Фации 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 гидроксилсодержащих 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 филлиты, 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 трещиноватости (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.
У льтраосновные существенно оливиновые породы при условии притока водных растворов серпентинизируются, превращаясь в серпентиниты (змеевики), породы плотные, желтовато-зеленоватые, сланцеватые или массивные.

Эпидот-амфиболитовая фация регионального метаморфизма

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-стовой, 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 грубосланцеватая, линейная.

Амфиболитовая фация

Для минерального состава пород амфиболитовой фации характерно появление натриево-калиевых полевых шпатов. Широко распространены 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; плойчатые 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 Н20. 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 темноокрашенные. Светлые гранулиты образуются за счет кварц-полевошпа-товых пород и внешне несколько похожи на граниты. Структурнотекстурной 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 мйнералы, индикаторы высоких давлений; например, вместо андалузита и силлиманита — дистен, глаукофан, омфацит и ряд других. Обмечается 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 омфацита, 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 Рн2о 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.