертированной метаморфической

зональности во всех характерных для нее тектонических обстановках, о чем уже не раз

упоминалось в разделе 6.1. Начиная с семидесятых годов для объяснения условий,

которые считаются ответственными за возникновение инвертированной метаморфической

зональности, была создана целая серия одномерных (Graham, England, 1976; Oxburgh,

Turcotte, 1974, England, Molnar, 1993 и другие) и двумерных (Peacock, 1987) расчетных

моделей. Одной из наиболее значимых работ, опубликованных в последние годы по

условиям проявления инвертированной метаморфической зональности можно считать

работу Ф. Ингланда и П. Молнара (England, Molnar, 1993). Авторы представили уравнения

расчета физических параметров в области проявления инвертированных температурных

градиентов, обобщили основные условия происхождения и привели примеры

возникновения инвертированной метаморфической зональности в различных

тектонических обстановках. При дальнейшем обсуждении мы в основном опираемся на

материалы этой работы.

6.2.1. Образование инвертированной метаморфической зональности за счет прогрева от

горячей надвигаемой пластины

Для формирования инвертированной метаморфической зональности только за счет

тепла надвигаемой пластины необходимо выполнение некоторых обязательных условий.

Так, Е. Оксбург и Д. Туркотт (Oxburgh, Turcotte, 1974) показали, что инвертированные

метаморфические изограды могли образовываться ниже зоны надвига в случае быстрого

надвигания при соблюдении следующего требования - V ≥ k/zf, где V – скорость

скольжения, k – температуропроводность (коэффициент теплопроводности деленный на

плотность и удельную теплоемкость материала), zf – глубина погружения по разлому.

Несколько позже Ф. Ингланд и П. Молнар (England, Molnar, 1993) отметили, что

надвигание горячих пород на более холодные породы может вызвать временное

инвертирование метаморфических градиентов как ниже так и выше зоны надвига только

тогда, как время поддвига материала с поверхности Земли до глубины zf намного меньше

величины zf2/π2k, характеризующей время диффузии тепла через надвинутую пластину с

мощностью zf. Для надвинутой пластины мощностью 10-30 км они оценили этот

временной интервал в диапазоне 0,3 – 3 млн.лет. Кроме того, они рассчитали, что

инвертированные геотермальные градиенты, в случае если V * zf * sinδ ≥ 100, не могут

быть образованы только за счет тепла надвигаемой пластины без добавления тепла,

выделяющегося за счет трения в зоне надвига (в данном случае δ - угол погружения

плоскости надвига).

Ф. Ингланд и П. Молнар (England, Molnar, 1993) пришли к выводу о том, что для

сохранения инвертированных термальных градиентов сформированных без добавления

диссипативного тепла зоны надвига требуется комбинация быстрого поддвига и быстрой

последующей эксгумации. Ими, а также другими исследователями (например, Graham,

England, 1976; Oxburgh, Turcotte, 1974) показано, что перед быстрой эксгумацией после

завершения процессов надвигания, инвертированные геотермальные градиенты должны

быть законсервированными в течение очень незначительного промежутка времени в

несколько миллионов лет, пока не произошла перестройка термальной структуры, в

противном же случае геотермальный градиент ниже зоны разлома не будет иметь

отрицательного значения (кривая А, рис. 6.7). Исключение может быть, если блок пород

выше зоны надвига был чрезвычайно горячим до начала надвигания, а внедрение

осуществлялось в течение короткого промежутка времени сравнимого с интервалом

времени zf2/π2k (см. выше). Подобные условия могут возникать в период внедрения

офиолитов.

Кроме того, Ф. Ингланд и П. Молнар особо подчеркнули, что при отсутствии

тепловыделения за счет трения в зоне разлома, температуры здесь никогда не смогут

достигать значений, фиксирующихся в висячем крыле до начала движения. Для

возникновения инвертированных метаморфических изоград температура в области зоны

разлома в отсутствие дополнительного тепла должна быть близка к средней начальной

температуре в висячем и лежачем крыльях структуры. Так как во многих случаях

температура пород перекрываемой плиты до начала скольжения по зоне надвига близка к

температуре земной поверхности, то в таком случае температура в зоне разлома должна

составлять приблизительно половину температуры основания надвинутой пластины.

Например, если мы наблюдаем инвертированную метаморфическую зональность с

максимальной температурой 600°С, то начальная температура основания надвинутой

пластины должна достигать 1000-1200°С (Graham, England, 1976). Иначе, необходимо

учитывать дополнительные источники тепла или привлекать другой механизм для

объяснения возникновения инвертированной метаморфической зональности.

6.2.2. Образование инвертированной метаморфической зональности вследствие

диссипативного тепла зоны надвига

Разогрев в зоне надвига за счет трения предлагается рядом авторов для объяснения

происхождения инвертированных метаморфических изоград. Некоторые из них (Graham,

England, 1976; Le Fort, 1975; Peacock, 1985; Scholz, 1980) рассматривают только

диссипативное тепло, выделяющееся в зоне надвига. Другие (например, Peacock, 1985)

считают, что одного тепла трения недостаточно, и связывают повышение температуры

также с циркуляцией глубинных флюидов по зоне надвига.

Р.Сибсон (Sibson, 1977) предложил выразить величину сдвигового тепла вдоль

зоны разлома в виде уравнения: H = τv/w, где H – тепловой поток выраженный на единицу

объема, τ - сдвиговое напряжение в зоне разлома, v – скорость скольжения по зоне

разлома, w – ширина зоны разлома. Р.Сибсон (Sibson, 1977) показал, что при

перемещении на 1 км по 10-и метровой сдвиговой зоне при сдвиговом напряжении 100

МPа (1 кбар) и скорости скольжения 10 см/год может произойти увеличение температуры

в центральной части зоны на 43°С. Однако, он же и отметил, что в приведенном выше

уравнении имеются некоторые упрощения. Так, например, ширина многих сдвиговых зон

увеличивается с глубиной, поэтому средняя скорость скольжения в зоне сдвига может

уменьшаться со временем. В уравнении также не учитывается уменьшение температуры

вследствие эндотермических реакций в ходе перекристаллизации в пределах зон сдвига на

средних уровнях коры. Однако, все же, как показано на рисунке 6.8, тепло, выделяемое

вдоль зоны надвига, способно создать термальную аномалию, достаточную для

возникновения инвертированной метаморфической зональности (Scholtz, 1980; Peacock,

1985). К.Грэм и Ф.Ингланд (Graham, England, 1976), кроме того, показали, что релаксация

нарушенных (нормальных) геотерм после прекращения надвигания приводит к

понижению температуры как в висячем, так и в лежачем крыльях вблизи зоны надвига,

что позволяет сохранить инвертированные геотермальные градиенты.

6.2.3. Образование инвертированной метаморфической зональности за счет комбинации

тепла надвигаемой пластины и генерированного в зоне надвига

Рассмотренные выше модели учитывают, в основном, только один источник тепла,

приводящий к повышению температуры в зоне тектогенеза. Однако большинство

исследователей считает, что для формирования инвертированных метаморфических

изоград необходима комбинация нескольких источников тепла.

Ф. Ингланд и П. Молнар (England, Molnar, 1993) показали, что термальное развитие

зоны надвига характеризуют две основные константы, связанные со временем. Первая

константа - t1 = zf / Vsinδ - интервал времени, определяющий погружение материала

подошвы зоны надвига до начала скольжения ниже интересующей нас глубины зоны

разлома. Вторая - t2 = zf2/π2k – постоянная времени, выражающая диффузию тепла через

блок мощностью zf. В случае, когда tобщ > t1+t2 температура в пределах висячего крыла

достигает стабильного состояния и инвертированные геотермальные градиенты в нижней

пластине могут возникать только при добавлении достаточного количества

диссипативного тепла в зоне надвига.

Уравнения расчета постоянной температуры в зоне разлома, учитывающей

диссипативное тепло, выглядят следующим образом:

T(zf) = zf / S * (Go + τ * V / K),

геотермальный градиент в висячем крыле:

Gub = 1 / S * (Go + τ * V / K) и

геотермальный градиент в нижней пластине:

Glb = 1 / S * (Go + (1-S)* τ * V / K), где

Go – геотермальный градиент до начала надвигания, K – коэффициент теплопроводности,

S – делитель, S = 1 + b * (V * sinδ * zf / k)1/2 , характеризующий стабильную температуру в

висячем крыле, b – наименьшая величина, эквивалентная таковой для большинства видов

тепла. Согласно численных расчетов П.Молнара и Ф.Ингланда (Molnar, England, 1990) b ≈

1.

Кроме того, Ф.Ингланд и П.Молнар (England, Molnar, 1993) предложили два

независимых варианта расчета скорости диссипативного нагревания, основываясь на

значениях инвертированных геотермальных градиентов и максимальных температурах

метаморфизма. Они показали, что если после расчетов наблюдаются различия между

полученными значениями, то в ходе эволюции инвертированных метаморфических

изоград должны иметь место дополнительные процессы, такие, например, как

тектоническое смещение изоград.

Как видно из рисунка 6.7 (кривая С), геотерма, построенная с учетом суммарного

тепла надвигаемой пластины и диссипативного тепла зоны надвига, характеризуется

локальным максимумом температуры в зоне разлома и отрицательным геотермальным

градиентом ниже зоны разлома. Другими словами, она отвечает инвертированной

метаморфической зональности с высокими пиковыми температурами метаморфизма,

сформированной в условиях надвигания «умеренно» горячих пород висячего бока и

дополнительного диссипативного тепла зоны надвига.


Подводя итог изложенному в главе можно выделить следующие основные

моменты:

1. Инвертированная метаморфическая зональность может формироваться только в

условиях активного тектогенеза, а именно в зонах глубинных надвигов или субдукции

(мы не рассматриваем здесь случаи маломощных контактовых ореолов в подошве

пластообразных интрузивных тел). Именно в силу этого инвертированные зональные

метаморфические комплексы можно использовать в качестве индикаторов существования

во время метаморфизма глубинных надвигов или зон субдукции.

2. Проявления инвертированного метаморфизма возможны в трех геодинамических

обстановках: 1) обдукционных зонах в пределах молодой океанической коры; 2) в зонах

субдукции; 3) в зонах коллизии континент-континент или островная дуга-континент при

формировании глубинных надвигов, являющихся впоследствии важнейшими сутурными

швами. Привлечение дополнительных критериев (главным образом, особенностей

вещественного состава метаморфизованных и ассоциирующих комплексов) позволяет

уверенно реконструировать одну из трех вышеотмеченных обстановок.

3. Высокоградиентные маломощные (первые сотни метров) инветрированные

метаморфические комплексы встречаются только в подошве офиолитовых покровов,

причем в составе последних обязательно присутствуют реститовые ультрабазиты.

Метаморфизм связан с процессами тектогенеза в пределах молодой (до 10 млн. лет)

океанической плиты. Метаморфизм обусловлен тепловым воздействием «горячих»

(свыше 1000°С) ультрабазитов, являющихся фрагментами нижней части океанической

коры.

4. Формирование инвертированной метаморфической зональности с умеренными

градиентами (100-300 град/км) в зонах субдукции обусловлено тепловым воздействием

сравнительно горячего висячего крыла на «холодные» приповерхностные комплексы

субдуцируемой океанической плиты, в некоторых случаях с дополнительным разогревом

за счет трения в зоне тектогенеза. Этот вариант возможен при зарождении зоны

субдукции в пределах молодой океанической коры, характеризующейся повышенной, по

сравнению со зрелой корой, температурой. Кроме того, проявление зональности возможно

за счет охлаждения горячего висячего крыла при длительной и быстрой субдукции зрелой

(холодной) океанической коры. Непрерывное поступление «холодного» субстрата в

условиях флюидонасыщщености среды может обеспечить постепенное охлаждение

приконтактовой зоны висячего крыла и, соответственно, инвертированную

метаморфическую зональность.

5. Инвертированные комплексы с низкими градиентами (25-80 град/км)

формируются в условиях «горячей» коллизии, когда в связи с утолщением коры

происходит разогрев ее нижних частей. При заложении зоны глубинного срыва (надвига)

породные комплексы нижних частей коры (15-20 км) оказываются пространственно

совмещенными с «холодными» комплексами верхних уровней. Тепловое воздействие

надвигаемой пластины вызывает прогрев нижней пластины. В отличие от офиолитовых

покровов энергетической емкости надвигаемой пластины (Т=700-800°С) недостаточно для

формирования сравнительно мощных (до первых десятков км) зон инвертированного

метаморфизма. Дополнительный прогрев осуществляется за счет трения в зоне надвига, а

также внедрения интрузий, контролируемого проницаемой зоной надвига.

6. Поскольку при формировании инвертированной метаморфической зональности

происходит резкое возмущение тепловой структуры коры, то для сохранности возникших

минеральных ассоциаций необходимо их быстрое выведение (экспонирование) из зоны

метаморфизма. В случае достаточно длительного нахождения в зоне метаморфизма

сформированная инвертированная зональность преобразуется в «нормальную» в связи с

перестройкой тепловой структуры коры.

ГЛАВА 7

ИСПОЛЬЗОВАНИЕ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ В

ТЕКТОНИЧЕСКОМ АНАЛИЗЕ

В предыдущих главах мы постарались показать, что метаморфические процессы в

разных тектонических обстановках характеризуются значительными вариациями состава

протолита, разными РТ-трендами, отражающими изменение термальной структуры

глубоких горизонтов земной коры, различным стилем синметаморфических деформаций,

и значительными вариациями положения в современной структуре. Коль скоро это так, то

особенности их состава и строения могут быть использованы для реконструкции

эволюции разноранговых геологических структур. Для этого необходимо выделение

индикаторных признаков (а лучше совокупности индикаторных признаков),

позволяющих: а) достаточно определенно судить об особенностях тектогенеза,

обусловивших термальную и деформационную переработку породных комплексов; б)

реконструировать геодинамическую обстановку проявления эндогенных процессов; в)

выделять определенные стадии эволюции геологических структур, соответствующие

процессам формирования и переработки континентальной коры. В качестве таких

признаков можно использовать разные характеристики метаморфических комплексов.

Прежде всего, к ним относятся особенности термодинамических преобразований

пород. «Точечное» определение РТ-условий метаморфизма того или иного комплекса,

хотя и является важным, и может в некоторых случаях приводить к принципиальным

тектоническим следствиям (например, в случае высокобарических пород), но на

современном уровне возможностей может использоваться только в качестве «первого

приближения» при тектонических реконструкциях. Намного информативнее корректное

построение РТ-трендов метаморфических преобразований, которые позволяют судить об

изменении термальной структуры коры в определенном (иногда очень значительном)

временном интервале, соответствующим одной или нескольким эпохам тектогенеза. При

этом проградная ветвь РТ-тренда фиксирует изменение термальной структуры коры на

начальном и кульминационном этапе метаморфизма. Корректная реконструкция РТ-

условий может позволить оценить характер тектонических процессов, контролирующих

преобразование вещества (субдукция, утолщение коры при коллизии, надвигообразование

в пределах океанической или континентальной коры) или возможное влияние мантийных

источников дополнительного прогрева. Но еще более информативной может оказаться

ретроградная ветвь РТ-тренда, нередко имеющая сложную конфигурацию. Напомним, что

в большинстве случаев для метаморфических комплексов удается реконструировать

именно условия их охлаждения после кульминационного метаморфизма. Прежде всего,

для некоторых комплексов удается выделить несколько стадий метаморфизма, иногда

соответствующих разным эпохам тектогенеза. Кроме того, принципиально возможно

обоснование тектонических механизмов, контролирующих выведение фрагментов нижней

и средней коры к поверхности (крупноамплитудные пологие сбросы в случае комплексов

метаморфических ядер, возвратный поток в зонах субдукции и др.).

Весьма информативными могут оказаться некоторые структурно-текстурные

характеристики метаморфических пород, отражающие условия глубинных деформаций.

Характеристика складчатых форм, линейность и другие структурные элементы

метаморфических комплексов, описанные неоднократно в отечественной и зарубежной

литературе (например, Геологическая.., 1996) позволяют судить об эволюции полей

напряжения во время метаморфизма, обосновывать последовательность метаморфических

и деформационных событий и выделять тектоно-метаморфические циклы. Но здесь мы

хотели бы заострить внимание на классе метаморфических тектонитов – специфических

метаморфических пород, образующихся в достаточно узких зонах, которые можно

интерпретировать как глубинные «корневые зоны» крупных разрывных нарушений. К

таким породам относятся бластомилониты, некоторые типы диафторитов,

псевдотахилиты и др.

Геохимические исследования метаморфических пород позволяют

реконструировать природу протолитов, что в свою очередь делает возможным

обоснование геодинамических обстановок формирования исходных интрузивных,

вулканических или осадочных пород.

В данной главе мы подробнее остановимся на двух важных вопросах в проблеме

соотношения процессов метаморфизма и тектоники: использовании метаморфических

комплексов для реконструкции геодинамических обстановок и использовании

особенностей метаморфических процессов в террейновом анализе.

7.1. Метаморфические комплексы – индикаторы геодинамических обстановок

При реконструкции палеогеодинамических обстановок в истории развития

складчатых поясов и краевых частей кратонов обычно применяется комплекс признаков,

среди которых приоритет отдается особенностям осадочных и вулканогенно-осадочных

отложений и геохимическим характеристикам магматических комплексов разного

состава. Применение в реконструкциях метаморфических пород ограничивается обычно

высокобарическими комплексами (эклогиты, глаукофановые сланцы). В регионах с

широким развитием метаморфических образований умеренных и высоких температур к

последним применяют те же подходы, что и к магматическим или осадочным комплексам,

предварительно «убрав» с той или иной степенью корректности метаморфические

наложения. Другими словами, производится реконструкция первичного состава, строения

и структуры протолита (осадочных или магматических комплексов). Собственно

метаморфические преобразования являются фактором, только осложняющим жизнь

исследователям. Нет сомнений в важности и необходимости использования всех

индикаторных признаков осадконакопления и магматизма, но «отбрасывание»

метаморфизма за ненадобностью выглядит непозволительной роскошью и обусловлено

только лишь неумением пользования важными индикаторными признаками. Даже в

случае высокобарических комплексов нередко констатируется только существование

палеозоны субдукции, хотя изучение метаморфических пород может приводить к

реконструкции многих важных деталей, но требуются детальные исследования,

касающиеся особенностей метаморфизма. Начнем обзор индикаторных особенностей

метаморфических образований именно с высокобарических комплексов.

В главе 4 предложен вариант типизации высокобарических комплексов. Каждый из

выделенных типов соответствуют несколько отличающимся моделям тектогенеза.

Глаукофанзеленсланцевый тип высокобарических комплексов в большинстве случаев не

имеет никакого отношения к субдукционным процессам. Некоторое повышение давления

по отношению к «нормальной» геотерме может быть обусловлено процессами

надвигообразования, затрагивающими средние уровни коры (10-15 км) при аккреционных

событиях в условиях «среднего» или пониженного теплопотока. Приуроченность

комплексов повышенных давлений к подошвам картируемых надвигов может служить

аргументом в пользу проявления механизмов тектонического сверхдавления. В принципе,

не исключается возможность проявления этого типа метаморфизма при субдукционных

процессах, поскольку не исключена вероятность полного замещения ранних, более

высокобарических ассоциаций.

Глаукофансланцевый и эклогит-глаукофансланцевый типы метаморфизма

характеризуют разные уровни субдуцируемой океанической плиты, а также некоторые

различия в механизме их эксгумации. Для складчатых структур с участием

рассматриваемых образований характерна низкая степень последующего прогрева на

поздних стадиях метаморфизма. В большинстве случаев проградная и ретроградная ветви

РТ-трендов практически совпадают. Если поздние термальные события и фиксируются, то

они значительно оторваны во времени от тектогенеза, обусловившего проявление

высокобарического метаморфизма и вовлечение метаморфических комплексов в

покровно-складчатую структуру. Отсутствие значительных термальных воздействий

позволяет говорить, что рассматриваемые типы высокобарических комплексов являются

индикаторами аккреционных событий – причленению к кратонным блокам разнообразных

островодужных, задуговых и прочих периокеанических комплексов на границе

континент-океан. Прирост коры переходного типа может иметь место и на некотором

отдалении от собственно континентального блока (аккреция в пределах

внутриокеанической островной дуги или дуги, отделенной от континента задуговым

бассейном). Но в конечном итоге все эти комплексы все равно причленяются к

континентальному блоку.

Метаморфические комплексы ультравысокобарического типа соответствуют еще

более глубоким уровням субдукционных зон и также являются индикаторами

аккреционных событий. Но есть одно существенное различие. В главе 4 мы отмечали, что

для эксгумации высокобарических комплексов необходима «закупорка» зоны субдукции,

обусловленная попаданием в зону участков с утолщенной корой (океанические острова,

внутриокеанические островные дуги или океанические плато). Так для

ультравысокобарического метаморфизма необходимо попадание в зону субдукции

массива (микроконтинента) с континентальной корой. Другими словами,

ультравысокобарический тип фиксирует аккреционные события с попаданием в

субдукционную зону блоков с континентальной корой.

Эклогит-гранулитовый и гранулит-амфиболитовый типы метаморфизма можно

рассматривать в качестве индикаторов перерастания субдукционных процессов в

коллизионные. Они фиксируют одновременно и субдукционный процесс,

продолжающийся вплоть до столкновения континентальных масс, разделенных прежде

океаническим пространством, и последующий разогрев коры, во многом обусловленный

ее значительным утолщением в процессе коллизионных преобразований. Различие между

этими типами в сторону уменьшения давлений при фиксированных температурах для

гранулит-амфиболитового типа может объясняться более высокой температурой коры в

раннем докембрии. Напомним, что комплексы рассматриваемого типа встречаются только

в позднем архее и раннем протерозое.

Очень важными индикаторами постколлизионного внутриконтинентального

растяжения являются комплексы метаморфических ядер. Не будем повторяться и

приводить доказательства их образования при растяжении коры. Они рассмотрены в главе

5. Обратим внимание лишь на двойную индикаторную «начинку» этих комплексов. С

одной стороны, они действительно фиксируют этап мощного растяжения с

формированием глубокопроникающих пологих сбросов, при смещении по которым

экспонируются средние и нижние уровни континентальной коры. С другой стороны – для

образования комплексов необходимо предшествующее утолщение и разогрев коры,

которое является результатом коллизионных или аккреционных событий. Причем

временной разрыв между коллизионными процессами и последующим растяжением в

хорошо изученных случаях не превышает 10-30 млн. лет. Таким образом, комплексы

метаморфических ядер являются индикаторами внутриконтинентального растяжения и

одновременно, предшествующей коллизии.

Важным индикатором коллизионных процессов являются зональные

инвертированные метаморфические комплексы. Выше мы отмечали (см. главу 6), что эти

комплексы могут также проявляться в зонах субдукции и при обдукционных процессах в

пределах океанической коры. Но в последних двух случаях существует много других

критериев обоснования геодинамической природы породных ассоциаций и

метаморфизма, например, присутствие глаукофановых сланцев. В случае же

метаморфических комплексов, связанных с коллизией именно метаморфические признаки

являются определяющими для выделения геодинамических условий тектогенеза.

Обнаружение инвертированных комплексов и определение возраста метаморфизма,

являющегося одновременно и возрастом коллизионного тектогенеза, для некоторых

складчатых поясов позволило поставить вопрос выделения важной эпохи в эволюции этих

поясов.

Другие типы метаморфических комплексов не являются однозначными

индикаторами геодинамических обстановок проявления метаморфических процессов. Тем

не менее, в каждом конкретном случае результаты их изучения и корректная корреляция

метаморфических преобразований с другими эндогенными процессами нередко

позволяют воссоздавать достаточно полную картину формирования или переработки

изучаемых сегментов земной коры. Построение качественных, а тем более, численных

моделей тектонических процессов во многом опираются на данные о термальной

структуре и ее эволюции во времени, реконструируемой именно на основе данных

метаморфической петрологии.

Результаты исследований процессов метаморфизма нередко приводят

существенному, а иногда и кардинальному пересмотру представлений о тектонической

эволюции разноранговых геологических структур. Приведем лишь два наиболее

типичных примера для Центрально-Азиатского складчатого пояса. Первый из них

касается комплексов метаморфических ядер, охарактеризованных в главе 5.

В Южном Забайкалье и прилегающих территориях Северной Монголии

прослеживается в СВ направлении цепочка куполовидных, овальных выступов,

сложенных, в основном, гранитоидами, гранитогнейсами и гнейсами (рис. 7.1). В рамках

геосинклинальных представлений они рассматривались в качестве купольных структур с

длительной историей развития от докембрия до мезозоя. То, что протолит имеет

докембрийский (включая раннедокембрийский) возраст, не вызывало сомнений. Другими

словами, выступы считались массивами переработанного фундамента среди палеозойских

и мезозойских образований. С позиций плитной тектоники трактовка выступов

принципиально не изменилась. Все тот же докембрий, но не «местный», а

представляющий собой фрагменты Станового выступа Сибирского кратона, по сложной

системе сдвигов перемещенные вглубь складчатой области (Парфенов и др., 1996).

Молодые датировки, как и во многих других случаях, традиционно объясняли

омоложением в результате каких то поздних процессов. Использование концепции

комплексов метаморфических ядер наряду с детальными структурными,

петрологическими и геохронологическими исследованиями (Скляров и др., 1997)

позволило убедительно показать, что метаморфические процессы имеют

позднемезозойский возраст, и что в пределах выступов мы имеем абсолютно тот же

спектр пород, что и во всем регионе. Только в пределах ядер на них наложен мезозойский

динамометаморфизм, обусловленный процессами крупноамплитудного

внутриконтинентального растяжения после закрытия Монголо-Охотского океана. Ядра

можно представить себе в качестве тектонических «окон» в средние и нижние горизонты

земной коры данного сегмента складчатого пояса.

Другой пример относится к высокометаморфическим комплексам в южном

обрамлении Сибирского кратона (рис. 7.2). С начальных этапов изучения до последних

лет высокая степень метаморфизма (гранулиты и амфиболиты) была непоколебимым

аргументом в пользу раннедокембрийского возраста (вариации в пределах поздний архей

– ранний протерозой). Даже сейчас, после корректного датирования метаморфических

процессов, однозначно показывающего нижнепалеозойский возраст метаморфизма,

многие знатоки геологии региона не сомневаются в древности обсуждаемых комплексов.

Недаром в геологическом сообществе давно существует такой афоризм: «Геологические

идеи вымирают только вместе с их носителями». Но рассмотрим сложившуюся ситуацию.

Основным и, можно сказать, единственным аргументом в пользу древнего возраста была

высокая степень метаморфизма. Выяснилось, что метаморфизм относительно молодой.

Это, конечно, не исключает архейского возраста протолита, но значительно расширяет его

возможный возрастной диапазон. Становится вполне логичным предположение о

верхнедокембрийских осадочно-вулканогенных толщах, неметаморфизованные аналоги

которых можно искать в регионе для корректных корреляций. В то же время обоснование

раннепалеозойского возраста метаморфических событий и их коллизионной природы

становится очень важным для тектонических построений. Если метаморфические

комплексы являются фрагментами фундамента кратона, оторванными в результате каких

то событий – это одно дело. Но если метаморфизм фиксирует процессы коллизии кратона

с террейнами, проявленные очень рельефно и широко, то это совсем другая картина.

Таких примеров существенной смены представлений на геологическую эволюцию

структур разного масштаба и в разных регионах мира можно привести очень много. Все

эти примеры показывают, что процессы метаморфизма можно и должно использовать для

палеогеодинамических (тектонических) реконструкций.

7.2. Использование метаморфических комплексов в террейновом анализе

Террейновый анализ геологических систем и территорий является одной из

современных форм обобщающих тектонических исследований. Имеющиеся в настоящее

время тенденции противопоставления террейнового анализа составлению

геодинамических карт (Борукаев, 1999) вероятнее всего не имеют под собой серьезной

почвы. Оба подхода подразумевают отражение геодинамических обстановок

формирования тех или иных геологических комплексов и предполагают отображение

геологической эволюции рассматриваемых регионов. Но трудность составления любых

карт и схем с попыткой отражения процесса или процессов состоит в том, что «динамику»

(суть процесса) очень сложно показать в «статической форме» (карта), особенно в случае

многократного проявления процессов. И методология отражения «динамики в статике» у

террейнового и геодинамического анализа разные. И прежде, чем перейти к описанию

использования метаморфических комплексов в террейновом анализе, необходимо

рассмотреть некоторые базовые понятия последнего. Следует также подчеркнуть, что

процессы метаморфизма в террейновом анализе не то что бы игнорируются полностью, но

им отводится второстепенная и вспомогательная роль, которая сводится к выделению

специфического типа метаморфических террейнов кратонных или складчатых областей.

7.2.1. Базовые понятия и определения в террейнологии

Среди ключевых понятий террейнового анализа можно выделить следующие:

кратон, террейн, аккреция, амальгамация, дисперсия, перекрывающие и «сшивающие»

образования, шовная зона (сутура) (Парфенов и др. 1998).

Кратон – жесткий крупный фрагмент докембрийской континентальной коры.

Террейн – крупный блок земной коры ограниченный со всех сторон разломами и

отличающийся по истории своего геологического развития от смежных с ним блоков

(террйнов). Террейны, как правило, представляют собой фрагменты более крупных

тектонических блоков которые были дезинтегрированы в результате процессов аккреции.

По особенностям строения и геологической истории формирования различаются

следующие типы террейнов: кратонные, миогеосинклинальные (террейны пассивных

континентальных окраин), окраинно-континентальной магматической дуги (террейны

активных континентальных окраин), островодужные, террейны аккрекционного клина и

океанические. Многие террейны содержат в своем строении геологические комплексы

различной геодинамической специфики. Например, среди раннедокембрийских

кратонных образований могут встречаться более молодые рифтогенные вулканические

комплексы. В подобном случае террейн характеризуется по «верхнему», т.е. более

молодому геодинамическому комплексу. Террйны часто представляют собой коллаж

субтеррейнов – т.е. пространственное сочетание ограниченных разломами частей

террейнов со сходной, но не вполне идентичной историей геологического развития.

Основные принципы выделения террейнов определяются конечными задачами

террейнового анализа, а именно проведением глобальных и региональных

палеотектонических реконструкций на основе составляемой карты террейнов.

Шовная зона (сутура) – тектоническое выражение зоны коллизии, т.е. столкновения

отдельных террейнов. Сутуры наиболее широко проявлены в пределах орогенных поясов.

Шовные зоны часто содержат фрагменты офиолитов и высокобарические

метаморфические образования с глаукофаном и лавсонитом. Комплексы сутур часто

входят в состав террйнов аккреционного клина, поэтому шовные зоны, как правило, не

выделяются в качестве самостоятельных тектонических единиц.

Аккреция – тектоническое причленение террейна или группы террейнов к краевым

областям кратона. Аккреция может происходить в процессе субдукции, при столкновении

островодужных комплексов с активной или пассивной континентальной окраиной, либо в

результате обдукции, т.е. надвигания океанической коры на окраину континента. Кроме

этого аккруция может осуществляться путем крупных сдвиговых перемещений

развивающихся параллельно окраине континента. Геологические образования

относительно времени их формирования могут быть разделены соответственно на

доаккреционные и постаккреционные.

Амальгамация – тектоническое объединение двух или нескольких террейнов в единый

более крупный террейн, происходящее на доаккреционной стадии, т.е. до причленения

данной новообразованной структуры к кратону. В ходе амальгамации возникают

составные террейны и супертеррейны. Составные террейны включают в себя террейны

одинаковой геодинамической природы (например только островодужные).

Супертеррейны составлены террейнами различной геодинамической специфики

(например островодужными и океаническими). Достаточно часто супертеррейны

возникают при объединении в единую структуру различных составных террейнов.

Коллизия – столкновение террейнов друг с другом, либо с кратоном.

Дисперсия – тектоническое расчленение на отдельные террейны ранее объединенных в

результате процессов аккреции и амальгамации супертеррейнов и составных террейнов.

Дисперсия осуществляется, главным образом тремя основными способами (Howell et al.,

1985): 1) путем перемещения фрагментов террейна на значительные расстояния по

крупным региональным сдвигам (трансляция); 2) путем разъединения ранее единых

террейнов в процессе рифтогенеза; 3) путем расчленения террейна на серию пластин в

результате заложения глубинных надвигов, по которым к земной поверхности выводятся

(эксгумируются) нижние горизонты земной коры или даже верхней мантии. Отдельные

части террейнов разделенные в результате процессов дисперсии выделяются в качестве

фрагментов террейна.

Перекрывающие образования – осадочные, вулканогенно-осадочные и вулканогенные

серии накапливающиеся на составных террейнах или супертеррейнах после их

образования в результате аккреции или амальгамации отдельных разрозненных

террейнов. Перекрывающие образования стратиграфически перекрывают два или более

смежных террейна или террейны и окраину кратона. Возраст перекрывающих

образований позволяет оценивать максимальный возрастной предел завершения

процессов амальгамации и аккреции.

«Сшивающие» образования – пояса магматических и вулканических пород, рои даек и

метаморфические комплексы развитые в зоне сочленения террейнов и окраинных

областей кратонов. Формирование этих образования связано с аккрецией и амальгамацией

террейнов и кратонов, а также с процессами субдукции и рифтогенеза (Парфенов и др.

1998).

7.2.2. Метаморфические процессы на разных стадиях эволюции террейнов

В основе террейнового анализа лежит выделение разнообразных комплексов,

характеризующих три стадии эволюции террейнов: доаккреционную, аккреционную и

постаккреционную. В первую стадию в определенной геодинамической обстановке

образуются осадочные, вулканогенные и магматические комплексы, во вторую стадию

формируется основная структура террейна и его аккреция к кратону или другим

террейном, и, наконец, третья стадия характеризуется полной консолидацией

(кратонизацией) более крупной структуры с образованием разнообразных магматических,

осадочных и вулканогенных комплексов. По сути, третья стадия объединяет в себе

разновозрастные процессы переработки сформировавшихся ранее террейнов.

Основной особенностью предлагаемой классификации является выделение типов

метаморфизма в зависимости от главных стадий формирования и эволюции террейнов

(рис. 7.3). Типы метаморфизма классифицированы, прежде всего, на доаккреционные,

аккреционные и перекрывающие (постаккреционные). Для каждого из этих

подразделений выделены возможные тектонические обстановки проявления

метаморфических процессов и, наконец, для каждой обстановки показаны характерные

типы метаморфизма (рис. 7.4-7.6).

Охарактеризуем вкратце типы метаморфизма, проявляющиеся в разные стадии

эволюции террейнов.

7.2.2.1. Доаккреционнная стадия

Доаккреционная история террейнов может включать самые разнообразные

комплексы и процессы, проявленные в разнообразных тектонических обстановках. Здесь

возможно появление самых разных типов метаморфизма с соответствующим возрастным

разнообразием. Поэтому в предложенной классификации выделены важнейшие и

наиболее характерные тектонические обстановки проявления метаморфизма:

океаническая, островных дуг, и континентальных окраинных дуг. Кроме того,

предлагается выделять фрагменты докембрийского метаморфического фундамента, в

которых определение природы метаморфизма является непринципиальным для

террейнового анализа и (или) имеющиеся данные не позволяют однозначно судить о

тектонической природе метаморфизма.

Океаническая обстановка

В пределах океанических обстановок можно выделить следующие типы

метаморфизма (рис. 7.4): 1. Собственно океанический; 2. Метаморфизм в зонах

трансформных разломов; 3. Метаморфизм, связанный с процессами надвигания в океанах

(метаморфическая «подошва»). Полная характеристика этих типов метаморфизма

приведена в главе 2.

Собственно океанический тип метаморфизма фиксируется в достаточно

сохранившихся фрагментах офиолитов и характеризуется резкой зональностью от

высоких ступеней амфиболитовой фации в нижних габбро до зеленосланцевой в

комплексе параллельных даек, низкими давлениями (1-3 кбар) и псевдоморфным

характером метаморфических изменений с сохранностью первично магматических

структур и текстур. Метаморфические преобразования связаны с циркуляцией

гидротермальных растворов во время образования офиолитов (Miyashiro, 1973), а

зональность обусловлена температурным градиентом от магматической камеры до

верхних горизонтов новообразованной океанической коры.

Метаморфизм в зонах трансформных разломов предполагается для объяснения

природы флазер-габбро и амфиболитов, драгированных в некоторых районах

океанического дна (Силантьев, 1995). Его отличительной особенностью является

интенсивная пластическая деформированность габброидов и субвулканических пород в

сравнительно высокотемпературных условиях. Случаи сколько-нибудь успешного

выделения этого типа метаморфизма в образованиях складчатых областей не известны.

Чешуи метаморфических пород, описанные в литературе как «метаморфическая

подошва», отмечаются во многих офиолитах (Добрецов, 1995) и характеризуются

сравнительно высокими температурами и умеренными давлениями метаморфизма. Их

особенностью является приуроченность к основанию пакетов, сложенных породами

офиолитовой ассоциации, резкие переходы по РТ-параметрам метаморфизма от

подстилающих и перекрывающих комплексов и сравнительно малая мощность.

Существуют различные точки зрения на тектоническую обстановку проявления этого

типа метаморфизма, наиболее популярная и обоснованная из которых предполагает

«песвдоконтактовый» метаморфизм подстилающих отложений при надвиге

новообразованной и горячей океанической пластины на океанические же породы или

пассивную континентальную окраину (Karamata, 1980).

Несмотря на важность выявления и изучения метаморфических процессов

океанического типа в петрологическом аспекте, их значение для террейнового анализа

сравнительно невелико, поскольку в складчатых образованиях метаморфические

изменения этого типа фиксируются только во фрагментах океанической коры -

офиолитах, которые достаточно надежно выделяются по геолого-петрологическим

критериям.

Обстановка островных дуг

Метаморфические процессы в пределах островных и континентальных окраинных

дуг (конвергентных границах плит) имеют много общих черт и характеризуются, главным

образом высокоградиентным зональным метаморфизмом андалузит-силлиманитового

типа и наличием гранулитов малоглубинного типа (низких давлений). Сразу следует

оговориться, что в данной классификации мы отказываемся от популярной концепции

парных метаморфических поясов (Miyashiro, 1973), поскольку считаем, что сохранность

законсервированных фрагментов «островная дуга - зона субдукции» при последующих

аккреции и коллизии весьма проблематична. Кроме того, в отличие от предшествующих

классификаций, метаморфические процессы в субдукционных зонах не рассматриваются,

как принадлежащие к островодужной тектонической обстановке, а субдукционный тип

метаморфизма отдельно не выделяется. Причины этого будут рассмотрены ниже.

Зональный метаморфизм андалузит-силлиманитового типа считается типичным

для обстановки континентальных окраинных дуг и связан с активной магматической

деятельностью в надсубдукционной плите.

Обстановка континентальных окраинных дуг

Метаморфические процессы сравнительно легко и надежно фиксируются в

молодых образованиях тихоокеанского побережья, однако попытки их выявления в более

древних комплексах внутриконтинентальных областей сталкиваются с большими

трудностями. Последнее объясняется тем, что низкобарический андалузит-

силлиманитовый тип метаморфизма не является спецификой только вышеотмеченных

тектонических обстановок, а может проявляться также в коллизионных зонах (England,

Thompson, 1986; Lux et al., 1987) и обстановке внутриконтинентального растяжения

(Wickham, Oxburg, 1985; Barton, Hanson, 1989).

Принципиальная модель проявления зонального низкобарических

метаморфических процессов в континентальных окраинных дугах не отличается от

таковой в островных дугах. Отметим лишь, что поскольку объемы магматизма в

континентальных дугах намного выше, чем в островных, то и метаморфические

преобразования проявлены более широко.

Кроме зональных комплексов нередко отмечается присутствие гранулитов низких

давлений. Широкое развитие гранитоидных плутонов и образование так называемых

магматических поясов (Barton, Hansen, 1989) приводит к значительному повышению

температурных градиентов в земной коре, что в свою очередь способствует появлению

высокотемпературных метаморфических ассоциаций соответствующих гранулитовой

фации в достаточно высоких горизонтах земной коры. В большинстве известных случаев

гранулиты являются высокотемпературной частью зональных комплексов андалузит-

силлиманитового типа. В то же время в полях широкого развития интрузивных

образований отмечаются гранулиты без видимых переходов к более низкотемпературным

метаморфическим ассоциациям. В то же время размеры таких выходов обычно не

значительны.

Метаморфический фундамент

Отдельно следует остановиться на проблеме выделения докембрийского

метаморфического фундамента. Можно предложить два различных подхода для

метаморфических образований кратонов и складчатых областей. В пределах щитов

древних кратонов, где метаморфические породы пользуются широким распространением

и хорошо изучены петрологически и геохронологически, возможно выделение террейнов,

характеризующих наиболее ранние докембрийские стадии тектонической эволюции, как

это сделано для Алданского щита (Смелов, 1996). В складчатых же поясах выходы

метаморфических пород в большинстве случаев незначительны по размерам, а степень их

изученности (особенно геохронологической) оставляет желать лучшего. Для

тектонического анализа важно лишь корректное обоснование относительно древнего

возраста метаморфического фундамента, а выяснение особенностей метаморфической

эволюции является отдельной самостоятельной проблемой. В то же время нельзя не

отметить еще один вопрос, связанный с метаморфическим фундаментом. Практически

любые метаморфические комплексы умеренных и высоких температур в пределах

складчатых образований традиционно рассматривались в качестве докембрийских. За

последние десятилетия для многих из этих комплексов после детального

петрологического и геохронологического изучения был обоснован палеозойский или даже

мезозойский возраст. В качестве одного из наиболее ярких примеров можно привести

раннепалеозойские гранулиты Южного Прибайкалья (Донская и др., 2000) и мезозойские

комплексы метаморфических ядер в Забайкалье (Скляров и др., 1997), рассмотренные в

главе 5. Оказалось, что большинство из хорошо изученных метаморфических выступов в

Центрально-Азиатском складчатом поясе нельзя рассматривать в качестве фрагментов

метаморфического фундамента, так как метаморфизм связан с фанерозойской эволюцией

складчатых систем.

7.2.2.2. Аккреционная стадия

При террейновом анализе выделение процессов и соответствующих им комплексов

аккреционной стадии является одной из важнейших и сложных задач. Характерной

особенностью этой стадии является присутствие метаморфических комплексов

повышенных и высоких давлений при широких вариациях температурных условий (рис.

7.5). В существующих классификациях и моделях высокобарический метаморфизм

(эклогиты, глаукофановые сланцы) считается индикаторным для зон субдукции (Ernst,

1988; Добрецов, 1995 и др.), однако при террейновом анализе представляется более

целесообразным относить его к аккреционной стадии. Дело в том, что в развитии

метаморфического процесса можно выделить две главные стадии - кульминационную и

эксгумационную, каждая из которых может характеризоваться отличающимися

тектоническими условиями. Так в случае высокобарического метаморфизма

кульминационная стадия в большинстве случаев действительно соответствует субдукции

холодной океанической плиты на конвергентных границах плит, однако эксгумация

высокобарических комплексов отвечает совершенно другим тектоническим условиям.

Выведение высокобарических комплексов к поверхности и вовлечение в складчатую

структуру осуществляется на орогенной стадии. Более того, эксгумация эклогитов и

глаукофановых сланцев фиксирует момент прекращения субдукции и начало аккреции.

Таким образом, независимо от обстановки образования высокобарических комплексов,

они являются индикаторными для начальных стадий аккреционных процессов.

Косвенным свидетельством корректности такого подхода может служить и периодичность

процессов высокобарического метаморфизма, надежно фиксируемая для мезозоя и

кайнозоя и менее отчетливо проявленная в более ранние периоды (Dobretsov et al., 1987).

Несмотря на продолжительные периоды функционирования субдукционных зон, в

распределении возрастов известных глаукофансланцевых комплексов четко фиксируется

периодичность в 30 млн. лет. То есть возраст комплексов отражает только эпохи

тектонических перестроек системы или, другими словами, возраст аккреционных

процессов.

Тектонические обстановки аккреционных процессов в соответствии с

особенностями тектогенеза можно разделить на два основных класса: а) обстановки

соответствующие перерастанию субдукционных процессов в аккреционные; б)

обстановки аккреции без предшествующего высокобарического метаморфизма. В

качестве еще одного классификационного признака можно использовать температурный

режим тектонических обстановок, что отражается соответствующим образом на

метаморфических минеральных ассоциациях. Таким образом, можно выделить 4 типа

тектонических обстановок аккреционной стадии эволюции террейнов (рис. 7.5): 1)

субдукционно-аккреционная низких и умеренных температур; 2) субдукционно-

аккреционная высоких температур; 3) аккреционная низких давлений; 4) аккреционная

умеренных и высоких температур. Хотя для части из этих обстановок в литературе

обычно применяется термин «коллизия», а не «субдукция», в соответствии с принятой

терминологией для террейнового анализа (Parfenov et al., 1995) мы не используем первого

термина.

Обстановка субдукции - аккреции при низких - умеренных температурах

Эта обстановка является одной из самых типичных для аккреционной стадии

эволюции террейнов. Характерными типами метаморфизма для нее являются

глаукофансланцевый и эклогит-глаукофансланцевый. Высокобарические образования

обычно включены в виде чешуи и пластин в сложные тектонические пакеты, в составе

которых могут присутствовать фрагменты офиолитов, построек океанических островов,

осадочные образования аккреционных клиньев и некоторые другие типы пород.

Детальная характеристика рассматриваемых типов метаморфизма приведена в главе 4.

Обстановка субдукции - аккреции при высоких температурах

Эта обстановка характеризуется более высокой прогретостью коры на

аккреционном этапе, что предполагает ее значительно большее утолщение. Последнее в

свою очередь объясняется вовлечением блоков континентальной коры в зону субдукции

(Coleman, Wang, 1995). Такая обстановка рассматривается для части норвежских

каледонид (Krogh, Carswell, 1995), зоны Дора Майра Альпийской системы (Compagnoni et

al., 1995), Кокчетавского массива (Zhang et al., 1997) и гор Дабы Китая (Wang et al., 1995).

Для нее характерны ультравысокобарический и эклогит-гранулитовый типы

метаморфизма, рассмотренные в главе 4.

Обстановка аккреции при низких температурах

Эта обстановка характеризуется низкотемпературным метаморфизмом,

промежуточным по давлению между зеленосланцевой и глаукофансланцевой фациями.

Поэтому метаморфические преобразования этого типа относят либо к низкобарическим

субфациям глаукофансланцевой фации (Эклогиты..., 1989; Скляров, Добрецов, 1990), либо

к высокобарическим субфациям зеленосланцевой фации (Дук, 1987; Зоненшайн и др.,

1990). Особенности глаукофанзеленосланцевого типа метаморфизма, характеризующего

данную обстановку, рассмотрены в главе 4.

Обстановка аккреции (коллизии) при умеренных - высоких температурах

Наиболее характерным для данной обстановки является кианит-силлиманитовый

тип метаморфизма, фиксируемый как в молодых, так и древних зонах орогенеза. Более

того, этот тип метаморфизма считается большинством исследователей единственным,

проявленным в коллизионных зонах. Однако в известных и хорошо изученных случаях

(например, Гималаи) отмечается и зональный метаморфизм низких давлений. Кроме того,

тесная пространственная и временная сопряженность умеренно и низкобарических типов

метаморфизма также может оказаться важной для целей тектонического анализа.

Для террейнового анализа гораздо более интересным и индикаторным могут

оказаться парные пояса, то есть метаморфические пояса, где андалузит-силлиманитовый и

кианит-силлиманитовый типы метаморфизмы тесно связаны в пространстве и времени.

Такие случаи достаточно хорошо известны в складчатых областях разного возраста.

Одним из таких примеров может быть район южного Прибайкалья (рис. 7.2)

Принципиальная модель одновременного проявления зонального метаморфизма низких и

умеренных давлений рассмотрена К Ходжесом и Д. Силвербергом (Hodges, Silverberg,

1988) для Высоких Гималаев (рис. 2.8). В случае синметаморфического надвигания

горячей пластины при близких температурах режим давления будет разным для верхней и

нижней пластин. При этом метаморфические комплексы, характеризующиеся разными

давлениями будут сближены в пространстве, образуя «парный» пояс. Такие парные пояса,

в случае корректного обоснования их близкого возраста, являются намного более

надежным критерием существования коллизионной обстановки по сравнению с

метаморфическими комплексами кианит-силлиманитового типа, поскольку последние по

существующим представлениям могут отражать и обстановку внутриконтинентального

растяжения (см. ниже).

Еще одним важным признаком метаморфических комплексов может оказаться

инвертированная метаморфическая зональность, охарактеризованная в главе 6. Общим

для обстановок проявления инвертированного метаморфизма являются процессы

надвигообразования, причем в этот процесс вовлечены достаточно глубокие горизонты

земной коры (Jamieson, 1986; England, Molnar, 1993; Ruppel, Hodges, 1994). Независимо от

различий в объяснении теплового источника (горячая верхняя пластина или разогрев при

трении), этот тип метаморфизма фиксирует процессы надвигообразования, то есть

аккреционную стадию эволюции террейнов.

7.2.2.3. Постаккреционная стадия (перекрывающие комплексы)

При террейновом анализе территорий, сложенных разновозрастными

образованиями, для которых возможно выделение террейнов широкого возрастного

диапазона, весьма вероятна ситуация, когда процессы доаккреционной и аккреционной

стадии в эволюции более молодых террейнов будут являться одновременно

перекрывающими для более древних террейнов (рис. 7.6). Поэтому для этой стадии

рассматриваются только наиболее типичные постаккреционные тектонические

обстановки, к которым относятся зоны внутриконтинентального растяжения и

континентальных окраинных дуг.

Зоны внутриконтинентального растяжения (рифтогенеза)

В последнее десятилетие метаморфические процессы в разнотипных зонах

внутриконтинентального растяжения привлекают повышенное внимание (Wickham,

Oxburg, 1986; Barton, Hansen, 1989 и др.). Прежде всего, это связано с выявлением

своеобразных структур, получивших название «комплексы метаморфических ядер»

(Crittendon et al., 1980; Extensional..., 1987; Lister, Davies, 1989 и многие другие). Однако не

менее важным является и выявление высокоградиентного зонального метаморфизма в

рифтогенных зонах (Wickham, Oxburg, 1985), поскольку ранее практически не

рассматривалась возможность проявления метаморфических процессов в обстановке

растяжения. Наиболее характерными для рассматриваемой тектонической обстановки

являются комплексы метаморфических ядер, детально охарактеризованные в главе 5.

В пределах Провинции Бассейнов и Хребтов (Lachenbruch, Sass, 1978) был описан

кианит-силлиманитовый тип метаморфизма. В то же время его выделение в качестве

проявленного в момент растяжения далеко не столь однозначно, поскольку проблема

корректного датирования для магматических и метаморфических комплексов региона

стоит достаточно остро. Некоторые исследователи полагают, что метаморфизм умеренных

давлений был проявлен не во время растяжения, а во время предшествующих эпох

аккреции в юрское и позднемеловое время. Тем не менее, нельзя полностью исключать

возможность проявления кианит-силлиманитового типа метаморфизма в зонах

растяжения. По-видимому, появление андалузит-силлиманитового или кианит-

силлиманитового типов метаморфизма в значительной степени зависит от характера и

интенсивности процессов, приводящих к экспонированию метаморфических комплексов.

В случае быстрого экспонирования во время растяжения реализуется первый из

отмеченных типов метаморфизма, когда же метаморфические комплексы остывают в

средне-нижнекоровых условиях и их экспонирование значительно оторвано во времени от

времени формирования, фиксируются более высокие давления, отвечающие кианит-

силлиманитовому типу метаморфизма.

Низкобарические гранулиты являются одними из обычных элементов

внутриконтинентальных рифтогенных обстановок (Wickham, Oxburg, 1985, De Yoreo et al.,

1991). Их образование связано с утонением континентальной коры и повышенным

теплопотоком в зоне рифтогенеза. Гранулиты обычно являются составной частью

высокоградиентных зональных комплексов андалузит-силлиманитового типа. Один из

классических комплексов такого типа описан в герцинском массиве Троис Сейнере в

Пиренеях (Wickham, Oxburg, 1985), где температура метаморфизма превышает 700° при

давлениях 3-5 кбар. В то же время в обстановке растяжения не исключается появление в

нижних горизонтах коры более высокобарических гранулитов, с интервалом давлений при

метаморфизме 6-8 кбар (Sandiford, Powell, 1986).

Континентальные окраинные дуги

Характерные типы метаморфизма для континентальных окраинных дуг были

рассмотрены выше. Отметим лишь, что в ряде случаев метаморфические процессы,

связанные с эволюцией континентальных дуг, могут происходить после процессов

аккреции и, соответственно, являться перекрывающими для аккретированных ранее

террейнов.

7.2.3. Метаморфические комплексы – индикаторы аккреционной и постаккреционной

стадий тектогенеза

Использование всех вышеописанных типов метаморфизма при тектоническом

анализе вряд ли целесообразно, поскольку часть их них является «сквозными» для разных

типов тектонических обстановок, а часть может фиксироваться, но не добавлять

принципиально новой и важной информации по отношению к другим вещественным и

тектоническим признакам. В рисунках 7.4-7.6 приведены индикаторные типы

метаморфизма, выделение которых может играть существенную роль в террейновом

анализе. Как видно из этих рисунков использование метаморфизма наиболее эффективно

для аккреционной стадии эволюции террейнов. При этом по специфике метаморфизма

можно судить и о характере аккреционных процессов.

Так, обстановка низкотемпературной субдукции-коллизии, фиксируемая по

появлению глаукофансланцевого и эклогит-глаукофансланцевого типов метаморфизма,

весьма типична для активных континентальных окраин с развитием островных дуг и

задуговых бассейнов. Аккреционные процессы в этом случае связаны с разрастанием

континентальной коры за счет причленения периокеанических террейнов.

По-видимому, тектоническая обстановка низкотемпературной аккреции также

характерна для активных континентальных окраин с широким развитием надвигов в

верхних горизонтах земной коры. В данном случае можно предполагать, что процессы

складчатости и метаморфизма проявляются в тыловых зонах активных окраин без тесной

пространственной связи с зонами субдукции.

Высокотемпературный режим субдукционно-коллизионной обстановки фиксирует

вовлечение блоков с континентальной корой в субдукционные процессы, что возможно

либо в обстановке активных континентальных окраин при аккреции достаточно крупных

террейнов, в строении которых существенную роль играют блоки с корой

континентального типа, либо на поздних стадиях закрытия океанических бассейнов и

начальных стадий коллизии континентов.

Обстановка высокотемпературной аккреции (в общепринятом понимании -

коллизии), наиболее надежным критерием выделения которой в древних складчатых

поясах являются парные пояса андалузит-силлиманитового и кианит-силлиманитового

типов и инвертированный зональный метаморфизм, не требует специальных разъяснений,

поскольку достаточно детально рассмотрена в ряде моделей.

Из метаморфических комплексов, связанных с постаккреционной стадией

эволюции террейнов наиболее важными являются комплексы метаморфических ядер

Кордильерского типа, являющиеся одновременно индикаторами процессов горячего

внутриконтинентального растяжения и предшествующих аккреционных процессов.

7.3.Заключение

Данная глава является заключительной и представляет собой в некотором роде

синтез материалов, изложенных в предыдущих главах. Основной целью главы является

демонстрация некоторых возможностей использования особенностей метаморфических

комплексов в тектонических построениях. Подчеркнем специально: только некоторых.

Можно было бы рассмотреть и случаи пространственного совмещения метаморфических

процессов кианит-силлиманитового и андалузит-силлиманитового типов. Здесь возможно

несколько вариантов их соотношения во времени и в пространстве, соответствующих

разным стилям тектогенеза. Можно было более детально рассмотреть возможности

использования метаморфических структур и текстур. Можно было затронуть еще многие

вопросы, так или иначе связанные с проблемой соотношения метаморфических процессов

и условий тектогенеза. Мы сознательно ограничились теми типами метаморфических

комплексов, тектонические обстановки образования которых наиболее изучены. При этом

мы, опять же сознательно, упростили многие моменты в модельных построениях и не

отразили дискуссионность ряда положений. В тексте приведены ссылки на

первоисточники, поэтому заинтересованный читатель может самостоятельно оценить

степень нашего «вранья» в изложении и интерпретации опубликованных к настоящему

времени материалов. Дать представление о взаимосвязи метаморфических и

тектонических процессов и заинтересовать читателя было главной нашей целью при

подготовке учебного пособия. Если нам удалось это, хоть в какой то степени, мы считаем

свою задачу выполненной.

ЛИТЕРАТУРА

Алексеев В.Б. Структурный парагенезис зон стресс-метаморфизма // Геотектоника.

1990. № 5. С. 21-32.

Базылев Б.А., Силантьев С.А., Коненкова Н.Н. Метаморфизм гипербазитов

океанической коры // Магматизм и тектоника океанов (проект ЛИТОС). М.: Наука, 1990.

С. 296 - 308.

Базылев Б.А. Метаморфизм гипербазитов из разломной зоны Атлантис

(Атлантический океан): свидетельство глубокого проникновения воды в океаническую

литосферу // Докл. РАН. 1992. Т. 323. № 4. С.741 - 743.

Бейли Е.Г., Блейк М.К. Тектоническое развитие Западной Калифорнии в мезозое //

Геотектоника. 1969. № 3. С. 17-30; №4. С. 24-34.

Бирюков В.М. Высокобарические комплексы подвижных поясов. М.: Наука, 1988.

207 с.

Гинтов О.Б., Исай В.М. Тектонофизические исследования разломов

консолидированной коры. Киев: Наукова думка, 1988. 225 с.

Гусев Н.И. Структурно-вещественные образования стрессового типа в Курайской

зоне Горного Алтая // Геология и геофизика. 1992. № 9. С. 39-44.

Де Ровер В.П. Некоторые проблемы образования глаукофана и лавсонита //

Проблемы петрологии и генетической минералогии. М.: Наука, 1970. Т. 2. С. 24-40.

Добрецов H.Л. Лавсонит-глаукофановые и глаукофановые сланцы СССР и

некоторые проблемы метаморфизма орогенических поясов // Междунар. геол. конгр.

XXIII сес.: Докл. сов. геологов. М.: Наука, 1968. С. 31-39.

Добрецов H.Л. Глаукофансланцевые и эклогит-глаукофансланцевые комплексы

СССР. Новосибирск: Наука, 1974. 429с.

Добрецов Н.Л. Глобальные петрологические процессы. М.: Недра, 1981. 236 с.

Добрецов Н.Л. Проблемы соотношения тектоники и метаморфизма // Петрология.

1995. Т. 3. № 1. С 4-23.

Добрецов H.Л. Процессы коллизии в палеозойских складчатых областях Азии и

механизмы эксгумации // Петрология. 2000. Т. 8. № 5. С.451-476.

Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г. Глубинная геодинамика. Новосибирск: Изд-во

НИЦ ОИГГМ СО РАН, 1994. 299 с.

Добрецов Н.Л., Ревердатто В.В., Соболев В.С. и др. Фации метаморфизма. М.:

Наука, 1969. 432 с.

Добржинецкая Л.Ф. Деформации магматических пород в условиях глубинного

тектогенеза. М.: Наука, 1989. 288 с.

Донская Т.В., Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П., Мазукабзов А.М., Сальникова Е.Б.,

Ковач В.П., Яковлева С.З., Бережная Н.Г. Прибайкальский коллизионный метаморфический

пояс // Доклады РАН. 2000. Т. 374. № 7. С. 1075-1079.

Доронина Н.А., Скляров Е.В. Соотношение эклогитового и гранулитового

метаморфизма в пределах Южно-Муйской глыбы // ДАН. 1995. Т.340. № 6. С.793-796.

Дук Г.Г. Зеленосланцевые пояса повышенных давлений. Л.: Наука, 1982. 184 с.

Зиновьев С.В. Стресс-метаморфические комплексы Бухтарминского звена

Иртышской зоны смятия Новосибирск: Изд-во ОИГГМ, 1992. 128 с.

Зоненшайн Л. П., Кузьмин М. И., Натапов Л. М. Тектоника литосферных плит

территории СССР. Кн. 1. М.: Недра, 1990. 328 с.

Зорин Ю.А., Скляров Е.В., Мазукабзов А.М., Беличенко В.Г. Комплексы

метаморфических ядер и раннемеловой рифтогенез в Забайкалье // Геология и геофизика.

1997. Т. 38. №. 10. C. 1574-1583.

Казанский В.И. Разломы Байкало-Амурского региона и связь с ними эндогенного

оруденения /Разломы и эндогенное оруденение Байкало-Амурского региона. М.: Наука,

1982. С. 5-14.

Книппер А.Л., Добрецов H.JI., Богданов Н.А. Офиолиты и пироповые перидотиты

Бетских Кордильер // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1992. № 12. С. 8-24.

Колодяжный С.Ю. Структурно-вещественная эволюция палеозойских

метаморфических образований гор Южные Нуратау (Кызылкумы) // Бюл. Моск. о-ва

испытателей природы. Отд. Геол. 1996, т. 71, вып 1. С. 37-54.

Кориковский С.П., Казмин Ю.Б. Диафториты и милониты зоны Санового

глубинного разлома (Становой хребет) / Петрография метаморфических и изверженных

пород Алданского щита. М.: Наука, 1964. С. 57-84.

Кориковский С.П. Контрастные модели проградно-ретроградной эволюции

метаморфизма фанерозойских складчатых поясов в зонах коллизии и субдукции //

Петрология. 1995. Т. 3. № 1. С. 45-63.

Кориковский С.П., Федоровский В.С. Ранний докембрий Патомского нагорья. М.:

Наука, 1980. 300 с.

Леонов М.Г., Колодяжный С.Ю., Соловьев А.Ю. Пластическая деформация и

метаморфизм // Геотектоника. 1995. № 2. С. 29-48.

Летников Ф.А. Образование алмазов в глубинных тектонических зонах // Докл. АН

СССР. 1983. Т. 71. № 2. С. 433-435.

Лукьянов А.В., Лукьянова Т.В. Стресс-метаморфизм в фанерозойских толщах

Памира и Тянь-Шаня / Проблемы структурной геологии и физики тектонических

процессов. М.: ГИН АН СССР, 1987. С. 121-172.

Лутц Б.Г., Оксман В.С. Глубокоэродированные зоны разломов Анабарского щита.

М.: Наука, 1990. 260 с.

Мазукабзов А.М., Скляров Е.В. Милониты Заганского метаморфического ядра

(Западное Забайкалье) // Российский фонд фундаментальных исследований в Сибирском

регионе (земная кора и мантия). Иркутск, 1995. Т. 1. С. 92-94.

Маракушев А.А. Проблемы минеральных фаций метаморфических и

метасоматических горных пород. М.: Наука, 1965. 327с.

Маракушев А. А. Термодинамика метаморфической гидратации минералов. М.:

Наука, 1968. 199с.

Маракушев А.А. Петрография. М.: Недра, 1986. 288 с.

Миллер Ю.В. Тектоно-метаморфические циклы. Л.: Наука, 1982. 160 с.

Молчанов В.И., Селезнева О.Г., Осипов С.Л. Тонкое диспергирование горных

пород как предпосылка петрохимических преобразований в условиях

динамометаморфизма / Структура линеаментных зон динамометаморфизма. Новосибирск:

Наука, 1988. С. 29-41.

Парфенов Л.М. Континентальные окраины и островные дуги мезозоид северо-

востока Азии. Новосибирск: Наука, 1984. 189 с.

Парфенов Л.М., Ноклберг У.Дж., Ханчук А.И. Принципы составления и главные

подразделения легенды геодинамической карты северной и центральной Азии, юга

Российского Дальнего Востока, Кореи и Японии // Тихоокеанская геология. 1988. Т. 17. №

3. С. 3-13.

Паталаха Е.И. Механизм возникновения структур течения в зонах смятия Алма-

Ата: Наука, 1970. 215 с.

Паталаха Е.И. Генетические основы морфологической тектоники. Алма-Ата:

Наука, 1981. 180 с.

Паталаха Е.И., Смирнов А.В. Введение в морфологическую тектонику. М.: Наука,

1986. 148 с.

Родыгин А.И. Признаки направления смещения при деформации сдвига. Томск:

Изд-во Томского ун-та, 1991. 99 с.

Розен О.М., Зорин Ю.М., Заячковский А.А. Обнаружение алмаза в связи с

эклогитами докембрия Кокчетавского массива // Докл. АН СССР. 1972. Т. 203. № 3. С.

674-676.

Салоп Л.И. Псевдотахилиты из Прибайкалья и Западного Забайкалья и проблема

их генезиса // Изв. АН СССР, серия геолог. 1949. № 5. С. 40-56.

Строение земной коры Анабарского щита М.: Наука, 1986. 196 с.

Силантьев С.А. Геохимические различия между океаническими амфиболитами

офиолитового типа и амфиболитами реликтовых блоков // Геохимия, 1978. № 12. С. 1889 -

1892.

Силантьев С.А., Пейве А.А., Колесов Г.М., Коненкова Н.Н. Геохимическая

аномалия в третьем слое океанической коры: возможный состав пород

дометаморфического субстрата разломной зоны 15°20', Атлантика // Геохимия. 1989. № 5.

С. 702 - 713.

Силантьев С.А. Метаморфизм в современных океанических бассейнах //

Петрология. 1995. Т. 3. № 1. С. 24-36.

Скляров Е.В., Мазукабзов А.М., Донская Т.В., Доронина Н.А., Шафеев А.А.

Заганский комплекс метаморфического ядра (Забайкалье) // Доклады РАН. 1994. Т. 339. №

1. С. 83-86.

Скляров Е.В., Мазукабзов А.М., Мельников А.И. Комплексы метаморфических

ядер Кордильерского типа. Новосибирск: Изд-во СО РАН, НИЦ ОИГГМ, 1997, 182 с.

Скляров Е.В., Добрецов Н.Л. Эклогитовые и глаукофансланцевые пояса Южной

Сибири и Северного Китая // Проблемы магматизма и метаморфизма Восточной Азии.

Новосибирск: Наука. 1990. С. 41-55.

Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П., Т.Ватанабе, М.К.Фаннинг Мазукабзов А.М.,

Меньшагин Ю.В., Т.Ота Архейские супракрустальные образования Шарыжалгайского

выступа: тектонические следствия // Доклады РАН, 2000 (в печати).

Смелов А.П. Метаморфизм в архее и протерозое Алдано-Станового щита. Автореф.

диисер. д.г-м.н. Новосибирск, 1996. 24 с.

Соболев B.C. Введение и минералогию силикатов. Львов: Изд-во Львов. ун-та,

1949. 320 с.

Соболев B.C. Роль высоких давлений при метаморфизме // Междунар. геол. конгр.

XXI сес.: Докл. сов. геологов. Пробл. "Гранито-гнейсы". Киев: Изд-во АН УССР, 1960. С.

72-82.

Соболев B.C. О давлении при процессах метаморфизма // Физико-химические

проблемы формирования горных пород и руд. М.: Иэд-во АН СССР, 1961. Т. 1. С. 7-17.

Соболев B.C. Особенности вулканических проявлений на Сибирской платформе и

некоторые общие вопросы геологии // Геология и геофизика. 1962. №7.С.8-15.

Соболев В.С. (отв. ред.). Фации метаморфизма. Новосибирск: Наука, тт. 1-4, 1970-

1974.

Соболев Н.В., Шацкий B.C. Включения минералов углерода в гранатах из

метаморфических пород // Геология и геофизика. 1987. Т. 28. № 8. С. 1-18.

Третьяков Ф.Ф. Морфологические типы кливажа их классификация. //Геология и

геофизика. 1997. Т. 38. № 9. С. 1520-1531.

Хаин E.B. Гранито-гнейсовые купола и ультрабазит-базитовые интрузии в зонах

обдукции офиолитов // Геотектоника. 1989. № 5. С. 38-51.

Хлестов В.В. Флюидный режим земной коры и мантии // Геодинамические

исследования. № 3. М.: Наука, 1975. С. 145-180.

Чесноков Г.А., Попов В.А. Увеличение объема зерен кварца в эклогитах Южного

Урала // Докл. АН СССР. 1965. Т. 162. №2. С. 176-178.

Чиков Б.М. Физико-механические и механические предпосылки

структурообразования в условиях стресс-метаморфизма /Структура линеаментных зон

динамометаморфизма. Новосибирск: Наука,1988. С.5-28.

Чиков Б.М., Горбенко В.П., Зиновьев С.В. и др. Псевдоосадочные и

псевдовулканические образования региональных линеаментых зон Алтае-Саянской

области // Геология и геофизика, 1991. № 2. С. 42-49.

Чиков Б.М., Зиновьев С.В., Подцибастенкова Е.А. Морфологические типы

структур течения в блстомилонитах Иртышской зоны смятия // Геология и геофизика,

1988. № 2. С. 11-14.

Шарков Е.В., Богатиков О.А., Коваленко В.И., Богина М.М. Раннедокембрийские

нижнекоровые базитовые гранулиты и эклогиты // Геология и геофизика. 1996. Т. 37. № 1.

С. 94-112.

Шлихтинг Г. Теория пограничного слоя. М.: Наука, 1969. 742 с.

Эз В.В. Струкурная геология метаморфических комплексов. М.: Недра, 1978. 191

с.

Эклогиты и глаукофановые сланцы в складчатых областях (Н.Л. Добрецов, Н.В.

Соболев, B.C. Шацкий и др.). Новосибирск: Наука, 1989, 239 с.

Эндогенное оруденение древних щитов (эволюция, структурные и петрологические

условия рудообразования) М.: Недра, 1978. 200 с.

Эрнст У.Г. Распределение элементов в тектонических включениях голубых

сланцев из серпентинитов в Калифорнийских береговых хребтах и дискуссия о тектонике

голубых сланцев // Проблемы петрологии и кинетической минералогии. М.: Наука, 1970.

Т. 2. С. 5-23.

Andreasson P.G., Lagerblad B. Occurrence and significance of inverted metamorphic

gradients in the western Scandinavian Caledonides // J. Geol. Soc. London. 1980. V. 137. P. 217-

230.

Anderson R.E. Thin skin distension in Tertiary rocks of southeastern Nevada // Geol.

Soc. Am. Bull. 1971. V. 82. P. 43-58.

Anderson T.B., Jamtveit B., Dewey J.F., Swenson E. Subduction and eduction of

continental crust: Major mechanisms during continent-continent collision and orogenic

extensional collapse, a model based on the south Norwegian Caledonides // Tera Nova. 1991. V.

3. P. 303-310.

Armstrong R.L., Ward P. Evolving geographic patterns of Cenozoic magmatism in the

North America Cordillera: The temporal and special association of magmatism and metamorphic

core complexes // J. Geophys. Res. 1991. V. 96. P. 13201-13224.

Barbey P., Convert J., Moreau B., Capdevila R., Hameurt J., 1984. Petrogenesis and

Evolution of an early Proterozoic collisional orogenic belt: the granulite belt of Lapland and the

Belomotides (Fennocsandia) // Geol. Surv. Finl. Bull., V.56. P. 161-188.

Barton, M.D., Hanson, R.B. Magmatism and development of low-pressure metamorphic

belts: Implications from the western United States and thermal modeling. // Geol. Soc. Am. Bull.

1989. V. 101. Р. 1051-1065.

Beliere J. Mylonites, blastomylonites et domanies polymetamorphiqes //An. Soc. Geol.

Belg. 1971. V. 94. P. 249-263.

Berman R.G. Internally consistent thermodynamic data for minerals in the system Na2O-

K2O-CaO-MgO-FeO-Fe2O3-Al2O3-SiO2-TiO2-H2O-CO2. // J. Petrology. 1988. V. 29. P. 445-

522.

Baldwin S.L., Lister G.S., Hill E.J., Foster D.A., McDougall I. Thermochronologic

constraints on the tectonic evolution of an active metamorphic core complex, D'Entrecasteaux

Islands, Papua New Guinea // Tectonics. 1993. V. 12. P. 611-628.

Bohlen S.R. Pressure-temperature-time paths and a tectonic model for the evolution of

granulites // J. Geology. 1987. V. 95. P. 617-632.

Bonatti E., Hamlyn P.R., Ottonello G. The upper mantle beneath a young oceanic rift:

periditites from the Island of Zabagrad (Red Sea) // Geology. 1981. V. 9. P. 474-479.

Bott M.H.P. Origin of lithospheric tension causing basin formation // Philos. Trans. R.

Soc. London. Ser. A. 1982. V. 305. P. 319-324.

Brace W.F., Ernst W.G., Kallberg R.W. An experimental study of tectonic overpressure

in Franciscan rocks // Geol. Soc. Amer. Bull. 1970. V. 81. P. 1325-1338.

Brace W.F., Kohlestedt D.L. Limits on lithospheric stress imposed by laboratory

experiments // J. Geophys. Res. 1980. V. 85. P.6248-6252.

Brown E.H., Wilson R.S., Armstrong R.L., Harakal J.E. Petrologic, structural, and age

relations of serpentinite, amphibolite, and blueschist in the Shuksan Suite of the Iron Mountain-

Gee Point area, North Cascades, Washington // Geol. Soc. Am Bull. 1982. V. 93. P. 1087-1098.

Buck W.R. Modes of continental lithospheric extension // J. Geophys. Res. 1991. V. 96.

P. 20161-20178.

Caby R. Precambrian coesite from northern Mali: first record and implications for plate

tectonics in the trans-Saharan segment of the Pan African belt // Euro. Jour. Mineral. 1994. V. 6.

P. 235-244.

Caby R., Betrand J.N., Black R. Pan-African ocean closure and collision in the Hoggar-

Iforas segment, central Sahara // A.Kroner (Ed.), Precambrian Plate Tectonics. Amsterdam:

Elsevier. 1981. P. 407-434.

Chopin С. Coesite and pure pyrope in high grade pelitic blue-schists of the Western Alps:

A first record and some consequences // Contrib. Mineral. Petrol. 1984. V. 86. P. 107-118.

Cloos М. Flow melanges: numerical modelling and geological constraints on their origin

// Geol. Soc. Amer. Bull. 1982. V. 93. Р.330-345.

Cloos M. Lithospheric buoyancy and collisional orogenesis: Subduction of oceanic

plateaus, continental margins, island arcs, spreading ridges, and seamounts. // Geol. Soc. Am.

Bull. 1993. V. 105 P. 715-737.

Cloos M. Thermal evolution of convergent plate margins: Thermal modeling and

reevaluation of isotopic Ar-ages for blueschists in the Franciscan complex of California //

Tectonics. 1985. V. 4. P. 421-433.

Coleman R.G., Lee D.E. Metamorphic aragonite in the glaucophane schists of Cazadero,

California // Ibid. 1962. Vol. 260, N 8. P. 577-593.

Coleman R.G., Wang X. Ultrahigh pressure metamorphism. Cambridge University Press.

1995. 528 p.

Coney P.J. Plate tectonics of marginal foreland thrust-fault belt // Geology. 1973. V. 1. P.

131-134.

Coney P.J. Cordilleran metamorphic core complexes: An overview // M.D.Crittendon,

P.J.Coney, G.H.Davis (Eds.) Cordilleran metamorphic core complexes. Mem. Geol. Soc. Am.

153. 1980. P. 7-34.

Coney P.J. The regional tectonic setting and possible causes of Cenozoic extension in the

North America Cordillera // M.P.Coward, J.P.Dewey and P.L. Hanock (Eds.) Continental

Exstentional Tectonics. Geol. Soc. Spec. Publ. London. 1987. V. 28. P. 177-186.

Coney P.J., Reynolds S.J. Cordilleran Benioff zones // Nature. 1977. V. 270. P. 403-406.

Compagnini R., Hirajama Т., Chopin C. Ultra-high-pressure metamorphic rocks in the

Western Alps // Coleman R.G., Wang X. (Eds.) Ultrahigh pressure metamorphism. Cambridge

University Press, Cambridge. 1995. P. 206-243.

Crittendon M.D., Coney P.J., Davis G.H. (Eds). Cordilleran metamorphic core

complexes. Mem. Geol. Soc. Am. 153. 1980. 486 p.

Delor С.P., Burg J.P., Leyreloup A.F. Staurolite producing reactions and

geothermobarometry of high-pressure thermal aureole in the French Massif Central // J. Metal.

Geol. 1984. V. 2. P. 55 - 72.

Davies G.F., Nixon P.M., Pearson D.G., Obata M. Tectonic implication of graphitized

diamond from the Ronda massif, Southern Spain // Geology. 1993. V. 21. P. 471-474.

Delor C.P., Burg J.P., Leyreloup A.F. Staurolite producing reactions and

geothermobarometry of high-pressure thermal aureole in the French Massif Central // J.

Metamorph. Geol. 1984. V. 2. P. 55-72.

Dewey J.F. Extensional collapse of orogens // Tectonics. 1988. V. 7. P. 1123-1139.

De Yoreo J.J., Lux D.R., Guidotti C.V. Thermal modelling in low-pressure/high-

temperature metamorphic belts // Tectonophysics. 1991. V. 188. P. 209-238.

Dobretsov N.L., Coleman R.G., Liou J.G., Maruyama S. Blueschist belts in Asia and

possible periodicity of blueschist facies metamorphism // Ofioliti. 1987. V. 12. P. 445 - 456.

Dobretsov N.L. Blueschists and eclogites: a possible plate tectonic mechanism for the

emplacement from the upper mantle // Tectonophysics. 1991. V. 186. P. 253-268.

Dobretsov N.L., Kirdyashkin A.G. Blueschist belts of North Asia and models of

subduction-accretion wedge // Reconstruction of Paleo-Asian ocean. R.G. Coleman (Ed.).

Netherland: VSP Intern. Sci. Publ. 1994. P. 91 - 106.

Dobrzhinetskaya L.F., Posukhova T, Tronnes R., Korneliussen A., Sturt B. A

microdiamond from eclogite-gneiss area of Norway. Terra Abstracts Suppl. 4 to Terra Nova 5.

1993a. 8.

Dobrzhinetskaya L.F., Sheshkel G.G., Podkuiko, Y.A. The structural distribution

ofcrustal microdiamonds within eclogite-gneiss formation (Northern Kazakhstan). Terra

Abstracts Suppl. 4 to Terra Nova 5. 1993b. 8.

Droop G.T.R., Burcher-Nurminen K. Reaction textures and metamorphic evolution of

sapphirine-bearing granulites from the Gruf Complex, Italian central Alps // J. Petrology. 1984.

V. 25. P. 766-803.

England P., Molnar P. The interpretation of inverted metamorphic isograds using simple

physical calculation // Tectonics. 1993. V. 12. P. 145-157.

England P., Le Fort P., Molnar P, Petcher A. Heat sources for Tertiary metamorphism

and anatexis in the Annapurna-Manaslu region, central Nepal // J. Geophys. Res. 1992. V. 97. P.

2107-2128.

England P.C., Thompson A.B. Pressure-temperature-time paths of regional

metamorphism: Heat transfer during the evolution of regions of thickened continental crust // J.

Petrology. 1984. V. 25. P. 894-928.

Exhumation of metamorphic terranes // Intern. Symposium, Geosci. Rennes, Univ. de

Rennes, 1999, Abstr. V. 106 p.

Ernst W.G. Tectonic contact between Franciscan melange and Great Valley sequence -

crustal expression of a late Mesozoic Benioff zone // J. Geophys. Res. 1970. Vol. 75, N 5. P.

886-901.

Ernst W.G. Do mineral paragenesis reflect unusually high pressure conditions of

Franciscan metamorphism? // Am. J. Sci. 1971. V. 71. P. 81-108.

Ernst W.G. Mineral paragenesis and plate tectonic setting of relatively high-pressure

metamorphic bells // Fortshr. Mineral. 1977. V. 54. P. 192-222.

Ernst W.G. Tectonic history of subduction zones inferred from retrograde blueschist P-T

paths // Geology. 1988. V. 16. P. 1081 - 1084.

Ernst W.G. Metamorphism, partial preservation and exhumation of ultrahigh pressure,

belts // The Island Arc. 1999. V. 8. P. 125-153.

Ernst W.G., Maruyama S: Wauis S. Buoyancy driven, rapid exhumation of ultrahigh

pressure phases in metamorphosed continental crust // Proc. Nat.Acad. Sci. USA. 1997. V. 94. Р.

9532-9537.

Ernst W.G.. Peacock S.M. A A thermotectonic model for preservation of ultrahigh

pressing phases до metamorphosed continental crust // Subductions: top to the bottom, Geophys.

Monograph 96. 1996. P. 171-178.

Etheridge M.A.. Wall V.I., Cox S.F. High fluid pressure during regional metamorphism

and deformation: implication for mass transport and deformation mechanism // J. Geophys. Res.

1984. V. 89. P. 4344-4358.

Feininger T. Amphibolite associated with the Thetford Mines ophiolite complex at

Belmina Ridge, Quebec // Can. J. Earth Sci. 1981. V. 18. P. 1878-1892.

Fife W.S., Turner F.J., Verhoogen J. Metamorphic reaction and metamorphic facies //

Geol. Soc. Am. Mem. 1958. vol. 73.

Gans P.B., Mahood G.A., Schermer E. Synextensional magmatism in the Basin and

Range Province; a case study from the Eastern Great Basin // Spec. Pap. Geol. Soc. Am. 1989.

V. 233. 58 p.Gansser A. Geology of the Himalayas. N.Y. 1964. 289 p.

GenserJ., Van Wees J.D.,Cloetingh S., Neubauer F. Eastern Alpine Tectono-

Metamorphic evolution: constraints from two-dimensional P-T-t modeling // Tectonics. 1996. V.

15. Р. 584-604.

Ghent E.D., Stout M.Z. Metamorphism at the base of the Samail ophiolite, southeastern

Oman Mounatins // J. Geophys. Res. 1981. V. 86. P. 2557-2571.

Graham C.M., England P.C. Thermal regimes and regional metamorphism in the vicinity

of overthrust faults: An example of shear heating and inverted metamorphic zonation from

southern California // Earth and Planet. Sci. Lett. 1976. V. 31. P. 142-152.

Graham C.M., Powell R. A garnet-hornblende geothermometer: calibration, testing and

application to the Pelona Schist, Southern California // J. Metamorph. Geol. 1984. V. 2. P. 13-31.

Gresens R.L. Blueschists alteration during serpentinization // Contrib. Mineral, and

Petrol. 1969. V. 24. P. 93-113.

Grew E.S. Granulite facies metamorphism at Molodezhnaya Station, East Antarctica // J.

Petrology. 1981. V. 22. P. 297-336.

Griggs D.T. Blasic I.D. 1965. Water-weakening of silicates // Trans. Amer. Geophys.

Union. 1965. V. 46. P. 163.

Hanmer S., Passchier C. Shear-sense indicators: a review. Geological surever of Canada,

1991. P. 72.

Hansen E.C., Newton R.C., Janardhan A.S. Fluid inclusions in rocks from amphibolite-

facies gneiss to charnockite progression in southern Karnataka, India: direct evidence concerning

the fluids of granulite metamorphism // J. Metamorph. Geol. 1984. V. 2. P. 249-264.

Hamilton W.B. Crustal extension in the Basin and Range Province, southwestern United

States. // M.P.Coward, J.F.Dewey and P.L.Hancock (Eds.) Continental Extension Tectonics.

Geol. Soc. Spec. Publ., London. 1987. V. 28. P. 155-176.

Harley S.L. Garnet-orthopyroxene bearing granulites from Enderby Land, Antarctica:

metamorphic pressure-temperature-time evolution of the Archaean Napier Complex // J.

Petrology. 1985a. V. 26. P. 819-856.

Harley S.L. Paragenetic and mineral-chemical relationships in orthoamphibole-bearing

gneisses from Enderby Land, east Antarctica: a record of Proterozoic uplift // J. Metamorph.

Geol. 1985b. V. 3. P. 179-200.

Harley S.L. Proterozoic granulites from the Rauer Group, East Antarctica. I.

Decompressional pressure-temperature paths deduced from mafic and felsic granulites // J.

Petrology. 1988. V. 29. P. 1059-1095.

Harley S.L. The origins of granulites: a metamorphic perspective // Geol. Magaz. 1989.

V. 126. P. 215-247.

Higgins M.W. Cataclastic rocrs, U.S. // Geol. Surv. Profess. Paper. 1971. № 687. 79 p.

Hill E.G., Baldwin S.L., Lister G.S. Unroofing of active metamorphic core complexes in

the D'Entrecasteoux Islands, Papua New Guinea // Geology. 1992. V. 20. P. 907-910.

Hill E.J., Baldwin S.L., Lister G.S. Magmatism as an essential driving force for

formation of active metamorphic core complexes in eastern Papua New Guinea // J. Geophys.

Res. 1995. V. 100. N. B7. P. 10441-10451.

Hiroi Y., Kishi S., Nohara T., Sato K., Goto J. Cretaceous high-temperature rapid loading

and unloading in the Abukuma metamorphic terrane, Japan // J. Metamorph. Geol. 1998. V. 16.

P. 67-81.

Hodges K.V., Silverberg D.S. Thermal evolution of the Greater Himalaya, Garhwal,

India // Tectonics. 1988. V. 7. P. 583-600.

Hodges K.V., Burchfield B.C., Royden L.H. et al. The metamorphic signature of

contemporaneous extension and shortening in the central Himalayan orogen: Data from the

Nialam transect, Southern Tibet // J. Metamorph. Geol. 1993. V. 11. P. 721-737.

Holdaway M.J., Lee S.M. Fe-Mg cordierite stability in high-grade pelitic rocks based on

experimental, theoretical, and natural observations // Contrib. Mineral Petrol. 1977. V. 63. P.

175-198.

Holdaway M.J. Stability of andalusite and the aluminium silicate phase diagrams // Am.

J. Sci. 1971. V. 271. P. 97-131.

Holland T.J.B., Powell R. An internally consistent thermodynamic dataset for phase of

pertological interest // J. Metamorph. Geol. 1998. V. 16. P. 309-343.

Hollister L.S. Metamorphic evidence for rapid (2mm/yr) uplift of a portion of the Central

gneiss complex, Coast Mountains, B.C. // Canad. Mineral. 1982. V. 20. P. 319-332.

Hollister L.S., Crawford M.L. Melt-enhanced deformation: a major tectonic process //

Geology. 1986. V. 14. P. 558-561.

Howell D.G., Jones D.L., Schermer E.R. Tectono-stratigraphic terranes of the Circum-

Pacific region: principles of terranes analysis // Tectono-stratigraphic terranes of the Circum-

Pacific region. Houston, Circum-Pacific Council for Energy and Mineral Resources. 1985. P. 3-31.

Irifune Т., Ohtani E., Kumazawa M. Stability field of Knorringite Mg3Cr2Si3O12 at high

pressure and its implication to the occurrence of Cr-rich pyrope in the upper mantle // Phys.

Earth Planet. Int. 1982. V. 27. P. 263-272.

Jameison R.A. P-T paths from high temperature shear zone beneath ophiolites // J.

Metamorph. Geol. 1986. V. 4. P. 3-22.

Jan M.Q., Windley B.F. Chromian spinel-silicate chemistry in ultramafic rocks of the

Jijal complexes Northwest Pakistan // J. Petrol. 1990. V. 22. P. 667-715.

Jeanioz R., Thompson A.B. Phase transitions and mantle discontinuities // Rev. Geophys.

Space Phys. 1983. V. 21. P. 51-74.

Komatsu M., Shibakusa H., Miyashita S. et al. Subduction and collisional related High

and Low p/t metamorphic belt in Hokkaido // 29-th IGC field trip, Kyoto, Japan. 1992. 62 p.

Krogh, E.J., Carswell, D.A. HP and UHP eclogites and garnet pyroxenites in the

Scandinavian Caledonides // Coleman R.G., Wang X. (Eds.) Ultrahigh pressure metamorphism.

Cambridge University Press, Cambridge, 1995. P. 244-298.

Lachenbruch A.H. Sass J.H. Models of extending lithosphere and heat flow in the Basin

and Range province // Geol. Soc. Am.Mem. 1978. V. 152. P. 209-250.

LeFort P. Himalayas: the collided range. Present knowledge of the continental arc // Am.

J. Sci. 1975. V. 275A. P. 1-44.

Lee J., Lister G.S. Late Miocene ductile extension and detachment faulting, Myconos,

Greece // Geology. 1992. V. 20. P. 121-124.

Lister G. S., Davis G. A. The origin of metamorphic core complexes and detachment faults

formed during Tertiary continental extension in the northern Colorado River region, USA // J.

Struct. Geol. 1989. V. 11. P. 65-94.

Lister G.S., Baldwin S.L. Plutonism and origin of metamorphic core complexes //

Geology. 1993. V. 21. P. 607-610.

Lucchitta I. Role of heat and detachment in continental extension as viewed from the

eastern Basin and Range Province in Arizona // Tectonophysics. 1990. V. 174. P. 77-114.

Lux D.R., De Yoreo J.J., Guidotti C.V., Decker E.R. Role ofplutonism in the low-pressure

metamorphic belt formation // Nature 1986. V. 323. P. 797-797.

MacFarlane A.M. An evaluation of the inverted metamorphic gradient at Langtang

National Park, central Nepal Himalaya // J. Metamorph. Geol. 1995. V. 13. P. 595-612.

Mason R. Inverted isograds at Sulitjelma, Norway: The result of shear zone deformation

// J. Metamorph. Geol. 1984. V. 2. P. 77-82.

Meyer H.О.А. Chrome pyrope: An inclusion in natural diamond // Science. 1968. V. 160.

P. 1446-1447.

Meyer H.O.A., Svisero D.C. Mineral inclusions in Brazilian diamonds. Phys. Chem.

Earth. 1975. V. 9. P. 785-795.

Miller E.L., Gans P.B., Garing J. The Snake Range decollement: An exhumed Mid-

Tertuary ductile-brittle transition // Tectonics. 1983. V. 2. P. 239-264.

Mirwald P.W, Massonne H.J. Quartz-coesite transition and the comparative friction

measurements in piston-cylinder apparatus using talc-alsimag-glass (TAG) and NaCI high

pressure cell: a discussion // Neues Jahrbuch fur Mineral Monalshefle hefte. 1980. V. 10. P. 469-

477.

Miyashiro A. Evolution of metamorphic belts // J. Petrol. 1961. V. 2. P. 277-311.

Miyashiro A. Metamorphism and metamorphic belts. London: George Alien and Unwin,

1973. 492 p.

Miyashiro A. Metamorphic petrology. London: UCL Press Ltd, 1994. 404 р.

Mohan A., Windley B.F., Searle M.P. Geothermobarometry and development of inverted

metamorphism in the Darjeeling-Sikkim region, eastern Himalaya // J. Metamorph. Geol. 1989.

V. 7. P. 95-110.

Molnar P. Chen W.P., Padovani E.J. Calculated temperature in overthrust terrains and

possible combinations of heat source responsible for Tertiary granites in the Greater Himalaya //

J. Geophys. Res. 1983. V. 88. P. 6415-6129.

Molnar P., England P. Temperatures, heat flux, and frictional stress near major thrust

faults // J. Geophys. Res. 1990. V. 95. P. 4833-4856.

Newton R.C., Haselton H.T. Thermodynamics of the garnet-plagioclase-Al2SiO5-quartz

geobarometer // R.C.Newton, A.Navrotsky, B.J.Wood (Eds) Thermodynamics of Minerals and

Melts. N.Y.: Springer, 1981, p. 131-147.

Okay A.I., Xu S., Sengor A.M.C. Coesite from the Dabie Shan eclogites, central China //

Eur. Jour. Mineral. 1989. V. 1. P. 595-598.

Oxburgh E.R., Turcotte D.L. Thermal gradients and regional metamorphism in overthrust

terrains with special reference to the Eastern Alps // Schweiz. Mineral. Petrogr. Mitt. 1974. V.

54. P. 641-662.

Parfenov L.M., Bulgatov A.N., Gordienko I.V. Terranes and accretionary history of the

Transbaikal orogenic belts // International Geology Review. 1995. V. 37. P. 736-751.

Pavlis T.L. The role of strain heating in the evolution of megathrusts // J. Geophys. Res.

1986. V. 91. P. 12407-12422.

Peacock S.M. The importance of blueschist-eclogite dehydration reactions in subducting

oceanic crust // Geol. Soc. Amer. Bull. 1993. V. 105. Р. 684 - 694.

Peacock S.M. Thermal and fluid evolution of the Trinity thrust system, Klamath

province, northern California: Implications for the effect of fluids in subduction zones. Ph.D.

dissertation. Univ. of Calif., Los Angeles. 1985. 328 p.

Peacock S.M. Creation and preservation of subduction-related inverted metamorphic

gradients // J. Geophys. Res. 1987. V. 92. P. 12763-12781.

Pecher A., LeFort P. The metamorphism in central Himalaya, its relations with the thrust

tectonic // Sciences de la Terre, Nancy. 1986. V. 47. P. 285-309.

Piccardo G.B., Messiga B., Vannuchi R. The Zabargad peridotite-pyroxenite association:

petrological constraints on its evolution // Tectonophysics. 1988. V. 150. P. 135-162.

Platt J.P. Dynamics of orogenic wedges and the uplift of high-pressure metamorphic

rocks // Bull. Geol. Soc. Amer. 1986. V. 97. P. 1037-1053.

Platt J.P. Exhumation of high-pressure rocks: a review of concepts and processes // Terra

Nova. 1993. V. 5. P. 129-133.

Powell C. A morphological classification of rock cleavage // Tectonophysics. 1979. V.

58. P. 21-34.

Powell R., Holland T.J.B. An internally consistent thermodynamic dataset with

uncertainties and correlations: 3. Applications to geothermobarometry, worked examples and a

computer program // J. Metamorph. Geol. 1988. V. 6. P. 173-204.

Rehrig W.A. Processes of regional Tertiary extension in the western Cordillera: Insights

from the metamorphic core complexes // Geol. Soc. Am. Spec. Pap. 1986. V. 208. P. 97-122.

Reynolds S.J., Rehrig W.A. Mid-Tertiary plutonism and mylonitization, South

Mountains, central Arizona // M.D.Crittendon, P.J.Coney, G.H.Davis (Eds.) Cordilleran

metamorphic core complexes. Mem. Geol. Soc. Am. 153. 1980. P. 159-176.

Reynolds S.J. Geology of the South Mountains, central Arizona // Arizona Bureau of

Geology and Mineral Technology, Geol. Serv. Bull. 1985. V. 195. 61 p.

Ringwood A.E. Synthesis of the pyrope-knorringite solid solution series // Earth Planet.

Sci. Lett. 1977. V. 36. P. 443-448.

Rubie D.C. Reaction-enhanced ductility: the role of solid-solid univariant reactions in

deformation of the crust and mantle // Tectonophysics. 1983. V. 96. P. 331-352.

Ruble D.C. The cataclasis of mineral reactions by water and restrictions on the presence

of aqueous fluid during metamorphism // Mineral. Mag. 1986. V. 50. P. 399-415.

Rubie D.C. Role of kinetics in the formation and preservation of eclogites // Carswell

D.A. (Ed) Eclogite facies rocks. N.Y.: Chapman, 1990. 127 p.

Ruppel C. Hodges K.V. Pressure-temperature-time paths from two-dimensional models:

Prograde, retrograde, and inverted metamorphism // Tectonics. 1994. V. 13. P. 17-44.

Sandiford M.A., Powell R. Deep crustal metamorphism during continental extension:

ancient and modern examples // Earth and Planet. Sci. Lett. 1986. V. 79. P. 151-158.

Schenk V. Petrology of felsic granulites, metapelites, metabasites and metacarbonates

from southern Calabria (Italy): prograde metamorphism, uplift and cooling of a former lower

crust // J. Petrology. 1984. V. 25. P. 255-298.

Scholz C.H. Shear heating and the state of stress on faults // J. Geophys. Res. 1980. V.

85. P. 6174-6184.

Schmadicke E. Quartz psuedomorphs after coesite in eclogites from the Saxo-nian

Erzgebirge // Eur. Jour. Mineralogy. 1991. V. 1. P. 231-238.

Shatsky V.S., Jagoutz E., Kozmenko O.A., Sobolev N.V. The geochemistry of ultrahigh

pressure rocks from Kokchetav massif // Geochem. Cosmochim. Acta, 1993, in review.

Seyler М., Bonatti E. Petrology of a gneiss-amphibolite lower crustal unit from Zabargad

island, Read Sea // Tectonophysics. 1988. V. 150. P. 177-207.

Sibson R.H. Fault rocks and fault mechanism // J. Geol. Soc. London. 1977. V. 133. P.

191-213.

Sklyarov E.V., Theunissen K., Melnikov A.I., Klerkx J., Gladkochub D.P., Mruma A.

Paleoproterozoic eclogites and garnet pyroxenites of the Ubende belt (Tanzania) // Swiss Bulletin of

Mineralogy and Petrology. 1998. V. 78. P. 257-271.

Sobolev N.V, Shatsky V.S. Diamond inclusions in garnets from metamorphic rocks //

Nature. 1990. V. 343. P. 742-746.

Spray J.G., Williams G.D. The sub-ophiolite metamorphic rocks of the Ballantrae

Igneous Complex, SW Scotland // J. Geol. Soc. London. 1980. V. 137. P. 359-368.

Stock J., Molnar P. Uncertainities and implication of the Late Cretaceous and Tertiary

position of North America relative to Farallon, Kula and Pacific plates // Tectonics. 1988. V. 7.

P. 1339-1384.

St-Onge M.R. “Normal” and “inverted” metamorphic isograds and their relation to

syntectonic Proterozoic batholiths in the Wormay orogen, Northwest Territories, Canada //

Tectonophysics. 1981. V. 76. P. 295-316.

Tagiri M., Bakirov A. Quartz pseudomorph after coesite in garnet from a garnet-

chloritoid-talc schist. Northern Tien-Shan, Kirghiz, USSR // Proceedings of Japan Academy.

1990. V. 66. Ser. B. P. 135-139.

Talbot C.J. Infrastrustural migmatitic upwelling in East Greenland interpreted as thermal

convective structures // Precambrian Res., 1979. V. 8. P. 77-93.

Thompson A.B., England P.C. Pressure-temperature-time paths of regional

metamorphism II. Their inference and interpretation using mineral assemblages in metamorphic

rocks // J. Petrology. 1984. V. 25. P. 929-955.

Thompson G.A., McCartney J. A gravity constraints on the origin of highly extended

terranes // Tectonophysics. 1990. V. 174. P. 197-206.

Thompson J.B., Robinson P., Clifford T.N., Trask N.J. Nappes and gneiss domes in west-

central New England // E.Zen, W.S.White, J.Hadley, J.B.Thompson (Eds.) Studies of

Appalachian Geology. Wiley-Interscience, New York, 1968. P. 203-218.

Tracy R.J., Robinson P., Thompson А.В, Garnet composition and zoning in the

determination to temperature and pressure of metamorphism, Central Massachusetts // Amer.

Mineral. 1976. V. 61. P. 762-775.

Vannay J.C., Hodges K.V. Tectonometamorphic evolution of the Himalayan

metamorphic core between the Annapurna and Dhaulagiri, central Nepal // J. Metamorph. Geol.

1996. V. 14. P. 635-656.

Vielzeuf D., Kornprobst J. Crustal splitting and the emplacement of Pyrenean lherzolites

and granulites // Earth and Planet. Sci. Lett. 1984. V. 67. P. 87-96.

Wang X., Liou J.G., Мао H.K. Coesite-bearing eclogites from the Dabie Mountains in

central China // Geology. 1989. V. 17. P. 1085-1088.

Wang X., Liou J.G. Regional ultrahigh-pressure coesite-bearing eclogitic terrane in

central China: evidence from country rocks, gneiss, marble, and metapelite // Geology. 1991. V.

19. P. 933-936.

Wang X., Zhang R., Liou J.G. UHPM terranes in east central China // Coleman R.G.,

Wang X. (Eds.) Ultrahigh pressure metamorphism. Cambridge University Press, Cambridge,

1995. P. 356-390.

Ward P. On plate tectonics and the geological evolution of southwestern North America

// J. Geophys. Res. 1991. V. 96. P. 12479-12496.

Wernicke B. Low-angle normal faults in the Basin and Range Province: nappe tectonics

in extended orogen // Nature. 1981. V. 291. P. 645-648.

Wernicke B.P., Christiansen R.L., England P.C. and Sonder L.J. Tectonomagmatic

evolution of Cenozoic extension in the North America Cordillera // M.P.Coward, J.F.Dewey and

P.L.Hancock (Eds.) Continental Extensional Tectonics. Geol. Soc. Spec. Publ. London. 1987. V.

28. P. 203-221.

White S.H. Fault rocrs of the Moine thrust zone: a guide to their nomenclatures //

Textures and Microstruct. 1982. V. 4. P. 211-221.

Wickham S.M., Oxburg E.R. Continental rifts as a setting for regional metamorphism //

Nature. 1985. V. 318. P. 330-333.

Williams H., Smyth W.R. Metamorphic aureoles beneath ophiolite suites and alpine

peridotites: Tectonic implications with west Newfoundland examples // Am. J. Sci. 1973. V. 273.

P. 594-621.

Willett S., Beaumont C., Fullsack P. Mechanical model for the tectonics of doubly

vergent compressional orogens // Geology. 1993. V. 21. P. 371 - 374.

Wilson A.F. The petrological featuries and structural settings of Australian granulites and

charnokites // Abstr. Paper 22 sess. Geol. Congress, 1974. New Delhi.

Windley B.F. The Evolving Continents. NY.: Wiley, Sons Ink, 1998. 526 p.

Woodcock N.H., Robertson A.H.F. Origin of some ophiolite-related metamorphic rocks

of the “Tethyan” belt // Geology. 1977. V. 5. P. 373-376.

Yardley W.D. An introduction to metamorphic petrology. Longman Scientific &

Technical, England, 1991, 248 p.

Zecr H.P. Cataclasites? Hemiclasites, holoclasites, blastoditto and myloblastites –

cataclastic rocks // Amer. J. Sci. 1974. V. 274. P. 1064-1073.

Zhang R.Y., Liou J.G., Ernst W.G., Coleman R.G., Sobolev N.V., Shatsky V.S.

Metamorphic evolution of diamond-bearing and associated rocks from the Kokchetav Massif,

northern Kazakhstan // J. Metamorph. Geol. 1997. V. 15. P. 479-496.

ПОДПИСИ К РИСУНКАМ

Рис. 1.1. Примеры геотерм для разных типов метаморфизма (по Cloos, 1993 с

изменениями).

Пунктирными линиями показаны геотермы для разных геодинамических

обстановок, характеризующихся разными типами метаморфизма: 1 – в островных дугах и

зонах «горячего» рифтогенеза; 2 – в пределах стабильной континентальной коры; 3а – в

зоне субдукции горячей океанической коры; 3б – в зоне субдукции остывшей

океанической коры. Также показаны границы метаморфических фаций: цеолитовой (Ц),

пренит-пумпеллиитовой (ПП), зеленосланцевой (ЗС), глаукофансланцевой (Г), эпидот-

амфиболитового (А), гранулитовой (ГР) и эклогитовой (Э).

На схеме также показаны некоторые линии важнейших метаморфических реакций.

Рис. 1.2. Значения поверхностного теплового потока в разных геодинамических

обстановках (по Yardley, 1991).

Рис. 1.3. Диаграмма в координатах РТ, на которой показана инвариантная точка

кианит-силлиманит-андалузит (по Holdaway, 1971).

Рис. 1.4. Схема фаций метаморфизма (по Yardley, 1991)

Рис. 1.5. Петрогенетическая схема фаций контактового и регионального

метаморфизма (Фации…, 1970)

1 – линии минеральных равновесий, ограничивающие поля устойчивости

важнейших минералов и ассоциаций; 2 – то же для равновесий, для которых недостаточно

экспериментальных данных; 3 – начало эклогитизации большинства базальтовых пород; 4

– границы фаций (и субфаций С3а – С3в); 5 – вероятные границы поля метаморфизма; 6 –

буквы и крап – поля отдельных фаций

Рис. 1.6. PT-тренд метаморфизма.

Рис. 1.7. PTt-тренд для серии Такануки пояса Абукума (по Hiroi et al., 1998)

Рис. 1.8. Механизмы тектонической денудации верхних частей земной коры,

обусловленные удалением перекрывающих комплексов по зоне пологого сброса (а) или

вращения (tilting) блоков (б) в процессе крупноамплитудного растяжения и комбинацией

обоих процессов (в).

Рис. 2.1. Распределение Р-Т-условий метаморфизма в океанической коре

современных океанических бассейнов.

1-метабазальты; 2-метагаббро; 3-метагипербазиты; 4-область океанического

метаморфизма. Пунктирные линии соответствуют границам между фациями

метаморфизма базитов. КГ-континентальная геотерма; ГСОХ – геотерип под срединно-

океаническими хребтами; 0+5 (СОХ) – геотерма на удалении 5 км от осевой зоны

рифтовой долины; 0+2 (СОХ) – тоже на удалении 2 км. Ход изотерм показан для хребтов с

низкой скоростью спрединга (по Силантьев, 1995).

Рис. 2.2. Сопоставление Р-Т-тренда метаморфизма в современных океанических

бассейнах с Р-Т-трендами, характерными для субдукционного метаморфизма,

прогрессивного регионального метаморфизма континентов и метаморфизма погребения

(по Силантьев, 1995).

Рис. 2.3. Схематический разрез зоны субдукции и островной дуги, отражающий

распределение фаций метаморфизма и магматический фронт островной дуги (по Ernst,

1974 с изменениями Добрецов, 2000).

Линии со стрелками H, I, K – условия метаморфических зон Хидака, Идонаппу и

Камуикотан на Хоккайдо и их аналогов.

Фации (1-8) приведены на рис. 1-1.

Рис. 2.4. Р-Т-условия метаморфизма в зоне субдукции, рассчитанные:

(а) – для трения вдоль контакта плит, в процентах от общего давления; (б) –

«наилучшие оценки» для V1, V2, V3 (Peacock, 1996). Схема фаций (пунктирная сетка) по

(Evans, 1990), прямоугольники – оценки условий давления для следующих

высокобарических комплексов: Кокчетавского (К), Эрцгебирга (Е), Даби (D), Дора-Майра

(DM), Максютовского (М) (по Добрецов, 2000).

Рис. 2.5. Эволюцтонная модель аккреционного клина (по Platt, 1986, с изменениями

Добрецов, 2000).

Условные обозначения: тонкие стрелки – листрические разломы и надвиги;

двойные стрелки – направление субдукции; залитые стрелки – направление подъем

материала вдоль жесткого упора.

Жд – поле устойчивости жадеита с кварцем, Лав – поле устойчивости лавсонита.

Рис. 2.6. Эволюция Р-Т-условий метаморфизма в ходе утолщения континентальной

коры и коллизионного метаморфизма (England, Thompson, 1984, с дополнениями

Добрецов, Кирдяшкин, 1994).

1, 2 – точки на исходных геотермах после “мгновенного” удвоения коры в момент

t0; 2-3-4 – линия нагрева и падения давления при росте куполов; 4-0 – регрессивная стадия

и приспособление к новой геотерме tn. Двойные линии – границы полей устойчивости

кианита, силлиманита и андалузита.

Рис. 2.7. Характерные типы РТ-трендов ретроградного этапа в термально-

купольных ореолах (по Кориковский, 1995).

1, 2 – изобарическое охлаждение: 1 – Центральный Французский массив (Delor et

al., 1984); Центральный Массачусеттс (Tracy et al., 1976); 3 – быстрый аплифт с

последующим изобарическим охлаждением, Южная Калабрия (Schenk, 1984); 4 –

охлаждение с одновременным воздыманием, Береговой хребет (Hollister, 1982).

Рис. 2.8. Модель РТ-эволюции Большой гималайской серии в Гарвале (Гималаи)

(Hodges, Silverberg, 1988).

а – основание серии, б – вершина серии. Номера в эллипсах указывают на

следующие стадии метаморфизма: 1 – кульминация метаморфизма, достигаемая в течение

эоценового метаморфизма типа Барроу, 2 – поднятие “контролируемое эрозией”, 3 –

олигоценовое (?) – миоценовое захоронение со значительным нагреванием верхней части

серии благодаря внедрению плутонов лейкогранитов, 4 – миоценовое – современное

поднятие. Толстые линии на графиках показывают РТ-тренды, рассчитанные по

петрологическим данным, пунктирные – гипотетические тренды.

Рис. 2.9. Схема тектонической обстановки для герцинского высокобарического-

низкотемпературного метаморфизма в Пиренеях (по Wickham, Oxburg, 1985).

Рис. 2.10. Три типа внутриконтинентального растяжения (по Buck, 1991).

На графиках слева показаны начальные модельные геотермы, напряжения

пластического и эффективной вязкости (log(Pa-s)). Мощность коры составляет 50, 40 и 30

км для первого, второго и третьего типов соответственно. Qs - величина начального

теплового потока на поверхности.

Рис. 2.11. Схематическая геологическая карта острова Забаград с расположением

метаморфических фаций (по Bonatti et al., 1981).

1-плагиоклазовые перидотиты; 2-шпинелевые перидотиты; 3-амфиболовые

перидотиты; 4-гнейсы; 5-метаморфические образования формации Забоград; 6-

кайнозойские осадочные породы; 7-диабазы; 8-разломы.

Рис. 2.12. РТ-тренды изотермальной декомпрессии (ITD) для различных

гранулитовых областей и массивов (по Harley, 1989).

Обозначения в кружках: ГР – комплекс Груф, РА – Рауер, РЕ – Рейнер.

Рис. 2.13. РТ-тренды изобарического охлаждения (IBC) для различных

гранулитовых областей и массивов (по Harley, 1989).

Обозначения в кружках: НП – комплекс Напьер, СК – Скоури, СЕ – Серре, ИВ –

Ивреа, НА – Намакваланд.

Рис. 2.14. Схема расположения различных типов метаморфизма в пределах земной

коры.

1 - амфиболиты; 2 - серпентиниты; 3 - глаукофан-сланцевые комплексы; 4 -

эклогиты; 5 - реликты океанических осадков затащенные на глубокие уровни в зону

субдукции; 6 - ультравысокобарические образования; 7 - комплексы аккреционной

призмы; 8 - зоны надвигов и направления перемещения.

Типы метаморфизма (цифры в кружках): 1 - океанический; 2 - метаморфическая

подошва (метаморфизм поддвигания); 3 - высокобарический низкотемпературный

(глаукофансланцевый); 4 - эклогитовый; 5 - ультравысокобарический; 6 - зональный (а-

андалузит-силлиманитовый, б-кианит-силлиманитовый); 7 - малоглубинный

гранулитовый; 8 - гранулитовый умеренных и повышенных давлений; 9 -

инвертированный (а - кианит-силлиманитовый; б - андалузит-силлиманитовый); 10 -

метаморфизм растяжения.

Рис. 3.1. Схема строения зоны разломов, иллюстрирующая изменение характера

деформаций и типов пород с глубиной (Sibson, 1977).

Рис. 3.2. Геологическое строение Анабарского щита (Розен и др., 1990)

а – схематическая геологическая карта. 1 – 3 – Анабарский комплекс (архей): 1 –

гиперстеновые плагиогнейсы и метабазиты далдынской серии, 2 – гиперстеновые

плагиогнейсы верхнеанабарской серии, 3 – гранатовые гнейсы и карбонатные породы

хапчанской серии; 4 – анортозиты; 5 – 6 – Ламуйкский комплекс (протерозой)6 5 –

бластомилониты, гнейсы, мигматиты, 6 – гранитоиды: 7 – границы между сериями: 8 –

разломы: а – главные, б – второстепенные; 9 – преобладающие направления падения

пластов пород и осевых поверхностей складок.

б– схематический геологический профиль. 1 – 5 – см. рис. а; 6 – разломы: а –

главные, б – второстепенные

Рис. 3.3. Схема положения диафторитов в зоне Станового глубинного разлома

(Кориковский, Казьмин, 1964; с некоторыми изменениями)

1 – кайнозойские базальты, 2 – мезозойские эффузивы, 3 – мезозойские

континентальные отложения, 4 – становой комплекс, 5 – алданский комплекс Алданского

щита (архей), 6 – алданский комплекс глыб в Становой области, 7 – средне- и

низкотемпературные диафториты, 8 – мезозойские гранитоиды, 9 – мезозойские

граносиениты, 10 – анортозиты; 11 – Становой глубинный разлом, 12 – прочие разломы

Рис. 3.4. Морфология псевдотахилитовых прожилков среди

динамометаморфизованных гранодиоритов (юго-западные отроги Заганского хребта, р.

Дабатуй)

Рис. 3.5. Псевдотахилит по милонитизированному гранодиориту (юго-западные

отроги Заганского хребта, р. Дабатуй)

В черном непросвечивающем бесструктурном веществе располагаются

разноразмерные обломки полевого шпата, кварца с волнистым угасанием,

милонитизированного гранодиорита, выделения лейкоксена. В гранодиориде

просматриваются фрагменты С-S стрктуры. Николи ║, увеличение 10 раз.

Рис. 3.6. Обобщенная схема сочетания типов тектонитов в зонах региональных

разрывных нарушений.

Рис. 4.1. Поля стабильности некоторых высокобарических фаз (по Coleman, Wang,

1995). Ab-альбит; Cs-коэсит; Diam-алмаз; Elb-элленбергит; Gra-графим; Jd-жадеит; Pi-фаза

Pi; Pump-Mg-Mg-Al-пумпеллиит; Q-кварц; Top-топаз ОН.

Рис. 4.2. Схема геологического строения фрагмента пояса Убенде (по Sklyarov et

al., 1998). 1-современные осадки; 2-осадочные породы верхнего и среднего протерозоя; 3-

раннепротерозойские вулканические породы; 4-нижнепротерозойские гранитоиды.

Основные террейны в структуре пояса Убенде: 5-Махали; 6-Убенде; 7-Уфипа; 8-

Икола; 9-Вансесе; 10-Катуму; 11-Додомиан (Танзанийский щит).

Места расположения гранатовых пироксенитов (треугольник), ретроградных

эклогитов (кружок), кианитовых эклогитов, ретроградных эклогитов и гранатовых

пироксенитов (прямоугольник).

Рис. 4.3. Р-Т-тренды эволюции метаморфизма в поясе Убенде (по Sklyarov et al.,

1998).

Залитые пунктирные линии – ранние стадии метаморфического преобразования, не

залитые стрелки – ретроградная ветвь метаморфизма.

Рис. 4.4. Схемы, иллюстрирующие происхождение и эксгумацию глаукофановых

сланцев (по Добрецов, 2000).

(а) – схема эксгумации тонкого клина континентальной коры из зоны субдукции

(Ernst, Peacock, 1996);

(б) – рассчитанные модельные кривые РТ-эволюции при субдукции и быстрой

эксгумации континентального клина со скоростью 100-5 мм/год (Ernst, Peacock, 1996);

блоков в Восточных Альпах SP1, SP2 (Genser et al., 1996); пунктирная линия – кривая

эксгумации алмазосодержащих пород Кокчетавского массива с точками К1, К2, К3, К4

(Добрецов и др., 1998); UHP – область ультравысокобарического метаморфизма.

Рис. 5.1. Блок-диаграмма структуры типичного кордильерского комплекса

метаморфического ядра (по Coney, 1980).

А – фундамент; Б – покров; В – зона срыва; а – древние метаосадочные породы; б –

древний плутон; в – синдеформационный плутон; г – сланцеватость милонита; д –

линейность милонита; е – карбонатные тектониты; ж – кайнозойские осадочные и

вулканические породы.

Рис. 5.2. Модель структурной эволюции комплексов метаморфических ядер (по

Lister, Davis, 1989).

а – начальная стадия растяжения. Образование субгоризонтальной пластичной

зоны срыва, отделяющей верхнюю зону с серией крутопадающих сбросов от пластично

деформированных горизонтов средней и нижней коры; б – усложнение геометрии

разрывов в верхней коре. «Отщепление» от главной зоны срыва серии пологих сбросов; в

– изгибание нижней пластины в результате изостатического эффекта, обусловленного

внедрением интрузий, образование серии сбросов в приподнятой части, контролируемых

зоной главного срыва; г – экспонирование комплекса метаморфического ядра; разломы А

и Б отражают более ранние стадии эволюции.

Рис. 5.3. Эволюция зон глубинного срыва в пространстве (а) и во времени (б) (по

Lister, Davis, 1989).

Пояснения в тексте.

Рис. 5.4. Модель формирования комплексов метаморфических ядер, учитывающая

разный характер магматизма (по Lister, Baldwin, 1993).


Рис. 5.5. Расположение островов Д’Энтрекасто и системы спрединга морского дна

бассейна Вудлак (Папуа Новая Гвинея) (по Hill et al., 1995).

Геологическое строение островов Гудено и Фергюссон показано схематично.

Цифры на карте: 1-3 – комплексы метаморфических ядер (1 – Гудено, 2 – Мейлоло, 3 –

Ойтабу); 4 – гранодиоритовый плутон Омара.

Рис. 5.6. PTt–диаграмма метаморфической эволюции комплексов метаморфических

ядер островов Д’Энтрекасто (по Hill, Baldwin, 1993).

Рис. 5.7. Схема геологического строения комплекса метаморфического ядра

Заганского хребта с выделенными основными структурами (модифицированная после

(Скляров и др., 1994)) и стереограммы структурных элементов.

1 - четвертичные отложения; 2 - мезозойские вулканогенно-терригенные

образования чехла; 3 - верхнепалеозойские гранитоиды фундамента; 4 - разновозрастные

динамометаморфизованные образования зоны срыва; 5 - кайнозойские базальты; 6 -

граносиениты верхнего палеозоя; 7 - граниты верхнего палеозоя; 8 - элементы залегания: а

– сланцеватость, гнейсовидность, б - слоистость; 9 - минеральная линейность; 10 –

разломы.

Стереограммы структурных элементов (верхняя полусфера):

А – сланцеватости, гнейсовидности, Б – шарниров складок, В – минеральной

линейности.

Рис. 5.8. Полосчатый милонит по граносиенитам

Милонитовая полосчатость обусловлена чередованием полос обогащенных кварц-

полевошпатовым материалом (светлое) и тонкозернистым агрегатом хлорит-кварц-

эпидотового состава (темное). Порфирокласты полевого шпата растаскиваются,

подвергаются вращению, формируюя δ – образную систему. Скорость деформации выше

скорости реккристаллизации. Николи скрещены, увеличение 20 раз.

Рис. 5.9. Протомилонит по мезозойским конгломератам (р. Старый Заган)

Милонитизированный цемент валунных протомилонитов. Тонкая милонитовая

полосчатость обусловлена чередованием полос хлорит-серицит-кварцевого состава и

полевошпат-кварцевого. Крупные обломки полевых штатов деформированы, частично

вытянуты в сторону транспортировки вещества. В тенях давления располагаются

облачный кварц и скопления рудного вещества. Николи скрещены.

Рис. 6.1. Схематический геологический разрез области Грин Пул, комплекс Семайл

(Оман) (Green, Stout, 1981).

1 – гравелиты, 2 – породы зеленосланцевой фации метаморфизма, 3 –

метаморфизованные кремнистые сланцы, 4 – амфиболиты, 5 – перидотиты надвинутой

пластины, 6 – меланж, 7 – зона надвига.

Рис. 6.2. Схематический геологический разрез через комплекс Пелона-Орокопиа

Шист (Западные Кордильеры) (Graham, England, 1976).

На разрезе отображено распределение и мощность зон метаморфизма и

инвертированная метаморфическая зональность (вне масштаба).

1 – нижняя ступень амфиболитовой фации, 2 – эпидот-амфиболитовая фация, 3 –

верхняя ступень зеленосланцевой фации, 4 – нижняя ступень зеленосланцевой фации, 5 –

гнейсы и граниты верхней пластины, 6 – милонитизированные и катаклазированные

породы.

Рис. 6.3. Геологический разрез через хребет Нилгири (Гималаи) (Vannay, Hodges,

1996).

Рис. 6.4. Схематическая геологическая карта Шутхулайского метаморфического

комплекса.

1 – кайнозойские аллювиальные и ледниковые отложения, 2 – верхняя пластина, 3

– внутренняя зона переходного зонального комплекса, 4 – внешняя зона переходного

зонального комплекса, 5 – неогеновые базальты, 6 – палеозойские гранитоиды, 7 – зона

надвига, 8 – разрывные нарушения, 9 – метаморфические изограды.

Рис. 6.5. РТ-тренды метаморфизма Шутхулайского метаморфического комплекса.

Значения параметров метаморфизма рассчитаны посредством одновременного

решения гранат-биотитового геотермометра М.Дж.Холдэвэя, С.М.Ли (Holdaway, Lee,

1977) и гранат- плагиоклаз-кварц-кианитового геобарометра Р.С.Ньютона, Х.Т.Хазелтона

(Newton, Haselton, 1981). Направления стрелок указывают на изменение температур и

давлений от центральных к краевым частям минералов: 1 – для пород верхней пластины, 2

– для пород внутренней зоны переходного зонального комплекса, 3 – для пород внешней

зоны переходного зонального комплекса.

Рис. 6.6. Эволюция метаморфизма Шутхулайского метаморфического комплекса.


1 – изотермы; 2 – тренды метаморфизма: а – фиксирующиеся по минеральным

перегенезисам для данного временного интервала, б – характерные для данного

временного интервала, но затушеванные более поздними процессами, в –

законсервированные на данном временном интервале; 3 – рассматриваемые объекты: 1 –

верхняя пластина, 2 – внутренняя зона переходного зонального комплекса, 3 – внешняя

зона переходного зонального комплекса; 4 – зона надвига.

Рис. 6.7. Геотермы, иллюстрирующие влияние различных источников тепла при

возникновении инвертированной метаморфической зональности (по England, Molnar,

1993). Пояснения в тексте.

Рис. 6.8. Временные профили геотерм, показывающие влияние тепла зоны надвига

на глубине 20 км на интервалах 0 млн.лет (1), 2 млн.лет (2), 4 млн.лет (3), 6 млн.лет (4) (по

Peacock, 1985).

Рис. 7.1. Схема распространения мезозойских рифтогенных комплексов в пределах

Южного Забайкалья и Северной Монголии.

1 - угленосные отложения (J1-2); 2 - морские терригенные осадки (J1-2); 3 - рифтовые

впадины (J3-K1); 4 - комплексы метаморфического ядра кордильерского типа (J3-K1); 5 -

рифтогенные гранитоиды (J3-K1); 6 - внутриконтинентальный вулканический пояс

Большого Хингана (J-K); 7 - основные разломы; 8 - граница Сибирского кратона.

Рис. 7.2. Схема геологического строения Китойкинской зоны и прилегающих

областей Шарыжалгайского выступа в районе среднего течения р. Онот (Донская и др.,

2000).

1 – кайнозойские отложения; 2 – метаморфические образования Китойкинской

зоны: а – гранулитовой фации метаморфизма (гиперстеновая зона), б - амфиболитовой

фации метаморфизма (куммингтонитовая зона); 3 – раннедокембрийские

метаморфические образования Шарыжалгайского выступа; 4 – раннепалеозойские

гиперстеновые тоналиты; 5 – раннепалеозойские гранитоиды; 6 – раннепротерозойские

граниты и гранодиориты Шарыжалгайского выступа; 7 – тела метабазитов; 8 – зона

Главного Саянского разлома; 9 – горизонты мраморов; 10 – элементы залегания.

На врезке. Схема расположения раннепалеозойских гранулитовых комплексов в

южном обрамлении Сибирского кратона (Прибайкальский коллизионный

метаморфический пояс).

1-3 – раннепалеозойские гранулитовые комплексы: 1-китойкинский; 2-слюдянский;

3-ольхонский; 4 – Сибирский кратон; 5 – Саяно-Байкальское складчатое обрамление; 6 –

региональные разломы.

Рис. 7.3. Основные стадии эволюции террейнов.

Рис. 7.4. Классификация типов метаморфизма для террейнового анализа.

Доаккреционная стадия.


Аккреционная стадия.


Постаккреционная стадия.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

на учебное пособие «Метаморфизм и тектоника» авторы: Е.В. Скляров, Д.П. Гладкочуб, Т.В. Донская, А.М. Мазукабзов,

А.И. Сизых, В.А. Буланов Предлагаемое учебное пособие посвящено проблемам соотношения метаморфических и тектонических процессов. В нем рассматриваются возможные геодинамические обстановки проявления метаморфических процессов и условия тектогенеза, определяющие формирование и дальнейшую эволюцию разных типов метаморфических комплексов. Композиционно работа построена следующим образом. В первой главе рассмотрены базовые понятия и определения метаморфической геологии, необходимые для восприятия проблем соотношения метаморфизма и тектоники. Дается краткая характеристика основных понятий метаморфической петрологии: факторы метаморфизма; метаморфические фазы, минералы и равновесия; фации метаморфизма; тренды и основные типы метаморфизма. Во второй главе предлагается краткая характеристика тектонических обстановок проявления метаморфических преобразований и, соответственно, анализ особенностей метаморфических процессов в каждой конкретной тектонической обстановке. Выделены наиболее информативные для тектонических построений типы метаморфизма, каждому из которых посвящены последующие главы. В третьей главе рассмотрены вопросы дислокационного метаморфизма. Охарактеризованы основные типы метаморфических тектонитов – пород, формирование которых связано с глубинным продолжением разрывных тектонических зон. В 4-6 главах детально рассматриваются типы метаморфизма и метаморфические комплексы, для которых в настоящее время наиболее полно разработаны модели взаимосвязи тектонических и метаморфических процессов. К ним относятся высокобарические комплексы – индикаторы субдукционных и аккреционно-коллизионных обстановок (глава 4), комплексы метаморфических ядер – индикаторы процессов внутриконтинентального растяжения (глава 5), инвертированные зональные метаморфические комплексы – индикаторы процессов глубинного надвигообразования в океанической и коллизионной обстановках (глава 6).

Последняя глава синтезирует материалы, изложенные в предыдущих главах. В ней рассмотрены варианты использования метаморфических комплексов при тектоническом анализе. Подробно обсуждаются две проблемы: использование метаморфических комплексов в качестве индикаторов для обоснования геодинамических обстановок проявления метаморфических процессов и использование метаморфических комплексов при террейновом анализе.

Учебное пособие подготовлено на основании результатов многолетних исследований авторского коллектива, а также компиляции и критического анализа большого количества отечественных и зарубежных публикаций по проблеме, включая самые современные, и не имеет аналогов среди русскоязычных изданий.

Книга рассчитана на геологов, тектонистов, петрологов и представляет интерес не только для аспирантов и студентов. Научный редактор, член-корреспондент РАН Е.В. Скляров

Таблица 3.1. Классификация катакластических пород (по Higgins, 1971)

Породы без первичной сплошности

Породы с первичной сплошностью

Катаклаз преобладает над неоминерализацией и перекристаллизацией

Неоминерализация и перекристаллизация преобладают над

катаклазом

> 50

Породы без

текстуры течения

Породы с текстурой

течения

Породы с текстурой

течения Видны

невооруженны

м глазом

< 50

Брекчия разломов

Протомилонит

Милонитовый гнейс

(милонитовый сланец)

30

> 10

Микробрекчия

Милонит

> 0,2 мм

< 10 Бластомилонит < 0,2 мм

Приблизительная

объемная доля

(%) порфи

рокластов в

породах с текстурой течения или доля

облом

ков в породах с

д ругой

текстурой

Глинка трения Катаклазит

Ультрамилонит

Филлониты

(разновидности

)

Характерный размер

большинства

порфи

рокластов в породах

с текстурой течения или размер

облом

ков в породах без

текстур течения

Таблица 3.2 Зональность стресс-преобразования породного массива в условиях стесненного сдвига

Индекс условий преобразования

Обобщенная характеристика состояния породной массы тектонитов: фации метаморфизма

Формационные типы тектонитов

Индикаторные особенности структуры

Эпизона, или зона деструкции (D-тектониты)

Приразломное разрушение: катаклаз, брекчирование, меланжирование

Слабоуплотненный микститовый (брекчиево-катаклазит-милонитовый) агрегат и монофациальное обособление динамокластитов

Развальцевание, пластинчато-линзовидная отдельность

Мезозона, или зона катакластичесого течения (К-тектониты)

Проникающее рассланцевание, метамеланж, будинирование; зональный метаморфизм филлитового и зеленосланцевого уровня

Микститово-сланцевая ассоциация с линзовидным характером обособления

Кливаж скольжения и течения, структуры катакластического течения, муллион-структуры

Катазона, или зона пластического течения (Р-тектониты)

Проникающая перекристаллизация исходного субстрата с разнообразными проявлениями сепарационно-сегрегационной дифференцации, порфиробластеза и локальной гранитизации; зональный метаморфизм до амфиболитовой фации, встречаются эклогито- и гранулитоподобные образования

Полосчатые кристаллические сланцы и очковые гнейсы бластомилонитового типа, милонитизированные бластокатаклазиты; мигматитоподобные образования в ассоциации с метаморфогенными пегматоидами

Кристаллизационная сланцеватость; птигмоидные, транспозиционные и турбулентные формы структур пластического течеия; суперпозиция будинажа сжатия и сдвигового течения

Таблица 4.1 Главные минералы глаукофановых сланцев и ассоциирующих эклогитов

(по Добрецов, 1974)

Распространение Минерал Особенности состава в глаукофановых сланцах в эклогитах

Арагонит - Характерен (в некоторых районах)

Нет

Лавсонит Постоянного состава Характерен Редко Пумпеллиит Обычно

магнезиальный Характерен Нет

Эпидот В глаукофановых сланцах нередко с Mn (пьемонтит)

Распространен Как правило, вторичный

Гранат Пироп-альмандиновый кальциевый и промежуточный, иногда марганцевый

Встречается в высокотемпературных сланцах и Mn-породах

Главный минерал

Омфацит, хлоро-меланит

В глаукофановых сланцах богаче эгирином и жадеитом

Характерен для многих сланцевых комплексов

Главный минерал

Жадеит В ассоциации с кварцем обычна примесь эгирина, но встречается и чистый жадеит

Характерен для некоторых метабазитов (жадеит) и метаграувакк (жадеит и жадеит с кварцем)

Чистый жадеит не встречен

Глаукофан-кроссит

Все разновидности Один из главных минералов В ассоциации с глаукофановыми сланцами, обычно вторичный

Другие Na-амфиболы

Магнезиорибекит, рибекит, магнезио-арфведсонит

Характерны для некоторых сланцев

Нет

Роговая обманка

Обогащена Na, иногда Al

Типична для высокотемпературных сланцев

В отдельных комплексах

Актинолит Обычно с Na Обычен Иногда (вторичный)

Хлоритоид - Встречается иногда с глаукофаном

Нет

Биотит - Не встречен (редок) Редко (при высо-котемпературном диафторезе)

Мусковит Фенгит, обогащен Si, Mg, Fe

Характерен Обычен при диафторезе

Хлорит Различного состава Распространен При диафторезе Альбит Очень чистый Менее распространен,

чем в зеленых сланцах Иногда (при диафторезе)

Таблица 4.2 Сравнительный анализ ультравысокобарических метаморфических

комплексов (УВБМ) из различных районов мира (по Coleman, Wang, 1995)

Западный гнейсовый комплекс

(Норвегия)

Кокчетав (Казахстан)

Дабешань (Китай)

Западные Альпы

(Европа)

Богемский массив (Чехия)

Возраст протолита

1,6-1,8 млрд. лет (U-Pb метод по цирконам

1,8-2,6 млрд. лет (U-Pb метод по цирконам из вмещающих пород

2,9 млрд. лет. 1,3-1,85 млрд. лет

300-350 млн. лет (Rb-Sr-Nd)

550-600 млн. лет.

Тип пород Гнейсы Grt+CPx+Ksp+Ky+Pl+Q

гнейсы Pl+Q+Hrb+Gr+Fl

Гнейсы Pl+Q+Hrb+Bi+Fl+Ksp+Gr

Гнейсы и сланцы Ab+Ksp+Fl+Bi+Q+Gr

Различные гнейсы гранулито-вой фации

Возраст УВБМ

598 млн. лет (Sm-Nd) 433-437 млн. лет (K-Ar-возраст остывания)

530 млн. лет (Sr-Nd-Pb) 530 млн. лет (U-Pb)

218 млн. лет (U-Pb)

70-100 млн. лет.

350-400 млн. лет

РТ-условия УВБМ

32+5 кбар 800+100оС 24+5 кбар 400+100 оС 14-15 кбар 720+100 оС 10-18 кбар 400-825 оС

40 кбар 1000 оС

28 кбар 600-780 оС

37 кбар 800 оС

13-20 (37?)кбар 650-880 оС

Тектони-ческие режимы

Каледонский оргенез, коллизия Европейской плиты с Североамериканской плитой, закрытие Япетуса

Каледонский орогенез, коллизия Кокчетавского массива с Центрально-Казахстанской плитой

Коллизия Сино-Корейского кратона с кратоном Янцзы

Коллизия блока Апулия с Европейским кратоном: Зап.Альпы 60-30 млн. лет Центральные Альпы – 40-0 млн. лет

Варисцийский орогенез, коллизия Лавразии с Гондваной 320-400 млн. лет

Продолжи-тельность эксгумации

80 млн. лет 72 млн. лет 100 млн. лет 40 млн. лет 100 млн. лет

Скорость эксгумации

1,4 мм/год 1,8 мм/год 1,3 мм/год 2,5 мм/год 1,4 мм/год

Размеры УВБ массивов

350 x 150 км 2,1*106 км3

300 x 150 км 1,8*106 км3

450 x 100 км 4,5*106 км3

200 x 75 км 0,6*106 км3

50 x 150 км 3,0*103 км3

Documents

Скляров Метаморфизм и тектоника (2000)