Структуры и текстуры метаморфических горных пород

Структуры н текстуры метаморфических пород наряду с мине­ральными ассоциациями дают представление об интенсивности пе­рекристаллизации породы и условиях, в которых протекал этот процесс.

СТРУКТУРЫ

Процесс перекристаллизации породы в твердом состоянии назы­вается кристаллобластезом, а структуры, возникающие в резуль­тате такого процесса, — кристаллобластовыми.

Кристаллобластез обусловливает специфику структурных осо­бенностей метаморфических пород, важнейшие из которых сле­дующие:

1. Структура метаморфической породы не может отражать последовательность выделения минералов, характеризующую про­цесс кристаллизации из расплава, так как в условиях метаморфиз­ма рост минералов происходит одновременно. Кристаллизационная способность для разных минералов различна, она векториальна и определяет степень совершенства формы кристаллов.

По степени убывания кристаллизационной способности Ф. Тер­нер располагает метаморфические минералы в нижеприведенный кристаллобластический ряд:

Рутил, сфен, магнетит

Турмалин, дистен, ставролит, граиат,

андалузит

Эпидот, цоизит, форстерит

Пироксены, амфиболы, волластонпт

Слюды, хлориты, тальк, стилышомелан

Доломит, кальцит

Скаполит, кордиерит, полевые шпаты

Кварц

Минералы верхних групп этого ряда образуют наиболее пра­вильные идиобластовые кристаллы; минералы нижних групп почти всегда находятся в неправильных ксенобластовых зернах. Порядок расположения минералов в крнсталлобластическом ряду обуслов­лен строением их кристаллической решетки. Силикаты, обладаю­щие наиболее плотной структурой, обычно имеют более совершен­ные кристаллографические формы. Указанная закономерность мо­жет несколько нарушаться, так как в известной мере она зависит от физико-химических условий кристаллизации и состава исходно­го материала.

2. Минералы метаморфических пород, как сказано, кристалли­зуются одновременно, о чем свидетельствуют многочисленные включения одних минералов в других. В процессе роста минерал, имеющий большую силу кристаллизации, «очищается» от таких включений, «выталкивая» их за свои пределы.

3. Перекристаллизация обычно сопровождается растворением мелких зерен, что ведет, в конечном счете, к образованию равно­мерно-крупнозернистых структур.

4. Метаморфические породы всегда полнокристаллические, в которых аморфное вещество и пустоты не сохраняются.

5. Если в процессе перекристаллизации порода не достигла полного равновесия, то в ней наряду с элементами новой структу­ры' могут наблюдаться реликты строения исходной породы. Такие структуры представляют интерес для восстановления истории фор­мирования породы.

Среди структур метаморфических пород выделяются следую­щие главные типы: 1) кристаллобластовые, 2) реликтовые, 3) ка-такластнческие.

Кристаллобластовые структуры

Этот термин, общий для всех структур, возникающих в резуль­тате полной перекристаллизации породы. Классифицируются кри­сталлобластовые структуры по относительным размерам мине­ральных зерен, их форме и типам взаимных прорастаний.

По относительным размерам зерен кристаллобластовые струк­туры подразделяются на равномернозернистые (гомеобластовые) и неравномернозернистые (гетеробластовые). Среди гомеобласто-вых структур по форме зерен выделяются следующие разновид­ности:

Г'ранобластовая структура свойственна породам, состоящим из более или менее изометрпчных зерен, имеющих мозаичные округлые или неправильные зубчатые очертания (рис. 128, а,б). Мелкозернистая разность такой структуры называется роеовико-

вой. Гранобластовая структура характерна для роговиков, кварцитов, мраморов.

Лепидобластовая структу­ра характеризует породы, со­стоящие из таблитчатых или че­шуйчатых минералов. Типична для серицитовых, хлоритовых, слюдистых и других сланцев (рис. 129).

Рис. 128 Типы гранобластовых структур а — мозаичная структура, массивная тек- CTjpa, б — зубчатая структура, массивная текстура (Ю Ир Потовинкина, 1966)

Нематобластовая структу­ра определяется наличием игольчатых или волокнистых минералов (рис. 130). Характер­на для актинолитовых, силлима-нитовых, дистеновых сланцев. Для пород, состоящих из зерен различного габитуса, исполь­зуются составные названия структур, включающие названия пре­обладающих форм. Например, структуру породы, которая состоит главным образом из чешуйчатых и зернистых минералов с преоб­ладанием последних, называют лепидогранобластовой.

 

 

Рис 129. Лепидобластовая структура баотит-мусковитовой породы. Тексту­ра пятнистая (би — биотит, му — му­сковит).

Рис. 130. Нематобластовая структура в куммингтонптовом сланце. Тексту­ра массивная (по Ю. Ир. Половин-киной, 1966).

Гетеробластовая, или порфиробластовая, структура характери­зуется наличием относительно крупных зерен на фоне более мел­козернистой гомеобластовой основной ткани породы.

Внешне такие структуры похожи на порфировидные структуры магматических пород. Чтобы подчеркнуть разную природу этих структур, для метаморфических пород употребляют термин пор-фиробласты (а не вкрапленники) и основная ткань (а не основ­ная масса).

Порфиробласты по форме нередко являются идиобластовы.ми,. но могут быть и ксенобластовыми; основная ткань породы может иметь любую кристаллобластовую структуру. На рис. 131 показан гранатовый кварцево-слюдистый сланец с идиобластами граната в основной ткани, состоящей из кварцево-слюдистого агрегата, име­ющего равномернозернистую лепидобластовую структуру и слан­цеватую текстуру.

Пойкилобластовая структура является одной из наиболее рас­пространенных среди структур, характеризующих взаимные струк­турные отношения минералов. Эта структура определяется нали­чием относительно крупных зерен какого-либо минерала, содержа­щего мелкие неориентированные и незакономерно расположенные включения других минералов. Такая структура внешне очень по­хожа на пойкилитовую структуру магматических пород, отличаясь от нее только генетически. Встречается в скарнах, амфиболитах к других породах.

Разновидностью пойкилобластовой структуры является сито­видная структура, которая характеризуется присутствием в круп­ных кристаллах многочисленных мелких округлых включений. На рис. 132 показан кордиеритовый слюдяной гнейс, состоящий из порфиробласт кордиерита, имеющих ксенобластовые очертания, и идиобласт биотита, переполненных включениями зерен кварца и магнетита. Основная ткань породы слюдисто-кварцево-полевошпа-товая, гранобластовая.

Катакластические структуры

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 брекчиевидная, цементная и милонитовая.

Брекчиевидная структура характеризует начальную стадию дро­бления породы. Минералы раздроблены неравномерно, между раз­личными по величине угловатыми обломками находится небольшое количество мелкообломочного, местами перетертого материала (рис. 133).

Цементная структура характеризует более высокую стадию дробления породы. Количество мелкообломочного и перетертого материала увеличивается, и он начинает цементировать разобщен­ные крупные обломки ненарушенной первичной породы.

Милонитовая структура свойственна наиболее высокой стадии дробления породы. Основная ткань породы состоит из тонкоперс-тертого материала, имеющего субпараллельную ориентировку. Не-

 

 

Рис 131. Порфиробластовая струк­тура в кварцево-слюдистом сланце. Порфиробласты представлены грана­том (би —биотит, Кб—кварц, гр —гра пат)

Рис. 132 Ситовидная структура в кордиеритовом слюдяном гнейсе (би —- биотит, кпш — калиевый по­левой шпат, кв — кварц, кр — кор-диерит).

 

 

 

Рис 133 Брекчиевидная структура Остро) гольные обломки гранита по­гружены в мелкораздробленную мас­су той же породы (по Ю Ир Поло-вшгкниой, 1966)

Рис 134 Милоннтовая структ\ра Порода состоит из тонкоперетертого слюдисто-кварцевого материала, в массе которого сохранились обломки полевых шпатов, уцелевшие от дроб­ления. Параллельная ориентировка раздробленного материала обустов-ливает сланцеватую текстуру породы (по Ю Ир. Половинкиной, 1966).

редко основная ткань породы бывает расслоена на существенно мономинеральные прослоечки, состоящие в случае милонитизащш гранитов из кварца, полевого шпата и слюды (рис. 134). На фоне основной ткани могут выделяться реликты минералов, уцелевших от дробления, которые имеют обычно линзовидную форму с об­тертыми, сглаженными углами и чаще всего представлены поле­выми шпатами.

Реликтовые структуры

Реликтовые структуры характерны для пород, не претерпев­ших глубоких изменений, имеющих наряду с элементами новой структуры остатки структуры первоначальной породы

Для обозначения реликтовых структур употребляются терми­
ны, которые составляются из названия структуры исходной породы
и приставки «бласто» или «кла-
сто». Приставка «бласто» гово­
рит о наличии процессов пере­
кристаллизации, приведших
лишь к частичному видоизме­
нению структуры породы. На­
пример бластогранитовая струк­
тура — порода перекристаллизо­
вана, но можно установить ее
первичную гранитовую структу­
ру; бластоофитовая — первич­
ная структура породы офитовая;
бластопсаммитовая — первичная
структура породы псаммитовая
и т. д.

Рис 135 Бластогранитовая структу­ра (пл — плагиоклаз, кпш — кали­евый полевой шпат, кв — кварц, би — биотит, м — магнетит) (по Ю Ир. Половинкииой и др, 194»).

На рис 135 показан частич­но перекристаллизованный гра­нит. В правой части рисунка ви­ден участок породы, слабо за­тронутый бластезом и поэтому сохранивший отчетливые релик­ты гранитовой структуры. В ле­вой части рисунка видим породу, интенсивно перекристаллизован­ную, структура которой стала более или менее равномернозерни-стой, гранобластовой.

Приставка «кластоъ указывает на то, что порода частично раз­дроблена. Так, если структура породы кластопорфировая, то это значит, что первичная порода имела порфировую структуру; кла-стопсаммитовая характеризует катаклазированные песчаники; кластогранитовая образуется при дроблении гранита и т. д.

ТЕКСТУРЫ

Для метаморфических пород текстурный признак особенно ва­жен, так как он наиболее отчетливо отражает условия, при кото­рых происходило их преобразование. Этот признак существен также и при оценке физико-механических свойств пород, так как тип сланцеватых текстур и пространственное положение плоско­стей сланцеватости необходимо учитывать при всех инженерно-геологических и гидрогеологических выводах. Ниже приведена

характеристика наибо­лее распространенных текстур метаморфиче­ских пород.

Рис. 136. Типы сланцеватых текстур (Н. А. Ели­сеев, 1959).

Массивная текстура характеризуется полной однородностью любого участка породы и поэто­му изотропностью ее фи­зико-механических свойств. Такая текстура возникает в резуль­тате перекристаллизации однородного материала при отсутствии направленного давления. Благоприятными условиями для разви­тия массивных текстур являются глубинные зоны земной коры и экзоконтактовые ореолы интрузивных массивов.

Пятнистая текстура определяется неравномерным, кучным рас­пределением минералов и возникает или при контактово-термаль-ном 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 (перераспределения минералов при перекристаллизации). Сланцеватые текстуры характеризуют обширную группу реги­онально метаморфизованных пород, формировавшихся при нали­чии направленного давления.

В зависимости от ориентировки минеральных зерен среди слан­цеватых текстур выделяются несколько разновидностей.

Параллельно-сланцеватая текстура определяется расположе­нием пластинчатых или чешуйчатых минералов по параллельным плоскостям. Характерна для сланцев и гнейсов (рис. 136, а).

Волнистая сланцеватость отличается наличием не плоских, а волнистых плоскостей сланцеватости, возникающих обычно в силь­но деформированных сланцах низкотемпературных ступеней ме­таморфизма (рис. 136,6).

Линейная текстура свойственна породам, в составе которых имеются удлиненные игольчатые минералы (роговая обманка, ак-тинолит, силлиманит, дистен и др.), ориентированные взаимно па­раллельно (рис. 136, в).

Очковая, или линзовидная, текстура характеризуется наличием крупных линзовидных зерен или агрегатов зерен кварца, или поле­вого шпата, так называемых «очков», которые выделяются на фоне сланцеватой основной ткани породы. Такая текстура свойственна некоторым гнейсам (рис. 136,г).

Глава V КЛАССИФИКАЦИЯ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ГОРНЫХ 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 (Ломоносов, Геттон, Ляйель, Иностранцев и др.). Позднее основное внимание было сосредоточено на классификации наиболее распространен­ных и генетически неясных регионально мстаморфизованных пород. К. Ван-Хайз (1898, 1904), Ф. Бекке (1903, 1921), У. Грубенман (1904, 1910), П. Ниггли (1913) предложили их классификацию на основе гипотезы о «глубинных зонах метаморфизма». Согласно этой гипотезе интенсивность регионального метаморфизма рассма­тривалась в качестве функции температуры и давления, тогда как последние в свою очередь ставились в прямую зависимость от глу­бины залегания пород. Были намечены устойчивые в определенных термодинамических условиях ассоциации минералов, послужив­шие основой для выделения трех зон регионального метаморфизма: верхней (эпизоны), средней (мезозоны) и нижней (катазоны).

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

Для средней зоны предполагались более высокие температура и гидростатическое давление и очень сильный стресс. Типичные минералы этой зоны: биотит, мусковит, роговая обманка, дистен, ставролит, альмандин. Характеризовали зону кристаллические сланцы, кварциты, мраморы, гнейсы.

Нижняя зона отличалась наиболее высокими температурой и гидростатическим давлением и относительно слабым направленным давлением. В качестве типичных минералов назывались силлима­нит, корунд, анортит, ромбический пироксен, волластонит, омфа-цит, пироп. К породам нижней зоны относились кристаллические сланцы, роговики, мраморы, кварциты, гранулиты, гнейсы, экло-гиты.

Классификация регионально метаморфизованных пород полу­чила дальнейшее развитие в работах Г. Барроу (1912) и К. Тил­ли (1921, 1925), выделивших на основании изучения весьма чувст­вительных к изменению температурных условий глинистых пород хлоритовую, биотитовую, гранатовую, ставролитовую, кианитовую и снллиманитовую зоны метаморфизма. Основанием для разделе­ния являлись минералы-индексы, первое появление которых опре­деляло границу между двумя соседними зонами.

Развитие физико-химического направления в петрографии по­зволило рассматривать процессы метаморфизма как серию слож­ных реакций, ведущих к минеральному равновесию. На этой осно­ве В. Гольдшмидт (1911) предложил классификацию пород кон­тактового метаморфизма, детально изученных им в одном из рай­онов Норвегии. В. Гольдшмидт выделил 10 классов роговиков, включающих почти все возможные минеральные парагенезисы для этого типа метаморфических пород. Изучение контактовых орео­лов в других районах мира подтвердило общее значение выявлен­ных закономерностей.

Дальнейшее развитие учения о физико-химических равновеси­ях минералов привело к появлению представлений о метаморфиче­ских фациях. Это направление оказалось весьма прогрессивным и легло в основу современной классификации метаморфических пород.

Принцип метаморфических фаций был предложен финским ученым П. Эскола (1915, 1920), сформулировавшим его следую­щим образом: «В любой фации метаморфизма, породы которой на­ходятся в химическом равновесии и достигли одинаковых условий температуры и давления, минеральный состав каждой из этих по­род определяется только общим химическим составом». Отсюда следует, что минеральный состав метаморфических пород является функцией их химического состава и физических условий метамор­физма. При разных термодинамических условиях из пород одного и того же химического состава образуются породы, характери­зующиеся разными минеральными ассоциациями.

В качестве иллюстрации принципа фаций ниже приведен при­мер, заимствованный из книги Г. Винклера (1969). Для породы, первичный химический состав которой выражается соотношением Si0₂: CaO:MgO= 1: 1: 1, в условиях низкотемпературной (аль-бит-эпидот-роговиковой) фации типичной парагенетической ассо­циацией является кальцит — тремолит — доломит. Если соотноше­ние тех же компонентов изменится 1:0: 1, то парагенетической ас­социацией для той же фации будет магнезит — тальк.

При метаморфизме, соответствующем более высокотемператур­ной фации (роговообманково-роговиковой), для пород с отноше­нием Si0₂: CaO: MgO= 1:1:1 парагенезис кальцит — тремолит — доломит заместится парагенезисом кальцит — диопсид — форсте­рит, при соотношении тех же компонентов 1:0:1 указанный выше парагенезис заместится парагенезисом форстерит — тальк. Таким

образом, в условиях различных фаций из пород одинакового хи­мического состава образуются породы различного минерального состава. Изменение минерального состава метаморфизуемой поро­ды при переходе из одной фации метаморфизма в другую — резуль­тат приспособления ее к новым термодинамическим условиям, где образовавшаяся ассоциация минералов будет устойчива.

В качестве основания для выделения фаций П. Эскола приняв наличие «критических» минералов, т. е. минералов, устойчивых; только в условиях температур и давлений, характерных для дан­ной фации с учетом соответствующей геологической обстановки,. примерно характеризующей термодинамические условия метамор­физма (соответствующие экспериментальные данные в то время отсутствовали). В первоначальной схеме П. Эскола были выделены-пять фаций: санидиновая, роговиковая, амфиболитовая, зеленых сланцев и эклогитовая. Названия фациям давались по наличию. критических минералов, характеризующих фацию.

Для графического изображения комплекса минералов, встре­чающихся в пределах данной фации, П. Эскола использовал пара-генетические диаграммы, имеющие вид равностороннего треуголь­ника и отражающие зависимость между химическим и минераль­ным составом пород. Для построения диаграмм данные химиче­ских анализов, выраженные в весовых процентах, пересчитывались. на молекулярные количества (делением весовых процентов на мо­лекулярные веса) и затем объединялись в три группы: ACF, где-4=A1₂0₃+Fe₂0₃— (Na₂0 + K₂0); С = СаО; F =MgO + MnO + FeO. Значения ACF пересчитывались на 100% и помещались в верши­нах треугольника. На ребрах треугольника и внутри его наноси­лись точки, соответствующие составам минералов, которые встре­чались в данных породах и образовались в одинаковых условия"-температур и давлений. Точки соединялись линиями, образующ ми малые треугольники.

Такого типа парагенетическая диаграмма для контактных ро­говиков, выделенных В. Гольдшмидтом, изображена на рис. 137. Цифры на диаграмме соответствуют порядковому номеру класса роговиков, положение цифр указывает, какие минеральные ассо­циации возможны для данного класса. В парагенетическую ассо­циацию включаются только рядомстоящие минералы. Например^,. для класса 1 характерна ассоциация андалузит — кордиерит; для класса 2 — ассоциация андалузит — кордиерит — анортит и т. д. В то же время из диаграммы видно, что андалузит — диопсид, андалузит — гроссуляр, кордиерит — диопсид и ряд других — «за­прещенные» парагенезисы.

Гибкость и удобство классификаций, основанных на принципе-метаморфических фаций, нашли наглядное отражение в ряде клас­сификационных схем, появившихся за последние годы (Тернер, Ферхуген, 1961; Винклер, 1969; Добрецов, Соболев и др., 1970). В каждой из последующих схем учитывались новые геологические и экспериментальные данные, уточнялись границы фаций и ассо-

307-

Айбалузип* (силлиманит)

Анортит

Ковсие?ит

Гроссуляр Везувиан

Диопсид

Волластонит

Гипкостен

Рис. 137. Диаграмма парагенезисов контактовых роговиков (по В. Гольдшмидту).

900 800 700 600 £00 ЬОО 500 200

\⁺^⁺Л^<л^^г'~~-У^^г< ххх^хххх

■₊⁺ y^-'(S^~-~jCy^K ххх x(Cj) X X X X х - х

—' ' i-кварц о

\**&\ ч

[Z3* GE>

» о о о

.1 i

1 ' ■

■ ■

в

■ ■I!

8 10 12 /1 Р,тьсс.атн

 

Рис. 138. Схема фаций контактового и регионального мета­морфизма (по Н. Л. Добрецову и В. С. Соболеву, 1970, упрощенная):

/ — границы фаций; 2 — границы, для которых недостаточно экспери­ментальных данных, 3—вероятная граница поля метаморфизма; 4 — липни плавления базальта и гранита; 5 — поля отдельных фапий

циацни критических и запрещенных минералов и, соответственно, выделялись новые фацни или субфации. Особенно существенные изменения вносились в серии фаций, характерзующих региональ­ный метаморфизм, отличающийся наибольшим разнообразием дей­ствующих факторов.

В данном руководстве принята схема фаций, предложенная Н. Л. Добрецовым и В. С. Соболевым (рис. 138). Принципиальной особенностью этой схемы является разделение всех фаций по величине давления на три группы: А —фации низких давлений, примерно соответствующие контактовому метаморфизму; В — фа­ции средних давлений, соответствующие «обычному» региональ­ному метаморфизму; С — фации высоких давлений, соответствую­щие метаморфизму зон высоких давлений в земной коре. Внутри каждой группы выделены дополнительные фации по температуре: Л_а, А_и А₂, А_г; В\, В₂, В₃, В₄; С_и С₂, С г, С₄. Границами фаций слу­жат линии минеральных равновесий, ограничивающие термодина­мические поля устойчивости важнейших минералов и ассоциаций, названия которых написаны с той стороны линии, где они устой­чивы. При выделении фаций учитывались и критические и запре­щенные минералы. Таким образом, породы, образовавшиеся в пре­делах данного РТ-поля, относятся к одной определенной фации.

{Фации контактового метаморфизма

Для группы А фаций контактового метаморфизма характерны следующие условия: давление от 1 до 1 тыс. атм; температура от 700° С, чаще от 1000 до 1100° С, в особых случаях до 1200° С.

Мусковит-роговиковая фация — А₃. Температура менее 550— 600° С. Давление от первых сотен атмосфер до 2 тыс. атм.

Амфибол-роговиковая фация — А₂. Температура от 550°, чаще от 600 до 800°С. Давление от первых десятков и сотен атмосфер до 1—2 тыс. атм. Сверху поле фации ограничено линией устой­чивости альмандина, доломита и кальцита с кварцем.

Пироксен-роговиковая фация — А\. Температура от 700—800 до 900° С. Давление от первых сотен атмосфер до 3—4 тыс. атм. Сверху поле фации ограничено линией устойчивости силлиманита, волластопита с кальцитом, граната, биотита и др.

Спуррит-мервинитовая фация — -А₀. Температура 900—1200° С. Давление от 1 до 200—300 атм. Характерна для ксенолитов в вул­канических породах или в непосредственном контакте с интрузи­вами основного состава. Имеет крайне ограниченное распростра­нение.

Фации средних давлений, соответствующие „обычному" региональному метаморфизму

Для фаций группы В давления изменяются в широких преде­лах— от 3—5 атм до 10—15 тыс. агм; температурный интервал от 300—400 до 900—1000° С.

Таблица 25 Схема классификации метаморфических горных пород

 

 

 

 

 

 

	Геологическая обстановка	Типы метаморфизма	Метаморфические фации	Исходные породы
Масштаб проявле­ния процесса	глинистые и кварц-полево­шпатовые (метапелиты)	карбонатные	основные и средние магматические, туфо- гениые, граувакки, мергели (метабазиты)
Локаль­ный	Зоны текто­нических нарушений	Катакласти-ческий		Тектонические брекчии Катаклазиты Милоннты Ульт рамилоннты Порфироиды	Тектонические брекчии Катаклазиты Милониты Ультрамнлониты	Тектонические брекчии Катаклазиты Милониты Ульт рамилоннты Порфнритоиды
	Контакто­вые ореолы интрузивов	Контактово-термальный	Мусковит-рогов иковая	Пятнистые н узловатые сланцы	Кристалличес­кие известня­ки — мраморы I	Альбит-эпидот- актинолитовые породы
	Амфибол-роговиковая	Роговики	Мраморы Известково-сяликатные роговики (скарноиды)	Амфиболовые роговики
	Пироксен-роговиковая	Роговнкн	Мраморы Известково-силикатные роговики (скарноиды)	Плагиоклаз - пнро-ксеновые роговики

 

 

 

 

 

 

 

Регио-	Складчатые области	Региональ­ный	я X ш § X X X « а. о га е	Зеленых сланцев	Филлиты Кварцитовидные песчаники	Известковистые сланцы	Зеленые сланцы Серпентиниты
нальный	Эпидот-амфиболитовая	Кристаллические сланцы Кварцитовидные сланцы	Мраморы Силикатные мраморы	Амфиболиты
	Амфиболитовая	Парагнейсы Ортогиейсы Мигматиты	Мраморы Силикатные мраморы	Амфиболиты
	Гранулитовая	Гранулиты	Гранулиты
	Глубинные тектониче­ские зоны	•в s X ш ч в СО X X I в X е	Жадеит-лавсонит-глаукофановая	Сланцы
	Глаукофаи-альманди-новая (дистен-мус-ковитовых сланцев)	Сланцы
	Дистеновых гнейсов и амфиболитов	Дистеновые гиейсы
	Эклогитовая			Эклогиты
Локаль­ный	Контакто­вые ореолы интрузивов Зоны трещинова- тости и -циркуляции растворов	Метасома-тический			Адинолы Грейзены Вторичные кварциты	Скарны	Пропилиты Серпентиниты Листвениты

Фация зеленых сланцев — В₄- Температура от 350—400 до 500— 550° С. Давление до 7—10 тыс. атм. Верхний предел фации ограничен устойчивостью хлорита с кварцем, исчезновением рого­вой обманки, альмандина, олигоклаза. Нижняя температурная граница фиксируется отсутствием каолина, диаспора, цеолитов.

Эпидог-амфиболитовая фация — В₃. Температура от 500 до 600—650° С. Давление до 7,5—10 тыс. атм. Нижняя температур­ная граница фации фиксируется сменой альмандина хлоритом с кварцем, сменой роговой обманки актинолитом с эпидотом и аль­битом и вытеснением ставролита хлоритом. Верхняя граница опре­деляется заменой мусковита и кварца иа силлиманит.

Амфиболитовая фация — В₂. Температура 650—800° С. Давле­ние примерно от 4 до 8 тыс. атм. Верхний температурный предел фации ограничивается равновесием ортопироксен—кварц, исчез­новением ромбических амфиболов и биотит-силлиманит^:калишпат-кварцевой ассоциации. В условиях амфиболитовой фации возмож­но анатектическое плавление пород с образованием гранитного расплава.

Гранулитовая фация — В_ь Температура от 750—800° до 900— 1000° С. Давление от 4—5 до 12—13 тыс. атм. Сверху по темпера­туре и давлению поле фации ограничено линией устойчивости альмандина и доломита и линией плавления базальта.

Фации В_и В₂, В₃ отграничены от фаций С_ь С₂, С$ линией устойчивости дистена.