reforef.ru 1 2
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.



следующая страница >>