Глава V классификация метаморфических горных пород

Для того чтобы яснее понимать основы современной классифи­кации метаморфических пород, следует рассмотреть развитие этой проблемы в историческом аспекте.

Первыми шагами в вопросах классификации метаморфических пород было разделение их по типам метаморфизма (Ломоносов, Геттон, Ляйель, Иностранцев и др.). Позднее основное внимание было сосредоточено на классификации наиболее распространен­ных и генетически неясных регионально мстаморфизованных пород. К. Ван-Хайз (1898, 1904), Ф. Бекке (1903, 1921), У. Грубенман (1904, 1910), П. Ниггли (1913) предложили их классификацию на основе гипотезы о «глубинных зонах метаморфизма». Согласно этой гипотезе интенсивность регионального метаморфизма рассма­тривалась в качестве функции температуры и давления, тогда как последние в свою очередь ставились в прямую зависимость от глу­бины залегания пород. Были намечены устойчивые в определенных термодинамических условиях ассоциации минералов, послужив­шие основой для выделения трех зон регионального метаморфизма: верхней (эпизоны), средней (мезозоны) и нижней (катазоны).

Верхняя зона характеризовалась умеренной температурой, незначительным гидростатическим давлением, сильным стрессом и комплексом минералов, среди которых большую роль играли гн-дроксилсодержащие силикаты. В качестве типичных минералов указывались цоизит, эпидот, хлорит, серицит, хлоритоид, актино-лит, тальк, альбит. Типичными породами верхней зоны считались сланцы.

Для средней зоны предполагались более высокие температура и гидростатическое давление и очень сильный стресс. Типичные минералы этой зоны: биотит, мусковит, роговая обманка, дистен, ставролит, альмандин. Характеризовали зону кристаллические сланцы, кварциты, мраморы, гнейсы.

Нижняя зона отличалась наиболее высокими температурой и гидростатическим давлением и относительно слабым направленным давлением. В качестве типичных минералов назывались силлима­нит, корунд, анортит, ромбический пироксен, волластонит, омфа-цит, пироп. К породам нижней зоны относились кристаллические сланцы, роговики, мраморы, кварциты, гранулиты, гнейсы, экло-гиты.

305

Классификация регионально метаморфизованных пород полу­чила дальнейшее развитие в работах Г. Барроу (1912) и К. Тил­ли (1921, 1925), выделивших на основании изучения весьма чувст­вительных к изменению температурных условий глинистых пород хлоритовую, биотитовую, гранатовую, ставролитовую, кианитовую и снллиманитовую зоны метаморфизма. Основанием для разделе­ния являлись минералы-индексы, первое появление которых опре­деляло границу между двумя соседними зонами.

Развитие физико-химического направления в петрографии по­зволило рассматривать процессы метаморфизма как серию слож­ных реакций, ведущих к минеральному равновесию. На этой осно­ве В. Гольдшмидт (1911) предложил классификацию пород кон­тактового метаморфизма, детально изученных им в одном из рай­онов Норвегии. В. Гольдшмидт выделил 10 классов роговиков, включающих почти все возможные минеральные парагенезисы для этого типа метаморфических пород. Изучение контактовых орео­лов в других районах мира подтвердило общее значение выявлен­ных закономерностей.

Дальнейшее развитие учения о физико-химических равновеси­ях минералов привело к появлению представлений о метаморфиче­ских фациях. Это направление оказалось весьма прогрессивным и легло в основу современной классификации метаморфических пород.

Принцип метаморфических фаций был предложен финским ученым П. Эскола (1915, 1920), сформулировавшим его следую­щим образом: «В любой фации метаморфизма, породы которой на­ходятся в химическом равновесии и достигли одинаковых условий температуры и давления, минеральный состав каждой из этих по­род определяется только общим химическим составом». Отсюда следует, что минеральный состав метаморфических пород является функцией их химического состава и физических условий метамор­физма. При разных термодинамических условиях из пород одного и того же химического состава образуются породы, характери­зующиеся разными минеральными ассоциациями.

В качестве иллюстрации принципа фаций ниже приведен при­мер, заимствованный из книги Г. Винклера (1969). Для породы, первичный химический состав которой выражается соотношением Si0₂: CaO :MgO= 1 : 1 : 1, в условиях низкотемпературной (аль-бит-эпидот-роговиковой) фации типичной парагенетической ассо­циацией является кальцит — тремолит — доломит. Если соотноше­ние тех же компонентов изменится 1 :0: 1, то парагенетической ас­социацией для той же фации будет магнезит — тальк.

При метаморфизме, соответствующем более высокотемператур­ной фации (роговообманково-роговиковой), для пород с отноше­нием Si0₂: CaO : MgO= 1:1:1 парагенезис кальцит — тремолит — доломит заместится парагенезисом кальцит — диопсид — форсте­рит, при соотношении тех же компонентов 1:0:1 указанный выше парагенезис заместится парагенезисом форстерит — тальк. Таким

306

образом, в условиях различных фаций из пород одинакового хи­мического состава образуются породы различного минерального состава. Изменение минерального состава метаморфизуемой поро­ды при переходе из одной фации метаморфизма в другую — резуль­тат приспособления ее к новым термодинамическим условиям, где образовавшаяся ассоциация минералов будет устойчива.

В качестве основания для выделения фаций П. Эскола приняв наличие «критических» минералов, т. е. минералов, устойчивых; только в условиях температур и давлений, характерных для дан­ной фации с учетом соответствующей геологической обстановки,. примерно характеризующей термодинамические условия метамор­физма (соответствующие экспериментальные данные в то время отсутствовали). В первоначальной схеме П. Эскола были выделены-пять фаций: санидиновая, роговиковая, амфиболитовая, зеленых сланцев и эклогитовая. Названия фациям давались по наличию. критических минералов, характеризующих фацию.

Для графического изображения комплекса минералов, встре­чающихся в пределах данной фации, П. Эскола использовал пара-генетические диаграммы, имеющие вид равностороннего треуголь­ника и отражающие зависимость между химическим и минераль­ным составом пород. Для построения диаграмм данные химиче­ских анализов, выраженные в весовых процентах, пересчитывались. на молекулярные количества (делением весовых процентов на мо­лекулярные веса) и затем объединялись в три группы: ACF, где-4=A1₂0₃+Fe₂0₃— (Na₂0 + K₂0); С = СаО; F=MgO + MnO + FeO. Значения ACF пересчитывались на 100% и помещались в верши­нах треугольника. На ребрах треугольника и внутри его наноси­лись точки, соответствующие составам минералов, которые встре­чались в данных породах и образовались в одинаковых условия"-температур и давлений. Точки соединялись линиями, образующ ми малые треугольники.

Такого типа парагенетическая диаграмма для контактных ро­говиков, выделенных В. Гольдшмидтом, изображена на рис. 137. Цифры на диаграмме соответствуют порядковому номеру класса роговиков, положение цифр указывает, какие минеральные ассо­циации возможны для данного класса. В парагенетическую ассо­циацию включаются только рядомстоящие минералы. Например^,. для класса 1 характерна ассоциация андалузит — кордиерит; для класса 2 — ассоциация андалузит — кордиерит — анортит и т. д. В то же время из диаграммы видно, что андалузит — диопсид, андалузит — гроссуляр, кордиерит — диопсид и ряд других — «за­прещенные» парагенезисы.

Гибкость и удобство классификаций, основанных на принципе-метаморфических фаций, нашли наглядное отражение в ряде клас­сификационных схем, появившихся за последние годы (Тернер, Ферхуген, 1961; Винклер, 1969; Добрецов, Соболев и др., 1970). В каждой из последующих схем учитывались новые геологические и экспериментальные данные, уточнялись границы фаций и ассо-

307-

Айбалузип*

(силлиманит)

Анортит

Ковсие?ит

Гроссуляр Везувиан

Диопсид

Волластонит

Гипкостен

Рис. 137. Диаграмма парагенезисов контактовых роговиков (по В. Гольдшмидту).

900 800 700 600 £00 ЬОО 500 200

\⁺^⁺Л^<л^^г'~~-У^^г< ххх^хххх

■₊⁺ y^-'(S^~-~jCy^K ххх x(Cj) X X X X х - х

—' ' i-кварц о

\**&\ч

[Z3* GE>

» о о о

.1 i

¹ ' ■

■ ■

в

■ ■I!

8 10 12 /1 Р,тьсс.атн

308

Рис. 138. Схема фаций контактового и регионального мета­морфизма (по Н. Л. Добрецову и В. С. Соболеву, 1970, упрощенная):

/ — границы фаций; 2 — границы, для которых недостаточно экспери­ментальных данных, 3—вероятная граница поля метаморфизма; 4 — липни плавления базальта и гранита; 5 — поля отдельных фапий

циацни критических и запрещенных минералов и, соответственно, выделялись новые фацни или субфации. Особенно существенные изменения вносились в серии фаций, характерзующих региональ­ный метаморфизм, отличающийся наибольшим разнообразием дей­ствующих факторов.

В данном руководстве принята схема фаций, предложенная Н. Л. Добрецовым и В. С. Соболевым (рис. 138). Принципиальной особенностью этой схемы является разделение всех фаций по величине давления на три группы: А—фации низких давлений, примерно соответствующие контактовому метаморфизму; В— фа­ции средних давлений, соответствующие «обычному» региональ­ному метаморфизму; С — фации высоких давлений, соответствую­щие метаморфизму зон высоких давлений в земной коре. Внутри каждой группы выделены дополнительные фации по температуре: Л_а, А_и А₂, А_г; В\, В₂, В₃, В₄; С_и С₂, С г, С₄. Границами фаций слу­жат линии минеральных равновесий, ограничивающие термодина­мические поля устойчивости важнейших минералов и ассоциаций, названия которых написаны с той стороны линии, где они устой­чивы. При выделении фаций учитывались и критические и запре­щенные минералы. Таким образом, породы, образовавшиеся в пре­делах данного РТ-поля, относятся к одной определенной фации.

{Фации контактового метаморфизма

Для группы А фаций контактового метаморфизма характерны следующие условия: давление от 1 до 1 тыс. атм; температура от 700° С, чаще от 1000 до 1100° С, в особых случаях до 1200° С.

Мусковит-роговиковая фация — А₃. Температура менее 550— 600° С. Давление от первых сотен атмосфер до 2 тыс. атм.

Амфибол-роговиковая фация — А₂. Температура от 550°, чаще от 600 до 800°С. Давление от первых десятков и сотен атмосфер до 1—2 тыс. атм. Сверху поле фации ограничено линией устой­чивости альмандина, доломита и кальцита с кварцем.

Пироксен-роговиковая фация — А\. Температура от 700—800 до 900° С. Давление от первых сотен атмосфер до 3—4 тыс. атм. Сверху поле фации ограничено линией устойчивости силлиманита, волластопита с кальцитом, граната, биотита и др.

Спуррит-мервинитовая фация—-А₀. Температура 900—1200° С. Давление от 1 до 200—300 атм. Характерна для ксенолитов в вул­канических породах или в непосредственном контакте с интрузи­вами основного состава. Имеет крайне ограниченное распростра­нение.

Фации средних давлений, соответствующие „обычному" региональному метаморфизму

Для фаций группы В давления изменяются в широких преде­лах— от 3—5 атм до 10—15 тыс. агм; температурный интервал от 300—400 до 900—1000° С.

309

Таблица 25 Схема классификации метаморфических горных пород

	Геологическая обстановка	Типы метаморфизма	Метаморфические фации	Исходные породы
Масштаб проявле­ния процесса				глинистые и кварц-полево­шпатовые (метапелиты)	карбонатные	основные и средние магматические, туфо- гениые, граувакки, мергели (метабазиты)
Локаль­ный	Зоны текто­нических нарушений	Катакласти-ческий		Тектонические брекчии Катаклазиты Милоннты Ульт рамилоннты Порфироиды	Тектонические брекчии Катаклазиты Милониты Ультрамнлониты	Тектонические брекчии Катаклазиты Милониты Ульт рамилоннты Порфнритоиды
	Контакто­вые ореолы интрузивов	Контактово-термальный	Мусковит-рогов иковая	Пятнистые н узловатые сланцы	Кристалличес­кие известня­ки — мраморы I	Альбит-эпидот- актинолитовые породы
			Амфибол-роговиковая	Роговики	Мраморы Известково-сяликатные роговики (скарноиды)	Амфиболовые роговики
			Пироксен-роговиковая	Роговнкн	Мраморы Известково-силикатные роговики (скарноиды)	Плагиоклаз - пнро-ксеновые роговики

Регио-	Складчатые области	Региональ­ный	я X ш § X X X « а. о га е	Зеленых сланцев	Филлиты Кварцитовидные песчаники	Известковистые сланцы	Зеленые сланцы Серпентиниты
нальный				Эпидот-амфиболитовая	Кристаллические сланцы Кварцитовидные сланцы	Мраморы Силикатные мраморы	Амфиболиты
				Амфиболитовая	Парагнейсы Ортогиейсы Мигматиты	Мраморы Силикатные мраморы	Амфиболиты
				Гранулитовая	Гранулиты	Гранулиты
	Глубинные тектониче­ские зоны		•в s X ш ч в СО X X I 3 в X 3 е	Жадеит-лавсонит-глаукофановая	Сланцы
				Глаукофаи-альманди-новая (дистен-мус-ковитовых сланцев)	Сланцы
				Дистеновых гнейсов и амфиболитов	Дистеновые гиейсы
				Эклогитовая			Эклогиты
Локаль­ный	Контакто­вые ореолы интрузивов Зоны трещинова- тости и -циркуляции растворов	Метасома-тический			Адинолы Грейзены Вторичные кварциты	Скарны	Пропилиты Серпентиниты Листвениты

Фация зеленых сланцев — В₄- Температура от 350—400 до 500— 550° С. Давление до 7—10 тыс. атм. Верхний предел фации ограничен устойчивостью хлорита с кварцем, исчезновением рого­вой обманки, альмандина, олигоклаза. Нижняя температурная граница фиксируется отсутствием каолина, диаспора, цеолитов.

Эпидог-амфиболитовая фация — В₃. Температура от 500 до 600—650° С. Давление до 7,5—10 тыс. атм. Нижняя температур­ная граница фации фиксируется сменой альмандина хлоритом с кварцем, сменой роговой обманки актинолитом с эпидотом и аль­битом и вытеснением ставролита хлоритом. Верхняя граница опре­деляется заменой мусковита и кварца иа силлиманит.

Амфиболитовая фация — В₂. Температура 650—800° С. Давле­ние примерно от 4 до 8 тыс. атм. Верхний температурный предел фации ограничивается равновесием ортопироксен—кварц, исчез­новением ромбических амфиболов и биотит-силлиманит^:калишпат-кварцевой ассоциации. В условиях амфиболитовой фации возмож­но анатектическое плавление пород с образованием гранитного расплава.

Гранулитовая фация — В_ь Температура от 750—800° до 900— 1000° С. Давление от 4—5 до 12—13 тыс. атм. Сверху по темпера­туре и давлению поле фации ограничено линией устойчивости альмандина и доломита и линией плавления базальта.

Фации В_и В₂, В₃ отграничены от фаций С_ь С₂, С$ линией устойчивости дистена.

Фации метаморфизма высоких давлений

Фации группы С характеризуются давлением 8 тыс. атм при низких температурах и свыше 14 тыс. атм при высоких темпера­турах. Температурный интервал от 300 до 1000° С. Эта группа фа­ций относится к типу регионального метаморфизма, но прояв­ляется только в относительно узких тектонических зонах земной коры.

Жадеит-лавсонит-глаукофановая фация — С₄. Температура 300—550° С. Давление свыше 8—10 тыс. атм.

Глаукофан-альмандиновая фация (дистен-мусковитовых слан­цев) — Сз. Температура от 500 до 650° С. Давление до 15 тыс. атм и выше. Нижняя граница фации определяется устойчивостью ди­стена и альмандина.

Фация дистеновых гнейсов и амфиболитов — С₂. Температура от 650 до 800—850° С. Давление свыше 10 тыс. атм, но изредка достигает 15—17 тыс. атм. Нижней границей фации является ли­ния устойчивости дистена и калишпата.

Эклогитовая фация — С\. Температура 850—1000° С. Давление свыше 14 тыс. атм. Нижний предел фации фиксируется наличием граната, содержащего не менее 50% пироповой составляющей. Верхний предел фации ограничен линией базальтового расплава. Типичные эклогиты характерны только для мантии.

312

Минеральные ассоциации, определяющие каждую из перечис­ленных выше фаций, приводятся при описании пород этой фации.

Несмотря на стройность классификации метаморфических по­род, основанной на принципе фаций, она не лишена недостатков:

1. Трудно определить четкие границы каждой фации, так как они характеризуются различными ассоциациями критических ми­нералов, что объясняется большим разнообразием составов исход­ных пород.

2. Минеральный состав пород позволяет решать важнейшую задачу об условиях формирования породы, но не отвечает на во­прос о геологической обстановке метаморфизма. В частности, вы­деление фаций контактового и регионального метаморфизма в из­вестной мере условно.

3. Такая классификация достаточно сложна для обычного прак­тического использования.

В табл. 25 приведена схема классификации метаморфических пород по типам метаморфизма и метаморфическим фациям с уче­том исходного материала там, где это возможно. Спуррит-мерви-нитовая фация в таблицу не включена вследствие ее крайне огра­ниченного распространения. По той же причине не рассматри­ваются продукты метаморфизма редких пород.

В заключение следует сказать несколько слов о номенклатуре метаморфических пород. Метаморфические породы получали на­звания без определенного плана, стихийно, по мере накопления знаний о горных породах. Термины роговик, сланец, гнейс, грану-лит и другие издавна применялись для пород с соответствующими структурами и текстурами. Как правило, эти термины употребля­ют с прилагательными, указывающими на существенные особен­ности минерального состава породы. Например, андалузитовыи роговик, биотитовый сланец, кордиеритовый гнейс, пироксеновый гранулит и т. д. Если удается определить генетическую природу исходной породы, то к названию породы прибавляют приставку «орто» или «пара». Приставка «орто» указывает на происхождение метаморфической породы за счет магматической породы (орто-гнейс, ортоамфиболит и т. д.), приставка «пара» указывает на ме­таморфизм осадочной породы (парагнейс, параамфиболит и т. д.).