2.6. Реликтовые текстуры и структуры, унаследованные от метаморфических пород

Как уже отмечалось, полосы включений в порфиробластах, возможно, представляют собой реликты параллельной текстуры метаморфического происхождения независимо от того, была ли структура действительно гелицитовой или нет. Слабо метаморфизованные породы часто обнаруживают следы прежней параллельной метаморфической или осадочной текстуры, находящейся в процессе затушевывания, новой развивающейся сланцеватости. В бластомилонитах и бластофилонитах катакластическая деградация породы сопровождается в последующую фазу метаморфизма химическим преобразованием. Наблюдаемые псевдоморфозы также можно отнести к реликтовым структурам. Иногда они служат единственным доказательством метаморфизма, происходящего в несколько этапов.

2.7. Кристаллобластовая структура и кристаллобластический ряд

Особенности кристаллобластовой структуры. Структура любой метаморфической породы определяется в общем виде двумя противоположными процессами: во-первых, механической деформацией, разрушением, а также дифференцированным движением ранее существовавших минеральных зерен и, во-вторых, химическим преобразованием, ростом новых кристаллов в твердой среде при наличии растворов. Структуры, возникающие в результате второго процесса называются кристаллобластовыми (термин ввел Ф. Бекке для характеристики структур кристаллических сланцев). Они, в противоположность структурам магматических пород, возникли в условиях, в которых каждый отдельный кристалл развивается под действием присущей ему силы кристаллизации при сопротивлении, оказываемом его росту окружающей твердой средой и составляющими ее кристаллами.

Особенности крислаллобластовой структуры являются хорошими признаками, с помощью которых можно отличить метаморфические и магматические породы.

1. Кристаллобластовая структура возникает при одновременном росте всех составляющих кристаллов.

2. По сравнению с минералами магматических пород большинство зерен в метаморфических породах имеют неправильные (ксенобластовые) очертания (неправильные формы зерен у полевых шпатов метаморфических пород и гипидиоморфные зерна магматических пород). Однако некоторые минералы постоянно встречаются в виде хорошо ограненных (идиобластовых) кристаллов. Хорошо развитые грани всегда принадлежат к простым кристаллографическим формам и обычно относятся к таким граням, которые параллельны плоскостям совершенной спайности (призмы амфибола и андалузита, базовые пинакоиды и слюд и хлорита, ромбоэдры магнезита и доломита).

3. Крупные кристаллы часто содержат мелкие включения других минералов нередко в виде хорошо ограненных идиобластовых кристаллов (диабластовая структура). Такой тип структуры обусловлен относительно быстрой кристаллизацией вмещающего минерала из нескольких разобщенных центров и поэтому типичен для чисто метаморфических минералов (гранат, кордиерит, хлоритоид, ставролит) и не возникает при разрастании единых кристаллов материнской породы. В других условиях зерна посторонних минералов (кварца, графита, слюды) не входят в растущие порфиробласты и вытесняются в стороны по мере их роста.

4. В кристаллах минералов–членов изоморфных рядов зональность проявляется очень редко, а если и проявляется, то не связана с распадом твердых растворов.

5. В кристаллических сланцах кристаллы с ясно выраженным призматическим или пластинчатым габитусом (амфиболы, слюды) отчетливо стремятся расположиться субпараллельно своим наибольшим измерениям. С одной стороны это результат вращения и деформации кристаллов, а с другой - результат роста новых кристаллов с определенной ориентировкой. Сланцеватость, развивающаяся в связи с этим процессом, называется кристаллизационной сланцеватостью.

6. Минералы метаморфических пород можно расположить в кристаллобластический ряд в порядке убывания силы кристаллизации.

Кристаллобластовые структуры делятся по абсолютным и относительным размерам минеральных зерен. В первом случае принята размерность, установленная для магматических пород. По относительным размерам минералов различают гомеобластовую структуру – размер всех кристаллов одинаков и гетеробластовую – размер слагающих породу минеральных зерен различен. Если в метаморфических породах наблюдаются очень крупные выделения одного или нескольких минералов, то такая структура называется порфиробластовая, а сами крупные кристаллы – порфиробласты.

По форме слагающих минералов в метаморфических породах выделяют следующие структуры.

1. Гранобластовая структура – минералы образуют зерна относительно одинакового размера и обладают изометричной или близкой к ней формой и изрезанными контурами.

2. Лепидобластовая структура характеризуется преобладанием листоватых минералов. Очень часто эти две структуры встречаются совместно и тогда общая структура породы характеризуется как гранолепидобластовая или лепидогранобластовая в зависимости от того, какая форма преобладает (на втором месте стоит всегда преобладающий компонент, как это принято в петрографии).

3. Нематобластовая структура характерна для породы, в которой преобладают минеральные зерна призматической или игольчатой формы.

4. Пойкилобластовая структура – это структура прорастания, когда мелкие зерна одного минерала включены в крупный порфиробласт другого минерала.

Очень часто в одной метаморфической породе необходимо выделять несколько структур (в гранат-слюдяном сланце с общей порфиробластовой структурой, обусловленной наличием крупных порфиробластов граната, порфиробласты обладают пойкилитовой структурой, а основная масса породы имеет лепидогранобластовую структуру).

Для метаморфических пород, образующихся при конрактововм метаморфизме типична роговиковая структура. Она характеризуется микро-гранолепидобластовым строением с весьма изометричным обликом минеральных зерен при наличии взаимных включений одного минерала в другом. Роговики, содержащие порфиробласты, имеют ситовидную структуру.

Интерпретация кристаллобластического ряда. Концепция кристаллобластического ряда, выдвинутая Беке, имеет большое значение для интерпретации метаморфических структур. Кристаллобластический ряд – это расположение метаморфических минералов в порядке убывания их «силы кристаллизации». Таким образом, кристаллы любого минерала, входящего в этот ряд, имеют более идиоморфные очертания по сравнению с одновременно развивающимися кристаллами минералов, занимающих более низкое положение в этом ряду:

Сфен, рутил, магнетит, гематит, ильменит, гранат, турмалин, ставролит, дистен.

Эпидот, цоизит.

Пироксен, роговая обманка.

Брейнерит, доломит, альбит.

Слюда, хлорит.

Кальцит.

Кварц, плагиоклаз.

Ортоклаз, микроклин.

Кристаллобластический ряд Беке включает только те минералы, которые встречаются в кристаллических сланцах. Однако совершенно ясно, что сходным образом можно классифицировать типичные минералы роговиков. Так как «сила кристаллизации» минерала, вероятно, изменяется с изменением таких физических условий, как температура, и так как она зависит от химической среды, в которой происходит кристаллизация, существуют исключения из общей схемы (сфен, являясь одним из наиболее высоко расположенных в кристаллобластическом ряду минералов, во многих амфиболитах и хлоритовых сланцах, где он развивается за счет ильменита, всегда имеет форму округлых зерен без кристаллографической огранки.

Бекке отмечал, что расположение минералов в кристаллобластическом ряду соответствует убыванию удельного веса. То есть плотная молекулярная упаковка представляет собой фактор, указывающий на большую величину энергии формы. Это положение было детально разработано Эскола. Из силикатных минералов в кристаллобластическом ряду вверху располагаются ортосиликаты, кристаллические решетки которых построены из изолированных групп кремнекислородных тетраэдров (сфен, гранат, ставролит, дистен, минералы группы эпидота, андалузит, силлиманит, везувиан, циркон, форстерит). Далее следуют цепочечные и ленточные силикаты (пироксены и амфиболы), затем слоистые силикаты (слюды, хлорит, тальк, хлоритоид) и, наконец, каркасные силикаты (полевые шпаты, кварц, кордиерит). Такая связь между плотностью ионных упаковок и энергией кристаллической формы иллюстрирует положение о поверхностной энергии. Поверхностная энергия – это энергия, необходимая для образования поверхности другого размера. Она зависит от количества работы, затраченной против сил, развиваемых соседними частицами, приносимыми ионами или атомами изнутри рассматриваемой фазы к ее поверхности. Величина таких сил должна зависеть от прочности межионных связей и числа связей на единицу поверхности. Так как все другие факторы остаются постоянными, поверхностная энергия, следовательно, будет увеличиваться с увеличением плотности ионной упаковки.

Динамика роста кристалла, точно так же как и поверхностная энергия, зависит от формы и размера кристаллов. Различное положение однородных ионов на разных гранях данного кристалла вызывает в процессе роста соответственные различия в энергии активации на этих гранях. Поэтому различные грани одного кристалла растут с разными скоростями. Например, пироксены и амфиболы имеют значительно большую силу кристаллизации вдоль оси С, и поэтому у них всегда хорошо выражены грани призмы. Аналогичным свойством обладают кристаллы слюд, хлоритоида, андалузита и ставролита, которые тоже имеют резко выраженные кристаллические грани, параллельные направлению удлинения или плоскости сплющивания.

Скорость роста также зависит от скорости диффузии ионов к растущим граням. Грань, находящаяся в контакте с пересыщенным поровым флюидом, будет расти значительно быстрее, чем грань, угнетенная тесным контактом с другим кристаллом. Это усложняется еще стремлением частиц мигрировать на некоторое расстояние через поверхность кристалла, прежде чем они присоединятся к растущей решетке.

Скорость роста и, следовательно, форма кристалла могут изменяться при наличии в поровом растворе соединений, избирательно адсорбирующихся на определенных гранях.

Спайность, подобно граням кристаллов, зависит от поверхностной энергии. По этой причине хорошо выраженная спайность развита параллельно кристаллографическим формам, наиболее часто проявленным в частично идиоморфных кристаллах метаморфических пород.

Размер кристаллов минерала при данных условиях метаморфизма также зависит от «силы кристаллизации» (более крупные составляющие породу минералы встречаются в виде идиобластовых кристаллов). Исключение составляют кордиерит и альбит, которые обладают исключительной способностью образовывать крупные порфиробласты. Увеличению размера зерен способствует высокая температура метаморфизма и длительность периода, во время которого поддерживается температура метаморфизма, даже если она относительно низкая. Хотя размер зерен в породе (на основании теоретических соображений) должен безгранично возрастать во время длительного метаморфизма, в действительности очень крупные кристаллы встречаются редко. При чисто термальном метаморфизме при отсутствии деформирующих движений перекристаллизация нередко приводит даже к уменьшению размеров зерен (превращение крупных кристаллов полевого шпата при сохранении своей первоначальной внешней формы превращаются в агрегат мелких зерен). Химическую реакцию и рост кристаллов может задержать присутствие тонко измельченных химически инертных веществ, накапливающихся на поверхностях растущих кристаллов.

Наблюдение за расположением и величиной включений в порфиробластах минералов позволяют восстановить историю формирования и условия перекристаллизации метаморфических пород. Порфиробласты, обладающие большей силой кристаллизации, содержат включения основной ткани сланца, а так как все минералы в метаморфических породах растут одновременно, то в центре крупных порфиробластов наблюдается большое количество мелких включений основной ткани. По мере роста порфиробласта количество включений уменьшается, поскольку сила его роста увеличивается и он избавляется от ненужного для его образования материала. Одновременно растет размер зерен основной ткани, и поэтому величина включений к периферии порфиробластов несколько увеличивается. В краевых частях порфиробластов включения основной массы вообще отсутствуют, что говорит о большой силе роста порфиробластов на конечных этапах перекристаллизации.

При росте в условиях бокового давления (стресса) порфиробласты испытывают вращательные движения, которые фиксируются S-образной формой распределения в них включений основной массы сланца. Такая структура роста порфиробласта получила название структуры «снежного кома». Иногда порфиробласты, испытывая резкие вращательные движения, одновременно изгибаются и образуют кристаллы коленчатой формы.

В процессе роста порфиробласты как бы расталкивают основную массу породы, которая обтекает их. В результате образуется определенное сгущение полосок листоватых минералов. Одновременно вблизи порфиробластов (под их защитой) создаются наиболее благоприятные условия для перекристаллизации основной массы и возникают дворики растяжения, состоящие из более крупных выделений тех же минералов. Дворики растяжения часто возникают между двумя порфиробластами в участках, где они наиболее сближены.

Таким образом, на образование кристаллобластических структур оказывают влияние: а) поверхностная энергия; б) концентрация раствора; в) изменение растворимости под ориентированным давлением; в) механические свойства противодействующей среды; г) энергия деформации материнской породы; д) образование центров кристаллизации; е) скорость диффузии к растущим граням; ж) свободная энергия активации; з) примеси и др.

Стресс-минералы и антистресс-минералы. Наиболее часто перекристаллизация горных пород происходит в условиях стресса. А. Харкер в 1937 г. Подразделил все минералы на две группы: стресс-минералы и антистресс-минералы. К первым относятся такие, устойчивость которых увеличивается в условиях стресса. Антистресс-минералы имеют механически неустойчивую решетку, не способную противостоять сильному стрессу. Стресс-минералы обладают высокой плотностью упаковки ионов. Наиболее устойчивыми минералами при стрессе являются хлоритоид, дистен, а также слюды, хлорит, тальк.