4.2.2. Мраморы

Карбонатные породы (известняки, доломиты), попадая в кон­тактовые ореолы интрузивных тел, испытывают перекристаллиза­цию и превращаются в мраморы — зернистые породы с гранобла-стовой структурой, состоящие из плотно сросшихся полигональных зерен кальцита или других карбонатов. При перекристаллизации из­вестняков с примесью песчано-глинистого материала, кроме того, возникают новообразованные силикаты. Во внешней низкотемпе­ратурной зоне появляются серпентин, тальк, тремолит, альбит, а во внутренней зоне, испытавшей более интенсивный прогрев,— фа­нат (гроссуляр), флогопит, везувиан, волластонит, плагиоклаз. В тех случаях, когда карбонатные или терригенно-карбонатные породы приходят в соприкосновение с интрузивами основного или ультра­основного состава, имевшими высокую начальную температуру 612

*■ Петрография некоторых распространенных метаморфических пород

(1000-1200 °С) и достигшими малых глубин (Ж 1-2 км), в зоне ближайшего экзоконтакта формируются специфические минералы санидинитовой фации: периклаз MgO, шпинель, форстерит, мон-тичеллит CaMgSiO₄, ларнит Ca₂Si0₄, спуррит Ca₅Si,O₄- СО₂, мерви-нит Ca₃Mg(Si0₄)₂. Эти и другие высокотемпературные минералы встречаются, например, на контактах карбонатных пород с долери-товыми силлами трапповой ассоциации, а также вблизи интрузив­ных тел, сложенных щелочными ультраосновными породами.

4.3. 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.

4.3.1. 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) и натрием (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-

613

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.

614

4. Петрография 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.