24. Текстуры метаморфических горных пород.

Для метаморфических пород текстурный признак особенно важен, так как он наиболее отчетливо отражает условия, при которых происходило их преобразование. Наиболее распространенными являются массивная, пятнистая, полосчатая, сланцеватая и очковая текстуры.

Массивная текстура возникает в результате перекристаллизации однородного материала при отсутствии направленного давления. Благоприятными условиями для развития таких текстур являются глубинные зоны земной коры и экзоконтактовые зоны интрузивов.

Пятнистая текстура определяется неравномерным, кучным распределением минералов и возникает или при контактово-термальном метаморфизме пород, или в результате неравномерной миграции вещества при метасоматозе.

Полосчатая текстура обусловлена чередованием полос различного состава и структуры, образование которых может объясняться как наличием остаточной первичной слоистости исходных осадочных пород, так и результатом метаморфической дифференциации.

Сланцеватые текстуры характеризуют обширную группу регионально-метаморфизованных пород, сформировавшихся при наличии направленного давления. В зависимости от ориентировки минеральных зерен среди сланцеватых текстур выделяются несколько разновидностей (параллельно-сланцеватая, волнисто-сланцеватая, линейная).

Очковая (линзовидная) текстура характеризуется наличием крупных линзовидных агрегатов зерен кварца или полевого шпата, так называемых «очков», которые выделяются на фоне сланцеватой основной ткани породы

25 Классификация метаморфических горных пород. Классификация метаморфических пород

Для того чтобы яснее понимать основы современной классификации метаморфических пород, следует рассмотреть развитие этой проблемы в историческом аспекте.

Первыми шагами в вопросах классификации метаморфических пород было разделение их по типам метаморфизма (М.В.Ломоносов, А.А.Иностранцев и др.). Позднее, в начале ХХ века была предложена классификация на основе гипотезы о «глубинных зонах метаморфизма» (Ф.Бекке, У.Грубенман, П.Ниггли). Согласно этой гипотезе интенсивность регионального метаморфизма рассматривалась в качестве функции температуры и давления, которые в свою очередь зависили от глубины залегания пород. Выделялись три зоны регионального метаморфизма: верхняя (эпизона), средняя (мезозона) и нижней (катазона).

Верхняя зона характеризовалась умеренной температурой, незначительным гидростатическим давлением, сильным стрессом и комплексом минералов, среди которых большую роль играли гидроксилсодержащие силикаты. В качестве типичных минералов указывались цоизит, эпидот, хлорит, серицит, хлоритоид, актинолит, тальк, альбит. Типичными породами верхней зоны считались сланцы.

Для средней зоны предполагалось наличие более высоких температур и гидростатического давления и очень сильного стресса. Типичные минералы этой зоны: биотит, мусковит, роговая обманка, дистен, ставролит, альмандин. Характерные породы – кристаллические сланцы, кварциты, мраморы, гнейсы.

Нижняя зона отличалась наиболее высокими показателями температур и гидростатического давления и относительно слабым направленным давлением. В качестве типичных минералов назывались силлиманит, корунд, анортит, ромбический пироксен, волластонит, омфацит, пироп. К породам нижней зоны относились кристаллические сланцы, роговики, мраморы, кварциты, гранулиты, гнейсы, эклогиты.

Д альнейшее развитие науки привело к появлению представлений о метаморфических фациях. Принцип метаморфических фаций был предложен финским ученым П.Эскола (1915, 1920). Согласно этому принципу минеральный состав метаморфических пород является функцией их химического состава и физических условий метаморфизма. Другими словами при разных термодинамических условиях из пород одного и того же химического состава образуются породы, характеризующиеся разными минеральными ассоциациями. Это направление оказалось весьма прогрессивным и легло в основу современных классификаций метаморфических пород.

Нами принята схема фаций, предложенная Н.Л.Добрецовым и В.С. Соболевым в 70^х годах прошлого века (рис. 18).

Рисунок 18. Схема фаций контактового и регионального метаморфизма [4]

1 – границы фаций, 2 – условные границы фаций, 3- вероятная граница поля метаморфизма, 4 – линии плавления базальта и гранита, 5 – поля отдельных фаций.

Принципиальной особенностью этой схемы является разделение всех фаций по величине давления на три группы:

А - фации низких давлений, соответствуют контактовому метаморфизму;

В - фации средних давлений, соответствуют региональному метаморфизму;

С - фации высоких давлений, соответствуют региональному метаморфизму высоких давлений.

26. Фации контактового метаморфизма.

    Группа А - фации контактового метаморфизма (мусковит-роговиковая, амфибол-роговиковая, пироксен-роговиковая, спуррит-мервинитовая) объединяют продукты контактового метаморфизма, для них характерны показатели давления до 1-4 тыс. атм., температуры от 350 до 1200° С.

Мусковит-роговиковая фация (А₃) проявляется при температуре 350 - 600°С и давлении от первых сотен атмосфер до 2 тыс. атм. При таких условиях в метапелитах устойчивы ассоциации типа кварц-альбит-серицит-биотит-кордиерит; хлорит-серицит-биотит-андалузит; биотит-кордиерит-мусковит-андалузит-кварц, в метабазитах альбит-эпидот-актинолит, в карбонах появляются ассоциации типа кальцит-доломит-тремолит, кальцит-тальк-кварц, форстерит-доломит-кальцит. Породы фации распространены во внешних зонах контактовых ореолов интрузивов.

Амфибол-роговиковая фация (А₂) проявлена при температуре от 550° до 800°С и давлении от первых десятков и сотен атмосфер до 4 тыс. атм. В этих условиях метапелиты превращаются в роговики (состоящие из мелких зерен кварца, полевых шпатов и слюд с порфиробластами биотита, андалузита, кордиерита, турмалина), метабазиты – в амфиболовые роговики (с типичной ассоциацией амфибол – кварц), карбонаты преобразуются в мраморы и известково-силикатные роговики (с ассоциациями доломит-тремолит-диопсид, форстерит-диопсид-кальцит-кварц). Породы фации развиты непосредственно на контактах с гранитными интрузивами.

Пироксен-роговиковая фация (А₁) устойчива при температуре от 700 до 900°С и давлении от первых сотен атмосфер до 4 тыс. атм. В условиях этой фации метапелиты переходят в андалузитовые, кордиеритовые, силлиманитовые роговики, метабазиты – в плагиоклаз-пироксеновые роговики, карбонаты – в скарноиды (с характерной ассоциацией гроссуляр-диопсид-волластонит-кальцит). Сверху поле фации ограничено линией плавления базальтов. Породы фации развиты непосредственно на контактах с основными интрузивами.

Спуррит-мервинитовая фация (А₀) характеризуется температурой 900-1200°С и давлением от 1 до 300 атм. Характерна для ксенолитов в вулканических породах или проявляется в непосредственном контакте с интрузивами основного состава. Имеет крайне ограниченное распространение.

27 Фации регионального метаморфизма средних давлений. Группа В - фации регионального метаморфизма средних давлений (зеленых сланцев, эпидот-амфиболитовая, амфиболитовая, гранулитовая) соответствует «обычному» региональному метаморфизму, проявляется при температуре от 300 до 1000° С и давлении от 3 до 15 тыс. атм.

Фация зеленых сланцев (В₄) устойчива при температуре от 300 до 500° С. Давление до 10 тыс. атм. В условиях этой фации пелиты уплотняются в филлиты и песчаники с широким развитием гидроксилсодержащих минералов зеленого цвета (хлорита, актинолита, серпентина, эпидота), карбонаты превращаются в известковые сланцы (с устойчивой ассоциацией хлорит-кальцит-кварц или доломит-кварц), базиты преобразуются в зеленые альбит-эпидот-хлоритовые сланцы, ультрабазиты – в змеевики (серпентиниты). Фация представляет собой наиболее низкотемпературную ступень регионального метаморфизма, широко развита в складчатых поясах.

Эпидот-амфиболитовая фация (В₃) характеризуется температурой от 500 до 650° С и давлением до 8 тыс. атм. При этом метапелиты превращаются в силлиманит - мусковитовые или ставролит - силлиманитовые кристаллические сланцы, карбонатные породы - в силикатные мраморы кальцит-диопсид-тремолитового или кальцит-диопсид-гроссулярового состава, метабазиты - в амфиболиты (состоящие из роговой обманки и плагиоклаза с небольшим количеством эпидота, магнетита, сфена) Породы фации развиты в складчатых областях.

Амфиболитовая фация (В₂) проявляется при температуре 650-800°С и давлении от 4 до 8тыс.атм. Из метапелитовых пород образуются биотит-силлиманитовые парагнейсы, из пород кислого состава – ортогнейсы, карбонатные породы преобразуются в силикатные мраморы; метабазиты превращаются в амфиболиты (состоящие из роговой обманки и андезина). В условиях амфиболитовой фации возможно анатектическое плавление пород с образованием гранитного расплава, что приводит к образованию мигматитов.

Гранулитовая фация (В₁) характеризуется температурой 750-1000°С и давлением от 4 до 15тыс.атм. Породы гранулитовой фации наиболее интенсивно метаморфизованы и поэтому почти полностью лишены Н₂О. Это «сухие породы». Признак гранулитовой фации – полное разложение слюд и исчезновение всех гидроксилсодержащих минералов. Характерны специфические ассоциации с гиперстеном (гиперстен – диопсид – кварц, гиперстен – гранат – ортоклаз и др.). Гранат отличается высоким содержанием пиропового компонента. Сверху по температуре поле фации ограничено линией плавления базальта.

Фации В₁, В₂, В₃ отграничены от фаций С₁, С₂, С₃ линией устойчивости дистена.

Фации регионального метаморфизма высоких давлений. Все породы, отнесенные к этой группе, локализуются в глубинных относительно узких тектонических зонах и формируются в условиях очень широкого интервала температур и устойчиво высоких давлений.

Породы жадеит-лавсонит-глаукофановой фации образуются при наиболее низких температурах и характеризуется развитием различных сланцев, в которых может присутствовать глаукофан, лавсонит и жадеитовый пироксен в ассоциации с кварцем.

Породы глаукофан-альмандиновой фации и фации дистеновых гнейсов и амфиболитов схожи с породами эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций средних давлений, но в их парагенезисах появляются минералы специфические для высоких давлений. Например, вместо андалузита и силлиманита кристаллизуются дистен, глаукофан, омфацит и ряд других. Отмечается полное отсутствие парагенезисов с кордиеритом. Наиболее обычными породами этих фаций являются, соответственно, дистен-мусковитовые сланцы без калишпата и более высокотемпературные дистеновые гнейсы с кварцем и полевыми шпатами.

П ороды эклогитовая фации – эклогиты (рис. 19), по химическому составу близкими к породам габбро-базальтовой группы, но отличаются от последних большим удельным весом.

а б

Рисунок 19. Эклогиты

а - кианитовый эклогит, состоящий из розового пиропа, бесцветных кианита и омфацита и акцессорного рутила, бластиты кианита обнаруживают предпочтительную ориентировку; б – диафторитовый эклогит - идиобласты розового граната окаймлены хлоритом, рутил обрамлен сфеном (диаметр поля зрения 3 мм)

Минеральный парагенесис эклогитов включает омфацит, рутил и гранат альмандин-пиропового ряда с количеством пиропового компонента обычно около 65-75%. В качестве второстепенных минералов могут присутствовать дистен, диопсид и ряд других. Полевые шпаты в эклогитах не встречаются.

Омфацит и гранат - главные компоненты эклогитов, определяющие внешний вид пород. Это породы средне-крупнозернистой структуры с основной тканью из травяно-зеленого омфаиита, в массе которого рассеяны многочисленные округлые порфиробласты буровато-красного граната. Текстура породы чаще массивная, но иногда кристаллы омфацита имеют линейную ориентировку. В условиях относительно низких температур и давлений в эклогитах наблюдаются признаки регрессивного метаморфизма – амфибол-плагиоклазовые келефитовые каемки вокруг граната и др. (рисунок )

Эклогиты залегают в виде изолированных тел среди регионально метаморфизованных пород гранулитовой, амфиболитовой и зеленосланцевой фаций, а также в виде ксенолитов в кимберлитах, базальтах, улыраосновных породах. По мнению Ф.Дж.Тернера, В.С.Соболева и других петрологов эклогиты образуются в верхних частях мантии и попадают в литосферу в результате тектонических или магматических процессов. Тогда эклогиты следует относить скорее к изверженным породам, чем к метаморфическим. Однако это не имеет принципиального значения, поскольку на границе кора-мантия магматические и метаморфические процессы настолькосливаются, что между ними невозможно провести границу.

29 Породы катакластического метаморфизма. Катакластические структуры возникают в породе под действием направленного давления, вызывающего дробление породы, не сопровождающееся перекристаллизацией. Среди катакластических структур по степени раздробленности породы наиболее типичными являются брекчевидная, цементная и милонитовая.

Брекчиевидная структура характеризует начальную стадию дробления породы, минералы раздроблены неравномерно, между угловатыми обломками находится небольшое количество более тонкого перетертого материала.

Цементная структура характеризует более высокую стадию дробления породы, количество перетертого материала увеличивается, и он цементирует разобщенные крупные обломки.

Милонитовая структура свойственна наиболее высокой стадии дробления породы, основная ткань породы состоит из тонкого материала, имеющего субпараллельную ориентировку.

30 Породы контактового метаморфизма. Группа А - фации низких давлений, соответствуют контактовому метаморфизму (мусковит-роговиковая, амфибол-роговиковая, пироксен-роговиковая, спуррит-мервинитовая)объединяют продукты контактового метаморфизма, для них характерны показатели давления до 1-4 тыс. атм., температуры от 350 до 1200° С.

Мусковит-роговиковая фация (А₃) проявляется при температуре 350 - 600°С и давлении от первых сотен атмосфер до 2 тыс. атм. При таких условиях в метапелитах устойчивы ассоциации типа кварц-альбит-серицит-биотит-кордиерит; хлорит-серицит-биотит-андалузит; биотит-кордиерит-мусковит-андалузит-кварц, в метабазитах альбит-эпидот-актинолит, в карбонах появляются ассоциации типа кальцит-доломит-тремолит, кальцит-тальк-кварц, форстерит-доломит-кальцит. Породы фации распространены во внешних зонах контактовых ореолов интрузивов.

Амфибол-роговиковая фация (А₂) проявлена при температуре от 550° до 800°С и давлении от первых десятков и сотен атмосфер до 4 тыс. атм. В этих условиях метапелиты превращаются в роговики (состоящие из мелких зерен кварца, полевых шпатов и слюд с порфиробластами биотита, андалузита, кордиерита, турмалина), метабазиты – в амфиболовые роговики (с типичной ассоциацией амфибол – кварц), карбонаты преобразуются в мраморы и известково-силикатные роговики (с ассоциациями доломит-тремолит-диопсид, форстерит-диопсид-кальцит-кварц). Породы фации развиты непосредственно на контактах с гранитными интрузивами.

Пироксен-роговиковая фация (А₁) устойчива при температуре от 700 до 900°С и давлении от первых сотен атмосфер до 4 тыс. атм. В условиях этой фации метапелиты переходят в андалузитовые, кордиеритовые, силлиманитовые роговики, метабазиты – в плагиоклаз-пироксеновые роговики, карбонаты – в скарноиды (с характерной ассоциацией гроссуляр-диопсид-волластонит-кальцит). Сверху поле фации ограничено линией плавления базальтов. Породы фации развиты непосредственно на контактах с основными интрузивами.

Спуррит-мервинитовая фация (А₀) характеризуется температурой 900-1200°С и давлением от 1 до 300 атм. Характерна для ксенолитов в вулканических породах или проявляется в непосредственном контакте с интрузивами основного состава. Имеет крайне ограниченное распространение.