Породы регионального метаморфизма

Для регионально метаморфизованных пород, как уже было ска­зано, выделяются две группы фаций — фации средних давлений и фации высоких давлений; роль каждой из этих групп в строении земной коры различна.

Фации средних давлений

Среди регионально метаморфизованных пород группа фаций средних давлений получила наиболее широкое развитие. Как отме­чалось, она включает породы, характеризующие «обычный» регио­нальный метаморфизм, и разделяется на четыре фации: зеленых

сланцев, эпидот-амфиболитовую, амфиболитовую и гранулитовую. Ниже дается описание пород, образующихся в каждой из указан­ных фаций.

Фация зеленых сланцев

Фация зеленых сланцев смыкается с областью эпигенеза, пред­ставляя собой наиболее низкотемпературную ступень регионально­го метаморфизма. Широкое распространение гидроксилсодержа-щих минералов зеленого цвета: хлорита, актинолита, серпентина, эпидота, — определило название фации. Запрещенными минерала­ми являются: силлиманит, андалузит, альмандин и ставролит сов­местно с кордиеритом. Породы фации зеленых сланцев получили наиболее широкое распространение среди продуктов региональ­ного метаморфизма.

Глинистые породы в фации зеленых сланцев преобразуются в филлито1, породы, состоящие из зерен кварца, серицита, хлорита, альбита, чешуек биотита. Макроскопически это темные, зеленова­то-серые породы, с характерным шелковистым блеском за счет мельчайших чешуек серицита, развивающихся на плоскостях слан­цеватости, что способствует появлению параллельной трещинова-тости (кливажа), весьма характерной для этого типа пород.

Кварцевые песчаники в условиях зеленосланцевой фации пре­образуются в кварцитовидные песчаники. При наличии кремнисто­го цемента происходит разрастание зерен кварца, вокруг которых появляются пылевидные частицы, позволяющие определить пер­вичную форму зерен и назвать структуру бластопсаммитовой. При наличии в песчаниках глинистого цемента последний преобра­зуется в хлорит, биотит, серицит — минералы, характерные для филлитов.

Карбонатные породы в зеленосланцевой фации превращаются в известковистые сланцы с устойчивой ассоциацией минералов: хлорит — кальцит — кварц или доломит — кварц. Наличие в пер­вичной породе примесей глинистого, железистого, магнезиального материала приводит к образованию хлоритовых, тремолитовых, тальковых, известковистых сланцев. Структура пород гранобласто-вая или лепидобластовая. Реликтовые структуры слабо проявле­ны. Сланцеватость известковых сланцев определяется субпарал­лельным расположением изогнутых, линзовидных зерен кальцита или доломита, а при наличии слюды, ее субпараллельной ориенти­ровкой.

Основные и средние магматические породы и их туфы превра­щаются в зеленые сланцы альбит-эпидот-хлоритового состава. Преобразования, заключающиеся в псевдоморфном замещении плагиоклаза первичных пород альбитом, а цветных минералов — хлоритом, актинолитом, кальцитом, называются зеленокаменными превращениями. Для пород такого типа характерно наличие ре­ликтовых структур.

Ультраосновные существенно оливиновые породы при условии притока водных растворов серпентинизируются, превращаясь в серпентиниты (змеевики), породы плотные, желтовато-зеленова­тые, сланцеватые или массивные.

Эпидот-амфиболитовая фация

Эпидот-амфиболитовая фация тесно связана пространственно с фацией зеленых сланцев, также формируется в условиях склад­чатости и имеет такое же широкое распространение в земной коре. Эпидот-амфиболитовая фация представляет собой более высоко­температурную стадию прогрессивного регионального метаморфиз­ма и поэтому характеризуется заменой низкотемпературных мине­ралов более высокотемпературными — роговой обманкой, биоти­том, эпидотом в ассоциации с олигоклазом и безводными силика­тами: андалузитом, силлиманитом, ставролитом. Запрещенными минералами здесь являются хлорит и волластонит.

Глинистые породы в условиях эпидот-амфиболитовой фации превращаются в силлиманит (андалузит)-мусковитовые или став-ролит-силлиманитовые кристаллические сланцы, более крупнозер­нистые, чем филлиты, лучше раскристаллизованные, полностью ут­ратившие реликты первичной структуры и текстуры. Эти сланцы имеют цвет от темно-серого до светло-серого, структуру гомеобла-стовую мелко-среднезернистую иногда с порфиробластами кристал­лов андалузита, ставролита, граната и др. Силлиманит, как пра­вило, представлен волокнистой разностью — фибролитом. Гранат по составу отвечает альмандину и образует характерные краснова­то-бурые округлые кристаллы. Ставролит образует типичные кре­стообразные двойники, рельефно выступающие на поверхностях сланцеватости. Расположение чешуек биотита в параллельных пло­скостях подчеркивает сланцеватую текстуру. Основная ткань поро­ды состоит из зерен кварца, биотита и мусковита. Последние мо­гут находиться как вместе, так и отдельно друг от друга. Струк­тура породы обычно лепидобластовая, гранобластовая, порфиро-бластовая. Порфиробласты нередко переполнены включениями кварца.

Кварцевые песчаники превращаются в кварцитовидные сланцы, состоящие из бластических зерен кварца. Кварц-полевошпатовые породы (граниты, аркозовые песчаники), превращаются в слюдя­ные сланцы кварц-мусковит-полевошпатового состава с гранобла-стовон, гомеобластовой структурой.

Из карбонатных пород образуются мраморы и силикатные мраморы, последние с типичной ассоциацией: кальцит — диопсид — тремолит или кальцит — диопсид — гроссуляр — кварц.

Породы ультраосновного и основного состава превращаются в амфиболиты — породы, существенно состоящие из роговой обман­ки и плагиоклаза с небольшим количеством эпидота, магнетита,

сфена. Структура амфиболитов мелко- или среднезернистая. гра-нобластовая, часто нематобластовая. Текстура массивная или гру-босланцеватая, линейная.

Амфиболитовая фация

Для минерального состава пород амфиболитовой фации харак­
терно появление натриево-калиевых полевых шпатов. Широко рас­
пространены кордиерит, ставролит, биотит и роговая обманка.
Критическими ассоциациями являются: биотит — силлиманит — ка-
лишпат — кварц, гранат — шпинель — ставролит — силлиманит.

К запрещенным относятся: хлоритоид, ставролит совместно с кварцем, эпидот с кислыми плагиоклазами, доломит с кварцем.

В условиях амфиболитовой фации при высоком содержании воды в породе наступает частичное ее расплавление—анатексис с образованием гранитного расплава, что приводит к образованию мигматитов.

В амфиболитовой фации из метапелитовых пород образуются биотит-силлиманитовые парагнейсы, часто с порфиробластами гра­ната, ставролита. Основная ткань породы содержит кварц, поле­вой шпат и большое количество биотита. Наличие в составе гней­сов высокоглиноземистых минералов — силлиманита, андалузита, ставролита, резко повышенное содержание биотита (с учетом гео­логических условий залегания пород)—позволяют достаточно на­дежно относить их к парапородам. Ортогнейсы образуются из ин­трузивных пород кислого состава.

Мигматиты — сложные породы, среди которых в зависимости от степени переработки субстрата и характера текстурного рисун­ка, выделяют ряд разновидностей: послойные мигматиты с парал­лельным расположением чередующихся полос субстрата и гранит­ного материала; линзовые мигматиты, где гранитный материал имеет форму линз; ветвистые мигматиты, гранитный материал ко­торых образует ветвящиеся тонкие жилки; сетчатые мигматиты — гранитный материал распределяется в виде сложной сетки; агма-титы — породы с брекчиевидной текстурой; плоичатые мигматиты отличаются тем, что породы субстрата и гранитный материал со­браны в мелкие складки; небулиты — породы, в которых различие между субстратом и гранитным материалом выражено очень сла­бо вследствие почти полной ассимиляции вмещающих пород. Иног­да небулиты обладают очковой текстурой с очками — порфиробла­стами ортоклаза или микроклина, возникающими в результате ме-тасоматической фельдшпатизации пород.

Карбонатные породы преобразуются в мраморы и силикатные мраморы; существенными их компонентами являются: крупнозер­нистый кальцит, округлые зерна диопсида, иногда минералы из группы граната или эпидота совместно с основными плагио­клазами. Структура пород гранобластовая. Текстура обычно массивная.

При метаморфизме метабазитов образуются амфиболиты — по­роды, состоящие главным образом из темно-зеленой роговой об­манки и андезина. Макроскопически сланцеватость пород выраже­на обычно неясно, но под микроскопом наблюдается отчетливая субпараллельная ориентировка призматических кристаллов рого­вой обманки.

Гранулитовая фация

Породы гранулитовой фации наиболее интенсивно метаморфи-зованы и поэтому почти полностью лишены НгО. 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, гиперстен — гранат — кор-диерит — ортоклаз и др.). Гранат отличается высоким содержани­ем пиропового компонента. Запрещенными являются, кроме всех гидроксилсодержащих минералов, ставролит, андалузит и ряд не­которых ассоциаций, например кварц—калишпат — кислый пла­гиоклаз, форстерит — анортит и ряд других.

Гранулиты — породы мелкозернистые, светло- или темноокра-шенные. Светлые гранулиты образуются за счет кварц-полевошпа­товых пород и внешне несколько похожи на граниты. Структурно-текстурной особенностью их является наличие выделений кварца дискообразной формы, чередующегося с гранобластовыми обособ­лениями зерен кварца, полевого шпата, гиперстена, граната Тем­ные гранулиты состоят из плагиоклаза и гиперстена с альмандином и образуются при метаморфизме основных пород или мергелистых осадков. Структура гранулитов типично гранобластовая. Текстура иногда массивная, но чаще линзовидная или полосчатая за счет обособления цветных минералов от бесцветных, что свидетельству­ет о формировании породы в условиях дифференциальных дви­жений.

Фации высоких давлений

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

Жадеит-лавсонит-глаукофановая фация является наиболее низ­котемпературной, в этом отношении сопоставимой с зелено-слан­цевой фацией. Характеризуется развитием различных сланцев, в которых может присутствовать глаукофан, лавсонит и жадеитовый пироксен в ассоциации с кварцем.

Глаукофан-альмандиновая фация (фация дистен-мусковитовых сланцев) и фация дистеновых гнейсов и амфиболитов соответст­вуют примерно интервалам температур эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций средних давлений, поэтому при наличии ря-

да минералов, свойственных указанным фациям, проявляются но­вые минералы, индикаторы высоких давлений; например, вместо андалузита и силлиманита — дистен, глаукофан, омфацит и ряд других. Отмечается полное отсутствие парагенезисов с кордие-ритом.

Наиболее обычными породами этих фаций являются, соответ­ственно, относительно низкотемпературные дистен-мусковитовые сланцы без калишпата и более высокотемпературные дистеновые гнейсы с кварцем и полевыми шпатами.

Эклогитовая фация включает весьма своеобразные породы, на­зываемые эклогитами, по химическому составу близкими к поро­дам габбро-базальтовой группы. Критической ассоциацией минера­лов для типичных эклогитов являются: 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 эклогиты лег­ко амфиболизируются.

Эклогиты залегают в самых разнообразных геологических ус­ловиях, в виде изолированных тел среди регионально метаморфи-зованных пород различных фаций (гранулитовой, амфиболитовой, зеленосланцевой), в виде ксенолитов в кимберлитах, базальтах, ультраосновных породах. Генезис эклогитов неясен Высокий удель­ный вес пород, а также геологические и экспериментальные дан­ные свидетельствуют о высоком давлении при их образовании. Ф. Тернер и Дж. Ферхуген считают, что эклогиты должны форми­роваться при температуре около 700° С и давлении не менее 13 тыс. атм. Г. Винклер и ряд других исследователей полагают, что температуры могут быть значительно ниже, но необходимым усло­вием является почти полное отсутствие Рн,о и очень высокое об­щее давление. По мнению В. С. Соболева, эклогиты образуются в верхних частях мантии и попадают в литосферу в результате тек­тонических или магматических процессов.