2.5 Понятие о фациях метаморфизма

Изучение химических реакций между метаморфическими минералами позволяет установить границы их существования в рамках определенных термодинамических параметров, в первую очередь, в условиях температуры и давления, т.е. РТ-пространства. Градуировка термодинамических границ между фациями в значительной мере базируется на анализе геологических и экспериментальных данных об областях устойчивости отдельных минералов и их ассоциаций (рис.2.11 – 2.20). На рис.2.21 приводится общая схема такой градуировки для метаморфических пород, образовавшихся из первичных глинистых и основных магматических горных пород.

Рис.2.21 Сводная система минеральных равновесий метаморфических метапелитовых и метабазитовых горных пород (по А.А. Маракушеву)

Современная классификация метаморфических пород основана на учении о метаморфических фациях. Метаморфическая фация – область термодинамической устойчивости минералов и их парагенезисов по отношению к температуре, давлению, летучим компонентам. В геологическом смысле под метаморфической фацией понимается совокупность метаморфических пород, т.е. парагенезисов метаморфических минералов разного химического состава, которые сформировались в одинаковых условиях температуры, давления и летучих компонентов. Например, гнейс и амфиболит образуются в условиях одной метаморфической фации. Химический состав и минеральный состав конкретной метаморфической породы, входящей в состав фации, зависит от состава первичной породы.

Метаморфические породы сходного химического состава в зависимости от разных физико-химических условий образования будут иметь различный характер минеральных ассоциаций и будут принадлежать различным метаморфическим фациям. Например, возникающие из базальтов зеленые сланцы, амфиболиты и эклогиты образуются в разных диапазонах условий и, следовательно, принадлежат к разным метаморфическим фациям.

3. Типы метаморфизма

3.1 Локальные типы изохимического

метаморфизма

3.1.1 Контактовый метаморфизм

Контактовый (термический) метаморфизм – это процесс перекристаллизации первичных горных пород без существенного привноса и выноса компонентов. Этот тип метаморфизма имеет место во вмещающих породах на контактах с интрузиями под влиянием теплового поля, возникающего вокруг интрузии в результате разности температур магмы и вмещающих пород. Температура и тепло ( ) являются главными факторами контактового метаморфизма.

Общее количество тепла, выделяемого магмой, складывается из тепла докристаллизационного периода ( тепла перегрева магмы), тепла кристаллизации и послекристаллизационного тепла остывания затвердевшего магматического тела.

Роль летучих компонентов незначительна. Тепловой режим магмы, вызывающий перекристаллизацию, определяется температурой внедрившегося расплава, его удельной теплоёмкостью, зависящей от состава расплава, размерами интрузивной массы, температурой и теплопроводностью вмещающих пород. Высокие температуры при контактовом метаморфизме сохраняются в течение периодов остывания магматических тел от десятков и сотен тысяч лет до нескольких миллионов лет.

Процессы контактово-термального метаморфизма имеют место на глубинах 3-4 км. Глубже вмещающие породы достаточно прогреты, и магматическое тепло уже не оказывает на них сильного воздействия. Термический метаморфизм в контактовых зонах магматических тел обычно проявляется в зонах шириной от долей до сотен метров. На геологических картах ореолы контактовых пород обозначаются красным крапом. По мере удаления от контакта, температура во вмещающих породах постепенно падает, и поэтому контактовые ореолы обычно обнаруживают зональное строение.

Рис. 3.1 Схематическая геологическая карта и разрез гранитного массива Скиддо и его контактово-метаморфического ореола.

1 - гранит Скиддо; 2 – комплекс Каррок-Фелл (преимущественно габбро); 3 – вулканическая серия Боррудейл; 4 – неметаморфизованные, аспидные сланцы Скиддо; 5-7 – метаморфические зоны в сланцах Скиддо: 5 – внешняя зона аспидных сланцев, 6 – зона андалузитовых сланцев, 7 – зона роговиков.

Например, зональный контактовый ореол интрузивного массива Скиддо в Англии, площадью 10х6 км имеет следующий вид (рис. 3.1). Неметаморфизованные вмещающие породы внешней зоны представлены аспидными глинистыми сланцами, промежуточная зона – андалузитовыми сланцами, внутренняя – примыкающая к гранитам Скиддо – роговиками.

Из всех групп первичных пород, подвергающихся контактовому метаморфизму, глинистые породы особенно чувствительны к термальному воздействию. Подобно контактовому ореолу гранитов Скиддо, во вмещающих глинистых породах по мере приближения к контакту с магматическим телом образуются зоны пятнистых сланцев, узловатых сланцев и роговиков. В зоне узловатых сланцев появляются небольшие узелки (1-3 мм), сложенные кордиеритом и андалузитом, биотитом, мусковитом и кварцем. Роговики существенно состоят из кордиерита, андалузита, биотита, мусковита и кварца.

В зависимости от воздействия, в первую очередь, температурных условий, В.С. Соболевым и Н.Л. Добрецовым были предложены четыре фации контактового метаморфизма (табл. 3.1)

Таблица 3.1

Фации контактового метаморфизма

Фация		Р, МПа	Примеры горных пород
Мусковит-роговиковая	350-500	100-200	Пятнистые сланцы
Амфибол-роговиковая	500-850	100-300	Роговообманково-плагиоклазовые роговики
Пироксен-роговиковая	750-1100	100-200	Пироксеновые роговики
Санидинитовая	900-1200	<100	Бухиты

Классификация контактово-метаморфических пород, основанная на представлениях о фациях контактового метаморфизма, приведена в таблице 3.2.

Таблица 3.2

Классификация контактово-метаморфических пород

Главные типы первичных пород Фации контактового метаморфизма	Глинистые, кислые эффузивные горные породы и их пирокластика, аркозовые песчаники	Карбонатные породы	Основные и средние эффузивные породы, мергели	Кварцевые песчаники, кремнистые породы
Мусковит-роговиковая	Пятнистые сланцы	Мраморизованные известняки и доломиты	Альбит-эпидотовые роговики	Кварцитовидные песчаники
Амфибол-роговиковая	Узловатые сланцы, андалузитовые роговики	Роговообманково-гранат-плагиоклазовые мраморы	Роговообманково- плагиоклазовые роговики	Кварциты, слюдистые кварциты
Пироксен-роговиковая	Кварц-полевошпатовые роговики	Диопсидовые, волластонитовые мраморы	Пироксен-плагиоклазовые роговики	Кварциты, полевошпатовые кварциты
Санидинитовая		Волластонитовые, форстеритовые мраморы

Главные породы контактового метаморфизма

Пятнистые и узловатые сланцы образуются из глинистых пород.

Пятнистые сланцы – это слабо метаморфизованные тонкозернистые породы тёмно-серого цвета с пятнистой текстурой. В пятнах наблюдаются образования кордиерита и андалузита. Основная масса породы представлена серицитом, биотитом, хлоритом, хлоритоидом, присутствуют альбит, кварц, антрацит, полуантрацит.

Узловатые сланцы - со сланцеватой текстурой, состоящие из слюд (мусковита, биотита), альбита, кварца; содержат небольшие узелки (1-3 мм) – порфиробласты кордиерита и андалузита. Андалузит нередко с периферии замещается неполными и полными псевдоморфозами слюды, в первую очередь, мусковита.

Роговики - исключительно плотные, вязкие породы с раковистым изломом. На местности выделяются положительными формами рельефа. Обычно характеризуются массивной или пятнистой текстурой, хотя часто образуются за счёт первичных пород со слоистой или сланцеватой текстурой. Структура: роговиковая (микрогранобластовая), изометрически-зернистая или гранобластовая, иногда полигональная или мозаичная (рис.3.2).

По составу роговики крайне разнообразны. В.М. Гольдшмидт выделил десять классов роговиков (рис. 3.3). В первом приближении их можно подразделить на кислые и основные.

Первые образуются из глинистых пород, кварцево-полевошпатовых песчаников

или кислых эффузивных пород, главными минералами в них являются кварц, полевые шпаты (калий-натровый полевой шпат, плагиоклаз), мусковит, биотит, их называют кварцево-слюдяными или кварцево-полевошпатовыми. В них могут присутствовать андалузит и кордиерит, или они почти целиком состоят из этих минералов. Вторые возникают за счёт основных и средних эффузивных пород
или мергелей.	Рис.3.2 Пироксено-плагиоклазовый роговик

Они имеют роговообманково-плагиоклазовый или пироксен-плагиоклазовый состав. Главные минералы – основной или средний плагиоклаз, моноклинный пироксен, гиперстен, роговая обманка, биотит. Также в роговиках могут встречаться гранаты. Состав основных роговиков похож на состав норитов или габбро.

Рис. 3.3 Классификация роговиков по В.М. Гольдшмидту, классы:. 1 – андалузит-кордиеритовый; 2 – андалузит-кордиерит-анортитовый; 3 - анортит-кордиеритовый; 4 –анортит-кордиерит-гиперстеновый; 5 – анортит-гиперстеновый; 6 – анортит-диопсид-гиперстеновый; 7 – анортит-диопсидовый; 8 – анортит-гранат-диопсидовый; 9 – гранат-диопсидовый; 10 – волластонитовый.

Контактовые мраморы образуются из известняков, доломитов и доломитизированных известняков. Могут быть кальцитовыми и доломитовыми. Их структура – гранобластовая, мозаичная или зубчатая (рис.3.4). Текстура – массивная, полосчатая. При образовании кальцитовых мраморов происходит простая перекристаллизация первичных пород. При образовании доломитовых мраморов также имеет место простая перекристаллизация, если система закрытая. Если система открытая, то происходит процесс дедоломитизации и выделяется , а доломиты и доломитизированные известняки переходят в периклазовые, бруситовые мраморы (рис.2.18) и мраморы с силикатными минералами. Периклаз-бруситовый мрамор называется предаццитом или пенкатитом, в зависимости от того, какой минерал в мраморе преобладает. Если брусита меньше, чем периклаза, то порода называется предаццитом, если брусит и периклаз находятся в равных пропорциях, то – пенкатитом.

периклаз

брусит

Если в первичной карбонатной породе была примесь , то возникает форстеритовый (рис.3.5) диопсидовый или волластонитовый мрамор. В результате серпентинизации оливина форстеритовый мрамор превращается в офикальцитовый мрамор.

форстерит

Рис. 3.4 Кальцитовый мрамор, Каррара, Лигурия	Рис. 3.5 Форстеритовый мрамор, кристаллы форстерита включены в кальцитовой массе

Диопсидовый мрамор (рис.2.18)

диопсид

Волластонитовый мрамор (рис.2.19)

волластонит

Если в первичной карбонатной породе была примесь , то в мраморе могут образовываться шпинель, герцинит .

шпинель

Если в первичных породах была примесь и , то в мраморе возникают такие силикаты, как гроссуляр (кальциевый гранат), тальк, тремолит, актинолит, альбит, средний и основной плагиоклазы (андезин и лабрадор), везувиан, флогопит, эпидот, хондродит, гумит.

каолинит анортит

каолинит гроссуляр

Высококачественные сорта белого контактового мрамора используются в скульптуре (каррарский мрамор, Италия; месторождения мрамора Греции).

Кварциты образуются при контактовом метаморфизме за счёт кварцевых песчаников, кварцевых алевролитов и других пород (рис.3.6). Для них характерна бластопсаммитовая, гранобластовая или зубчатая структуры. Текстура массивная или полосчатая. По составу кварциты на 90% состоят из кварца.

	Другие минералы: слюды, турмалин, гранат, силлиманит. Метаморфические минералы возникают за счёт глинистого цемента. Индикаторами низко- и среднетемпературного контактового метаморфизма в кварцитах служат слюды (мусковит, биотит). Андалузит и кордиерит указывают на более высокотемпературные фации этого метаморфизма.
Рис.3.6 Кварцит с мусковитом и биотитом

Наждаки - породы, состоящие из корунда, шпинели (герцинита). Возникают при контактово-термальном метаморфизме из очень богатых Al и Fe первичных горных пород (бокситов, глинистых сланцев).