Глава 15 МАГМАТИЗМ 4 страница

кальдеры Узон (по Карпову). 1 — зона растворов сульфатно-хлоридно-натриевого состава; 2 — зона сульфатных вод; 3 — зона растворов сульфатно-хлоридно-бикарбо- натного состава; 4 — зона хлоридно-сульфатных растворов; 5 — пресные инфильтра-

ционные воды; 6 — зона ртутно-сурьмяно-мышьякового оруденения; 7 — граница зоны разных гидрохимических типов вод; 8 — уровень грунтовых вод; 9 — разломы; 10 — пути миграции глубинных флюидов; 11 — пути инфильтрации вадозовых вод;

12 — источники: а — газирующие «холодные» углекислые; б — термальные

например в Исландии, на Камчатке, в Индонезии, Кордильерах Се­верной Америки, Японии и других местах. Высота фонтана у гейзе­ров, так же как и температура воды на выходе, сильно различается, но последняя обычно колеблется в пределах от +75 до +100 °С. Харак­терной чертой гейзеров является их короткая жизнь, часто они «уми­рают» за счет обвалов стенок канала, понижения уровня грунтовых вод и т. д. Наиболее грандиозным гейзером был Уаймангу (что значит «Крылатая вода») в Новой Зеландии, существовавший всего пять лет
и выбрасывавший мощный фонтан почти на полкилометра вверх. Ин­тервалы между извержениями у гейзеров варьируют от нескольких ми­нут до многих часов и дней. Большое количество растворенных веществ в горячей воде гейзеров откладывается вокруг их устья, образуя скопле­ния гейзеритов.

Каким образом действует гейзер? Наиболее удовлетворительное объясне­ние механизма его функционирования было предложено еще в XX в. Механизм заключается в том, что в трубообразном канале, заполненном водой, нижняя часть ее столба нагревается выше точки кипения (рис. 15.48). Однако вес столба воды предотвращает вскипание. Наконец кипение все же начинается в каком-то месте и ряд расширяющихся пузырей выталкивает часть воды из столба, что сразу же вызывает падение давления внизу столба воды, и мгновенно начинает­ся бурное кипение. Процесс идет лавинообразно, пока вся вода не превратится в пар и он не вытолкнет вверх всю горячую воду. Затем канал вновь наполняет­ся водой, она нагревается и процесс начинается сначала

I *

	т i || д

—---------------------------------------------------------------------------------- С W
tmC^jj

Рис. 15.48. Схема действия гейзера. 1 — снизу поступает горячая вода; 2 — уровень воды повышается, пузырьки собираются в узком месте; 3 — пузырьки выдавливают воду вверх, и она начинает переливаться через край жерла; 4 — уменьшение давления превращает воду в пар, и он выбрасывается вверх вместе с водой. Гейзер фонтанирует

Геотермальная энергия — это важная сторона использования вулка­нического тепла. Электростанции, работающие на естественном перегре­том паре, действуют в Италии (Лардерелло в Тоскане), Исландии (около

Рейкьявика), Калифорнии, на Северном острове Новой Зеландии, в районе Паужетки на Южной Камчатке и в ряде других мест. Сочетание благоприятных для выработки электроэнергии условий — высокое давле­ние пара, температура выше точки кипения воды, большой ее приток — встречается не так уж часто. Проблемы возникают и из-за очень быстрой коррозии металлических труб из-за агрессивных горячих вод, которые к тому же откладывают на стенках труб карбонат кальция и кремнезем, закупоривая их. Горячие воды используются для обогрева жилищ, парни­ков и теплиц.

15.8. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ ДЕЙСТВУЮЩИХ ВУЛКАНОВ И ПОНЯТИЕ О МАГМАТИЧЕСКИХ ОЧАГАХ

В настоящее время известно около 1000 активных вулканов, разме­щенных на поверхности Земли в обособленных поясах и, реже, распо­лагающихся в виде отдельных групп (рис. 15.49). Следует оговориться, что иногда трудно установить, является ли вулкан действующим или окончательно потухшим, т. к. в ряде случаев вулканы не проявляют себя в течение тысяч лет, а потом вдруг становятся активными.

Рис. 15.49. Расположение действующих вулканов на земном шаре. Черные кружки — вулканы

Самое больше количество действующих вулканов, примерно 75 %, располагается по периферии Тихого океана в пределах так называемо­го «огненного» кольца, где они приурочены к активным континенталь­ным окраинам, конвергентным границам литосферных плит, где океа­ническая кора погружается, субдуцирует под континентальную. В результате взаимодействия холодной и тяжелой пластины океани­ческой коры и более легкой континентальной под воздействием флюи­дов и температуры образуются первичные магматические очаги, даю­щие начало целой серии вторичных очагов. Вулканизм проявляется либо в островных дугах: Алеутской, Филиппинской, Индонезийской и др., либо в пределах окраинно-континентальных вулканических поясов: Андийского, Центрально-Американского, Северо-Американского. Все эти структуры отделены от океана глубоководными желобами — зонами погружения океанических плит под континентальные. От желобов в сто­рону континентов прослеживаются наклонные зоны гипоцентров — оча­гов землетрясений, уходящих на глубину до 600 и даже 700 км. Гипоцен­тры приурочены к верхней части лсесткой и холодной океанической литосферы. Сейсмофокалъные зоны впервые были открыты в 30-х гг. XX в. под Японией К. Вадаги, в 1946 г. эти идеи развил А. Н. Завариц- кий, а в 50-х годах геофизик из США X. Беньоф. Действующие вулка­ны обычно располагаются над глубинами гипоцентров 100-200 км в сейсмофокальной зоне. Именно этот отрезок в астеносфере над суб- дуцируемой океанической плитой оказывается магмогенерирующим. Отсюда первые капли образовавшейся магмы поднимаются вверх, сли­ваясь и образуя первичные магматические очаги, а выше еще ряд эта­жей приповерхностных очагов, из которых и происходят извержения вулканов. В Тихоокеанском кольце действующих вулканов шире все­го распространены средние и кислые породы: андезиты, дациты и ри- олиты.

Второй тип областей, в которых находятся действующие вулканы, — это океанические бассейны всех активных вулканов, в которых следует различать вулканы, приуроченные к современным рифтовым зонам, и внутриплитные вулканы, часть из которых с «горячими точками».

Несмотря на то что в срединно-океанических хребтах очень много свежих лавовых куполов и потоков базальтов, активных современных вулканов довольно мало. Прежде всего это вулканы Исландии — ост­рова, возникшего на оси Срединно-Атлантического хребта, южнее — вулканы Азорских островов, Тристан-да-Кунья; в Индийском океане — вулканические острова Реюньон, Кергелен, Коморские. Все эти вулка­ны приурочены к дивергентным границам океанических литосферных плит, характеризующихся обстановкой тектонического растяжения и излиянием толеитовых базальтов.

Внутриплитных океанических активных вулканов тоже не очень много. Наиболее известные — Гавайские вулканы, расположенные в центре Тихого океана. Они находятся на юго-восточном окончании Га­вайского подводного вулканического хребта и, по-видимому, приуро­чены к длительно функционирующей «горячей точке», или «плюму». В Атлантическом океане, несколько в стороне от срединного хребта, рас­полагаются молодые вулканические острова: Зеленого Мыса, Канарс­кие, Мадейра, Св. Елены, Фернанду-ди-Норонья, Мартин-Вас.

Молодых гор вулканического происхождения в океанах очень много, и, по разным оценкам, их число превышает несколько десятков тысяч. Согласно данным Г. Макдоналда (1975), 75 % действующих вулканов находятся в Тихоокеанском кольце, около 13 % — в Атлантическом оке­ане, 1 % — в Индийском океане, остальные вулканы расположены на континентах.

В Африке активный вулканизм развит в Восточно-Африканской рифтовой зоне, где в Кении и Танзании находятся известные вулканы Ол-Доньо-Ленгаи, Меру, Телени, Кения, Элгон, Килиманджаро, Ви- рунга, Нирагонго, Ньямлагира и др. Активные вулканы есть и в Камерунском рифте в Западной Африке.

Действующие вулканы есть и в молодом Альпийско-Средиземно­морском складчатом поясе, в районе, окружающем Тирренское море, сформировавшемся в плиоцене за счет рассеянного спрединга. Это зна­менитые вулканы Липарских островов: Стромболи, Липари, Вулькано, Этна в Сицилии и, конечно, Везувий около Неаполя. В складчатом поясе очень много вулканов, которые извергались совсем недавно, не­сколько тысяч или сотен лет назад: Эльбрус, Казбек; Арарат, Немруд, Хасандаг в Турции; Демавенд в Иране и др.

В пределах России находится 51 действующий вулкан, и все они расположены на активной континентальной окраине в пределах Кам­чатки и Курильской островной дуги. В наши дни извергаются Ключев­ской и Карымский вулканы, а в 1975 г. камчатские вулканологи очень точно предсказали начало базальтовых извержений в районе вулкана Плоский Толбачик, где возникло четыре новых шлаковых конуса, а объем вулканических продуктов превысил 2 км³.

Таким образом, современное расположение действующих вулканов контролируется конвергентными и дивергентными границами литосфер- ных плит, а также «горячими точками», или «плюмами».

Где и почему возникают те магмы, которые, достигая поверхности Земли, извергаются на нее из разнообразных вулканических аппаратов? Расплавленного сплошного слоя в земной коре или верхней мантии не существует. Для начала плавления твердой горной породы в глубинах Земли необходимы повышение температуры, понижение всестороннего давления и влияние флюидов. Эти факторы могут действовать как все вместе, так и но отдельности. Плавление начинается обычно в местах сочленения минеральных зерен в узлах концентрации напряжений. Это место называется первичным магматическим очагом. Образовавшиеся капли расплава стремятся в сторону уменьшения градиента давления и, перемещаясь вверх, сливаются между собой, формируя уже вторичные, или промежуточные, очаги. Если магма движется медленно, она успева­ет ассимилировать вмещающие породы или подвергнуться гравитацион­ной дифференциации, при которой в низах очага образуется более ос­новной расплав, чем в верхах. О наличии многоярусных очагов свидетельствуют геофизические исследования, например, Камчатских вул­канов, под которыми выявляются несколько «этажей» магматических очагов (рис. 15.50).

I II III Рис. 15.50. Магматические очаги Камчатки, по сейсмическим данным (по В. А. Ермакову, С. Т. Балесте, М. И. Зубину и др.). I — вулкан Ключевской, II — вулкан Безымянный, III — вулканы Южной Камчатки. Слои земной коры: 1 — осадочный, 2 — гранитометаморфический, 3 — гранулитобазитовый. М — поверхность Мохо. Черным цветом показана магма

Очень часто наиболее высоко расположенный магматический очаг находится почти в основании вулканической постройки (рис. 15.51). Подобные близповерхностные очаги известны под Эльбрусом, Этной в Сицилии, вулканом Святой Елены в Каскадных горах США, под Га­вайскими вулканами и др.

магматический очаг Рис. 15.51. Структурная модель вулкана.Этна (Сицилия), по сейсмическим данным. Близповерхностный магаагический очаг располагается непосредственно под вулканом на контакте с субстратом

Очевидно, что базальтовая магма в больших объемах поступает не­посредственно из верхней мантии, например в рифтовых зонах океанов или в трапповых провинциях континентов. А кислая магма может об­разоваться как в результате процессов магматической дифференциа­ции, так и путем плавления участков гранитно-метаморфического слоя, или анатексиса. В целом можно отметить, что магматические очаги возникают либо в самых верхах мантии, либо в земной коре.

Существуют грязевые вулканы, связанные с районами развития нефтяных залежей (Апшеронский, Таманский, Керченский п-ова, Иран и др.), действующей силой в которых является не магма, а газы органического происхождения, выброс которых формирует гря­зевые вулканы, высотой в десятки и сотни метров, с кратерами, из которых изливаются потоки грязи с обломками осадочных пород (рис. 35 и 36 на цветной вклейке).

27. УХ4

Глава 16 МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ

Метаморфизм — это процесс преобразования первично магмати­ческих или осадочных пород под воздействием температуры (Т), дав­ления (Р) и флюидов (F), преимущественно водно-углекислых жидких или газожидких флюидов, содержащих ионы К, Na, Са, F, В, S и др., часто существующих в надкритических растворах.

Метаморфические изменения в горных породах начинаются при повышении температуры до +200 °С и увеличении всестороннего, т. е. литостатического, давления, возникающего под тяжестью вы­шележащих пород. Однако не только это давление играет важную роль. Не меньшее значение имеют стресс, боковое давление, обеспе­чивающее различное напряженное состояние горных пород, в ре­зультате которого открываются пути для миграции глубинных ман­тийных флюидов, являющихся главными переносчиками тепла, т. к. кондуктивный теплообмен в горных породах крайне незначителен. Без флюидного потока вероятность метаморфизма невелика, хотя необходимо принимать во внимание и геотермический градиент, ко­торый сильно изменяется в разных районах (от 5° до 180° и даже более на 1 км глубины).

Перечисленные выше главные факторы метаморфизма — темпе­ратура, флюиды, давление — оказывают влияние на любые горные породы, находящиеся на различной глубине, при этом время не осо­бенно важно при метаморфизме. Например, лавы раннего протеро­зоя (2,2 млрд лет) в Прибайкалье почти не отличаются от голоценовых лав (6-4 тыс. лет) Эльбруса; глины кембрийского возраста (550 млн лет) под Санкт-Петербургом выглядят почти так же, как и современ­ные глинистые отложения. Многочисленными нефтяными скважина­ми вскрыты неизмененные осадочные отложения на глубинах свыше 8 км. Известны случаи, например на о. Исландия, где начальные ста­дии метаморфизма установлены на глубине всего 0,5 км, по данным бурения. В то же время толщи пород на глубине 20 км, если судить по данным сейсмических исследований, совсем не испытали метаморфи­ческих изменений. Поэтому флюиды являются одним из важнейших факторов метаморфизма.

Все метаморфические породы можно разделить на две группы, ис­ходя из того, какие осадочные или магматические породы подвергают­ся метаморфизму.

Первая группа — парапороды, они образовались из первично оса­дочных пород. Например, из карбонатных пород получаются мраморы, из песчаников — кварциты, из глин — филлиты и др.

Вторая группа — ортопороды, они сформировались из первично магматических пород, например метабазиты — из базальтов.

16.1. ФАЦИИ МЕТАМОРФИЗМА

Метаморфические породы весьма разнообразны. Из одних и тех же исходных, первичных пород, в зависимости от действия факторов метаморфизма, могут образоваться различные метаморфические по­роды. Изменение температуры, давления, химического состава флюи­дов приводит к изменению минерального состава первичной породы, который стремится приспособиться к условиям. Этот комплекс но­вых минералов, или парагенезис (сонахождение), называется мета­морфической фацией (рис. 16.1). Так как исходные породы, подверга­ющиеся метаморфическим изменениям, чрезвычайно разнообразны, то в пределах одной метаморфической фации могут существовать раз­ные парагенезисы минералов, а одна исходная порода может давать разные метаморфические породы в различных фациях. Например, гли­на, метаморфизуясь, превращается в глинистые сланцы, а они в фации зеленых сланцев превращаются в филлиты; в амфиболитовой фации — в двуслюдяные сланцы; в гранулитовой фации — в биотит-гиперстен — кордиеритовые гнейсы.

Указанные выше фации — зеленосланцевая, амфиболитовая и гра- нулитовая — отвечают ступеням метаморфизма: низкой, средней и высокой, отвечающим степени усиления метаморфических преобра­зований первичной породы (рис. 16.2, 16.3). Гранулитовая фация и соответствующий ей парагенезис минералов свидетельствуют о тем­пературе +700-1000 °С, давлении от 2 до 12 Кбар и глубине 10­40 км. При меньших температурах и давлениях другие минеральные парагенезисы будут характеризовать другие метаморфические фа­ции — амфиболитовую, энидот-амфиболитовую, зеленосланцевую, цеолитовую.

Переход от пород низших ступеней метаморфизма к высшим назы­вается прогрессивным метаморфизмом. Если уже метаморфизованная порода подвергается воздействию более низких температур и давле­ний, то говорят о регрессивном (ретроградном) метаморфизме, или ди- афторезе.

породы контактного метаморфизма
1 зелено
I сланце-
1 вая
	амфиболитовая
		гранулитовая
эклс	Ч гитоЬ^я
	ч

0,2

0,4

m q 0,6

0,8-

■ 5

-15

■ 20

200 400 600 800

О

I

Температура, С Рис. 16.1. Основные фации метаморфизма

100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 Температура, °С Рис. 16.2. Метаморфические фации горных пород (по Л. Л. Перчуку и В. И. Фельд­ману). Фации регионального метаморфизма: 1 — цеолитовая; 2 — пренит-пумпелии- товая; 3 — зеленых сланцев; 4 — эпидот-амфиболитовая; 5 — амфиболитовая; 6 — гранулитовая; 7 — голубых сланцев; 8 — эклогитовая. Фации контактового метаморфизма: а — эпидот-адьбитовых роговиков; б — роговообманковых роговиков; в — пироксеновых роговиков; г — санидинитовая

Температура, "С 200 400 600 800 Рис. 16.3. Степени метаморфизма. Черная жирная линия — рост температуры с увеличением глубины

Существуют породы, наиболее характерные для разных ступеней метаморфизма. Так, для низшей ступени типичны зеленые сланцы, об­разовавшиеся за счет базальтовых туфов и лав. Их зеленоватая окраска обусловлена развитием хлорита и эпидота.

Для фации зеленых сланцев также типичны филлиты, сложенные очень мелкими, меньше 1 мм, зернами кварца и чешуйками серицита и хлорита. Два последних минерала придают филлитам шелковистый блеск на плоскостях сланцеватости. Хлорит-серицитовые сланцы образуются при метаморфизме глинистых пород, и для них типичны хлорит и слю­да — серицит (мелкие чешуйки мусковита), а также кварц.

К низким ступеням метаморфизма относятся весьма необычные породы — глаукофановые, или голубые, сланцы с голубой роговой об­манкой, типичные для них минералы. Особенностью формирования этих пород является обстановка низких температур: +200...+400 °С и очень вы­соких давлений — до 12 кбар, а это отвечает глубине 40 км, если брать литостатическое давление. Но на такой глубине должна быть высокая температура. Однако в сильно метаморфизованных древних докембрий- ских породах голубые сланцы отсутствуют, хотя, судя по огромному давлению, они должны были бы там быть. Эти голубые сланцы явля­ются результатом очень сильного стресса, т. е. одностороннего, а не литостатического давления, возникшего в условиях формирования круп­ных надвигов и покровов. Поэтому голубые сланцы образуют вытяну­тые полосы, которые простираются в соответствии с крупными разло­мами и характерны для зон субдукции.

К средним ступеням метаморфизма относятся разнообразные кри­сталлические сланцы и амфиболиты. Кристаллические сланцы — по­лосчатые породы, состоящие из кварца, полевых шпатов и слюд, об­разующихся как по осадочным породам — песчаникам и глинам (парагнейсы), так и по магматическим — лавам, гранитам и др. (ор- тогнейсы). Амфиболиты состоят из роговой обманки и плагиоклазов, иногда с биотитом и эпидотом, и формируются за счет метаморфизма базальтов и габбро — основных изверженных пород (ортоамфиболи- ты) и карбонатно-глинистых пород (параамфиболиты). Кристалли­ческие сланцы — результат преобразования в основном глинистых пород, состоят из слюд, хлорита и амфибола, образующих характер­ную сланцеватость.

Амфиболитовая фация метаморфических пород образуется при тем­пературе +500-700 °С и давлении 2-8 кбар. При таких высоких темпе­ратурах породы начинают испытывать частичное плавление в отдельных тонких слоях с образованием мигмы, а вся порода превращается в миг­матит — полосчатые метаморфиты, в которых чередуются полоски гранитного состава (мигма) с полосками темноцветных минералов, еще не вовлеченных в плавление.

К высшей ступени метаморфизма относится гранулитовая фация (температура +700-1000 °С, давление 4-12 кбар, глубины 10-40 км). Характерными породами этой фации являются гнейсы, двупироксе- новые и кристаллические сланцы и эклогиты. Гнейсы состоят из квар­ца, ортоклаза, плагиоклаза, граната, кордиерита, пироксена, замеща­ющего роговые обманки и слюды. Гранулиты образуются за счет как первично магматических, так и осадочных пород. Эклогиты сложе­ны пироксеном — омфицитом и пироповым гранатом и представле­ны плотными тяжелыми породами, типичными для глубоких частей земной коры.

Таким образом, повышение температуры, давления и привнос флю­идов приводят к изменению первично осадочных и магматических по­род и превращению их в метаморфические, различных фаций и ступе­ней. Усиление действия этих факторов в конце концов приводит к избирательному плавлению наиболее легкоплавких компонентов поро­ды, а потом и к полному плавлению. Этот процесс ультраметаморфиз­ма, в результате которого путем различных пород могут образоваться граниты, называется анатексисом.

Изменения в первичных породах при метаморфизме. Процессы и факторы метаморфизма приводят к изменению минерального состава материнской породы. Например, при реакциях дегидратации происхо­дят следующие превращения минералов:

• мусковит + кварц —» силлиманит + калиевый полевой шпат + вода;

• коалинит —» андалузит + кварц + вода.

Новые минералы возникают в результате химических реакций, а также перекристаллизации минералов первичной породы, которые при­обретают новую форму и размеры (рис. 16.4). В связи с увеличением температуры начинается миграция, диффузия ионов сначала вдоль гра­ниц зерен минералов, а затем и внутри них, где небольшие ионы про­кладывают себе путь между более крупными. И происходит этот про­цесс в твердом состоянии. В породах средней и высокой степеней метаморфизма можно встретить крупные, кристаллографически хоро­шо выраженные новые минералы, не типичные для первичной породы. Такие минералы или их скопления размером до нескольких сантимет­ров в диаметре называются порфиробластами. Они бывают особенно хорошо выражены в кристаллических сланцах.

	Усиление метаморфизма
Температура	+200 °С ■■■-■' ■ +800-1000 °С
Минералы	Хлорит Мусковит Биотит Калиевый полевой шпат Гранат Ставролит Силлиманит Гиперсген Кварц Плагиоклазы
Тип породы	Не изменен­ные	Глинистые сланцы	Филлиты	Кристалли­ческие сланцы	Гнейсы	Плавление

Рис. 16.4. Новообразование минералов при прогрессивном метаморфизме

Если при метаморфизме химический состав породы не меняется, то говорят об изохимическом метаморфизме, а если изменяется, то об ал- лохимическом. Но изменения происходят не только с минералами. Про­исходит изменение структуры, текстуры, и наступает полная перекрис­таллизация первичной породы. Чешуйки слюды — биотита, мусковита, серицита — приобретают ориентировку в пределах плоскостей, а если минералы, например амфиболы, имеют игольчатую форму, то длинной осью они ориентируются в одном направлении, образуя линейную тек­стуру. В результате метаморфическая порода приобретает сланцеватую текстуру — тонкие пластинки, на которые порода разбивается при ударе молотком. Пластинки слюды в филлитах обеспечивают шелко­вистый характер породы. На образование сланцеватой текстуры осо­бенное влияние оказывает стресс — одностороннее, а не литостатичес- кое давление.

16.2. ПАРАМЕТРЫ И ТИПЫ МЕТАМОРФИЗМА

При каких Р-Т (давление-температура) условиях происходил мета­морфизм тех или иных пород? Ответить на этот вопрос помогает иссле­дование двухфазных газово-жидких включений, находящихся в минера­лах и попавших туда в момент роста кристалла. Метод гомогенизации заключается в нагревании кристалла до тех пор, пока включение не го­могенизируется, т. е. не станет однородным. Температура, при которой происходит гомогенизация, и есть минеральное значение температуры образования минерала.

Чтобы установить давление, используют метод геологической тер- мобарометрии, позволяющий рассчитывать Р и Т по составам минера­лов, находящихся в метаморфической породе, что дает возможность судить о термодинамической обстановке в момент формирования мета­морфической породы.

Типы метаморфизма. Метаморфизм может проявиться на огром­ных площадях и поэтому называется региональным. В других случаях метаморфические изменения захватывают ограниченные участки, и тогда метаморфизм называется локальным.

Региональный метаморфизм является наиболее распространенным, проявляясь на площадях в сотни тысяч квадратных километров, что обусловлено погружением региона на глубины, достаточные для воз­действия на первичные толщи пород высоких температур, всесторон­него (литостатического) давления и флюидов. Такие метаморфические толщи развиты на древних щитах платформ, например на Балтийском и Украинском в пределах Восточно-Европейской платформы, на Ал­данском — Сибирской платформы и др. Архейские породы с возрастом свыше 2,5 млрд лет метаморфизованы во всех регионах Земли; проте­розойские, с возрастом 2,5-0,57 млрд лет, — избирательно, а фанеро- зойские, моложе 0,57 млрд лет, — только в складчатых областях и то местами, в тех структурах, которые подверглись наибольшему давле­нию и температурному воздействию. Поэтому в складчатых структурах можно наблюдать, как одновозрастные толщи аргиллитов переходят в глинистые сланцы, затем в филлиты, кристаллические сланцы и, нако­нец, в гнейсы.

Локальный метаморфизм проявляется на ограниченных площадях и подразделяется на контактовый и динамометаморфизм (дислокаци­онный).

Контактовый метаморфизм развивается в интрузивных массивах, внедряющихся в любые толщи пород, воздействие на которые осуще­ствляется температурой и флюидным потоком (рис. 16.5). Ширина и площадь контактового (экзоконтактового) ореола зависят от типа, со­става интрузивного тела и его температуры. Интрузивы типа неболь­ших даек и силлов обладают экзоконтактами от нескольких сантимет­ров до нескольких метров, и ввиду низкой температуры наблюдается лишь узкая зона дегидратации пород. Крупные гранитные массивы хотя и обладают невысокой температурой, но благодаря энергичному флю­идному воздействию на вмещающие породы имеют обширные, до не­скольких километров, контактовые ареалы, в которых наблюдается за­кономерная смена парагенезов минералов от высокотемпературных вблизи интрузивного массива до низкотемпературных — вдали от него. Чем выше температура интрузивного массива, тем развиты в контакто­вых ореолах более высокотемпературные метаморфические породы.

Среди пород контактового метаморфизма наиболее распространены роговики, массивные темные породы, содержащие кордиерит, андалу­зит, хлорит и мусковит. Если воздействию гранитов подвергаются кар­бонатные породы, то возникают скарны, метаморфические породы, ко­торые образовались за счет метасоматоза (замещения) с привносом Si0₂, Al₂0₃, MgO, FeO и В₂0₃. Скарны могут возникнуть только под влиянием горячих щелочных флюидов, отделяющихся от остывающего гранитного расплава. Характерными для скарнов являются различные гранаты, турмалин и волластонит (CaSi0₃); типично образование же­лезных магнетитовых руд, а также сульфидов меди, свинца и цинка, формирующих большие промышленные месторождения. Гора Магнит­ная прославилась месторождением магнетитовых руд, и в 30-е гг. XX в. около нее возник г. Магнитогорск.