Состав метаморфических пород

Химический состав метаморфических горных пород разнообразен и зависит в первую очередь от состава пород, из которых они образовались. Однако состав может и отличаться от состава исходных пород, так как в процессе метаморфизма происходят изменения под влиянием привносимых водными растворами веществ и метасоматических процессов (процессов замещения).

Минеральный состав метаморфических пород также разнообразен. Они могут состоять из одного минерала (мономинеральные), например кварца (кварцит) или кальцита (мрамор). Полиминеральные породы состоят из многих сложных силикатов. Главные породообразующие минералы представлены кварцем, полевыми шпатами, слюдами, пироксенами и амфиболами. Наряду с ними присутствуют типично метаморфические минералы гранаты, андалузит, дистен, силлиманит, кордиерит, и некоторые другие. Для слабометаморфизованных пород особенно характерны, такие минералы метаморфического происхождения как тальк, хлориты, актинолит, эпидот, карбонаты.

Физико-химические условия образования метаморфических пород, определённые методами геобаротермометрии весьма высокие. Они колеблются от 100–300 °C до 1000–1500 °C и от первых десятков баров до 20–30 кбаров.

Все метаморфические породы обладают полнокристаллическими структурами, так как ни в одной из них не может сохраниться вулканическое стекло.

Структуры метаморфических пород возникают в процессе перекристаллизации в твёрдом состоянии, так что ни в один момент метаморфизации порода не приходит ни в состояние плавления, ни в состояние растворения. Такой процесс называется кристалло-бластез (blastano – расти), а образующиеся структуры – кристаллобластовыми.

По форме зёрен выделяются следующие структуры:

– гранобластовая (агрегат изометрических зёрен);

– лепидобластовая (агрегат листоватых или чешуйчатых кристаллов);

– нематобластовая (агрегат игольчатых или длиннопризматических кристаллов);

– фибробластовая (агрегат волокнистых кристаллов).

По относительным размерам:

– гомеобластовая (агрегат зёрен одинакового размера);

– гетеробластовая (агрегат зёрен разных размеров);

– порфиробластовая;

– пойкилобластовая (наличие мелких вростков минералов в основной ткани породы);

– ситовидная (обилие мелких вростков одного минерала в крупных кристаллах другого минерала

По величине зерен различают крупнокристалли­ческую структуру (диаметр частиц 1 мм), средне (0,25–1мм) и мелкокристаллическую ( < 0,25 мм).

Весьма важна для распознавания материнской породы, из которой произошла данная метаморфическая, так называемая реликтовая (латинское relictus – оставленный, остаточный) структура, т.е. остающаяся в небольших участках метаморфической породы структура первоначальной породы. Обычно реликтовые структуры сохраняются в породах, подвергавшихся лишь низким ступеням метаморфизма.

В метамагматических породах часто обнаруживаются следы таких структур магматических пород, как сферолитовая и др. В метаосадочных породах выделяются бластопсаммитовая, бластоалевролитовая и т.п. структуры.

В некоторых случаях остаточные структуры сохраняются и в породах средних ступеней метаморфизма. Встречаются также слабометаморфизированные скрытокристаллические и переходные разности, содержащие участки первичных пород некристаллического строения.

Существует еще одна группа структур метаморфических пород –катакластические, которые формируются в результате первоначальной деструктуризации а затем перекристаллизации первичной породы.

Текстура пород, как пространственная характеристика свойств породы, отражает способ заполнения пространства. По взаимному расположению и типам зерен выделяют следующие текстуры метаморфических пород:

– сланцевая – с параллельным расположением чешуйчатых или таблитчатых минералов;

– гнейсовая – с параллельным расположе­нием таблитчатых минералов при малом содержании чешуйчатых час­тиц;

– полосчатая – с чередованием полос различной толщины и раз­личного минерального состава;

– волокнистая – с вытянутыми пример­но в одном направлении волокнистыми и игольчатыми минералами;

– очковая – с рассеянными в породе более крупными овальными зерна­ми или агрегатами, обычно выделяющимися по цвету;

– плойчатая – в случае присутствия в породе очень мелких складок;

– беспорядочная – с неориентированным расположением зерен обычно округло-непра­вильной формы;

– массивная – в случае прочного сложения породы при плотном, связанном соединении минеральных зерен.

Сланцеватая текстура, свойственная огромному большинству метаморфических пород – кристаллическим сланцам. Сланцеватость характеризуется тем, что породы распадаются на тонкие плитки и пластинки благодаря тому, что в метаморфических породах получили широкое распространение листоватые, чешуйчатые и пластинчатые минералы, которые формируются при кристаллизации в условиях высоких давлений.

Сланцеватость выражается в параллельном расположении минералов породы: биотиты, вообще слюды и хлориты располагаются так, что явно лежат в параллельных плоскостях, призмочки роговой обманки все удлинены в одном и том же направлении и т.п. Сланцеватость объясняется тем, что минералы в сланцах развиваются и растут в наиболее благоприятном для роста направлении, т.е. в направлении, перпендикулярном к давлению. При этом сланцеватость обусловливается или прежними плоскостями наслоения осадочной породы, или вновь образующимися, под влиянием спрессовывания, поверхностями отдельности, скольжения или кливажа.

Развитию сланцеватой текстуры способствует стресс. Различают сланцеватость, возникающую при механических деформациях, и кристаллизационную сланцеватость, которая связана с явлениями перекристаллизации. Сланцеватость может осложняться мелкими складками, тогда образуется плойчатость. Существует также линзовидная сланцеватость – очковая текстура, когда на фоне основной массы могут выделяться отдельные порфиробласты или линзовидные агрегаты кристаллов (полевых шпатов, кварца), облекаемые сланцеватостью.

Полосчатая текстура, характеризующаяся чередованием отличающихся по минеральному составу параллельно расположенных слоев, может образоваться по исходным полосчатым породам. Возникают такие текстуры и за счет метаморфической дифференциации вследствие перераспределения вещества.

Пятнистые текстуры формируются при неправильном пятнистом распределении минералов в породах. Они встречаются в метаморфизованных обломочных породах, в том числе туфах, а также появляются за счет стяжения в процессе метаморфизма первично равномерно распределенного в породе тонкодисперсного вещества. Например, пятнистые текстуры отмечаются при стяжении углистых частичек, тончайших чешуек хлорита и серицита в экзоконтактовых зонах интрузий.

Массивная текстура характеризуется отсутствием ориентировки породообразующих минералов.

Среди реликтовых текстур метаморфических пород хорошо различается миндалекаменная, которая обнаруживается в метамагматических породах низких ступеней метаморфизма, и иногда в амфиболитах. Миндалекаменная текстура представлена более или менее округлыми или овальными агрегатами среди сланцеватой массы породы.

Флюидальные текстуры, обычные для вулканических пород кислого состава, также изредка сохраняются в метаморфических породах низких ступеней метаморфизма.

В метаосадочных породах нередко отмечаются реликты слоистой текстуры, иногда устанавливается первичная ритмичная или косая слоистость. Метаморфическая сланцеватость и полосчатость развиваются параллельно первичной полосчатости (что бывает чаще) или секут ее под некоторым углом (рис. 100).

Рис. 100. Метаморфическая горная порода, расслоившаяся по двум перпендикулярным направлениям (Долина Смерти, США)

Задание I. Изучение метаморфических горных пород в зависимости от условия их происхождения.

Породы регионального метаморфизма образуются под действием высокого неравномерного давления и высокой температуры на больших пространствах. Особенно значите­льные изменения испытывают глинистые породы. В процессе диагенеза глины уплотняются и обезвоживаются и превращаются в аргиллиты. На начальной стадии метаморфизма в условиях низких температур под действием тектонического давления аргиллиты претерпевают расслаивание и превращаются в аргиллитовые сланцы, имеющие тонкосланцеватые текстуры. При возрастании в породе кристалличес­ких частиц порода твердеет, превращаясь в кровельные или аспидные сланцы.

Дальнейшее усиление метаморфизма, связанное с повы­шением температуры, приводит к полной перекристаллизации глинис­того вещества с образованием филлитов -- микрозернистых полнокристаллических пород с тонкосланцеватой текстурой. Внешне они сходны с аргиллитовыми сланцами, но имеют шелковистый блеск. Состоят из тонкочешуйчатой массы серицита, хлорита и кварца. При повышении температуры и дальнейшем увеличении давления филлиты переходят в кристаллические сланцы, (слюдяные, хлоритовые или хлоритслюдяные). Они отличаются сильным шелковистым блес­ком и наличием хорошо различимых чешуек минералов. Структура сред­не, реже крупнокристаллическая. Текстура сланцеватая или плойчатая. В состав входят кварц и слюды или хлорит. Кристаллические сланцы часто содержат гранаты, графит и др. Цвет обусловлен окраской господствующих минералов.

На самой высокой стадии метаморфизма глинистые породы прев­ращаются в гнейсы. Эти породы обладают массивной гнейсовой, реже сланцеватой или очковой текстурой. Структура их зернисто-кристаллическая, средне- или крупнозернистая. Вместо хлорита и слюды, которая сохраняется в небольшом количестве, в гнейсах пре­обладают полевые шпаты – микроклин и плагиоклаз, широко развит кварц, присутствует биотит и мусковит, иногда амфиболы, пироксены, гранаты. По минеральному составу гнейсы близки к гранитам, от ко­торых отличаются ориентированной гнейсовой текстурой.

Существенно иные породы формируются при метаморфизме песчаников. Кварцевые песчаники с кремнистым цементом превращаются в кварциты – крепкие массивные породы, состоящие целиком из неп­равильных зерен кварца, которые иногда почти неразличимы. Текстура сланцеватая.

Кварцевые песчаники с глинистым цементом преобразуются в слюдяно-кварцитовые сланцы с тонкими прослойками слюды по сланце­ватости.

Аркозовые песчаники, богатые зернами полевого шпата, пе­реходят сначала в кварцитовые песчаники, а при высокой степени метаморфизма – в гнейсы, отличающиеся более равномерной зернисто­стью и повышенным содержанием кварца.

Гнейсы и сланцы, образую­щиеся при метаморфизме осадочных пород (глин и песчаников), называются парагнейсами к парасланцами.

Известняки при перекристаллизации переходят в мраморы. Пос­ледние состоят из кальцита, имеют зернисто-кристаллическую стру­ктуру и обычно массивную, иногда неясную полосчатую текстуру, реже наблюдается сланцеватость. Для породы характерна белая или светло-се­рая окраска.

Кремнистые породы – опоки, яшмы – преобразуются в мелкозернистые кварциты, отличающиеся весьма равномерной, слабо различи­мой зернистостью.

В результате метаморфизма кислых и средних магматических пород – гранитов, диоритов и других – формируются гнейсы и слю­дяные сланцы. В отличие от аналогичных пород, возникающих при метаморфизме осадочных образований, они носят название ортогнейсов и ортосланцев.

Продуктами изменения габбро и базальтов на низшей стадии ме­таморфизма являются зеленые сланцы, сложённые хлоритом, эпидотом, актинолитом и альбитом. На более высокой степени метаморфизма зеленые сланцы переходят в амфиболиты – массивные крепкие породы со сланцевой или волокнистой текстурой, темно-серого (до черного) цвета, состоящие из роговой обманки и плагио­клаза. На высшей ступени метаморфизма амфиболиты переходят в гранатовые амфиболы и эклогиты. Главные минералы последних – гра­нат и пироксен.

Ультраосновные породы (дуниты, перидотиты) превращаются в змеевики (серпентиниты) и тальковые сланцы. Змеевики состоят из серпентина и присутствующих в виде примеси магнетита и хлорита, слагающих микрочешуйчатую темно-зеленую массу с пестрыми пятнами.