2. Состав и строение метаморфических горных пород

Рис. 2.3. Структуры метаморфических пород, различаемые по относительному размеру зерен: го-меобластовая (а), гетеробластовая (б), порфиробластовая (в), ситовидная (г)

лимпсестовыми бластоструктурами: бластопсаммитовой, бласто-порфировой и т.п.

Текстура отражает распределение минеральных зерен в прост­ранстве. Для контактово-метаморфических пород типична массив-

Рис. 2.4. Текстуры метаморфических пород: сланцеватая (а), гнейсовидная (б), полосчатая (в), плойчатая (г)

573

Часть ГУ. Петрография и петрология метаморфических горных пород

ная текстура с более или менее равномерным распределением мине­ральных зерен по всему объему, а также пятнистая текстура. Поро­ды, возникшие в результате регионального метаморфизма, а также при дислокационном метаморфизме, обычно обладают директивны­ми текстурами с преимущественной ориентировкой вытянутых или уплощенных кристаллов вдоль определенных линий или поверх­ностей. Наиболее распространенные разновидности ориентирован­ных текстур, свойственные метаморфическим породам, показаны на рисунке 2.4: сланцеватая (обусловлена плоскостной ориентиров­кой листоватых, чешуйчатых, пластинчатых минералов, главным образом слюд); гнейсовая, или гнейсовидная (обусловлена ориентиров­кой вытянутых минералов, например роговой обманки); полосчатая (разные минералы, которые обычно отличаются по цвету, сосредо­точены в отдельных полосах); линзовидно-полосчатая (минералы разного состава скапливаются в виде вытянутых линз); плойчатая (поверхности сланцеватости или полосы смяты в мелкие складки).

2.4. Механизм формирования структур и текстур метаморфических пород

Образование новых кристаллов в метаморфических породах ре­гулируется соотношениями между скоростями возникновения за­родышей и последующего их роста. Если для появления зародыша кристалла в расплаве необходимо некоторое переохлаждение отно­сительно термодинамически равновесной температуры ликвиду­са, то при перекристаллизации твердой породы новая кристалличе­ская фаза возникает после некоторого перегрева относительно термодинамического равновесия. При этом нуклеация (образова­ние зародышей) в метаморфических породах всегда бывает гетеро­генной, т.е. зародыши кристаллов наследуют неоднородности, ра­нее существовавшие в породе.

Чем больше перегрев, при котором начинается перекристал­лизация, тем выше скорость нуклеации. Поэтому, например, во вну­тренней зоне экзоконтактового ореола вокруг интрузивного тела формируются более мелкозернистые метаморфические породы, чем во внешней зоне, испытавшей меньший нагрев. Важным фак­тором, определяющим скорость роста зародышей, являются де­формации горных пород. Чем интенсивнее деформация, тем при прочих равных условиях больше образуется новых центров кристал-

574

2. Состав и строение метаморфических горных пород

л изации. В связи с этим породы дислокационного метаморфизма обычно обладают мелко- и тонкозернистыми структурами.

Увеличение размеров кристаллических зародышей определя­ется: 1) скоростью диффузии, посредством которой перемещаются компоненты, расходуемые на построение кристалла; 2) скоростью реакций на границе растущего кристалла, которые приводят к об­разованию химического соединения, отвечающего по составу кри­сталлу; 3) скоростью приращения кристаллической структуры на гранях и ребрах кристалла и, наконец, 4) скоростью удаления теп­ла кристаллизации и примесей, не входящих в кристалл. Та из пе­речисленных скоростей, которая оказывается минимальной, кон­тролирует темп роста кристалла.

Поскольку в процессе метаморфизма кристаллы растут не изо­лированно, а все время испытывают влияние соседних зерен, то структура породы определяется не только соотношениями ско­ростей нуклеации и роста отдельных индивидов, но и стремлением к возникновению равновесных минеральных агрегатов, обладающих минимальной поверхностной энергией. В ходе перекристаллизации грани кристаллов, обладающие большей поверхностной энергией, уменьшаются и исчезают, а грани с меньшей энергией разрастают­ся; равновесие устанавливается на такой стадии, когда общая по­верхность минеральных зерен в агрегате достигает величины, соот­ветствующей минимуму свободной энергии.

Идиоморфные кристаллы обладают большей поверхностной энергией, чем ксеноморфные, и баланс в агрегате достигается при оптимальном сочетании тех и других. Поскольку поверхностная энергия кристаллов разного состава неодинакова, степень идио­морфизма минералов в метаморфических породах уменьшается в последовательности, соответствующей кристаллобластическому ряду (по [Philpotts, 1990]):

1. магнетит, рутил, сфен, пирит;

2. силлиманит, кианит, гранат, ставролит, турмалин;

3. андалузит, эпидот, цоизит, форстерит, лавсонит;

4. амфибол, пироксен, волластонит;

5. слюда, хлорит, тальк, пренит, стильпномелан;

6. кальцит, доломит, везувиан;

7. кордиерит, полевой шпат, скаполит;

8. кварц.

Минерал, занимающий более высокую строку в этом ряду, об­разует идиоморфные грани по отношению к минералу, расположен-

575

Часть ГУ. Петрография и петрология метаморфических горных пород

ному в более низких строках. Следует подчеркнуть, что степень идиоморфизма минералов в метаморфических породах ни в коей мере не указывает на последовательность кристаллизации. Все ми­нералы равновесного парагенезиса образуются одновременно, и фор­ма отдельных зерен целиком определяется кинетическими факто­рами и стремлением к минимуму поверхностной энергии агрегата

кристаллов.

Если метаморфическая порода сложена изометричными зер­нами с близкими поверхностными свойствами, то самым равновес­ным является агрегат с тройными сочленениями граней, располо­женных под углом 120°. Такие сочленения, обеспечивающие минимум поверхностной энергии, характерны для многих мета­морфических пород с гранобластовой структурой. Сочленение пло­ских граней под углом 120° возможно лишь для кристаллов гекса­гональной сингонии. Грани кристаллов других сингоний при таком сочленении должны быть выпуклыми или вогнутыми. Кривизна граней, в свою очередь, определяет появление градиентов давления на границах зерен. Поскольку давление со стороны зерна с большим радиусом кривизны превосходит давление со стороны зерна с мень­шим радиусом, то равновесие достигается путем роста крупных зе­рен за счет исчезновения малых, т.е. в процессе перекристаллиза­ции структура становится более крупнозернистой. Эта тенденция характерна для многих метаморфических пород.

Ориентированные текстуры возникают в том случае, когда кри­сталлы растут в условиях неравномерного давления, при котором растягивающие и сжимающие напряжения в разных направлениях неодинаковы. Скорость роста кристаллов в направлении макси­мального сжатия (σ,) оказывается меньше, чем в направлении мак­симального растяжения (σ₂), так что зародыши листоватых минера­лов, в которых ось [001] параллельна σ₁, растут вдоль осей [100] и [010] быстрее, чем зародыши, имеющие иную ориентировку. В ре­зультате возникает сланцеватая текстура с преимущественным рас­положением чешуек слюды или других листоватых минералов па­раллельно σ₂

Другой механизм образования ориентированных текстур связан с растворением минералов в межзерновом флюиде в направлении максимального сжатия и выпадением этого же минерала из рас­твора в направлении растягивающих напряжений. Например, изо-метричные зерна кварца, растворяясь в направлении σ_1; и разраста­ясь в направлении σ₂ превращаются в тонкие параллельные линзы.

576