Метаморфические комплексы Урала и проблема эволюции метаморфизма в полном цикле развития литосферы подвижных поясов Русин Анатолий Иванович

Содержание к диссертации

Введение

Глава 1. Развитие взглядов на природу метаморфизма в подвижных областях и вопросы типизации метаморфизма 12

Глава 2. Полный цикл развития литосферы подвижных областей 30

Глава 3. Общая характеристика раннего докембрия Урала 52

Глава 4. Метаморфизм дорифейских комплексов 70

4.1 Тараташский комплекс 71

4.2 Мугоджарский комплекс 87

4.3 Селянкинский комплекс 107

4.4 Салдинский комплекс 120

4.5 Уфалейский комплекс 129

Глава 5. Ранний докембрий в фанерозойских областях 136

Глава 6. Общая характеристика позднего докембрия Урала 149

Глава 7. Однородный и зональный метаморфизм рифтогенных формаций 167

7.1 Златоустовский комплекс 172

7.2 Кувашский комплекс 185

7.3 Белорецкий комплекс 193

7.4 Кваркушский комплекс 201

7.5 Ляпинский комплекс 210

Глава 8. Метаморфизм растяжения континентальной литосферы 222

8.1 Реологические аспекты метаморфизма растяжения... 222

8.2 Метаморфизм растяжения континентальной коры 229

8.3 Некоторые признаки метаморфизма растяжения подконтинентальной мантии 251

Глава 9. Континентальный рифтовый метаморфизм некоторых фанерозойских областей 287

9.1 Аппалачско-Каледонский пояс 288

9.2 Герциниды Европы 313

Глава 10. Общая характеристика палеозойского этапа развития Урала 328

Глава 11. Зональный метаморфизм умеренных и низких давлений 358

11.1 Западный метаморфический пояс 368

11.2 Центральный (Главный гранитный) метаморфический пояс 378

Глава 12. Высоко-исверхвысокобарическийметаморфизм 400

12.1 Глаукофансланцевые комплексы 402

12.2 Эклогит-глаукофансланцевые комплексы 414

12.3 Эклогит-сланцево-гнейсовые комплексы 429

Глава 13. Метаморфизм региональных сдвиговых зон Урала (комплексы гранитоидных бластомилонитов) 448

Глава 14. Некоторые проблемы орогенного метаморфизма подвижных областей 461

Заключение 470

Литература 476

Приложени я

• Полный цикл развития литосферы подвижных областей
• Мугоджарский комплекс
• Кувашский комплекс
• Метаморфизм растяжения континентальной коры

Введение к работе

Формирование фанерозойских орогенных поясов Земли обусловлено глубинными геодинамическими процессами. Конвективные течения в мантии, структура и интенсивность которых контролируется разноглубинными мантийными плюмами, вызывают движения литосферных плит и закономерную смену геодинамических обстановок в подвижных областях. Пульсационность функционирования мантийных плюмов отражается в периодической активизации геологических процессов (Добрецов и др., 1993). Повторяемость во времени отдельных седиментационных, магматических и метаморфических событий отмечается в различных геодинамических обстановках, но традиционно интерпретируется как свидетельство полицикличности развития орогенических поясов. Такая трактовка вызывает дискуссии, так как обоснование ранних (неопротерозойских) орогенических циклов или циклов Уилсона, из-за проблематичности нахождения важнейших материальных свидетельств их проявления (офиолитов, островодужных комплексов и др.), в таких орогенных поясах как Урал, Аппалачи, Скандинавия и др. во многом гипотетично. Часто основным, а иногда и единственным аргументом полицикличности фанерозойских областей является метаморфизм позднедокембрийских толщ. Обоснование его континентальной рифтовой природы, в совокупности с другими данными, приводит к новому пониманию предыстории коллизионных орогенов и общей эволюционной направленности развития литосферы фанерозойских подвижных областей в полном крупном цикле, продолжительность которого может значительно превышать современные оценки, предполагаемые для циклов Уилсона (Хаин, 2000).

АКТУАЛЬНОСТЬ ПРОБЛЕМЫ. Метаморфические породы содержат важнейшую информацию о термодинамических условиях глубинного петрогенезиса. Они присутствуют практически во всем вертикальном разрезе литосферы подвижных областей и формируются во всех возможных геодинамических обстановках. В этом плане метаморфизм является одним из основных индикаторных эндогенных процессов, дополняющим данные магматизма и тектоники. Выяснение общей последовательности событий в развитии литосферы подвижных областей не может быть полным без специального анализа метаморфических процессов. Благоприятным объектом для такого анализа является Урал - типичный коллизионный покровно-складчатый пояс, история геологического развития которого охватывает интервал времени более 1 млрд. лет и отражает полный крупный цикл эволюции литосферы. Разрыв континентальной Евро-Азиатской плиты и образование океанического бассейна, связанные с тектоническим режимом растяжения, а также островодужный и коллизионный орогенез в режиме сжатия, обусловливающий формирование новой континентальной коры, на всех этапах сопровождаются метаморфическими процессами. Выяснение их роли и значения в последовательно сменяющихся геодинамических обстановках представляет не только общенаучный интерес, затрагивающий фундаментальные основы

геологических знаний, но и практическую ценность, так как раскрывает новые перспективы обнаружения месторождений метаморфогенного класса.

ЦЕЛЬ И ЗАДАЧИ ИССЛЕДОВАНИЯ. Главная цель - выяснение общей последовательности метаморфических событий в полном крупном цикле развития литосферы фанерозойских подвижных областей. Разработка этой проблемы предусматривает проведение теоретических исследований по обоснованию связей метаморфизма и тектоники с мобилистских позиций, палеореконструкций геодинамических обстановок проявления метаморфизма и типизации метаморфических комплексов, а также решение конкретных задач: 1 - изучение блоков эпикарельского кристаллического фундамента и выделение в них метаморфических преобразований, связанных с разрывом плит и орогенными процессами, 2 - изучение типовых метаморфических комплексов различных геодинамических обстановок, 3 - выяснение особенностей метаморфических преобразований в вертикальном разрезе растягивающейся литосферы, 4 - выделение главных черт и обоснование природы доорогенного (континентального рифтового) и орогенного (коллизионного) метаморфизма складчатых областей.

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЯ. Проявления метаморфизма в различных структурно-формационных зонах Урала изучались традиционными методами метаморфической петрологии, включающими метаморфическое картирование, анализ парагенезисов, количественные оценки пространственных РТ-параметров метаморфизма. Исследование комплексов бластомилонитов - особого класса метамофических пород, формирующихся в условиях хрупко-пластичного течения материала, проводилось с учетом экспериментальных данных по реологии пород и минералов и только на основе микрозондовых анализов. Для блоков раннего докембрия были использованы методики, применяемые при изучении высокометаморфизованных регионов с широко проявленными ультраметаморфическими процессами. При геодинамических реконструкциях методической основой служил формационный анализ, учитывающий современные достижения тектоники литосферных плит.

ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ. В основу работы положены исследования автора по тематическим планам Института геологических наук АНКаз.ССР (1965-1973 гг.) и Института геологии и геохимии Уральского отделения РАН (1974-2001 гг.). Главными объектами исследования являлись метаморфические комплексы Мугоджар, Южного, Среднего, Северного и Полярного Урала. В различные годы автором проводилось тематическое изучение докембрия и метаморфических образований Северного Тянь-Шаня (Киргизский хребет, хр. Бол. Каратау), Чу-Илийских гор и Кокчетавского массива. При разработке геолого-петрологических критериев выделения раннедокембрийских образований на Урале важное значение имели наблюдения, полученные при геологических экскурсиях на Украинском и Балтийском щитах, а также Шарыжалгайском выступе Сибирской платформы. Наглядные подтверждения уральских данных о природе метаморфических преобразований дорифейского

кристаллического фундамента при литосферном растяжении и коллизионных процессах дали полевые работы в Западной Норвегии, проведенные совместно со скандинавскими геологами (H.Austrheim, M.Beckholmen), а также полевая экскурсия на Иберийском массиве в Испании. Полезным для автора было участие до начала тематических исследований в геолого-съемочных работах масштаба 1:200000 (Центральный Памир) и 1:50000 (В.Саян), во многом определивших интерес к проблемам метаморфизма и геологии докембрия.

При подготовке работы был использован огромный аналитический материал, включающий тысячи химических и рентгено-спектральных анализов пород, в т.ч. данные раздельного опробования субстратов и мобилизатов мигматитов, а также определения РЗЭ (30), рубидия и стронция (800). Анализ парагенезисов во всех метаморфических комплексах проводился на основе петрографического изучения шлифов и данных химического и микрозондового исследования составов сосуществующих минералов. Подавляющее большинство из нескольких тысяч анализов минералов оригинальны. Для диагностики составов слюд дополнительно привлекались физические методы (ЯГР, оптической спектроскопии, рентген). Много усилий было затрачено для получения новых радиологических датировок. Осмыслен и использован обширный литературный материал.

ОСНОВНЫЕ ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ.

1. В фанерозойских подвижных областях постоянно присутствуют массивы (глыбы, тектонические клинья) метаморфических пород, представляющие собой фрагменты кристаллического фундамента прилегающих платформ. Они пассивно участвуют в развитии подвижных областей и поэтому часто сохраняют признаки метаморфических событий, связанных с раннедокембрийскими этапами формирования земной коры.

2. В геологической истории подвижных областей основные метаморфические события происходят не только в условиях тектонического сжатия, но и растяжения литосферы. Процессы доорогенного (рифтового) метаморфизма, связанного с тектоникой растяжения, отражают реакцию литосферных плит на развитие термальных явлений в подлитосферной мантии. Вещественным выражением этих процессов являются комплексы рифтогенных бластомилонитов, отмечающие зоны хрупко-пластичного (пластичного) течения материала нижней - средней коры и литосферной мантии и устанавливаемые во многих раннедокембрийских блоках и габбро-гипербазитовых массивах. В рифтогенно-депрессионных формациях верхней коры синхронно с развитием рифтогенных бластомилонитов проявляется низкотемпературный однородный "метаморфизм погружения" и зональный метаморфизм умеренных и низких давлений, а после разрыва континентальных плит в океанических формациях - однородный зеленокаменный метаморфизм или "метаморфизм океанического дна".

3. (Эрогенный метаморфизм сопряжен с развитием гранитоидного магматизма и коллизионными процессами, что обусловливает его контрастность и закономерную смену натриевого геохимического фона калиевым. Индикаторными для коллизионных орогенов являются высоко- и сверхвысокобарические комплексы метаморфических пород, а также комплексы гранитоидных бластомилонитов региональных сдвиго-надвиговых зон. Пояса зонального метаморфизма умеренных и низких давлений полихронны, формируются в различных геодинамических обстановках и непосредственно не связаны с фазами тангециального сжатия.

4. Развитие метаморфизма в полном цикле формирования подвижных областей (разрыв континентальных плит - образование океанической структуры - схождение океанических и континентальных плит - орогенез и новообразование континентальной коры) имеет эволюционную направленность и контролируется закономерной сменой геодинамических обстановок.

НАУЧНАЯ НОВИЗНА.

1. Разработаны основные положения новой концепции континентального
рифтового метаморфизма. Впервые в мировой науке показано, что континентальный
рифтовый метаморфизм является обязательным и важнейшим элементом в
предыстории фанерозойских складчатых областей. Он проявляется не только в
верхней, но и в нижней коре и в литосферной мантии, способствует реализации
процессов утонения и разрыва континентальных плит, обусловливающих появление
океанических бассейнов.

2. Установлено, что дорифейские блоки в складчатых областях сохраняют
признаки ранних преобразований, фрагментарно отражающие историю формирования
фундамента прилегающих платформ, и более поздних, связанных с его деструкцией.
Предложен новый механизм обособления блоков фундамента и включения их в
структуру складчатых поясов, основанный на различиях реологических свойств
верхней и нижней коры.

2. На примере Урала установлена контрастность термодинамических режимов орогенного метаморфизма, выражающаяся в развитии комплексов повышенных давлений, с отчетливо проявленной сменой натриевого геохимического фона калиевым, и зональных комплексов умеренных и низких давлений, сменяющихся по простиранию метаморфических поясов.

4. Впервые выделены на Урале и охарактеризованы как самостоятельные типы метаморфических комплексов рифтогенные и ор'огенные бластомилониты. Комплексы рифтогенных бластомилонитов отождествлены с продуктами хрупко-пластичного течения материала нижней коры и литосферной мантии при эндогенном утонении и раздвижении плит. Орогенные гранитоидные бластомилониты контролируют региональные сдвиго-надвиговые структуры, формирующиеся на завершающих стадиях коллизионного процесса и фиксирующие растяжение орогенных поясов по простиранию. На основе детальных микрозондовых исследований выявлены некоторые

новые особенности развития метаморфических реакций при хрупко-пластичной деформации и, в частности, возрастание давления до 10-13 кбар в рекристаллизованном матриксе гранитоидных бластомилонитов.

5. Предложена новая типизация мигматитов метаморфических комплексов Урала, обосновывающая преимущественно инъекционную природу мигматитов орогенных комплексов, что свидетельствует об относительно невысокой эрозии этого герцинского сооружения и невскрытости уровней генерации гранитоидных ратшавов.

6. Огромный объем оригинальных аналитических данных по составам сосуществующих минералов впервые для большинства типовых метаморфических комплексов Урала позволил обосновать фациальные условия их метаморфизма и дать количественные оценки РТ-параметров.

7. На основе анализа высокоточных внутренних минеральных Rb/Sr и Sm/Nd
изохрон удалось установить возраст проградной кристаллизации эклогитов
максютовского комплекса на Южном Урале (375±2 млн. лет) и марункеуского
комплекса на Полярном Урале (355±1,4 млн. лет). Изохронные датировки отмечают
время активности (поступления) свободного флюида, отсутствие или дефицит которого
создает кинетические барьеры для реакций эклогитизации и обусловливает
сохранность реликтовых парагенезисов и изотопных отношений. Фишн-трековые
возрасты цирконов и апатитов, перекрывающиеся в области около 250 млн. лет,
показывают, что постметаморфическое верхнекоровое охлаждение (эксгумация)
эклогитовых комплексов происходило в начале мезозоя и было одновременным на
Южном и Полярном Урале.

8. Участие в разработке общей модели развития линейных складчатых поясов на
материках (Ivanov, Rusin, 1986) позволило создать тектоническую основу новой
концепции развития метаморфических событий в полном крупном цикле
формирования фанерозойских подвижных областей.

ПРАКТИЧЕСКАЯ ЗНАЧИМОСТЬ РАБОТЫ. Рекострукция

последовательности метаморфических событий в истории фанерозойских складчатых областей затрагивает фундаментальные основы геологических знаний и может способствовать совершенствованию металлогенических исследований. Так, обоснование обязательности проявления континентального рифтового метаморфизма в предыстории складчатых областей не только указывает на возможность обнаружения метаморфогенных месторождений, связанных с этими событиями, но и в целом позволяет дать более широкий прогноз на обнаружение месторождений рифтогенного класса. В такой трактовке обширная область к западу от Главного уральского надвига перспективна для постановки поисковых работ на полезные ископаемые, которые до последнего времени считались не типичными для Урала. Выявляются новые закономерности в локализации метаморфогенных месторождений, связанных с орогенным метаморфизмом. Приуроченность месторождений гранулированного кварца к эклогит-сланцевым комплексам (Кыштымская группа) и связь с калиевыми

гранитоидными бластомилонитами редкометально-редкоземельной камнесамоцветной минерализации открывают новые перспективы поисков и подчеркивают важность выделения бластомилонитов и для металлогенического анализа. В практических целях могут быть использованы и результаты метаморфического картирования, намечающие конкретные площади с повышенными концентрациями полезных метаморфических минералов, например, ставролита, который может быть успешно использован в качестве заменителя традиционных флюсов в металлургическом производстве.

АПРОБАЦИЯ РАБОТЫ. Основные результаты исследований докладывались и обсуждались на 27-й (Москва, 1984) и 28-й (Вашингтон, 1989) сессиях МГК, III и IV Международных симпозиумах по тектонике литосферных плит (Звенигород, 1987,1993), Международном совещании "Пермская система земного шара" (Пермь, 1991), Международной коференции EUG-10 (Страсбург, 1999), рабочих совещаниях международной программы ЕВРОПРОБА (Потсдам, 1995; Гранада, 1996; Москва, 1998; Мюнхен, 1999; С.-Петербург, 2000), Международной конференции "Закономерности эволюции земной коры" (С.-Петербург, 1996), V-VII Всесоюзных и I, II Всероссийских петрографических совещаниях (Алма-Ата, 1976; Ленинград, 1981; Новосибирск, 1986; Уфа, 1995; Сыктывкар, 2000), II-V Всесоюзных симпозиумах по метаморфизму (Ленинград, 1974; Свердловск, 1977; Апатиты, 1979; Винница, 1982), XII Всесоюзном металлогеническом совещании (Киев, 1990), I и II Всесоюзных совещаниях по металлогении докембрия (Ленинград, 1975; Иркутск, 1981), Совещании "Тектоника и некоторые проблемы металлогении раннего докембрия" (Москва, 1984), I и II Всесоюзных совещаниях "Докембрий в фанерозойских складчатых областях" (Новосибирск, 1980; Фрунзе, 1989), Всесоюзном совещании "Эволюция докембрийской литосферы" (Ленинград, 1991), Всесоюзных совещаниях по литологии и осадочной геологии докембрия (Москва, 1973; Алма-Ата, 1981), II Симпозиуме по проблеме "серых гнейсов" (Ленининград, 1982), Всесоюзных и Всероссийских совещаниях: Транитогнейсовые купола" (Иркутск, 1983), "Специфика докембрийского магматизма" (Ленинград, 1972), "Ультраосновные магмы и их металлогения" (Владивосток, 1983), "Тектоника и метаморфизм" (Москва, 1994), "Тектоника осадочных бассейнов Северной Евразии" (Москва, 1995), "Общие проблемы стратиграфии и геологической истории рифея Северной Евразии" (Екатеринбург, 1995), "Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты" (Москва, 1998), "Докембрийско-раннепалеозойская история развития Урала" (Миасс, 1980), "Метаморфогенная металлогения Урала" (Миасс, 1988), "Тектоника, геодинамика и металлогения Урало-Тяньшанской складчатой системы (Свердловск, 1989), XII сессии Комиссии по определению абсолютного возраста геологических формаций (Москва, 1971), III-V Уральских (Свердловск, 1974,1981,1986) и II Казахстанском (Балхаш, 1974) петрографических совещаниях, многих региональных совещаниях по Уралу (Уфа, 1972; Актюбинск, 1974; Свердловск, 1984,1987; Миасс, 1990) и кристаллическому фундаменту Восточно-Европейской платформы (Минск, 1976; Киев, 1978,1979; Петрозаводск, 1978). По теме

диссертации опубликована одна коллективная монография ("Формирование земной коры Урала", 1986) и более 160 статей и тезисов, в том числе и в международных изданиях. Часть материалов изложена в рукописных отчетах по завершенным темам.

ОБЪЕМ РАБОТЫ. Диссертация состоит из введения, заключения и 14 глав, объединенных в 4 части. Она включает 393 стр. текста с 34 таблицами, 140 рисунков и список литературы из 929 наименований. Аналитические данные по составам пород и минералов из различных типов метаморфических комплексов выделены в отдельный том "Приложений" объемом 169 стр.

БЛАГОДАРНОСТИ. Работа представляет .собой результат многолетних целенаправленных исследований автора, проведение которых было возможно только при постоянном понимании и поддержке академика В.А.Коротеева, членов-корреспондентов АН А.М.Дымкина и С.Н.Иванова, академиков КазССР А.А.Абдулина и Р.А.Борукаева, в различные годы бывших директорами Институтов. С благодарностью автор вспоминает своих казахстанских коллег: А.В.Авдеева, М.А.Касымова, В.Г.Кориневского, В.Н.Матвиенко, О.А.Рийконен, Н.СЯрославцеву, с которыми проводились совместные исследования в Мугоджарах. Полезными в те годы были полевые дискуссии по геологии докембрия, в которых принимали участие Г.И.Водорезов, А.В.Мидовский, Р.В.Гетлинг, И.Е. и Г.А.Костик, Р.А.Сегедин, В.И.Фонарев и другие знатоки геологии Мугоджар. Именно в полевых условиях в беседах и дискуссиях с А.В.Пейве, Н.А.Штрейсом, С.Н.Ивановым, А.С.Перфильевым проявился у автора в начале 70-х годов интерес к идеям мобилизма, переросший затем в убеждение. Этому способствовали как исследования в различных районах Урала и анализ достижений мировой науки, так и обсуждение результатов работ с коллегами по Институту: В.Н.Анфилоговым, А.А.Ефимовым, А.А.Краснобаевым, В.И.Ленных, В.А.Марксом, В.М.Нечеухиным, В.Н.Пучковым, Б.И.Чувашовым, Д.С.Штейнбергом, Г.Б.Ферштатером и др., которым автор весьма признателен, в том числе и за острую критику. В последние годы очень плодотворным было сотрудничество в рамках международной программы ЕВРОПРОБА с иностранными коллегами - H.Austrheim, J.Glodny, M.Beckholmen, J.F.Molina, B.Bingen, V.Pease, P.Montero, D.Seward. Особую благодарность автор испытывает к своему старшему коллеге по лаборатории С.Н.Иванову, исследования которого во многом определили современные представления об истории геологического развития Урала, генератору новых идей и наиболее близкому единомышленнику по пониманию природы метаморфизма в складчатых областях. Автор принателен О.В.Никифорову, А.Г.Носкову, Ю.П.Павлову, Д.В.Ворощуку, П.С.Козлову, С.Л.Неверовой, М.Я.Мальчуковой, О.М.Яковлевой и другим сотрудникам лаборатории метаморфизма, принимавшим в различные годы участие в организации, проведении и обработке результатов исследований, а также многим сотрудникам аналитических лабораторий ИГН АН КазССР и ИГГ УрО РАН.

Условные сокращения

Ab7 - альбит и его номер

Akt - актинолит

Aim - альмандин

Andl - андалузит

Ank - анкерит

Amf - амфибол

Ваг - барруазит

Bt - биотит

Сс - кальцит

СЫ - хлорит

Chid- хлоритоид

Cord- кордиерит

Срх - клинопироксен

Cros- кроссит

Cum - куммингтонит

Czo - клиноцоизит

Di - диопсид

East- истонит

En - энстатит

Ер - эпидот

fPhn- феррифенгит

G1 - глаукофан

Gr - гранат

Gros- гроссуляр

НЬ - роговая обманка

Нет - гематит

Hyp - гиперстен

Um - ильменит

Jd - жадеит

Kfsp - калишпат

Ку - кианит

Mgst - магнезит

Mi - микроклин

Ми²⁰ - мусковит и сод. Prg

Mt - магнетит

Ol - оливин

Орх -ортопироксен

Ort - ортоклаз

РЫ - флогопит

Phn - фенгит

РІ15 - плагиоклаз и его номер

Рг - пренит

Prf - пирофиллит

Prg - парагонит

Ршп - пумпеллиит

Руг - пироп

Q - кварц

Rib - рибекит

Rt - рутил

Sea - скаполит

Ser - серицит

Serp - серпентин

Sf-сфен

Sid - сидерит

Sill - силлиманит

Spes - спессартин

Spi - шпинель

St - ставролит

Stp - стильпномелан

Та - тальк

Zo - цоизит

Wn- винчит

F=FexlO0/(Fe+Mg), ат.% - общая железистость f=Fe³⁺ xl00/(Fe³⁺+Al), ат.% - железистость эпидота fo=Fe³⁺xlOO/(Fe³⁴+Fe²⁺) - коэффициент окисления железа A1^VV(A1^VI+Fe³⁺) - глаукофановый компонент

Часть I. СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ

Г л а в а 1 . Развитие взглядов на природу метаморфизма в подвижных областях и

вопросы типизации метаморфизма

Принято считать (Елисеев, 1963; Миясиро,1976; и др.), что концепция метаморфизма начала свое развитие с труда Джеймса Хеттона "Теория Земли" (1795 г.), подводящего итог великого спора нептунистов и плутонистов (Хеллем, 1985). По мнению Хеттона, кристаллические сланцы Шотландских нагорий могли возникнуть за счет осадочных пород при погружении в глубины Земли под воздействием высоких температур и давлений. Термины "метаморфизм" и "метаморфические породы" появились в первой половине XIX века и стали популярными после издания "Основ геологии" Чарлза Лайеля в 1833 году. На приуроченность регионально метаморфизованных пород к орогенным поясам обратили внимание Дж.Холл и Дж.Д.Дена, вьщвинувшие по материалам исследования западных Аппалачей концепцию геосинклиналей. В качестве причин метаморфизма геосинклинальных толщ ими рассматривались высокие температуры и давления, а также глубинные деформации. Таким образом, уже к началу XX века сформировалось представление о том, что метаморфизм отражает прежде всего физические условия существования горных пород и обусловлен как температурой и давлением (глубинностью), так и механическими движениями горных масс. Стало общепринятым подразделение метаморфизма на контактовый, связанный с термальным воздействием интрузивов на вмещающие породы, и региональный, причины проявления которого на долгие годы стали предметом оживленных дискуссий, не завершенных и в настоящее время.

В качестве самостоятельного раздела геологических знаний учение о метаморфизме оформилось в первой половине нашего столетия (Добрецов и др., 1970; Миясиро, 1976; и др.). Этому предшествовали установление большого разнообразия регионально метаморфизованных пород, открытие прогрессивной метаморфической зональности, выделение и разработка концепции метаморфических фаций, микроструктурный анализ и структурные исследования метаморфических комплексов, постоянно пополняющиеся объемы экспериментальных и эмпирических данных. Все это в той или иной степени учитывалось при обсуждении природы метаморфизма в складчатых областях и приводилось в соответствие с господствовавшей в этот период геосинклинальной концепцией (Тернер, 1951). В зависимости от того, какому из процессов и (или) факторов метаморфизма отводилась ведущая роль, формировались отдельные школы исследователей, развивавшие различные направления. Автор не ставит своей целью анализ хронологии и оценку вклада отдельных исследователей в развитие учения о метаморфизме, что уже сделано в цитированных выше и других работах, и в дальнейшем попытается сосредоточить внимание на том, какое влияние достижения этого периода оказывали на понимание природы метаморфизма.

Связь «регионального метаморфизма» с орогенным этапом развития складчатых областей практически никогда не ставилась под сомнение и только из-за широкого распространения этого термина он не был переименован в "орогенный метаморфизм" (Судовиков, 1964). В понимании же причин его проявления мнения сильно различались. Одни исследователи подчеркивали ведущую роль высокой температуры на глубине и часто связывали ее с внедрением интрузивных масс, другие - выделяли главенствующее значение всестороннего и (или) направленного давления и деформационных движений. Так, первооткрьшатель метаморфической зональности в далрэдской серии Шотландских нагорий, получившей в последующем его имя, Дж.Барроу связывал прогрессивные изменения минерального состава при метаморфизме с древними гранитами, т.е. как процесс аналогичный контактовому метаморфизму, но происходящий на очень большой глубине. Первая же "барическая" классификация регионально метаморфизованных пород, вошедшая во все учебники под названием зон глубинности Бекке - Грубенмана или Грубенмана - Ниггли, рассматривала температуру, давление и деформации как функции глубинности. Для наименее глубинной эпизоны предполагались низкие Р и Т, но интенсивная деформация, а для самой глубинной катазоны - высокие Р и Т и слабая деформация. Мезозона характеризовалась промежуточными условиями. Результаты этих пионерских исследований, наглядно продемонстрировавших зависимость минеральных парагенезисов от РТ-условий, предопределили развитие одного из важнейших направлений метаморфической петрологии - учения о фациях.

Фациальный анализ метаморфических пород, основы которого были заложены В.М.Голдшмидтом и П.Эскола, развитый в работах крупнейших петрологов первой половины нашего столетия (С.Е.Тилли, Т.Фогта, Т.Ф.Барта, Г.Рамберга, Ф.Дж.Тернера и др.) и получивший в то время строгое научное обоснование в трудах Д.С.Коржинского и Дж.Б.Томпсона, стал главным методом, позволившим доказать неразрывную связь изменения физических условий существования горных пород с химическими преобразованиями их минерального состава (Добрецов и др. 1970; Миясиро, 1976; и др.). Возможность количественной оценки Р и Т параметров, на основе парагенетического анализа минеральных равновесий, экспериментальных данных и термодинамических расчетов, обусловила появление фациальных классификаций метаморфических пород, непрерывно совершенствующихся по мере накопления новых данных. Общая тенденция - более обоснованная оценка роли давления, точнее соотношений Р и Т, а также границ фаций и субфаций. В большинстве классификаций этого периода (Eskola, 1939; Ramberg, 1952; Тернер, 1951; Файф и др.,1962) дается трехчленное деление метаморфических пород по давлению. На петрогенетических РТ-диаграммах контактовому метаморфизму отводится поле низких давлений, а регионально метаморфизованные породы занимают области высоких (эклогиты и глаукофановые слацы) и умеренных Р. Таким образом утверждается мнение о непрерывности перехода от контактового к региональному метаморфизму, что как будто бы оправдывает употребление очень неопределенного термина

"регионально-контактовый". Структурная изотропность контактовых роговиков и непременное развитие кристаллизационной сланцеватости в регионально метаморфизованных породах, т.е. признаки, несомненно связанные с физическими условиями метаморфизма, для целей фациального анализа значения не имеют. Главными факторами метаморфизма считались температура и общее давление, хотя давлению часто отводилась второстепенная роль (Тернер, 1951). Выработке такого представления предшествовала длительная дискуссия.

Причины сланцеватости регионально метаморфизованных пород обсуждались с разных позиций. Одни исследователи, вслед за Ван-Хейзом, отводили ведущую роль ориентированному давлению ("стрессу"), что наиболее выразительно проявилось в некогда популярной концепции "стресс-минералов" А.Харкера (1937). Другие -связывали разнообразные текстурные особенности метаморфических пород с механическими деформациями при разных температурах. Основным методом исследования деформаций стал микроструктурный анализ, разработанный Б.Зандером и В.Шмидтом (Елисеев, 1963). Учение о деформациях горных пород развивалось независимо от физико-химического направления, но оказывало влияние на общегеологические классификации регионального метаморфизма. Выделялись наряду с "термическим", "геотермическим", "статическим" или "метаморфизмом нагрузки", в которых деформации связывались с направленным давлением, такие типы как "динамотермический", "динамический", "дислокационный", "катакластический" и другие, прямо указывающие на связь с механическими деформациями или сдвигом при стрессе. Иногда предполагалось, что теплота возникает из механической энергии во время деформации, в том числе и при орогенном тангенциальном сжатии. Использование микроструктурного и структурного методов исследования регионально метаморфизованных пород выявило, что многие комплексы испытали неоднократные деформации, на что указывали различные ориентировки реконструируемых полей напряжений. Предполагалась в таких случаях многоэтапность метаморфизма и связь его с какими-то из фаз деформаций, обусловленных орогенным сжатием. Часто это порождало дискуссии, даже для такого изученного региона как Шотландские нагорья. Возможность деформаций в связи с процессами растяжения не обсуждалась.

В понимании природы метаморфизма складчатых областей к середине прошлого столетия господствовало представление, описываемое формулой Г.Штилле: орогенное тангенциальное сжатие - складчатость - гранитный плутонизм - метаморфизм. Иногда предполагалось, что и накопление геосинклинальных толщ может сопровождаться метаморфическими преобразованиями пород на глубине, которые при дальнейших событиях как правило не сохраняются. В качестве источников тепловой энергии указывались глубокие недра Земли, радиактивный распад, интрузии горячей магмы и деформации. Последним двум источникам отводилась второстепенная роль. Причины сланцеватости регионально метаморфизованных пород связывались с вертикальной нагрузкой ("раздавливанием"), что обосновывалось отсутствием очевидной связи степени метаморфизма и деформированности пород, определяемой складчатостью,

либо с горизонтальным сжатием при складчатости. Утвердилось мнение, что деформация оказывает важное каталитическое влияние, способствуя химическому приспособлению пород к конкретным РТ-условиям. Усиление эндогенной активности связывалось с центральными зонами орогенов и с глубиной (Тернер, 1951). Глубина рассматривалась как главный фактор, определяющий температуру и давление при метаморфизме. Допускалось, что поднятие магмы вдоль осей орогенных поясов могло способствовать перемещению изотермических поверхностей и проявлению высокотемпературного метаморфизма на меньшей глубине, чем в краевых областях. При интенсивной магматической деятельности температура метаморфизма может контролироваться не глубиной, а интрузиями. Выделение орогенического и плутонического типов метаморфизма Г.Ридом (Read, 1952) как раз и предусматривало именно такую последовательность событий.

Особенно интенсивное развитие различных направлений учения о метаморфизме началось с 60-х годов прошлого столетия. Предложенная А.Миясиро (Miyashiro, 1961) концепция фациальных серий, вводящая понятие "метаморфические пояса", впервые поставила вопрос о причинах различия термодинамических режимов метаморфизма в крупных структурах земной коры. Выделенные им три основных (андалузит-силлиманитовая, кианит-силлиманитовая и жадеит-глаукофановая) и две промежуточные серии фаций показывали закономерность изменения РТ-параметров и связывались с колебаниями геотермических градиентов в различных геоструктурах. Сделана первая попытка проследить эволюцию проявления разноградиентного метаморфизма в истории формирования земной коры. Концепция фациальных серий очень быстро завоевала популярность и получила дальнейшее развитие в трудах многих исследователей (Hietanen, 1967; Винклер, 1969; Добрецов и др., 1970; Глебовицкий, 1973; Кориковский, 1979; и др.). Понятие "фациальная серия" стало использоваться во всех классификациях метаморфических и минеральных фаций, однако содержание его у различных авторов имело неодинаковый смысл.

А.Хиетанен (Hietanen, 1967), развивая представление А.Миясиро, о том что каждый регион прогрессивного метаморфизма имеет свою собственную фациальную серию, выделила девять барических типов метаморфизма (контактовый, японский, бучанский, пиренейский, мичиганский, айдахский, барровианский, саксонский, альпийский), каждый из которых характеризовался своей последовательностью метаморфических фаций и мог быть диагносцирован типовыми парагенезисами, а также закономерными изменениями составов сосуществующих минералов. Переходы одного типа метаморфизма в другой и более крутые положительные или отрицательные линии РТ-градиентов, по мнению А.Хиетанен, могут свидетельствовать о наложении нескольких эпизодов метаморфизма.

ВА.Глебовицкий (1973) рассматривал фациальные серии как понятие классификационное. Выделенные им серии А 1-3 , АБ, Б 1,2 представляют на петрогенетической решетке прямые линии, положение которых определяется различными отношениями Т/Р. Они не отражают естественных ассоциаций фаций, но

принадлежность зональных комплексов к одной из серий может указывать на постоянство термодинамического режима метаморфизма в конкретном регионе.

В схеме фаций Н.Л.Добрецова и др. (1970) выделяются 4 группы: А - фации низких давлений, примерно соответствующих контактовому метаморфизму; В - фации средних давлений, соответствующих "обычному" региональному метаморфизму; С -фации высоких давлений, определяемых как "локальный" метаморфизм тектонических зон или зон "глубинных разломов"; D - фации сверхвысоких давлений (в мантии). Граница между группами ("сериями") фаций А и В расплывчатая, допускающая постепенный переход от контактового к региональному метаморфизму, а для группы С - очерчена некоторыми твердофазными реакцими (Sill - Ку, Ab+Ne=2Jd и др.). В этой схеме вводится значительное ограничение в понятие регионального метаморфизма, к которому относится по сути лишь андалузит-силлиманитовая серия А.Миясиро, обосновывается отказ о связи давления только с глубинностью и приводится абсолютная градуировка Р, в два раза превышающая значения, принятые в других классификациях. В качестве возможных причин надлитостатических нагрузок указываются тектоническое и флюидное сверхдавление или "автоклавный эффект".

Концепция фациальных серий А.Миясиро, обосновавшая принципиальную возможность существования природных ассоциаций метаморфических пород, сформированных при различных РТ-градиентах и закономерно связанных с определенными структурами земной коры, явилась основанием для новой дискуссии по проблемам фациального расчленения метаморфических пород. В петрогенетических схемах, наряду с традиционными наименованиями, предложенными еще П.Эскола, появляются новые подразделения по давлению амфиболитовой и гранулитовой фаций (Винклер,1969; Глебовицкий, 1973; Hietanen, 1967; и др.), водятся некоторые новые наименования фаций повышенных давлений (Добрецов и др., 1970) и контактового метаморфизма (Ревердатто, 1970), расширяется область низкотемпературного метаморфизма за счет выделения пренит-пумпеллиитовой и цеолитовой фаций (Кумбс,1963). Получает распространение метод выделения минеральных фаций (Маракушев, 1965), учитывающий не только физические (Р,Т), но и геохимические условия минеральных равновесий метаморфических и метасоматических пород. Названия минеральных фаций и субфаций по важнейшим парагенезисам переходят и в унифицированные фациальные схемы (Глебовицкий, 1973; и др.) и иногда почти полностью вытесняют традиционные наименования (Кориковский, 1979). В крайнем случае (Винклер, 1979) предлагается выделять не фации и субфации, а ступени метаморфизма от очень низкой до высокотемпературной в условиях различных Р. Последняя точка зрения аргументируется тем, что очень трудно увязать минеральные ассоциации, при очень большом разнообразии их составов, с определенными температурами и давлениями.

Разработка унифицированных фациальных схем действительно представляет собой очень сложную проблему. Классификация фаций П.Эскола основывалась на анализе парагенезисов богатых кальцием метабазитов, степень изученности которых

несравненно ниже, чем парагенезисов метапелитов (Кориковский, 1979). Многие минеральные реакции в метапелитах изучены экспериментально и разработанные на основе экспериментов и термодинамических расчетов геологические термобарометры (Перчук, 1970; Перчук, Рябчиков, 1976; Глебовицкий и др.,1977; Авченко, 1990; и др.) казалось бы должны были привести к сходной топографии границ на петрогенетической решетке, хотя бы для бедных кальцием пород, но этого не произошло. Зависимость минеральных равновесий не только от исходного состава субстрата, но и от флюидного режима метаморфизма, основные параметры которого (соотношение давлений на флюид и твердые фазы, состав флюида и парциальные давления основных его компонентов - воды, углекислоты и др.) определяются гипотетически, не позволяет однозначно интерпретировать результаты экспериментов. Температуры реакций дегидратации, составляющих основу практически всех фациальных схем, в значительной степени зависят от парциального давления Н^О во флюиде. Используя модели постоянного давления НгО (Маракушев, 1968), закономерного уменьшения его по мере возрастания давления и (или) температуры (Добрецов и др., 1970; Глебовицкий, 1973), изменения с экстремумом (Перчук, 1973; Кориковский, 1979), можно получать на РТ-диаграммах несовпадающие конфигурации линий мономинеральных равновесий для одних и тех же реакций. Причины же изменения содержания НгО во флюиде могут быть различны. Иногда предполагается привнос в глубинные зоны из мантии СОг и других мобильных компонентов, избирательное поглащение воды расплавами при ультраметаморфиме либо обогащение флюида углекислотой в результате реакций декарбонатизации при наличии карбонатных прослоев, а также окисления углистого материала. Такие причины позволяют делать лишь грубо приближенными оценки состава флюидов.

Несомненно прогрессивным представляется опыт разработки схем фаций для отдельных типов пород (Кориковский, 1979) и введение понятия "истинная изограда", характеризующего наиболее раннюю реакцию возникновения индекс-минералов и отвечающего самым низким температурам их устойчивости. Такой подход открывает перспективу количественной оценки температурных интервалов границ фаций, а также корреляции их в породах различного состава. Пока же проблема сопоставления объемов и границ фаций метапелитов и метабазитов решается очень приближенно. Выделяя сегодня зеленосланцевую или эпидот-амфиболитовую фации исследователь должен обязательно указать, что она выделяется в соответствии с такой-то из опубликованных схем, либо на основе таких-то моновариантных реакций. Так, высокотемпературная граница эпидот-амфиболитовой фации может соответствовать устойчивости парагенезисов со ставролитом (Hietanen, 1967) либо мусковита с кварцем (Добрецов и др., 1970), проводиться по появлению ромбических амфиболов (Глебовицкий, 1973), а нижняя - по изограде альмандина либо роговой обманки. В схемах же, где эпидот-амфиболитовая фация не выделяется обычно зона граната относится к зеленосланцевой фации (Винклер, 1969; Кориковский, 1979). Вызывает дискуссии проведение низкотемпературной границы гранулитовой фации в

метабазитах (Глебовицкий, 1973; Кориковский, 1979; и др.). Очень неоднозначны количественные оценки Р и Т общепринятых во всех схемах моновариантных равновесий, используемых часто в качестве граничных для выделяемых фаций и субфаций. Показательно, что на схеме фаций к Карте метаморфизма Евро-Азиатского континента, изданной в 70-х годах под редакцией В.С.Соболева и Х.Цварта, количественная градуировка Р и Т отсутствовала. Вместе с тем, накопление экспериментальных данных и наблюдений над последовательностями минералообразования в породах различного состава в зональных комплексах, широчайшее внедрение в практику микрозондового анализа, расширяющего информацию о парагенезисах минералов переменного состава, открывают новые перспективы разработки общепринятой унифицированной схемы фаций. Такая схема могла бы включать традиционные наименования фаций П.Эскола и строиться на основе корреляции схем фаций по группам пород. Высокой детальностью анализа парагенезисов бедных кальцием и в различной степени насыщенных калием метапелитов выделяется схема фаций С.П.Кориковского (1979). Следует подчеркнуть, что совершенствование фациальных схем и количественной оценки физических параметров метаморфического петрогенезиса является важнейшим элементом познания геологической истории.

С появлением концепции фациальных серий открылись новые возможности и для понимания общих закономерностей проявления различных типов метаморфизма в орогенных областях. Пожалуй, первым эти возможности были оценены Дж.Саттоном (1967). На основе анализа проявления метаморфизма во многих фанерозойских областях он пришел к выводу, что региональный метаморфизм обусловлен аномальным изменением притока тепла, величина которого может меняться во времени и пространстве в пределах каждой горной цепи или от одной к другой. Формирующиеся в результате различные фациальные серии не только изменяются от одного района к другому, но и накладываются друг на друга, т.е. во времени может изменяться и сама природа метаморфизма. Введенное Дж.Саттоном понятие "жизненного цикла" метаморфического пояса (Саттон, 1967, стр.33) продолжительность которого может достигать 1000 млн. лет и включать многие метаморфические события и эпизоды, вступало в явное противоречие с общепринятой гипотезой орогенических циклов с фиксированной длительностью около 200 млн. лет и приуроченностью в них регионального метаморфизма к революционной или горообразовательной фазе. Призыв Дж.Саттона о необходимости решительной ревизии гипотезы орогенических циклов был воспринят лишь отчасти. Появились типизации, учитывающие разнообразие форм проявления регионального метаморфизма в складчатых поясах, которые основывались на различных классификационных признаках, но не выходящие за рамки геосинклинальной концепции. Метаморфические события более древние, чем завершающий цикл и чрезвычайная длительность развития орогенных областей традиционно связывались и продолжают связываться с их полицикличностью.

В основу классификации БЛ.Хоревой (1966) было положено предположение о различных генетических источниках тепла, обусловливающих проявление регионального соскладчатого динамо-геотермического и регионального плутонического (сиалического и фемического профиля) типов метаморфизма. Первый связан с радиогенным теплопотоком, достигавшим максимума в архее, и ранними складчатыми деформациями. Для него характерны монофациальные комплексы, температурные условия формирования которых в палеозое не превышали зеленосланцевой фации. Региональный плутонический метаморфизм обусловлен теплопотоком из мантии и парагенетически связан с гранитами (сиалический) и офиолитами (фемический). Метаморфизм фемического профиля проявляется в период заложения эвгеосинклиналей, представлен эклогит-глаукофансланцевыми поясами, локализующимися вдоль глубинных разломов. Метаморфические серии сиалического профиля возникают в период общей инверсии и приурочены к миогеоантиклинальньгм поднятиям. Другими словами, для фанерозойских областей важное значение имеет региональный плутонический метаморфизм, в котором фациальные серии умеренных и низких давлений связываются с орогенной складчатостью и гранитами, а серии высоких Р отнесены к доорогенным образованиям.

Иная идеология положена в основу классификации регионального метаморфизма А.А.Маракушевым (1965, 1972). Метаморфизм в подвижных областях связан с аномальным подъемом изотерм и притоком ювенильньгх мантийных флюидов, содержащих не только летучие компоненты (НгО, СОг), но также щелочи, иногда кальций, кремний, что определяет его аллохимичность. По геохимическим условиям выделяется четыре группы метаморфических формаций (А,Б-І, Б-П, В), коррелируемых как с петрохимическими особенностями магматизма, так и стадиями геосинклинального развития. Формации группы А отвечают начальным стадиям развития эвгеосинклиналей ("догранитный метаморфизм"); Б-І - зрелым стадиям эвгеосинклинального развития и начальным дислокациям в терригенных геосинклиналях (метаморфизм, связанный с плагиогранитами); Б-П - терригенным геосинклиналям и заключительным стадиям эвгеосинклиналей (развитие нормальных калиевых гранитов); В - тектонической активизации устойчивых областей. Глаукофановый метаморфизм, включаемый в группу А, объясняется высокой щелочностью и восстановленностью глубинных флюидов. Это положение вызывало резкую критику (Добрецов, 1974; Добрецов и др., 1970; и др.). В последующих работах (Маракушев, 1979 и др.) классификация метаморфических формаций была несколько трансформирована. Выделено четыре типа метаморфизма: I - собственно геосинклинальной или предорогенной стадии, II - раннеорогенной стадии, III -орогенной стадии, IV - активизации жестких структур. Формирование различных барических серий связывается с последовательным усилением флюидного теплового потока и уменьшением производной dPs /dT, где Ps - глубинность. Подверждается автором и раннее утверждение о том, что в эволюционном ряду 1-ІЙ натриевая тенденция метаморфизма (привнос Na) сменяется K-Na, затем калиевой.

В классификации регионального метаморфизма В.А.Глебовицкого (1973) делается попытка реконструкции взаимосвязей термальной и динамической истории развития подвижных областей в рамках геосинклинального или тектонического цикла. В течение такого цикла складчатые деформации и процессы метаморфизма, по мнению В.А.Глебовицкого, проявляются во вполне определенной последовательности, повторяющейся в различные периоды эволюции земной коры. Это позволяет говорить о существовании деформационных циклов и циклов регионального метаморфизма, сопоставимых по продолжительности с тектоническими циклами. В деформационном цикле или цикле складчатости выделяется три характерных стадии: 1 - формирование нелинейных складок в условиях радиальных движений, 2 - образование линейных складок под действием общего тангенциального сжатия, 3 - формирование разноориентированных разрывных нарушений в пластичной среде и (или) нелинейных поднятий типа диапироидных куполов. Основными стадиями цикла регионального метаморфизма являются: а - формирование узких зон метаморфизма повышенных Р (жадеит-глаукофановая фациальная серия), контролирующихся обычно глубинными разломами; б - однородный метаморфизм первой и отчасти слабо проявленной второй стадии деформационного цикла ( в фанерозойских областях на уровне фации зеленых сланцев); в - зональный метаморфизм второй и начала третей стадий деформационного цикла, отвечающий периоду частной инверсии и перехода к орогенному этапу (с зональным метаморфизмом тесно связан ультраметаморфизм, обусловливающий формирование сменяющих во времени серий существенно натровых и калиевых гранитоидов); г - регрессивный метаморфизм. На этой основе, дополненной такими критериями как принадлежность к различным фациальным сериям и пространственная связь с определенными структурами, выделяются следующие геологические типы метаморфизма: 1 - начальный (инициальный), чаще всего зональный, соответствующий зонам отрицательных термических аномалий (высокие Р) и проявляющийся в раннегеосинклинальных формациях; 2 - ранний однородный, охватывающий всю или значительную часть подвижной области (сходен с динамо-геотермическим типом Б.Я.Хоревой); 3 - зональный периода инверсии интрагеосинклиналей, подразделяющийся по интенсивности термических аномалий на Ky-Sill и Andl-Sill, а по масштабам проявления - на региональный и локальный (поясовой).

В приведенных геолого-тектонических классификациях регионального метаморфизма, при всем разнообразии использованных критериев, выявляется удивительное сходство и почти полное единство последовательности метаморфических событий в подвижных поясах, что казалось бы должно свидетельствовать о достоверности выводов. Однако, независимость выводов в значительной мере является кажущейся. Заложенные в основы классификаций представления о различной генетической природе тепловых потоков, геохимической специфике метаморфических формаций, характере деформационных и термальных процессов, связанных с вертикальным движением вещества в литосфере подвижных областей, вытекают из геосинклинальной парадигмы, ограничивающей вариантность возможных моделей

эволюции метаморфизма в складчатых областях. Некоторое отличие схемы А.А.Маракушева (1965, 1979) состоит в том, что в ней не учитывается специфика метаморфизма областей раннего докембрия и вероятная эволюция геотермического градиента, а такие образования как эндербиты и чарнокиты рассматриваются как продукты раннеорогенной и орогенной стадий геосинклинального цикла.

Геологические типизации регионального метаморфизма, основывающиеся на реконструирукциях причинно-следственных связей термодинамических режимов с тектоническими и магматическими процессами, обязательно включают периодизацию событий в рамках той или иной геотектонической концепции. Геосинклинальная концепция или концепция орогенических циклов предполагает полициклическое развитие подвижных областей и соответственно периодическую повторяемость метаморфических событий. На отсутствие такой повторяемости, как отмечалось выше, обратил внимание Дж.Саттон (1967). Специальному же рассмотрению метаморфизма полициклических областей была посвящена работа сотрудников Института геологии и геохронологии дакембрия (Глебовицкий и др., 1977). В этом обстоятельном исследовании по многим фанерозойским и докембрийским областям делается вывод о циклически-направленном развитии метаморфических процессов, которые происходят в той же последовательности, что и в рамках единого метаморфического цикла. При этом длительность развития подвижных областей может охватывать огромный интервал времени, достигающий, по мнению авторов, на Юго-Западном Памире 2,5 млрд. лет. Сменяющие друг друга во времени тектонические (или геосинклинальные) циклы обычно редуцированы, поэтому полной повторяемости метаморфических событий в них нет. В то же время предполагается повторяемость складчатых деформаций, начинающихся со структур радиального сжатия и заканчивающихся складками тангенциального сжатия и разрывными нарушениями. Авторы демонстрируют на конкретных примерах, что выделение границ индивидуальных циклов метаморфизма в полициклических областях часто представляет собой неразрешимую задачу. Возникают проблемы и с объяснением экстремальных режимов, обусловливающих формирование низкоградиентных глаукофансланцевых, эклогит-сланцевых и эклогит-гнейсовых комплексов. Связывая их возникновение с гипотетическими нисходящими движениями доинверсионного периода, ВА.Глебовиций с коллегами отмечают, что "формирование относительно переохлажденных зон лучше всего обясняется с позиций тектоники плит, а точнее, той ее части, в которой трактуется механизм поддвигания океанической плиты под континентальную" (Глебовицкий и др., 1977, с.294). От себя можно добавить, что с мобилистских позиций так же хорошо обясняется эволюционная направленность метаморфизма в подвижных областях, при этом устраняется необходимость поиска в них традиционно дискуссионных признаков полицикличности.

Концепция тектоники литосферных плит, обосновавшая принципиально новые механизмы развития орогенных областей и объединившая в едином ряду событий процессы происходящие в океанах и на континентах, послужила отправной точкой для

переосмысления и проблем регионального метаморфизма. Новые доказательства правомерности метода актуализма, подкрепляемые палеореконструкциями сходных с современными геодинамических обстановок в фанерозойских областях, требуют не только внесения существенных корректив в схемы периодизации тектонических и метаморфических процессов, но и ревизии традиционных представлений о природе метаморфизма. При этом следует учитывать, что во время господства геосинклинальной концепции было сделано очень много эмпирических наблюдений и установлены важные закономерности развития метаморфизма в подвижных областях, которые не потеряли своего значения и в настоящее время.

При исследовании метаморфизма вулканогенных образований Урала еще в начале 60-х годов были получены доказательства того, что раннегеосинклинальные формации испытали гидротермальные преобразования в глубоководных морских (океанических) условиях вне связи с деформациями и задолго до главных этапов складчатости и формирования гранитных батолитов. Эти преобразования, проявляющиеся в период накопления вулканических пород спилито-диабазовой и спилито-кератофировой формаций, были названы "региональным зеленокаменным метаморфизмом" (Иванов, Нечеухин, 1964). На сходство метаморфизма раннегеосинклинальных формаций с преобразованиями пород в океанических рифтах указывали и другие исследователи (Маракушев и др., 1971; Перчук, 1973), выделявшие условия низких давлений и температур, но видевшие причины этого метаморфизма в привносе щелочных и резко восстановленных флюидов и деформациях, связанных с внедрением гипербазитов.

Драгировки и глубоководное бурение в океанах дали новые материалы, позволившие конкретизировать условия проявления метаморфизма океанической стадии развития подвижных областей и во многом подтвердили основные выводы, полученные при изучении раннегеосинклинальных вулканитов в складчатых областях (Melson, Andel, 1966; Миясиро и др., 1973; Силантьев, 1984; Силантьев и др., 1992). Было установлено, что "метаморфизм океанического дна" обусловлен просачиванием горячих водных растворов сквозь кору и имеет гидротермальную природу. Незначительное развитие преимущественно хрупких деформаций обусловливает неравномерный "пятнистый" характер преобразований и частую сохранность фрагментов неизмененных вулканических пород. Ясно выражена вертикальная зональность от цеолитовой до зеленосланцевой фации в вулканогенной части разреза. В залегающих ниже метагабброидах температура метаморфизма повышается до амфиболитовой фации. Минеральные ассоциации эпидот-амфиболитовой фации известны только в трансформных разломах, где интенсивно проявлены катакластические деформации. А.Миясиро с коллегами (Миясиро и др., 1973) считают что "метаморфизм океанического дна" можно рассматривать в качестве разновидности "метаморфизма погребения" и использовать для него термин "региональный" не следует, т.к. сланцеватость в большинстве пород отсутствует. Такое ограничение вряд ли оправдано. Этот метаморфизм характеризуется региональным развитием в

орогенных областях, проявляется специфически в различных частях разреза офиолитовой ассоциации и выделяется отчетливой приуроченностью к ранней океанической стадии развития подвижных областей. Хорошо изучены и во многом понятны причины этого доорогенного метаморфизма, как и вероятные схемы дальнейшей метаморфической эволюции офиолитов (Колман, 1979).

В соответствии с мобилистской концепцией орогения обусловлена конвергенцией (схождением) океанических и континентальных плит. В классификации орогенических поясов А.Миясиро (Миясиро и др., 1985) выделяются: типичные островные дуги, кордильерский тип континентальных окраин, области коллизии островной дуги с континентом и континента с континентом. Такая интерпретации современных структур, позволяет специфику метаморфической истории различных фанерозойских орогенных областей связывать с той или иной последовательностью проявленных в них коллизионных обстановок.

Формирование островных дуг и активных окраин часто характеризуется контрастными термодинамическими режимами метаморфизма (андалузит-силлиманитовая и жадеит-глаукофановая серии) в "парных поясах" (Миясиро, 1961, 1976). Причины этой контрастности в ранних моделях связывались с различными геотермическими градиентами. Расчеты структуры теплового поля в системе островная дуга - глубоководный желоб (Oxburgh, Turcotte, 1968; Hasebe et al.,1970; и др.), согласующиеся с пространственными соотношениями поясов низкого и высокого давлений, приуроченность к первым гранитоидов, а ко вторым - серпентинитов позволяли рисовать очень выразительную картину синхронного формирования парных поясов в связи с субдукцией океанической литосферы (Ernst,1970; Миясиро,1976; Эрнст, 1979; Колман, 1979). Особую привлекательность этой модели придавала возможность выделения палеозой субдукции по находкам голубых сланцев и эклогитов, что обеспечило ее высокую популярность среди тектонистов. Однако, особенности деформационных процессов в глаукофансланцевых зонах (Zwart, 1967; Blake et al., 1969; Добрецов, 1974; Русин и др., 1979; Пучков, 1987) и, в частности, широкое развитие надвиговых структур, часто отмечаемый сиалический (кварц-полевошпатовый) состав субстрата (Кимура, 1979; Сомин, 1984; Русин, Никифоров, 1991), погружение которого в глубокую мантию в зонах субдукции вряд ли возможно, а также неясность механизма выведения высокобарических комплексов с подкоровьгх глубин на уровни современных эрозионных срезов изначально являлись серьезными ограничениями субдукционной модели. Объяснения метаморфизма глаукофановых сланцев избыточным тектоническим далением при низких температурах под поверхностью пологих надвигов в процессе поддвигания океанической литосферы (Бейли, Блейк, 1969) либо как результата комбинации глубокого погружения, больших надвигов и флюидного сверх давления (Добрецов, 1974) служили альтернативой модели простой субдукции. Многократная обдукция океанических осадков и ассоциирующих с ними офиолитов на глубоководный желоб и прилегающую плиту в модифицированном варианте модели Н.Л.Добрецова (1978) рассматривалась как ключ не только к

образованию, но и сохранению голубых сланцев и эклогитов при быстром выведении их глубинными надвигами.

Модель полистадийной быстрой обдукции, как и субдукционная, основывавшиеся преимущественно на материалах по Тихоокеанскому региону, орогенные сооружения в котором (островные дуги, активные окраины) характеризуют ранние стадии конвергенции плит, предполагали обязательную связь высокобарического метаморфизма с океанической литосферой (офиолитами).

Открытие пироп-коэситовых кварцитов (Chopin, 1984), новых минералогических индикаторов (Fe-Mg-карфолит, элленбергерит, богатый Si фенгит, кианит+тальк, тальк+параганит и др.) высоко- и сверхвысокобарического метаморфизма метапелитов (Chopin, 1984, 1987; Schreyer, 1985; Miller, 1986; Simon et al., 1997) в Дора-Майра и других комплексах Западных и Восточных Альп, а также сиалических ассоциаций пород с равновесными коэситом и алмазом в Кокчетавском массиве в Казахстане (Соболев, Шацкий, 1987; Шацкий и др., 1993), Даби и Су-Лу орогенах в центральном и восточном Китае (Okay et al.,1989, 1993; Wang, Liou, 1991), Западном гнейсовом регионе Норвегии (Smith, 1988; Cuthbert et al., 2000) не привело к отказу от субдукционной модели. Сверхвысокобарический метаморфизм сиалических комплексов стал объясняться «нижнекоровой субдукцией» или погружением палеоконтинентальных окраин на глубины в 100 и более километров при коллизии типа континент-континент. Однако, если связь с субдукцией океанической литосферы глаукофансланцевого и эклогит-глаукофансланцевого метаморфизма встречала возражения, в первую очередь, из-за неопределенности механизмов эксгумации, то представления о «нижнекоровой субдукции» не только усложнили проблему эксгумации, но поставили и новый вопрос о механизмах «задавливания» палеоконтинентальных окраин в астеносферные глубины. Максимальная мощность континентальной коры в коллизионных орогенах составляет лишь 60-80 км, а литостатические давления в 40-50 кбар, необходимые для фазового перехода графит-алмаз при Т=650-1200С, могут быть достигнуты на глубинах в 120-160 км. При этом погружение сиалического материала на такие глубины должно происходить со скоростями, исключающими его расплавление, а при выведении к поверхности -обеспечивающими сохранность глубинных парагенезисов.

Проблема высоко- и сверхвысокобарического метаморфизма орогенньгх областей неразрывно связана с генезисом эклогитов. Эти преимущественно биминеральные клинопироксен-гранатовые породы с очень высокой плотностью (3,4-3,6 г/см³) встречаются ввиде включений в кимберлитах и щелочных континентальных рифтовых базальтах, образуют линзовидные и вкрапленные выделения в лерцолитовых массивах «корневых зон», а также будины и слои в глаукофановых и слюдяных сланцах, мигматитах, гнейсах и амфиболитах, где они так же часто ассоциируют с ультрабазитами. Именно последнее обстоятельство вносило некоторую неопределенность, в логически вытекающее из характера вмещающих пород, общепринятое подразделение эклогитов на мантийные и коровые (Coleman et al., 1965;

Smulikowski, 1972; Удовкина, 1985; и др.). Предполагалось, что мантийные эклогиты характеризуются более высокими РТ-параметрами и обладают специфическими петро-и геохимическими особенностями состава. Такое предположение подтверждалось находками коэсита в норвежских эклогит-перидотитовых массивах (Smith, 1984), равновесного первичным минералам эклогитов сидеромагнезита (Lappin, Smith, 1978), параморфоз графита по алмазам в массиве Бени-Бушера в Морокко (Kornprobst, 1969; Слодкевич, 1982) и данными по глубинным ксенолитам (Соболев, 1974; Глубинные ксенолиты...,1975; Доусон, 1983; и др.). Кристаллизация базитового расплава в мантии и интрузии в кору или диапировое твердо-пластичное внедрение с декомпрессией предлагались для объяснения генезиса не только крупных эклогит-перидотитовых тел, но и для «мантийных эклогитов» метаморфических комплексов (Ефимов, 1968, 1976; Obata, 1980; Carswell et al., 1982; Vielzeuf, Kornprobst, 1984; Medaris, 1984; и др.). Иногда предпринимались попытки дать обоснавания корового происхождения эклогитов и мантийного - гранатовых перидотитов (Bruckner, 1977; Medaris, 1980; Mearns, 1986), что аргументировалось как изотопными исследованиями, так и непосредственно наблюдаемыми переходами габбро - эклогит (M0rk, Mearns, 1986). Однако, все возрастающее число объектов, в которых во вмещающих сиалических и карбонатных породах обнаруживались реликтовые парагенезисы, равновесные эклогитам (Соболев, Шацкий, 1986; Okay, Sengor, 1993; Вавилов, 1995; Cong, Wang, 1995; Schreyer, 1997), а также новые радиологические датировки эклогитов и пироповых перидотитов (Griffin, Bruckner, 1980, 1985; Добрецов и др., 1984; Lennykh et al.,1995; Chen et al.,1996; и др.), указывающие на возникновение высокобарических парагенезисов в связи с коллизионными событиями, стали основанием для обобщений о коровой природе метаморфизма не только эклогитов, но и ассоциирующих с ними гранатовых перидотитов в гнейсовых и сланцевых комплексах. С другой стороны, среди эклогитовых включений в кимберлитах было установлено присутствие геохимических и изотопных признаков метаморфизованной в мантийных условиях древней «примитивной» океанической коры (MacGregor, Manton, 1986; Тэйлор, 1993).

Вся эти данные свидетельствуют о полигенности эклогитовых протолитов, которые могут испытывать высоко- и сверхвысокобарический метаморфизм как в мантийных условиях, так и в ассоциации с коровыми породами. Внедрение в сиалическую кору, в связи с процессами континентального рифтогенеза, долеритов и габбро, а также высокобарических мафит-ультрамафитовых мантийных тел и последующие метаморфизм и деформации при коллизионных процессах (Русин, 1997, 1998) способны объяснить отмечаемую во многих случаях полихронность эклогитов в высокобарических террейнах. Встречающиеся в публикациях указания о принадлежности всех или части эклогитовых протолитов сиалических комплексов к офиолитовой и островодужной ассоциациям (Miller, 1977; Mottana, 1977; Maggetti, 1987; Cong, Wang, 1995), обычно основываются на использовании типовых петро- и геохимических диаграмм и часто не согласуются с формационными особенностями вмещающих комплексов. Исследования палеорифтовой зоны Южной Атлантики (ЮВ

Бразилии) показало, что Р- и Т-типы MORB базальтов характерны не только для океанических хребтов, но могут формироваться и в обстановке пассивной континентальной окраины (Fodor, Vetter, 1984). Основываясь на этих данных, к базальтам Т-типа были отнесены протолиты эклогитов Кокчетавского массива, что позволило сделать вывод о появлении их в коре в связи с начальными стадиями раскола континентальной плиты (Шацкий и др., 1993), хотя на диаграммах Дж.А.Пирса, М.А.Мешеде, Е.Д.Муллена эклогиты этого массива попадают в поля океанических и островодужных базальтов. Можно утверждать, что представления о формационной принадлежности высоко- и сверхвысокобарических террейнов палеокраевым частям континентов получают все большее признание не только для эклогит-гнейсовых, но и эклогит-глаукофансланцевых (максютовский на Урале, Сезиа-Ланцо в Альпах и др.) комплексов, что позволяет предполагать сходство геодинамических обстановок их формирования (Русин, 1997а, 1998а). Главной же проблемой остается глубина погружения сиалического материала и правомерность абсолютных ее оценок лишь на основе литостатических нагрузок, что непосредственно определяет и возможные механизмы эксгумации.

Представления о нижнекоровой или А(Атрґег)-субдукции возникли в связи с необходимостью объяснения специфики энсиалических орогений, завершающих развитие протерозойских подвижных поясов (Krbner, 1981). Расслоение «сухой» континентальной литосферы и погружение в мантию нижнекорового материала предполагалось и для таких фанерозойских орогенов как Пиренеи, Герцинский пояс Европы и Альпы (Кгдаег, 1983). В приложении к проблеме высоко- и сверхвысокобарического метаморфизма эта модель была дополнена данными о шютностных характеристиках материала нижней коры и литосферной мантии, изменение которых, как полагают (Chopin, 1987; Laubscher, 1990; Austrheim, 1991; Артюшков и др., 1998), могут обеспечить механизмы нисходящих и восходящих потоков корового материала. Эклогитизация базальтового слоя коры или его базитовых элементов при орогенном сжатии должна сопровождаться плотностной дифференциацией материала нижней коры, быстрым погружением крупных эклогитовых блоков с фрагментами сиалического материала до глубин 100-140 км, ультравысокобарическим метаморфизмом и катастрофически быстрым всплыванием легкого материала с последующим выведением его глубинными надвигами и эрозией в верхнюю кору. Теоретически такая последовательность процессов вполне возможна, однако имеющиеся обоснования ее основываются на ряде допущений, таких как инфильтрация в литосферу водосодержащих флюидов из астеносферы, неопределенность механизмов захвата и размеров погружающихся и всплывающих сиалических блоков (Артюшков и др., 1998), и не находят достаточных геологических подтверждений в строении высоко- и сверхвысокобарических террейнов. Очень сложно представить, что гигантские объемы кварц-полевошпатовых пород, слагающих Западный гнейсовый регион Норвегии или высокобарические террейны Даби-Сулу

орогенов в Китае, могли быть сформированы при всплывании с мантийных глубин оторвавшихся сиалических блоков.

Ключ к пониманию природы высоко- и сверхвысокобарического метаморфизма в коллизионных орогенах могут дать новые данные по классическому эклогитовому региону - Западной Норвегии, где по нашему мнению обнажается пластически утоненный в позднем докембрии и препарированный от палеорифтового чехла при открытии в мезозое Атлантики край континентальной плиты. Детально исследованный в Бегенских дугах (Austrheim, Mork, 1988; Austrheim, 1989, 1994; Erambert, Austrheim, 1993; Fountain et al.,1994; Austrheim, Rusin, 1996), чистый случай контролируемой флюидом эклогитизации гранатовых гранулитов, демонстрирующий возрастание давлений в сдвиговых зонах на 8-10 кбар, позволяет утверждать, что условия высоко- и сверхвысокобарического метаморфизма могут реализоваться не только в мантии, но и в континентальной коре при ее укорачивании. Появление в сухом субстрате эклогитовых парагенезисов только в ассоциации с гидроксилсодежащими минералами (фенгитом, парагонитом, клиноцоизитом) прямо указывает на избыточное над литостатическим флюидное давление, возможно, связанное с «автоклавным эффектом», как это предполагалось для глаукофансланцевых комплексов (Добрецов, 1974). Несомненна связь высокобарического метаморфизма с деформацией, создающей пути проникновения флюида. Наблюдаемая же в прекрасных обнажениях о.Холеной (З.Норвегия) повышенная пластичность эклогитового материала, в сравнении с гранатовыми гранулитами, может указывать на то, что тектонические напряжения (стресс) не являлись причиной избыточных давлений, а остроугольные формы блоков гранатовых гранулитов, плавающих в эклогитовой матрице, не позволяют рассматривать их в качестве транспорта, вспльшающего из мантийных глубин из-за пониженной плотности в нижнюю кору.

Многолетняя дискуссия по проблемам высокобарического метаморфизма отодвинула на второй план вопрос о природе зонального метаморфизма умеренных и низких давлений, хотя и в этом направлении исследования не прекращались. Уже в концепции парных метаморфических поясов А.Миясиро (Miyashiro, 1961,1973) обосновывалась связь высокоградиентного метаморфизма с субдукцией гидратированной океанической литосферы, что наиболее выразительно аргументировалось данными по Тихоокеанскому кольцу. Вместе с тем отмечалась малая вероятность того, что все региональные метаморфические пояса мира были сформированы при субдукции. Обширные области низкобарических метаморфитов, не сопровождающихся глаукофансланцевыми поясами и офиолитами, в герцинидах Европы стимулировали поиски других объяснений (Миясиро и др., 1985), где в качестве причин предполагались столкновения континента с континентом или с островной дугой, а иногда и доорогенная природа зонального метаморфизма (Wicham, Oxburgh, 1985). Представления о метаморфизме умеренных и низких давлений при столкновении континентальных плит, не смотря на обширную литературу по такому классическому региону как Гималаи, вырисовываются пока лишь в общем плане. Выявляется

самостоятельная роль надвиговых структур и связь с ними инвертированной зональности (Windley, 1983; Brunei, Kienast, 1989; Roy, Valdiya, 1988; Hubbard, 1996; и др.). Предполагается, что зональный метаморфизм предшествовал формированию покровных структур и происходил после столкновения островной дуги с континентом, что зафиксировано навигом с глаукофановыми сланцами (Honegger it al., 1982; Bard, 1983; Brunei, Kienast, 1986). Для фанерозойских орогенньгх областей приводятся примеры постнадвигового метаморфизма (Обуэн, 1967; Глебовицкий, 1973), однако не всегда можно разобраться по отношению к какой из коллизионных эпох относится данное метаморфическое событие и какие причины его обусловливают.

Выявленные на Урале мощные региональные зоны калиевых бластомилонитов повышенных давлений (Русин, 1978; Русин и др., 1979), контролирующие поверхности глубинных сдвиго-надвигов и сопоставимые по масштабам с зонами глаукофановьгх сланцев, являются специфичным и наиболее поздним проявлением метаморфизма. Обращенная зональность для этой эпохи не обнаружена. Напротив, пояса зонального метаморфизма и зоны калиевых бластомилонитов пространственно сопряжены и с определенной долей условности могут рассматриваться как гомологи парных поясов натриевого геохимического фона.

Палеореконструкции общей последовательности метаморфических событий в складчатых областях, представляющих собой тектоническую мозаику, сформированную путем аккреции океанических, островодужных и окраинно континентальных масс при различной степени схождения плит, сложны и не могут быть достаточно обоснованными без формационного анализа. Устанавливаемая в орогенных областях повторяемость метаморфических событий и, в частности, зонального метаморфизма, якобы подтверждающая их полицикличность (Штейнберг, 1977), может получить принципиально иное объяснение при определении геодинамических обстановок, с которыми связаны эти события.

Первые доказательства доорогенной природы регионального метаморфизма "ранних циклов" были получены на основе формационного анализа позднедокембрийских толщ западного склона и осевой зоны Урала (Иванов, 1978). Дальнейшее изучение проблемы метаморфизма при разрыве и раздвижении литосферных плит (Русин, 1980,1984; Иванов, Русин, 1986, 1987,1989 и др.) позволило более полно охарактеризовать это явление. Было установлено, что континентальный рифтовый метаморфизм, связанный с тектоникой растяжения, проявляется не только в рифтогенно-депрессионных формациях, но и в блоках платформенного кристаллического фундамента, а также мантийных базит-гипербазитовых массивах и является обязательным элементом в предыстории фанерозойских складчатых областей.

С середины 80-х годов проблема рифтового метаморфизма стала привлекать внимание и зарубежных, особенно европейских исследователей. Были приведены обоснования связи с континентальным рифтогенезом и тектоническим режимом растяжения литосферы лерцолитовых массивов Северо-Пиренейской зоны (Vielzeuf, Kornprobst, 1984), гипербазитов острова Зебергед в Красном море (Nicolas et al., 1985),

гранулитовых террейнов Центральной и Западной Европы (Weber, 1984) и андалузит-силлиманитовых комплексов Пиренеев (Wickham, Oxburgh, 1985). В то же время, на основе моделирования метаморфизма конвергентных зон и построения P-T-t (давление-температура-время) траекторий, было высказано предположение (Thompson, England, 1984) о вероятном их отличии от траекторий, характеризующих развитие метаморфизма при рифтовом растяжении. Ход P-T-t траекторий по часовой стрелке во время укорачивания коры и последующего пассивного растяжения вытекал из упрощенных моделей почти мгновенного утолщения, изобарного нагревания и разгрузки при охлаждении в связи с эрозией и изостазией орогена. Нетрадиционность и простота предложенного метода способствовали его быстрому признанию и использованию для анализа метаморфизма областей растяжения. На ряде примеров предположительно палеорифтовых зон было показано, что высокотемпературный гранулитовый метаморфизм нижней коры (Sandiford, Powell, 1986) и низкобарический зональный метаморфизм более высоких горизонтов (Wickham, Oxburgh, 1987) может быть типизирован P-T-t траекториями с фазой изобарного охлаждения, а низкотемпературные преобразования в осадочных бассейнах областей растяжения должны выделяться формой траекторий против часовой стрелки (Robinson, Bevins, 1989).

Несмотря на дискуссионность методических приемов анализа, спорность некоторых приводимых примеров и обобщающих выводов, отмеченные работы привлекли внимание петрологов к проблеме рифтового метаморфизма в значительно большей мере, чем удалось это нам, и главное - поколебали традиционные представления о связи регионального метаморфизма лишь с орогенным сжатием в конвергентных зонах. В самые последние годы поток зарубежных публикаций, посвященных конкретным примерам проявления метаморфизма, связанного с тектоникой растяжения, быстро нарастает. Однако, разработка модели континентального рифтового метаморфизма не может основываться лишь на констатации его проявления в различных регионах и реконструкциях термодинамических параметров и требует комплексного рассмотрения в ряду общегеологических проблем развития подвижных областей. В этом аспекте наши попытки разработки моделей развития линейных складчатых поясов на материках (Ivanov, Rusin, 1986) и эволюции метаморфических процессов в полном крупном цикле формирования земной коры (Иванов, Русин, 1986, 1987, 1989; и др.) являются оригинальными и позволяют с учетом новых данных, полученных в последние годы при изучении метаморфизма уральских объектов, реконструировать общую последовательность развития метаморфических событий в фанерозойских подвижных областях. В этой последовательности обосновывается эволюционная направленность метаморфизма в полном крупном цикле развития литосферы в подвижных областях и связь его с закономерной сменой энсиалических режимов, характеризующихся условиями общего тектонического растяжения, энсиматическими - когда растяжение сменяется сжатием, обусловливающим различные коллизионные или орогенные

обстановки. По своей природе региональный метаморфизм складчатых областей фанерозоя должен подразделяться в самом общем плане на доорогенный (рифтовый) и орогенный (коллизионный), что непосредственно указывает на принципиальное различие геодинамических режимов его проявления, без анализа которых нельзя понять причин всего разнообразия регионально метаморфизованных пород.

Полный цикл развития литосферы подвижных областей

Представления о полицикличности развития подвижных областей, истоки которых были заложены в конце прошлого века М.Бертраном и получили дальнейшее развитие в рамках классической геосинклинальной теории в трудах многих тектонистов (Штилле, 1957, 1968; Шатский, 1963; Хаин,1964; Херасков, 1967; и др.), не потеряли своей привлекательности и с появлением мобилистской парадигмы. Цикл открытия и закрытия океанов Уилсона (Wilson, 1968), наполненный принципиально новым содержанием, по продолжительности оказался близким орогеническому (тектоническому) циклу Штилле (Штилле, 1957; Обуэн, 1967), а намечающаяся на примере Атлантики тенденция повторного открытия океана приблизительно вдоль одной и той же линии хорошо согласовалась с идеей полицикличности развития складчатых областей. Жизненный цикл океанического бассейна, в соответствии с тектоникой плит, начинающийся с континентального рифта, эволюционирующего в рифт океанический, и завершающийся схождением плит и закрытием океанической структуры, мог бы иметь фиксированную продолжительность при постоянных скоростях спрединга и схождения плит, чего в действительности не наблюдается (Ушаков, Галушкин, 1978; Миясиро и др., 1985). Повторное или неоднократное открытие и закрытие океанов может быть задокументировано повторяемостью во времени важнейших элементов океанических структур, какими являются офиолиты и островодужные формации. Наличие таких индикаторных формаций в настоящее время предполагается в допалеозойской истории многих фанерозойских складчатых областей (Берниковский, 1995; Душин, 1997; Конников и др., 1995; Самыгин, Лейтес, 1986; Симонов, Ступаков, 1998; Советов, 1997; Е.Хаин и др., 1998; и др.), однако степень доказанности их фактического обнаружения остается недостаточной и вызывает дискуссии (Русин, 19976,19986; Иванов, Русин, 1997; и др.).

Специально анализируя проблему полицикличности, еще в рамках геосинклинальной концепции, В.Е.Хаин утверждал, что «...никогда два (а тем более три и больше) последовательных цикла геосинклинального развития одной и той же области не являются точным повторением друг друга... Различия между циклами заключаются главным образом в степени проявления отдельных типов формаций, магматических процессов, складчатости, характерных для определенных стадий... Редукция заключительных стадий в более ранних циклах и начальных - в более поздних и придает такому сочетанию характер цикла более крупного порядка (мегацикла)», в котором отчетливо просматривается моноциклическое (направленное) развитие земной коры (Хаин, 1964, с.23-24). Близкое понимание цикличности и эволюционной направленности процессов регионального метаморфизма в крупном мегацикле обосновывалось В.А.Глебовицким с соавторами (Глебовицкий и др., 1977), отмечавшими, «что даже использование комплекса признаков не дает однозначного ответа на вопрос о границах циклов метаморфизма в полициклических областях» (с.5). Обоснование направленного развития земной коры в складчатых областях можно рассматривать как попытку выйти за рамки гипотезы орогенических циклов. Использование понятия «редуцированного цикла» в отношении цикла Уилсона, стадии которого наполнены конкретным материальным содержанием, для характеристики полицикличного развития складчатых областей вряд ли возможно. Редуцируя стадию закрытия океана, мы не сможем начать новый цикл его открытием, а без ранней стадии открытия в позднем цикле и поздней - в раннем, как предполагалось выше (Хаин, 1964), мы получим только один, но не «стандартный», а более продолжительный жизненный цикл океана.

В цикле Уилсона, ограничиваемом приблизительно 200 млн. лет, длительность ранней "эмбриональной стадии", с которой связывается разрыв континентальной коры, не анализируется. Основываясь на стратиграфии и (или) хронологии вулканитов в современных рифтах, многие исследователи считают разрыв кратковременным эпизодом, продолжительностью до первых десятков миллионов лет (Грачев, 1977; Логачев и др.,1982; Казьмин, 1987). При этом не учитывается, что в современных рифтах и палеорифтах задолго до их появления фиксируются вещественные признаки эндогенной активности (диасхизиса по С.Н.Иванову, 1979) в виде траппов, кольцевых интрузий, карбонатитов, псевдостратифицированных габбро-гипербазитовых массивов, анортозитов и иногда гранитов рапакиви. Свидетельства предрифтовой активизации в Красноморском и Байкальском рифтах проявляются уже в начале палеозоя, а возможно и раньше (Разваляев, 1988). Наблюдаемая здесь периодичность активизации, ускоряющаяся во времени от 100 до 30 млн. лет, объясняется термальными возбуждениями в мантии. Нельзя не отметить совпадение с одним из главных выводов Г.Штилле (1968, с. 194) « о все возрастающем учащении фаз складчатости в течение неогейских эр», которое датировалось значениями около 100, 65, 35 и 17 млн. лет, показывающими продолжительности каждой отдельной складчатости высшего порядка для, соответственно, ассинтской, каледонской, варисцийской и альпийской эр.

Активизация тектонических, магматических или метаморфических прцессов с интервалами в 30-40 млн. лет в фанерозойских складчатых областях, получившая название «малых циклов» (Хаин, 1964; Штейнберг, 1974,1977; и др.), позволяла простым способом при 5-6 кратном увеличении переходить к «большим» орогеническим циклам. Развитие радиологических методов датирования показало, что периодичность всех важнейших геологических процессов в мезо-кайнозое, а отчасти и в палеозое действительно составляет в среднем 30 млн. лет и коррелируется, по мнению Н.Л.Добрецова, с частотой и объемами мантийных плюмов, рождающихся на границе ядра и мантии. «Эта главная периодичность сочетается с полупериодами около J5 млн. лет, фиксируемыми в интенсивности магнитных инверсий, и удвоенными или утроенными периодами 60 и 90 млн. лет, накладывающимися на наиболее крупные циклы длительностью 180-200 или 400 млн. лет. Возможно, они объединяются наложением нескольких независимых процессов - конвективных циклов в верхней мантии и периодичностью отрыва плюмов от границы верхней и ниоюней мантии» (Цобрецов и др.,1993, с.7). Такая интерпретация интегрированной периодичности всей совокупности геологических, океанических, климатических и других процессов, вскрывающая вероятные причины их обусловленности тепловыми и вещественными движениями на различных уровнях подлитосферной мантии, показывает, что развитие литосферы Земли в целом имеет закономерный прерывистый характер. При таком развитии всегда можно обнаружить повторяемость каких-то событий, обусловленных, возможно, различными причинами, и рассматривать их как свидетельства цикличности различных порядков. Так, проявления базальтоидного вулканизма и сходство разрезов ландовери-лудлова в Тагильской и эйфеля-франа в Магнитогорской зонах Урала, считавшиеся бесспорным доказательством малых геосинклинальных циклов (Штейнберг, 1974), в свете современных знаний легко объясняется сохранностью в аккреционной структуре именно этих возрастных фрагментов коры некогда единого палеозойского палеоокеана. Подобных примеров ошибочной интерпретации повторяемости отдельных геологических процессов как следствия полицикличности развития каледонско-герцинских и альпийских подвижных областей можно привести много. Ревизия их была начата с появлением мобилистской парадигмы и продолжается в настоящее время. Однако, переосмысление позднедокембрийской предыстории фанерозойских областей происходит с явным отставанием и наряду с мобилисткими палеореконструкциями сохраняются традиционные трактовки и аргументация, составлявшая основу гипотезы орогенических циклов (Беккер, 1988; Алексеев, 1997; Душин, 1997; Пучков, 1997; и др.).

Хорошо известно (Burwash, 1969; Condiе, 1976; Салоп, 1982; Глебовицкий, Шемякин, 1995; и др.), что активизация эндогенных процессов в докембрии сопровождается периодами покоя, превышающими по длительности фанерозойские «орогенические циклы». Вместе с тем, возможность выделения таких, но более продолжительных циклов предполагалась не только для позднего, но и раннего докембрия. Специфичность раннедокембрийской истории, нашедшая отражение уже в самом названии «протогей» (Штилле, 1957) и употреблявшихся ранее для обозначения геосинклинальных стадий приставок «про-» и «прото-», в настоящее время общепризнана. Отсутствие в раннем докембрии типичных офиолитов и островодужных формаций (Rocci, 1977; Kroner, 1981) прямо указывает на невозможность выделения «циклов Уилсона» в протогее и позволяет предполагать отличные от фанерозойских режимы развития литосферы, которые однако понимаются неоднозначно (Саттон, 1980; Уиндли, 1980; Kroner, 1981; Glikson,1981; Борукаев, 1985; Сорохтин, Ушаков, 1993; McCuIloch, 1993; Глебовицкий, Шемякин, 1995; и др).

Мугоджарский комплекс

Мугоджарский комплекс, обнажающийся на территории более десяти тысяч квадратных километров в южной оконечности Урала, слагает две глыбы (Улыталдыкскую и Карабутакскую), разделенные со значительным смещением Балкымбайским грабеном (рис. 11.3-1,5). По своим размерам он не только превосходит какой-либо из уральских террейнов, но сопоставим с суммарной площадью всех раннедокембрийских блоков. Иногда предполагается, что Мугоджарский «микроконтинент» протягивается на тысячу километров к северу и слагает фундамент Урала-Табольской зоны (Зоненшайн и др.,1984; Пучков, 19976; Язева, Бочкарев, 1998; и др.), хотя достоверных выходов раннего докембрия севернее широтного течения р.Иргиз в этой зоне не установлено и такие построения основываются скорее на общих соображениях. Приуроченность к этой зоне основной массы гранитных массивов Урала и особенности вулканизма прилегающих зон допускают предположение о существовании на глубине мощного «сиалического слоя», но для корреляции его с Мугоджарами объективные данные отсутствуют.

Практически все исследователи Мугоджар отмечали глубокий метаморфизм докембрийского комплекса, ареальное развитие процессов мигматизации и гранитизации и общее сходство с породами древних щитов. Однако, в определении термодинамических условий этого метаморфизма и его причин суждения не были столь однозначны. В обобщении В.А.Миловского (1970) были высказаны соображения о том, что условия метаморфизма докембрийских толщ Мугоджар соответствуют ставролит-альмандиновой и силлиманит-альмандин-мусковитовой субфациям альмандин-амфиболитовой фации, а в некоторых случаях интенсивность метаморфизма близко отвечает гранулитовой фации. Предполагалась неоднократность метаморфических и ультраметаморфических преобразований в связй айкальским и палеозойскими этапами тектоно-магматической активности и возможное уменьшение степени метаморфизма пород талдыкской и южномугоджарской серий по направлению с юга на север. В те же годы, по результатам работ в районе Бугетысайского месторождения антофиллит-асбеста (Китарсайская зона - А.Р), И.А.Ефимовым и Г.И.Бурдом были сделаны выводы, что «Все докембрийские породы Мугоджар следует относить к комплексу основания средне-верхнерифейской геосинклинали.... Все породы комплекса основания Мугоджар метаморфизованы в течение одной эпохи метаморфизма, возможно, соответствующей готской складчатости (1350 млн. лет), в условиях амфиболитовой фации при Т=530-690С и Р=8,0-13,0 кбар.... Породы гранулитовой фации метаморфизма в Мугоджарах пока не обнаружены» (Ефимов, Бурд, 1970, с.54). В противоположность выводам о высокобарических условиях метаморфизма, В.Б.Болтыровым с соавторами (1977) было высказано мнение о том, что мугоджарский комплекс является одним из наименее глубинных на Урале и характеризуется зональным метаморфизмом эпидот-амфиболитовой и низших субфаций амфиболитовой фации.

Предпринимались попытки объяснения метаморфизма мугоджарского комплекса в рамках «купольных моделей» (Кейльман, 1974; Бирюков, 1979; Касымов, Хайбуллин, 1979; Хайбуллин, 1981; и др.) с произвольным выделением различных структурных элементов. Простая модель докембрийских гнейсово-мигматитовых ядер с палеозойским сланцевым обрамлением (Кейльман, 1974) в построениях В.М.Бирюкова усложнялась новым элементом - «гнейсово-амфиболитовыми куполами», занимающими промежуточное положение между «гнейсовым ядром» и «сланцевым обрамлением», в которое включалась берлинская толща талдыкской серии и палеозойские комплексы. Метаморфизм первых двух элементов, относимых к комплексу основания геосинклинали, определялся условиями Sill-Aim субфации амфиболитовой фации с реликтовыми гранулитовыми ассоциациями (Т=550-760оС, Т=6-9 кбар) и ультраметаморфическими явлениями образования палингенных мигматитов (венитов) и пегматитовых жил с возрастом более 1 млрд. лет. Чехол основания характеризовался зональным высокоградиентным метаморфизмом, обусловленным «растяжением земной коры и интенсивной магматической деятельностью в смежных синклинорных зонах» (Бирюков, 1979, с.26). В построениях М.А.Касымова и Р.Р.Хайбулина присутствовали дорифейские «гранито-гнейсовые ядра», слооюенные преимущественно «мелко- и среднезернистыми амфиболитами с четко выраженной кристаллизионной сланцеватостью» (Касымов, Хайбулин, 1979, с. 17), обрамляющий их гнейсовый комплекс с интенсивно проявленными процессами мигматизации и рифейская осадочно-метаморфическая оболочка (борлинская толща). Метаморфизм докембрийских комплексов характеризовался как многоэтапный и разнотипный по своей природе. Для архейского этапа предполагался метаморфизм фации дистеновых гнейсов и частично гранулитовой. Ко второму этапу (протерозойскому) относился зональный метаморфизм дистен-силлиманитовой фациальной серии. Третий этап (байкальский) характеризовался низкотемпературным диафторезом в условиях эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фаций.

Хорошее знание геологии Мугоджар, основанное на результатах многолетних исследований, не позволяет мне согласится ни с одной из приведенных точек зрения.

Во всех цитированных работах присутствуют данные о составах породообразующих минералов, а также результаты термобарометрии, но они практически не используются при анализе парагенезисов. Приводимые же для обоснования фациальных условий минеральные ассоциации не являются критическими, устойчивы в очень широком интервале Р и Т, поэтому интерпретация однотипных парагенезисов оказывается совершенно произвольной. В значительной мере связано это с объективными причинами, а также некритическим использованием не согласующихся схем фациального расчленения различных авторов.

Изучение метаморфизма пород мугоджарского комплекса сопряжено с большими трудностями из-за неблагоприятного для фациального анализа состава пород и качественного однообразия минеральных ассоциаций. Широкое распространение кварц-полевошпатовых (лептинитовых) и биотитовых гнейсов, пород богатых СаО (амфиболитов, амфиболовых и биотит-амфиболовых гнейсов), не содержащих индекс-минералов, и ограниченное развитие насыщенных КгО высокоглиноземистых гнейсов, требует целенаправленного поиска критических парагенезисов либо корреляций с типовыми комплексами на основе систематического исследования составов сосуществующих минералов.

Отсутствие этих данных на ранних этапах исследования мугоджарского комплекса частично компенсировалось детальным изучением повсеместно проявленных ультраметаморфических преобразований пород, дававших основания для заключения об однородности метаморфизма, температурные условия которого должны были обеспечивать селективное плавление сиалического материала (Русин, 1972, 1974). Было установлено поразительное сходство этих процессов с беломорским комплексом Балтийского щита, являвшегося типовым и наиболее изученным мигматит-амфиболитовым комплексом докембрия. Сходство с беломорским комплексом, известным своими слюдяными месторождениями, отмечалось при изучении мусковитовых пегматитов Мугоджар (Бабошин, Михайлов, 1976; Ефимов, Боровинская, 1979; Русин, 19816; и др.). Несмотря на условность стратиграфического расчленения комплексов подобного типа, составленный нами разрез мугоджарского комплекса (Абдулин и др., 1968; Водорезов и др., 1970) и стратиграфическое расчленение беломорид (Шуркин и др., 1962; Володичев, 1975) показывали единую последовательность литологии (Русин, Маркс, 1977; Русин, 19796). Хорошая корреляция нижней части разреза южномугоджарской серии (шагырская, шаникенская и ортокарасайская метапелитовые толщи) с керетской свитой, а верхней (тулепсайская, чилисайская, улыталдыкская метабазитовые толщи) - с хетоламбинской свитой, лептинитовой кандыкаринской и высокоглиноземистой борлинской толщ талдыкской серии с лоухской и чупинской свитами беломорского комплекса, возможно, случайна. Однако, породное сходство этих комплесов несомненно, и особенно ярко проявлено в лептинитовых гнейсах, встречающихся на Урале только в Мугоджарах.

Кувашский комплекс

Этот комплекс приурочен к грабенообразной структуре северо-северо-восточного простирания (Кувашская зона), располагающейся к востоку от златоустовского комплекса и на западе ограниченной Зюраткульским разломом с Копанско-Кусинскими габброидами, Рябиновскими гранитами и раннедокембрийским Александровским тектоническим клином (рис. Ш.7-3). В корреляционных схемах он рассматривается как возрастной аналог среднерифейского машакского комплекса (Стратиграфические..., 1993), но характеризуется более сложным строением. Исходными породами кувашского комплекса являются вулканиты трахилипарит-трахибазальтовой формации, алевролитовые и псаммитовые сланцы, кварцитовидные песчаники, конгломераты (Парначев и др., 1986; Жданова, 1987). В результате метаморфизма они превращены в порфироиды, амфиболовые, цоизитовые, слюдяно-кварцевые и гранат-слюдяные сланцы. В северной части комплекса, среди преобладающих метабазитов, выделяется Губенский массив «гранито-гнейсов», природа которого многие годы являлась предметом дискуссий (Виноградекая, 1959г.; Краснобаев, Бородина, 1970; Штейнберг, 1977; и др.).

Всеми исследователями Кувашской (Кувашско-Шумгинской) зоны отмечалось усиление метаморфических преобразований пород с юга на север, но специальное изучение метаморфической зональности было выполнено лишь в конце 80-х годов (Жданова, 1987). Детальное исследование ряда опорных разрезов позволило уточнить соотношения в них пород различного состава и наметить три метаморфические зоны, разделенных «изоградами» граната и ставролита. Было высказано предположение о полиэтапности метаморфизма и метаморфическом происхождении Губенских «гранито-гнейсов».

Анализ материалов, содержащихся в работе С.Н.Ждановой (1987), и личные наблюдения показали, что при современном состоянии изученности для выделения самостоятельной зоны граната в кувашской зональности данных недостаточно. Чистые альмандины, характерные для истинной изограды граната (Кориковский, 1979), здесь не обнаружены. В связи с особенностями валового химического состава пород образование граната, с большим содержанием спессартинового и гроссулярового миналов, начинается в биотитовой зоне при более низкой температуре, чем на изограде граната. Отсутствуют парагенезисы с хлоритоидом и указания о единичных находках ставролита не могут служить надежным обоснованием для проведения верхней температурной границы зоны граната. В метабазитах также отмечается высокая смесимость альмандина с гроссуляром и ассоциация сине-зеленой роговой обманки с гранатом оказывается устойчивой в интервале от середины зеленосланцевой до высокотемпературных зон ставролитовой фации. Поэтому, на схеме метаморфизма (рис. Ш.7-3) граница между зеленосланцевой и ставролитовой фациями проводится условно внутри зоны граната.

Парагенезисы зеленосланцевой и ставролитовой фаций кувашского комплекса, несмотря на значительное количество аналитических данных (прилож. 2.1-2), изучены в большинстве своем качественно. Это объясняется большим разнообразием переслаивающихся пород, сложностью прослеживания однотипных составов и ограниченностью данных о фазовых равновесиях в них в разнотемпературных зонах. Пониженная глиноземистость «метапелитов», частая пересыщенность их КгО и переменные содержания СаО неблагоприятны для выделения критических парагенезисов и не позволяют дать однозначной корреляции с субфациями златоустовского комплекса, метаморфические преобразования пород в котором происходили, вероятно, при сходных РТ-параметрах. Еще менее пригодны для детального подразделения на температурные зоны богатые СаО метабазиты.

Зеленослащееая фация кувашского комплекса выделяется от широты оз. Зюраткуль на юге до средней части Назминского хребта на севере. Низкотемпературная граница ее не прослежена. Изменения в бедных СаО породах внутри зоны хлорита выражаются в альбитизации плагиоклазов, появлении чешуек хлорита и серицита. Иногда отмечаются стильпномелан и карбонаты. Первое появление биотита не задокументировано и его изограда должна проходить южнее тракта Уфа - Челябинск, где развиты парагенезисы нижней части биотитовой зоны (Bt+Phn+Chl+Q, Bt+Phn+Ab+Q+Ep, Bt+Phn+Ab+Mi±Stp+Q, Akt+Ep+Ab+Q+Mt, Akt+Stp+Bt±Ep(Czo)+Q+Mt+Sf). Хлорит в них имеет явно подчиненное развитие и преобладает буро-зеленый биотит. Реакции в нижней части зеленосланцевой фации носят незавершенный характер, что выражается в сохранности реликтовых зерен более основного плагиоклаза и густо окрашенного щелочного амфибола. Гранат в породах бедных СаО впервые появляется внутри биотитовой зоны на широте пос. Куваши (прилож. 2.1-2, табл. Ш.7-5, обр.707-12). Он имеет спессартин-гроссуляр-альмандиновый состав, причем содержание Са-компонента в нем составляет 39.1%, а железистость - 99.2%. В трех километрах севернее, на широте г. Златоуста, состав гранатов несколько изменяется за счет увеличения спессартинового минала, что связано вероятно с присутствием обогащенных МпО прослоев. Микрозондовый анализ марганцовистого граната (обр. Р237-2) выявляет прогрессивную зональность с изоморфизмом Fe -»MnCa. Общая железистость гранатов составляет 97-100% и резко понижается до 86.8% в метабазитовом прослое (обр. 1730-2). Этот гранат, из богатой СаО породы, существенно альмандиновый и содержит 11.2% пиропа, в то время как в «метапелитах» количество пиропового минала в гранатах достигает лишь 1.9%. Аналитические данные о составах гранатов бедных СаО пород из высокотемпературной части зеленосланцевой и ставролитовой фации отсутствуют.

Биотиты из биотитовой зоны зеленосланцевой фации характеризуются повышенной общей железистостью (70-82%). В то же время предельная глиноземистость их колеблется в широких пределах (прилож. 2.1-2, табл. Ш.7-6). В парагенезисе с микроклином содержание истонит-сидерофиллитового компонента понижается до 54%, в то время как в безмикроклиновьгх ассоциациях составляет 82%. С биотитами сосуществуют только малоглиноземистые белые слюды, представленные фенгитами. Анализы фенгитов из зеленосланцевой фации на диаграмме K-Al-(Mg,Fe) занимают компактное поле между теоретическим составом фенгита и коннодой Mu - Bt (рис. Ш.7-9). Распад таких слюд должен сопровождаться новообразованием микроклина (Кориковский, 1973), что и наблюдается в Губенских «гранито-гнейсах», но часто ошибочно интерпретируется как наложенная метасоматическая фельдшпатизация.

В поле распространения зеленосланцевой фации кувашского комплекса метабазиты пользуются ограниченным развитием. В низкотемпературных зонах в них появляются ассоциации актинолита с хлоритом, эпидотом и карбонатами. Однако, уже внутри биотитовой зоны актинолит практически исчезает и вместо него образуется высокоглиноземистая сине-зеленая роговая обманка (прилож. 2.1-2, обр. 1730-2) в парагенезисе с Gr, СЫ и АЬ. В насьпценных СаО высокожелезистых породах зеленосланцевой фации амфиболы не обнаружены и появляются они лишь в ставролитовой фации.

Метаморфизм растяжения континентальной коры

В платформенных областях с установившимся поверхностным тепловым потоком (20-30 мВт/м ) температура на границе М различными исследователями определяется неодинаково - от 300 до 700С. Нарушение термальной структуры в областях активного растяжения (диасхизиса, рифтогенеза и др.), вызванное подъемом высоконагретого разуплотненного астеносферного или более глубинного материала, сопровождается перемещением геоизотерм кверху. Вследствие этого температура на границе М, а иногда и в нижней коре (например, в Байкальской области) достигает 1000-1100С (Дучков и др.,1976). Габбровый («базальтовый») слой, если он располагается на глубине 27-40 км, должен быть размягчен, что вызовет переход от трехслойной (рис. III. 8-1) к двухслойной реологической вертикальной зональности (Иванов, 1990, 1994). При этом граница хрупко-вязкого перехода переместится вверх и положение ее будет определяться в основном температурой. В Провинции бассейнов и хребтов - гигантской зоне кайнозойского растяжения на западе Северной Америки - она отмечается на глубине 6-10 км, а в современных рифтах располагается еще выше.

Повышенные температуры на уровне раздела кора - мантия в рифтовых областях позволяют полагать, что условия метаморфизма растяжения нижней коры должны соответствовать гранулитовой фации. Именно поэтому в первую очередь было обращено внимание на гранулитовые террейны (Саксонский, Гесперский и др.) в герцинидах Центральной и Западной Европы (Weber, 1984). Их метаморфизм, оцениваемый параметрами 750-850С и 8-10 кбар, по мнению К.Вебера, лучше согласуется с режимом раннепалеозойского континентального рифтового утонения, чем орогенного укорачивания коры. Однако, просмотр большой коллекции шлифов Н.В.Аксаментовой и проведенное нами микрозондовое исследование минералов из пород Саксонского массива (прилож. 2.2-1) показали, что так называемые гранулиты Гранулитовых гор Саксонии вовсе не являются породами гранулитовой фации. Это типичные бластомилониты с порфирокластическими структурами, иногда сохраняющие реликтовые деформированные и раздробленные зерна высокотемпературных минералов (кианита, силлиманита, граната), которые отсутствуют в перекристаллизованной матрице. Центральные части порфирокластов гранатов из кварц-полевошпатовых «гранулитов» содержат до 30% пиропа (в эклогитах до 46%) и 21% Са-компонента при общей железистости 64-68%. В краевых частях содержание пиропа может понижаться до 14%, значительно уменьшается количество Са-компонента (до 3%), а железистость возрастает до 76-80%, что может указывать на понижение температуры и давления (рис. Ш.8-2). Эти преобразования сопровождались уменьшением содержания альбитового компонента в калишпатах от 40-46% в порфирокластах, до 15% в рекристаллизованной матрице, двуполевошпатовые равновесия в которой отмечаются температурой 550-600С. Весьма вероятно, что в Саксонском массиве нижнепалеозойские датировки (590-540 млн. лет) отвечают метаморфизму, связанному с рифтовым растяжением гранулитового кристаллического фундамента, возраст которого вполне может быть дорифейским.

Несколько иной подход в обосновании связи гранулитового метаморфизма с глубиннокоровым растяжением был принят М.Сендифордом и Р.Пауэлом (Sandiford, Powell, 1986). Основываясь на гипотетических P траекториях развития нижнекорового метаморфизма в областях растяжения, предполагающих декомпрессию на прогрессивном этапе и изобарное охлаждение на регрессивном, эти авторы попытались реконструировать их на конкретных гранулитовых террейнах. Так как прогрессивная ветвь в высокотемпературных метаморфитах восстановлена быть не может, то основное внимание было обращено на зональности минералов, характер кайм и симплектиты.

Было показано, что во многих гранулитовых комплексах Центральной и Западной Австралии, Южной Африки, Южной Европы и Антарктиды обнаруживаются признаки изобарного охлаждения, которые интерпретировались М.Сендифордом и Р.Пауэлом как связанные с нижнекоровым растяжением. Однако эти выводы нельзя считать вполне корректными. Наряду с гранулитовыми блоками складчатых областей, в число примеров были включены и ареальные гранулиты Земли Эндерби. В раннедокембрийских высокометаморфизованных областях реакционные структуры описывались неоднократно (Маракушев, 1965; Кориковский, 1979; Droop, Bucher Nurminen, 1984; Авченко, 1990; и др.). Вероятно, они сохраняются и в отторженцах платформенного фундамента в складчатых областях, и объяснение их природы может быть неоднозначным. Не привели М.Сендифорд и Р.Пауэл и доказательств пластичного (хрупко-пластичного) течения материала в связи с гранулитовым метаморфизмом, что также позволяет сомневаться в правильности интерпретаций. Вместе с тем предпринятая попытка поисков метаморфизма растяжения в высокометаморфизованных блоках складчатых областей вполне правомерна. Исследование дорифейских метаморфических террейнов Урала показало, что в них сохраняются признаки ранней истории, фрагментарно отражающие последовательность событий в кристаллическом фундаменте прилегающих платформ (Русин, Маркс, 1977; Русин, 1979, 1980 и др.). Этот вывод, опровергающий распространенные представления о многоэтапной протерозойско-палеозойской полной ремобилизации материала древних блоков (Кейльман, Минкин, 1974), позволил дать фактическую характеристику метаморфических преобразований, связанных с рифейскими событиями. Было установлено, что эти преобразования имеют не площадное распространение, а приурочены к линейным сдвиговым зонам, не выходящим за пределы массивов. Такие зоны разнотемпературных бластомилонитов были закартированы в процессе геолого-съемочных работ в Тараташском и установлены практически во всех дорифейских террейнах Урала. Отождествление их с продуктами хрупко-пластичного течения материала при рифтовом растяжении открывало новые возможности для понимания динамики деформационных и метаморфических процессов в пластичной зоне коры. Было естественным предположить, что линейные зоны рифтогенных бластомилонитов являются выражением поверхностей сместителей (глубинных рефлекторов), по которым происходит тектоническое перемещение пластин горных пород, обусловливающее эндогенное утонение коры. Пересечение таких зон выявило их неоднородность, связанную с дифференциальной подвижностью материала и различной интенсивностью процессов рекристаллизации. Частое и незакономерное чередование очковых, линзовидно-полосчатых, полосчатых и тонкосланцеватых текстур, отражающих различные соотношения скоростей деформации и кристаллизации, создает специфику строения зон бластомилонитов, резко отличающую их от комплексов пород однородного и зонального метаморфизма. Наиболее ярко эта особенность проявляется в низко- и среднетемпературных зонах бластомилонитов, развивающихся по ассоциациям амфиболитовой и гранулитовой фаций. Однако, и в высокотемпературных глубинных гипербазит-габбро-гранулитовых комплексах сохраняются бластомилонитовые структуры пород и частое чередование слоев с неодинаковой зернистостью и различной величиной порфирокластов (Ефимов, 1984; Добржинецкая, 1989; Щербаков, 1990; и др.).

В настоящее время представляется вполне очевидным, что бластомилонитовые структуры пород с порфирокластами реликтовых зерен и их агрегатов, заключенных в тонкозернистую новообразованную матрицу, являются одним из индикаторных признаков метаморфизма растяжения кристаллического фундамента. Они имеют несомненное сходство с гранулитовыми структурами - бластоцементной, очковой, лентикулярной, пластинчато-гранобластовой (Другова и др., 1972). Образование их не может быть связано только с незначительным парциальным давлением воды и высокими скоростями деформаций, т.к. возникают они в различных фациальных условиях, что еще раз подчеркивает неоднозначность понятий «гранулит» и «гранулитовая фация». По текстурно-структурным признакам рифтогенные бластомилониты не отличаются от орогенных, отмечающих региональные сдвиго-надвиговые зоны в палеоокеаническом секторе Урала, которые прослеживаются по простиранию на сотни километров (Русин и др., 1979). Главная особенность рифтогенных бластомилонитов - ограниченность блоками дорифейского кристаллического фундамента, где они могут проявляться в различных объемах.

Радиологические данные по бластомилонитам дорифейских блоков (Петрология...,1978; Краснобаев, 1986; и др.) показывают, что время их формирования охватывает практически весь период рифтогенного развития Урала. Несмотря на значительный разброс значений абсолютного возраста от 1400 до 500 млн. лет, их анализ позволяет выделить дискретные группы (1400-1300, 1100-900 и 750-550 млн. лет), отвечающие этапам эндогенной активизации рифтогенной структуры,

Похожие диссертации на Метаморфические комплексы Урала и проблема эволюции метаморфизма в полном цикле развития литосферы подвижных поясов

Горнблендиты дунит-клинопироксенит-габбровых комплексов Урала: петрология и генезисГоттман, Ирина Альбертовна

Кислые вулканические комплексы севера УралаВолчек Елена Николаевна

Вещественный состав и условия образования метабазитов харбейского метаморфического комплекса : Полярный УралУляшева Наталия Сергеевна

Офиолитовые комплексы южной части Среднего УралаБерзин Степан Васильевич

Геология, петрология и условия образования эклогитов и вмещающих их пород Белорецкого метаморфического комплексаГалиева Альфия Равильевна

Петролого-геохимическая эволюция кайнозойского базальтоидного вулканизма Приморья в связи с проблемой его сапфироносности Ноздрачев Евгений Анатольевич

Эволюция метаморфизма пород коллизионного шва системы "террейн-континент" в Ольхонском регионеСухоруков Василий Петрович

Эндогенные режимы и эволюция регионального метаморфизма в породах складчатого основания архипелага ШпицбергенСироткин, Александр Николаевич

Состав и строение ордовикской литосферной мантии Западного Сангилена (Центрально-Азиатский складчатый пояс) по данным изучения мантийных ксенолитов из камптонитовых даек Агардагского щелочнобазальтоидного комплексаГибшер Анастасия Анатольевна

Кристаллохимия минералов и критерии хромитоносности гипербазитовых массивов офиолитовых комплексов УралаЛопатин, Олег Николаевич