Породы прогрессивного регионального метаморфизма

Прогрессивный региональный метаморфизм чаше всего проте­кает в интервале температур от 300-400 до 800-900 °С и в диапазо­не давлений от 200-300 до 1000 МПа. Возникающие в ходе этого процесса метаморфические породы весьма разнообразны; их состав и строение во многом зависят от состава и строения протолита. Рассмотрим, как меняются минеральные парагенезисы, текстуры и структуры в ходе прогрессивного метаморфизма глинистых осад­ков, магматических образований основного, ультраосновного и кис­лого составов, песчаников и карбонатных пород.

Метапелиты

Глинистый (пелитовый) протолит (глина, аргиллит, глинистый сланец) состоит из каолинита, монтмориллонита, гидрослюд и дру­гих глинистых минералов с той или иной примесью мелких обло­мочных зерен кварца и полевых шпатов. Глинистые породы бедны кальцием (< 2 мас.% СаО) инатрием (0.5-2.5 мас.% Na₂O), богаты алюминием (13-18 мас.% А1₂О₃) и, как правило, калием (2-7 мас.% К₂О); содержание кремнезема в глинах составляет 55-65 мас.%. В рыхлых глинах заключено до 5-15 мас.% воды.

Филлиты, серицитовые, хлоритовые и хлорит-серицитовые слан­цы (фация зеленых сланцев). Метаморфизм пелитов начинается с частичной дегидратации глинистых минералов и превращения их в серицит, хлорит, пирофиллит. Этот процесс приводит к обра­зованию филлитов — темных тонкозернистых пород со сланцеватой текстурой и характерным шелковистым блеском на плоскостях сланцеватости, состоящих главным образом из серицита, хлорита и кварца. В филлитах еще отсутствует метаморфическая диффе-

Часть ГУ. Петрография и петрология метаморфических горных пород____

ренциация материала, и зернышки кварца обрастают узкими чешуй­ками серицита и хлорита. Структура филлитов бластопелитовая или бластоалевролитовая, в ней сохраняются многие элементы об­ломочного строения, отчетливы и реликты первичной слоистости.

В ходе прогрессивного метаморфизма филлиты превращаются в серицитовые, хлоритовые ихлорит-серицитовые сланцы, которые имеют тот же минеральный состав, но отличаются большей степе­нью перекристаллизации. Размер зерен кварца и чешуек слюдистых минералов увеличивается, и они группируются в полосы существен­но кварцевого и преимущественно хлорит-серицитового состава; первые обладают гранобластовой, а вторые — лепидобластовой структурой. Отчетливо выражена сланцеватая, иногда шюйчатая текстура пород. В серицит-хлоритовых сланцах могут появляться порфиробласты граната альмандин-спессартинового ряда, анда­лузита (хиастолита) и хлоритоида.

Глинистые породы с низким содержанием калия переходят в хлорит-стильпномелан-грюнерит—тальковые и хлоритоидные сланцы. Стильпномелан 2(Fe,Mg)O * (Fe,Al)₂O₃- 5SiO₂* 3H₂O, кото­рый можно рассматривать как железистый аналог пирофиллита, образуется в результате частичной дегидратации гидрослюд.

Метапелиты фации зеленых сланцев формируются при темпе­ратуре от 300-400 до 500-600 °С (см. табл. 3.4).

Слюдяные сланцы (эпидот-амфиболитовая фация). Дальнейшее нагревание глинистого протолита приводит к образованию слюдя­ных сланцев, состоящих из мусковита, биотита, кварца (преоблада­ющие минералы), ставролита, граната (альмандин) и некоторых других минералов, в том числе акцессорных (циркон, рутил, турма­лин, сфен, апатит). В зависимости от особенностей исходного со­става протолита пропорции минералов могут меняться. Выделя­ются мусковитовые, биотитовые, двуслюдяные, гранат-биотитовые, ставролит-биотитовые и другие сланцы. Мусковит обычно представ­лен фенгитовой разновидностью, а биотит отличается высокой же-лезистостью и низкой глиноземистостью.

Структура агрегата зерен кварца и листочков слюды — гранолепи-добластовая. Кварц и слюда нередко группируются в отдельные по­лосы. Ставролит и фанат обычно образуют порфиробласты ситовид­ного строения с обильным включением минералов основной ткани.

При метаморфизме глинистых пород, бедных калием, возника­ют куммингтонит-гранат-жедритовые и ставролит-гранат-кордие-рит-андалузитовые сланцы.

4. Петрогр афия некоторых распространенных метаморфи

Слюдяные сланцы и изофациальные им породы формируются при температурах от 500-600 до 550-650 "С.

Биотитовые парагнейсы (амфиболитовая фация). Глинистые осадки, метаморфизованные в условиях амфиболитовой фации, превращаются в биотитовые парагнейсы. Эти породы отличаются от слюдяных сланцев появлением среди главных минералов поле­вых шпатов — кислого плагиоклаза и микроклина. Мусковит в гнейсах неустойчив, и вместо него образуются калишпат и гли­ноземистая фаза, обычно представленная силлиманитом. Биотит становится более магнезиальным. Гранат пиральспитового соста­ва также содержит больше пиропового компонента, чем порфироб-ласты этого минерала в слюдяных сланцах. В биотитовых пара­гнейсах низкого давления появляется кордиерит. Структура пород лепидогранобластовая, иногда порфиробластовая. Для текстур­ного рисунка характерна плоскостная ориентировка биотита, од­нако в целом парагнейсы имеют более массивный облик, нежели слюдяные сланцы. Регрессивный метаморфизм гидратации при­водит к частичному замещению биотита поздним мусковитом; биотитовые парагнейсы трансформируются при этом в двуслюдя-ные породы.

Глинистые осадки, содержавшие мало калия, в условиях ам-фиболитовой фации представлены куммингтонит-жедрит-гранато-выми и силлиманит-гранат-кордиеритовыми плагиогнейсами поч­ти без калиевого полевого шпата.

Температурный интервал формирования биотитовых парагней­сов и изофациальных им пород от 550-650 до 700-800 °С.

Кордиеритовые и гиперстеновые парагнейсы (гранулитовая фа­ция). На высшей ступени регионального метаморфизма возникают биотит-гранат-гиперстен-кордиеритовые и гиперстен-силлимани-товые гнейсы. Кроме минералов, перечисленных в названиях, в со­став пород входят кислый плагиоклаз, ортоклаз и кварц. Акцес­сорные минералы представлены рутилом, цирконом, шпинелью, магнетитом и титаномагнетитом.

Биотит имеет характерную красно-коричневую окраску и отли­чается высокими содержаниями титана (до 5-7 мас.% TiO₂) и фто­ра магнезиальность биотита по сравнению с темной слюдой из гнейсов амфиболитовой фации увеличивается. Повышенная магне­зиальность свойственна также кордиериту и пиральспитовому фа­нату Гиперстен содержит до 12 мас.% А1₂О₃, причем глиноземис. тость этого минерала становится больше с ростом давления.

Часть ГУ. Петрография и петрология метаморфических горных пород___

Ретроградный метаморфизм гидратации, наложенный на па­рагнейсы гранулитовой фации, приводит к образованию более же­лезистого биотита, замещающего гиперстен и кордиерит, а в ряде случаев и мусковита, который замещает биотит и полевые шпаты.

Метапелиты гранулитовой фации с низким содержанием ка­лия представлены гранат-кордиерит-гиперстеновыми и силлима-нит-гранат-кордиеритовыми плагиогнейсами. Вместо грюнерита появляется ферригиперстен; куммингтонит и жедрит разлагаются с образованием более магнезиального гиперстена.

Главные изменения минерального состава метапелитов в ходе прогрессивного регионального метаморфизма показаны в табли­це 4.2.

Метабазиты

Основные магматические породы (базиты) состоят из плагио­клаза с высокой долей анортитового компонента и клинопироксе-на, к которым может добавляться то или иное количество оливина и рудного минерала. Базиты содержат много кальция (до 10-13 мас.% СаО), магния и железа (до 15-25 мас.% MgO + FeO), натрий преобладает над калием; содержания глинозема (А1₂О₃) ко­леблются от 10 до 20 мас.%, а относительное количество SiO₂ не пре­вышает 53 мас.%. Базитовый протолит беден водой. Таким образом, основные магматические породы сильно отличаются по минераль­ному и химическому составам от глинистых осадков. Поэтому при одних и тех же Р— Т условиях метаморфизм базитов приводит к по­явлению иных минеральных ассоциаций по сравнению с метапели-тами. Некоторые силикатно-карбонатные породы, например мер­гели, близки по химическому составу к базитам, и продукты метаморфизма мергелей во многом сходны с метабазитами.

Метабазальты и зеленые сланцы. На начальной стадии прогрес­сивного метаморфизма базальтов и других изверженных пород по­вышенной основности они превращаются в метабазальты и зеленые сланцы, состоящие из хлорита, актинолита, минералов группы эпи-дота, кальцита, альбита. Это темные зеленовато-серые породы со сланцеватой текстурой, которые под микроскопом представляют со­бой немато- и лепидогранобластовые агрегаты указанных выше минералов. Среди первичных кристаллических фаз наименее устой­чивым оказывается основной плагиоклаз, который разлагается с об­разованием альбита и кальциевых минералов — эпидота и кальци­та. По цветным минералам развиваются хлорит, актинолит, эпидот. 616

4. Петрография некоторых распространенных метаморфических пород Таблица 4.2. Минеральный состав метапелитов

Альбит (Аn_0-7) обычно выделяется в виде зерен неправильной формы без двойникового строения, которые можно принять за кварц. Заметим, что в небольшом количестве кварц также встречается в ме-табазальтах и зеленых сланцах. Хлорит чаще всего представлен про-хлоритом с сильным плеохроизмом, аномальными (бурыми или си­ними) интерференционными окрасками, малым положительным утлом 2V и показателем преломления, равным 1.61—1.63. Кроме жел­того железистого эпидота, в метабазитах содержится бесцветный кли-

Часть ГУ. Петрография и петрология метаморфических горных пород___

ноцоизит, количество которого возрастает с ростом температуры. Цвет игольчатых кристаллов актинолита меняется от голубовато-зе­леного до почти бесцветного в разновидностях, близких к тремолиту.

Метабазальты и зеленые сланцы, обладая сходным минераль­ным составом, различаются строением породы. В метабазальтах сохраняются отчетливые реликты первичных магматических струк­тур и текстур. Хорошо видны контуры вкрапленников и миндалин в лавах, обломочное строение туфов. Структура метабазальтов мо­жет быть названа бластопорфировой. В зеленых сланцах структуры и текстуры протолита практически полностью стерты в результате метаморфической перекристаллизации, которая привела к форми­рованию лепидо- и нематогранобластовых агрегатов новообразован­ных минералов.

Заметим, что среди этих минералов широко развиты гидроксил-содержащие кристаллические фазы (хлорит, актинолит, эпидот). Учитывая бедность базитового протолита водой, следует заклю­чить, что метаморфизм зеленосланцевой фации сопровождается привносом Н₂О и по сути дела является метаморфизмом гидрата­ции. Хотя этот процесс протекает при реальном нагреве протоли­та и с этой точки зрения может рассматриваться как пример прогрес­сивного метаморфизма, возникающие минеральные парагенезисы устойчивы при более низкой температуре по сравнению с равновес­ной температурой магматических минералов базитов. Поэтому по отношению к базитовому протолиту зеленосланцевый метамор­физм является регрессивным. Температура, при которой образуют­ся зеленые сланцы, составляет 300-600 °С. Чем выше давление (глубина метаморфизма), тем при более высокой температуре дости­гаются те или иные минеральные равновесия (при Р_н2о = Р_обш)

Эпидотовые амфиболиты. В ходе прогрессивного метаморфизма зеленые сланцы сменяются эпидотовыми амфиболитами, состоящи­ми из сине-зеленой роговой обманки (окраска по Ng), более глино­земистой и железистой, чем актинолит, плагиоклаза (олигоклаза-андезина), эпидота. Кроме того, часто присутствуют железистый гранат (альмандин), сфен, некоторое количество кварца. Цветные минералы занимают не менее 50% объема породы. Структура гра-нонематобластовая, при наличии крупных выделений граната пор-фиробластовая. Нередко сохраняются реликты первичных магма­тических структур, в частности, офитовой структуры, свойственной габбро и долеритам. Текстура метаморфических пород сланцеватая или массивная. При ярко выраженной сланцеватости породу назы-

4. Петрография некоторых распространенных метам*

вают эпидот-амфиболовым сланцем. Температура метаморфизма эпидот-амфиболитовой фации варьирует в зависимости от давле­ния от 500-600 до 550-650 °С.

Амфиболиты. При дальнейшем нагревании эпидотовые амфи­болиты переходят в собственно амфиболиты без эпидота. Исчезно­вение эпидота сопровождается увеличением основности плагиокла­за, который отвечает по составу андезину. Сине-зеленые роговые обманки сменяются зелеными, а при увеличении температуры — бурыми разновидностями. Изменение цвета амфибола обуслов­лено снижением содержания воды, уменьшением доли трехва­лентного железа и ростом концентраций титана. С сине-зелеными роговыми обманками равновесен олигоклаз-андезин, с зелены­ми — андезин, а с бурыми — андезин-лабрадор. Гранат представ­лен пиральспитом, относительное количество пиропа в котором увеличивается по мере роста температуры. Пиральспиты из ам­фиболитов содержат до 6—10 мас.% СаО. В самых высокотемпера­турных и высокобарических амфиболитах может появляться кли-нопироксен (диопсид или салит), который образуется в результате реакции: роговая обманка + эпидот → клинопироксен + плагиок­лаз. Структура амфиболитов гранонематобластовая, текстура мас­сивная или сланцеватая. Амфиболиты формируются при темпера­турах от 550-650 до 700-800 °С.

Пироксен-плагиоклазовые кристаллические сланцы (гнейсы, гра- нулиты). В условиях умеренного давления самые высокотемператур­ные метабазиты представлены породами с массивной, реже сланце­ватой или гнейсовидной текстурой и гранобластовой структурой, состоящими из основного плагиоклаза, диопсида или авгита, гипер­стена, к которым иногда добавляется фанат; может присутство­вать роговая обманка. Такие породы называют пироксен-плагиокла-зовыми (двупироксен-плагиоклазовыми) кристаллическими сланцами, гнейсами или гранулитами. Ни один из этих терминов не является точным. Пироксен-плагиоклазовые породы часто имеют массивную текстуру и, следовательно, не могут быть названы сланцами в строгом смысле слова. Под термином «гнейс» обычно понимают метаморфические породы кварц-полевошпатового состава с отно­сительно малой долей цветных минералов; в то же время пироксен плагиоклазовые «гнейсы» обычно более меланократовые и не содер-жат кварца. Старый термин «гранулит» имеет очень широко толкование и ранее применялся для обозначения разных по соста ву метаморфических пород с зернистым сложением.

____ Часть IV. Петрография и петрология метаморфических горных пород_

По сравнению с продуктами низших ступеней метаморфизма пироксен-плагиоклазовые породы отличаются максимальной ос­новностью плагиоклаза (андезин-Лабрадор или Лабрадор) и высокой долей пиропового минала в гранате. Содержание кальциевого ком­понента в фанате, находящемся в равновесии с гиперстеном, может достигать 20 мол.%. Гиперстен содержит до 10 мас.% А1₂О₃. Роговая обманка имеет бурую окраску, содержит мало воды, но обогащена фтором и титаном (2-3 мас.% ТiO₂), в количественном отношении она уступает пироксенам и во многих случаях отсутствует.

Метабазиты гранулитовой фации формируются при температу­рах не менее 700—800 "С.

Заметим, что минеральный состав пироксен-плагиоклазовых метаморфических пород очень близок к первичному составу бази-тов. Эти породы могут образоваться не только в результате про­грессивного нагревания первоначально холодных магматических пород, например, базальтов, но и при кристаллизации основных магм и регрессивном субсолидусном преобразовании габбро или но-ритов, затвердевших на большой глубине. По-видимому, многие ме­табазиты гранулитовой фации, залегающие в низах континенталь­ной коры, никогда не достигали малых глубин и не испытывали прогрессивного метаморфизма. При затвердевании базитовых магм, содержавших небольшое количество воды, таким путем могут воз­никнуть и амфиболиты.

Изменение минерального состава метабазитов в ходе прогрес­сивного регионального метаморфизма отражено в таблице 4.3.

Таблица 4.3. Минеральный состав метабазитов

4. Петрография некоторых распространенных метам г.п.

4.3.3. Метаморфизованные ультрамафиты

Эпигенетическое преобразование ультрамафитов: дунитов пе­ридотитов, коматиитов, пикритов, первоначально состоявших из оливина и пироксена, начинается с гидратации и превращения в серпентиниты при Р-T условиях цеолитовой фации.

Метаморфизм зеленосланцевой фации выражается в образо­вании антигоритовых серпентинитов и серпентиновых сланцев. Анти­горит развивается за счет ранее возникших хризотила и лизардита или путем непосредственного замещения оливина и магнезиально­го пироксена. В условиях зеленосланцевой фации кроме антигори-та могут кристаллизоваться тальк, хлорит, актинолит-тремолит и ромбические амфиболы — антофиллит и куммингтонит, входящие в состав тальк-антигоритовых, актинолит-хлорит-тсыьковых и дру­гих сланцев. С повышением температуры антигорит исчезает и по серпентинитам образуются антофиллитовые, а при отсутствии в ис­ходных породах кальция — актинолитовые и тремолитовые сланцы. Эти породы имеют желтовато-бурую или зеленую окраску, сланце­ватую текстуру и нематобластовую структуру. В интенсивно дефор­мированных тремолитовых сланцах могут возникнуть линзы неф­рита — волокнистого тремолита, образующего сложную систему пучков.

При Р— T условиях эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций ультрамафиты превращаются в массивные амфиболовые породы или амфиболовые сланцы, состоящие из роговой обманки, бедной глиноземом. В условиях гранулитовой фации формируют­ся оливин-пироксеновые и пироксеновые породы, близкие по со­ставу и строению к ультрамафическому протолиту. При затверде­вании ультрамафических магм на большой глубине подобные породы могут образоваться в результате регрессивного субсолидус-ного преобразования первичных интрузивных тел или масс ку-мулатов.

4.3.4. Метаморфизованные кислые магматические породы

На низшей ступени метаморфизма, отвечающей условиям зеле­носланцевой фации, кислые вулканиты превращаются в метарио-литы и серицит-альбитовые сланцы. Первые сохраняют реликты первичного строения лав и туфов, а вторые полностью перекристал­лизованы с образованием лепидогранобластового агрегата, состо-

_____ Часть ГУ. Петрография и петрология метаморфических горных пород___

яшего из кварца, альбита, серицита и небольшого количества хло­рита. Полнокристаллические граниты обычно испытывают катаклаз и развальцевание с появлением серицита и хлорита вдоль зон рас-сланцевания.

В условиях эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций формируются разнообразные ортогнейсы, в состав которых входят кварц, полевые шпаты (кислый плагиоклаз и калиевый полевой шпат), а также те или иные цветные минералы: мусковит, биотит, роговая обманка, гранат. Калиевый полевой шпат часто является ре­ликтовым минералом. Ортогнейсы — светлые породы с гранобла-стовой, лепидо- или нематогранобластовой структурами, гнейсовид-ной, полосчатой или массивной текстурами. Если калиевый полевой шпат не входит в число главных минералов, породу называют пла-гиогнейсом (плагиоклазовым ортогнейсом).

Ортогнейсы гранулитовой фации отличаются появлением в их составе гиперстена, иногда клинопироксена, а также более магне­зиального граната. Гиперстеновые ортогнейсы с калиевым полевым шпатом называются чарнокитами, а гиперстеновые плагиогней-сы — эндербитами.

В европейской, особенно скандинавской, литературе продукты метаморфизма кислых вулканических пород, в том числе вулкано-кластических, часто называют лептитами. Этот термин относится к кварц-полевошпатовым породам независимо от их фациальной принадлежности.

4.3.5. Метаморфизованные песчаники

Кварцевые песчаники с кремнистым цементом (опал, халце­дон), испытывая метаморфизм, превращаются в кварциты. На низ­шей ступени метаморфизма кварциты сохраняют бластопсаммито-вую или гетеробластовую структуру. Под микроскопом хорошо различимы реликтовые окатанные зерна кварца, которые в ходе метаморфизма укрупняются, приобретая зубчатые очертания и мо­заичное угасание. На высшей ступени метаморфизма структура кварцитов становится гомеобластовой, и реликты первичного стро­ения осадочной породы исчезают.

При метаморфизме кварцевых песчаников с глинистым це­ментом образуются породы, близкие по минеральному составу к метапелитам (см. раздел 4.3.1), но содержащие больше кварца. В ходе прогрессивного нагревания песчаники переходят сначала

4. Петрография некоторых распростри

в серицит-хлорит-кварцевые сланцы или серицит-хлоритовые квар­циты, которые различаются пропорциями слюдистых минералов и кварца, затем образуются слюдяно-кварцевые сланцы или слюдя­ные кварциты, и наконец, парагнейсы или полевошпатовые кварци-

Продукты метаморфизма аркозовых (кварц-полевошпатовых) песчаников с глинистым цементом мало отличаются от метапели-тов и метаморфизованных магматических пород кислого состава. Серицит- и хлорит-альбитовые сланцы низшей ступени переходят в слюдяные парагнейсы, а затем в парагнейсы, близкие по мине­ральному составу к гранитам.

Граувакковые песчаники, образованные в результате размыва основных и средних вулканитов, по минеральному и химическому составам занимают промежуточное положение между базитами и пелитами. С первыми их сближает высокий уровень содержаний Са, Mg, Fe, Na, а со вторыми — обогащение глиноземом. Породы, возникшие при метаморфизме граувакковых песчаников, также являются переходными между метабазитами и метапелитами.

4.3.6. Мраморы

Карбонатные породы — известняки и доломиты, не загрязнен­ные посторонними примесями, превращаются при метаморфизме в мраморы. В ходе прогрессивного нагревания постепенно исчеза­ют реликты первичного строения осадочной породы, структура кристаллического агрегата становится более крупнозернистой и ме­няется от гетеробластовой до гомеобластовой, а текстура — от слан­цеватой до массивной. Мраморы весьма разнообразны по цвету и деталям текстурного рисунка, который часто наследует первичную неоднородность известняков и доломитов.

Карбонатные породы с примесью кремнезема и глинозема пре­вращаются в силикатные мраморы. В условиях фации зеленых слан­цев в них появляются тремолит, актинолит, серпентин, тальк, ми­нералы группы эпилога, альбит; для эпидот-амфиболитовой фации типичны флогопит, железистый биотит, мусковит, эпидот, амфи­бол кислый плагиоклаз, микроклин. В силикатных мраморах ам-фиб'олитовой фации содержатся роговая обманка, биотит, воллас-тонит кальциевый фанат с преобладанием андрадитового минала, плагиоклаз, калишпат, а в условиях гранулитовой фации - форсте-

Часть ГУ. Петрография и петрология метаморфических горных пород

Таблица 4.4. Минеральный состав силикатных мраморов

рит, диопсид-геденбергит, основной плагиоклаз, шпинель (табл. 4.4).

Date: 2016-06-07; view: 2706; Нарушение авторских прав