Классификация метаморфических пород

Схема фаций метаморфизма

Группа А - фации контактового метаморфизма (мусковит- роговиковая, амфибол-роговиковая, пироксен-роговиковая, спуррит-мервинитовая) объединяют продукты контактового метаморфизма, для них характерны показатели давления до 1-4 тыс. атм., температуры от 350 до 1200° С. Группа А - фации контактового метаморфизма (мусковит- роговиковая, амфибол-роговиковая, пироксен-роговиковая, спуррит-мервинитовая) объединяют продукты контактового метаморфизма, для них характерны показатели давления до 1-4 тыс. атм., температуры от 350 до 1200° С. Мусковит-роговиковая фация (А 3 ) проявляется при температуре °С и давлении от первых сотен атмосфер до 2 тыс. атм. При таких условиях в метапелитах устойчивы ассоциации типа кварц-альбит-серицит-биотит- кордиерит; хлорит-серицит-биотит-андалузит; биотит- кордиерит-мусковит-андалузит-кварц, в метабазитах альбит- эпидот-актинолит, в карбонах появляются ассоциации типа кальцит-доломит-тремолит, кальцит-тальк-кварц, форстерит-доломит-кальцит. Породы фации распространены во внешних зонах контактовых ореолов интрузивов. Мусковит-роговиковая фация (А 3 ) проявляется при температуре °С и давлении от первых сотен атмосфер до 2 тыс. атм. При таких условиях в метапелитах устойчивы ассоциации типа кварц-альбит-серицит-биотит- кордиерит; хлорит-серицит-биотит-андалузит; биотит- кордиерит-мусковит-андалузит-кварц, в метабазитах альбит- эпидот-актинолит, в карбонах появляются ассоциации типа кальцит-доломит-тремолит, кальцит-тальк-кварц, форстерит-доломит-кальцит. Породы фации распространены во внешних зонах контактовых ореолов интрузивов. Амфибол-роговиковая фация (А 2 ) проявлена при температуре от 550° до 800°С и давлении от первых десятков и сотен атмосфер до 4 тыс. атм. В этих условиях метапелиты превращаются в роговики (состоящие из мелких зерен кварца, полевых шпатов и слюд с порфиробластами биотита, андалузита, кордиерита, турмалина), метазабиты – в амфиболовые роговики (с типичной ассоциацией амфибол – кварц), карбонаты преобразуются в мраморы и известково-силикатные роговики (с ассоциациями доломит- тремолит-диопсид, форстерит-диопсид-кальцит-кварц). Породы фации развиты непосредственно на контактах с гранитными интрузивами. Амфибол-роговиковая фация (А 2 ) проявлена при температуре от 550° до 800°С и давлении от первых десятков и сотен атмосфер до 4 тыс. атм. В этих условиях метапелиты превращаются в роговики (состоящие из мелких зерен кварца, полевых шпатов и слюд с порфиробластами биотита, андалузита, кордиерита, турмалина), метазабиты – в амфиболовые роговики (с типичной ассоциацией амфибол – кварц), карбонаты преобразуются в мраморы и известково-силикатные роговики (с ассоциациями доломит- тремолит-диопсид, форстерит-диопсид-кальцит-кварц). Породы фации развиты непосредственно на контактах с гранитными интрузивами.

Пироксен-роговиковая фация (А 1 ) устойчива при температуре от 700 до 900°С и давлении от первых сотен атмосфер до 4 тыс. атм. В условиях этой фации метапелиты переходят в андалузитовые, кордиеритовые, силлиманитовые роговики, метазабиты – в плагиоклаз-пироксеновые роговики, карбонаты – в скарноиды (с характерной ассоциацией гроссуляр-диопсид-волластонит-кальцит). Сверху поле фации ограничено линией плавления базальтов. Породы фации развиты непосредственно на контактах с основными интрузивами. Пироксен-роговиковая фация (А 1 ) устойчива при температуре от 700 до 900°С и давлении от первых сотен атмосфер до 4 тыс. атм. В условиях этой фации метапелиты переходят в андалузитовые, кордиеритовые, силлиманитовые роговики, метазабиты – в плагиоклаз-пироксеновые роговики, карбонаты – в скарноиды (с характерной ассоциацией гроссуляр-диопсид-волластонит-кальцит). Сверху поле фации ограничено линией плавления базальтов. Породы фации развиты непосредственно на контактах с основными интрузивами. Спуррит-мервинитовая фация (А 0 ) характеризуется температурой °С и давлением от 1 до 300 атм. Характерна для ксенолитов в вулканических породах или проявляется в непосредственном контакте с интрузивами основного состава. Имеет крайне ограниченное распространение. Спуррит-мервинитовая фация (А 0 ) характеризуется температурой °С и давлением от 1 до 300 атм. Характерна для ксенолитов в вулканических породах или проявляется в непосредственном контакте с интрузивами основного состава. Имеет крайне ограниченное распространение.

Группа В - фации регионального метаморфизма средних давлений (зеленых сланцев, эпидот-амфиболитовая, амфиболитовая, гранулитовая) проявляется при температуре от 300 до 1000° С и давлении от 3 до 15 тыс. атм. Группа В - фации регионального метаморфизма средних давлений (зеленых сланцев, эпидот-амфиболитовая, амфиболитовая, гранулитовая) проявляется при температуре от 300 до 1000° С и давлении от 3 до 15 тыс. атм. Фация зеленых сланцев (В 4 ) устойчива при температуре от 300 до 500° С. Давление до 10 тыс. атм. В условиях этой фации пелиты уплотняются в филлиты и песчаники с широким развитием гидроксилсодержащих минералов зеленого цвета (хлорита, актинолита, серпентина, эпидота), карбонаты превращаются в известковые сланцы (с устойчивой ассоциацией хлорит-кальцит-кварц или доломит-кварц), забиты преобразуются в зеленые альбит- эпидот-хлоритовые сланцы, ультразабиты – в змеевики (серпентиниты). Фация представляет собой наиболее низкотемпературную ступень регионального метаморфизма, широко развита в складчатых поясах. Фация зеленых сланцев (В 4 ) устойчива при температуре от 300 до 500° С. Давление до 10 тыс. атм. В условиях этой фации пелиты уплотняются в филлиты и песчаники с широким развитием гидроксилсодержащих минералов зеленого цвета (хлорита, актинолита, серпентина, эпидота), карбонаты превращаются в известковые сланцы (с устойчивой ассоциацией хлорит-кальцит-кварц или доломит-кварц), забиты преобразуются в зеленые альбит- эпидот-хлоритовые сланцы, ультразабиты – в змеевики (серпентиниты). Фация представляет собой наиболее низкотемпературную ступень регионального метаморфизма, широко развита в складчатых поясах. Эпидот-амфиболитовая фация (В 3 ) характеризуется температурой от 500 до 650° С и давлением до 8 тыс. атм. При этом метапелиты превращаются в силлиманит - мусковитовые или ставролит - силлиманитовые кристаллические сланцы, карбонатные породы - в силикатные мраморы кальцит-диопсид-тремолитового или кальцит-диопсид-гроссулярового состава, метазабиты - в амфиболиты (состоящие из роговой обманки и плагиоклаза с небольшим количеством эпидота, магнетита, сфена) Породы фации развиты в складчатых областях. Эпидот-амфиболитовая фация (В 3 ) характеризуется температурой от 500 до 650° С и давлением до 8 тыс. атм. При этом метапелиты превращаются в силлиманит - мусковитовые или ставролит - силлиманитовые кристаллические сланцы, карбонатные породы - в силикатные мраморы кальцит-диопсид-тремолитового или кальцит-диопсид-гроссулярового состава, метазабиты - в амфиболиты (состоящие из роговой обманки и плагиоклаза с небольшим количеством эпидота, магнетита, сфена) Породы фации развиты в складчатых областях.

Амфиболитовая фация (В 2 ) проявляется при температуре °С и давлении от 4 до 8 тыс.атм. Из метапелитовых пород образуются биотит- силлиманитовые парагнейсы, из пород кислого состава – ортогнейсы, карбонатные породы преобразуются в силикатные мраморы; метазабиты превращаются в амфиболиты (состоящие из роговой обманки и андезина). В условиях амфиболитовой фации возможно анатектическое плавление пород с образованием гранитного расплава, что приводит к образованию мигматитов. Амфиболитовая фация (В 2 ) проявляется при температуре °С и давлении от 4 до 8 тыс.атм. Из метапелитовых пород образуются биотит- силлиманитовые парагнейсы, из пород кислого состава – ортогнейсы, карбонатные породы преобразуются в силикатные мраморы; метазабиты превращаются в амфиболиты (состоящие из роговой обманки и андезина). В условиях амфиболитовой фации возможно анатектическое плавление пород с образованием гранитного расплава, что приводит к образованию мигматитов. Гранулитовая фация (В 1 ) характеризуется температурой °С и давлением от 4 до 15 тыс.атм. Породы гранулитовой фации наиболее интенсивно метаморфизованные и поэтому почти полностью лишены Н2О. Это «сухие породы». Признак гранулитовой фации – полное разложение слюд и исчезновение всех гидроксилсодержащих минералов. Характерны специфические ассоциации с гиперстеном (гиперстен – диопсид – кварц, гиперстен – гранат – ортоклаз и др.). Гранат отличается высоким содержанием пиропового компонента. Сверху по температуре поле фации ограничено линией плавления базальта. Гранулитовая фация (В 1 ) характеризуется температурой °С и давлением от 4 до 15 тыс.атм. Породы гранулитовой фации наиболее интенсивно метаморфизованные и поэтому почти полностью лишены Н2О. Это «сухие породы». Признак гранулитовой фации – полное разложение слюд и исчезновение всех гидроксилсодержащих минералов. Характерны специфические ассоциации с гиперстеном (гиперстен – диопсид – кварц, гиперстен – гранат – ортоклаз и др.). Гранат отличается высоким содержанием пиропового компонента. Сверху по температуре поле фации ограничено линией плавления базальта.

Группа С - фации регионального метаморфизма высоких давлений (жадеит-лавсонит-глаукофановая, глаукофан- альмандиновая, дистеновых гнейсов и амфиболитов, эклогитовая) формируются в условиях широкого интервала температур (от 300 до 1000° С ) и устойчиво высоких давлений (свыше 6 тыс. атм.) в глубинных относительно узких тектонических зонах. Группа С - фации регионального метаморфизма высоких давлений (жадеит-лавсонит-глаукофановая, глаукофан- альмандиновая, дистеновых гнейсов и амфиболитов, эклогитовая) формируются в условиях широкого интервала температур (от 300 до 1000° С ) и устойчиво высоких давлений (свыше 6 тыс. атм.) в глубинных относительно узких тектонических зонах. Жадеит-лавсонит-глаукофановая фация (С 4 ) проявляется при температуре °С и давлении свыше 6 тыс.атм. Является наиболее низкотемпературной, в этом отношении сопоставимой с зелено-сланцевой фацией. Характеризуется развитием различных сланцев, в которых может присутствовать глаукофан, лавсонит и жадеитовый пироксен в ассоциации с кварцем. Жадеит-лавсонит-глаукофановая фация (С 4 ) проявляется при температуре °С и давлении свыше 6 тыс.атм. Является наиболее низкотемпературной, в этом отношении сопоставимой с зелено-сланцевой фацией. Характеризуется развитием различных сланцев, в которых может присутствовать глаукофан, лавсонит и жадеитовый пироксен в ассоциации с кварцем. Глаукофан-альмандиновая фация (С 3 ) образуется при температуре °С и давлении от 6 тыс. атм и выше. Наиболее обычными породами этих фаций являются относительно низкотемпературные дистен- мусковитовые сланцы без калишпата и более высокотемпературные дистеновые гнейсы с кварцем и полевыми шпатами. Глаукофан-альмандиновая фация (С 3 ) образуется при температуре °С и давлении от 6 тыс. атм и выше. Наиболее обычными породами этих фаций являются относительно низкотемпературные дистен- мусковитовые сланцы без калишпата и более высокотемпературные дистеновые гнейсы с кварцем и полевыми шпатами.

Фация дистеновых гнейсов и амфиболитов (С 2 ) характеризуется температурой °С и давлением свыше 8 тыс. атм и выше. Нижней границей фации является линия устойчивости дистена и калишпата. Фация дистеновых гнейсов и амфиболитов (С 2 ) характеризуется температурой °С и давлением свыше 8 тыс. атм и выше. Нижней границей фации является линия устойчивости дистена и калишпата. Эклогитовая фация (С 1 ) устойчива при температуре °С и давлении свыше 14 тыс.атм. Эта фация включает весьма своеобразные породы – эклогиты, по химическому составу близкими к породам габбро- базальтовой группы. Типичные минералы: омфацит (группа пироксенов), рутил и гранат альмандин- пиропового ряда с количеством пиропового компонента около 65-75%. В качестве второстепенных минералов могут присутствовать дистен, диопсид и ряд других. Полевые шпаты в эклогитах не встречаются. Эклогиты образуют изолированные тела среди регионально метаморфи-зованных пород различных фаций (гранулитовой, амфиболитовой, зеленосланцевой) и ксенолиты в кимберлитах, базальтах, ультраосновных породах. По мнению В.С. Соболева, эклогиты образуются в верхних частях мантии и попадают в литосферу в результате тектонических или магматических процессов. Эклогитовая фация (С 1 ) устойчива при температуре °С и давлении свыше 14 тыс.атм. Эта фация включает весьма своеобразные породы – эклогиты, по химическому составу близкими к породам габбро- базальтовой группы. Типичные минералы: омфацит (группа пироксенов), рутил и гранат альмандин- пиропового ряда с количеством пиропового компонента около 65-75%. В качестве второстепенных минералов могут присутствовать дистен, диопсид и ряд других. Полевые шпаты в эклогитах не встречаются. Эклогиты образуют изолированные тела среди регионально метаморфи-зованных пород различных фаций (гранулитовой, амфиболитовой, зеленосланцевой) и ксенолиты в кимберлитах, базальтах, ультраосновных породах. По мнению В.С. Соболева, эклогиты образуются в верхних частях мантии и попадают в литосферу в результате тектонических или магматических процессов.

Типы метаморфизма Метаморфи-ческие фации Исходные породы метапелитыкарбонатыметазабиты Катакласти-ческий- Тектонические брекчии Катаклазиты Милониты Тектонические брекчии Катаклазиты Милониты Тектонические брекчии Катаклазиты Милониты Порфиритоиды Контактово- термальный Мусковит-роговиковая Сланцы Катакластические известняки и мраморы Альбит-эпидот- актинолитовые породы Амфибол-роговиковая Роговики Мраморы Известково-силикатные роговики Амфиболитовые роговики Пироксен-роговиковая Роговики Мраморы Известково-силикатные роговики Плагиолаз-пироксеновые роговики Региональный средних давлений Зеленых сланцев Филлиты Кв. песчаники Известковистые сланцы Зеленые сланцы Серпентиниты Эпидот-амфи- болитовая Кристаллически е сланцы Мраморы Силикатные мраморы Амфиболиты Амфиболитовая Парагнейсы Мигматиты Мраморы Силикатные мраморы Амфиболиты Гранулитовая Гранулиты- Региональный высоких давлений Жадеит-лавсонит- глаукофановая Сланцы Глаукофан- альмандиновая Сланцы Дистеновых гнейсов и амфиболитов Дистеновые гнейсы Эклогитовая Эклогиты Метасомати-ческий- Адинолы Грейзены Вторичные кварциты Скарны Пропилиты Серпентиниты Листвениты

Структуры метаморфических пород

Структуры метаморфических пород возникают в результате перекристаллизации исходных пород в твердом состоянии и, следовательно, они принципиально отличаются от структур магматических пород. Когда процесс перекристаллизации дошел до конца, и все особенности строения исходной породы оказались уничтоженными, структуры называются новообразованными. Если процессы перекристаллизации не доходят до конца и в метаморфической породе сохраняются остатки структур исходных пород, структуры называются реликтовыми. Например, при метаморфизме пород с порфировой структурой порфировые вкрапленники длительное время сопротивляются перекристаллизации, в то время как основная тонкозернистая масса обычно быстро перекристаллизовывается. Для обозначения реликтовых структур используется приставка бласто. Таким образом, в приведенном примере структура породы должна быть названа бластопорфировой. Довольно часто в метаморфических породах встречаются бластопесчаные, бластоофитовые, бластогранитовые и некоторые другие реликтовые структуры. Новообразованные структуры метаморфических пород, в зависимости от своего происхождения, подразделяются на кристаллобластовые (кристаллобластические) и кристаллокластовые (кристаллокластические, катакластические).

Кристаллобластовые структуры Типы структур по размерам составных частей По абсолютным размерам составных частей различают следующие разновидности структур: Грубозернистые (размер зерен более 10 мм); Крупнозернистые (5-10 мм); Среднезернистые (2-5 мм); Мелкозернистые (1-2 мм); Тонкозернистые (менее 1 мм).

Грубозернистая структура Грубозернистый волластонитовый скарн. Зерна волластонита имеют размеры по длине более 15 мм. Они неравномерно замещаются тонкозернистым агрегатом эпидота. Николи Х.

Крупнозернистая структура Крупнозернистый известковый скарн. Размер идиобластовых зерен граната составляет 5 мм и более. В них отчетливо выражена оптическая аномальность в виде концентрической зональности. Порода рассекается тонкими жилками кальцита. Николи Х.

Среднезернистая структура Регенерированный оливинит, образовавшийся в результате десерпентинизации. Оливин представлен удлиненными, субпараллельно ориентированными индивидами, размер которых достигает 5 мм. Николи Х.

Мелкозернистая структура Плагиогнейс, размер зерен составляет около 1 мм, отдельные индивиды достигают 2 мм. Порода сложена таблитчатыми и субизометричными зернами биотита (Би), плагиоклаза (Пл), а также субизометричными и неправильными по форме зернами кварца. Николи Х.

Тонкозернистая структура Мрамор. Субизометричные и слабо удлиненные зерна кальцита уверенно диагностируются по наличию аномально высоких перламутровых цветов интерференции. В них наблюдаются полисинтетические двойники как в одном, так и двух направлениях. Николи Х.

По относительным размерам составных частей среди метаморфических структур выделяются: равномернозернистые (гомеобластовые); неравномернозернистые (гетеробластовые). Равномернозерн истые (гомеобластовые ) структуры характеризуются тем, что зерна, слагающие породу, имеют близкие размеры, укладывающиеся в один класс размерности, например, тонкозернистый кварцит.

Неравномернозернистые (гетеробластовые) структуры отличаются от гомеобластовых присутствием зерен, резко отличающихся друг от друга по размерам и представляющие разные классы размерности. В качестве разновидности здесь выделяется порфиробластовая структура. Метасоматит сложен эпидотом (Эп), кварцем (Кв), альбитом (Ав) и тонкозернистым хлоритовым агрегатом (Хл). Размер зерен постепенно изменяется от сотых долей мм до 1,5 мм.

Порфиробластовая структура характеризуется наличием крупных минеральных зерен одного или нескольких минералов, которые называется порфиробластами, погруженными в относительно мелкозернистую массу - основную ткань. Порфиробласты чаще всего бывают представлены минералами, расположенными в верхней части кристаллобластического ряда: гранатом, дистеном, ставролитом, андалузитом. Гранатовый гнейс с порфиробластами, представленными крупными зернами граната (Гр). Основная масса породы сложена гиперстеном (Гип), слюдой (Сл), калиевым полевым шпатом (КПШ) и кварцем (Кв). а) николи II, б) николи Х.

Типы структур по форме составных частей По форме зерен, слагающих метаморфические породы, выделяются многочисленные разновидности структур, которые могут быть объединены в три группы: гранобластовые, лепидобластовые, нематобластовые.

Гранобластовые структуры характеризуются преобладанием в породе субизометричных минеральных зерен, часто с извилистыми очертаниями. Относительный идиоморфизм минералов отсутствует и по своему рисунку гранобластовая структура напоминает аллотриоморфнозернистую и панидиоморфнозернистую структуры магматических пород, например, кварцит с тонкозернистой гранобластовой структурой.

Роговиковая (микрогранобластов ая) структура является типичной для роговиков. Она отличается наличием мелких по размерам минеральных зерен с извилистыми либо полигональными очертаниями. Характерно отсутствие какой- либо закономерной ориентировки минералов, что позволяет уверенно отличать роговиковую структуру от милонитовой. Роговик с характерной структурой, отличающейся очень мелким размером зерен, менее 0.01 мм. Порода слабо раскристаллизована, поэтому минералы можно различить только при большом увеличении. Они представлены биотитом, серицитом, кварцем и альбитом.

Мостовая (мозаичная) структура является разновидностью гранобластовой и характеризуется присутствием в породе зерен с субизометричными и полигональными очертаниями, которые плотно соприкасаются друг с другом. Мостовая структура встречается преимущественно в мономинеральных и в некоторых биминеральных породах. Пироксен-плагиоклазовый роговик, очевидно, из внутренней зоны контактового ореола. Порода раскристаллизована и сложена субизометричными и полигональными зернами клинопироксена и плагиоклаза. Николи Х.

Лепидобластовые структуры характерны для пород, сложенных преимущественно чешуйчатыми и пластинчатыми минералами (биотитом, мусковитом, хлоритом, тальком и др.). По взаимному расположению чешуек различают параллельно- чешуйчатую и переплетенно- чешуйчатую структуры. Порфиробластовый мусковитовый сланец с лепидобластовой структурой основной массы. Николи Х.

Нематобластовые структуры отличаются преобладанием в породе минеральных зерен столбчатой формы. Взаиморасположение их может быть различным и по этому признаку различают параллельно- нематобластовую и переплетенно- нематобластовую структуры. Актинолитовая порода с нематобластовой структурой, обусловленной присутствием в породе зерен актинолита таблитчатого и призматического габитуса. Николи Х.

Фибробластовая структура Разновидностью нематобластовой структуры является фибробластовая структура, которая характерна для пород, сложенных преимущественно волокнистыми минералами, которые тесно переплетаются между собой. Характерным примером являются нефриты, сложенные волокнистыми агрегатами тремолита.

Между отмеченными типами структур, выделенными по форме составных частей, существуют постепенные переходы, и поэтому структуры многих метаморфических пород получают двойные названия: лепидогранобластовая, нематогранобластовая, лепидонематогранобластовая и другие, при этом, название преобладающей структуры ставится в конце. Кристаллический сланец с лепидонематогранобластовой структурой, которая обусловлена присутствием в породе чешуйчатых индивидов биотита (Би), удлиненных, призматических зерен роговой обманки (Рог.обм.) и эпидота (Эп), а также субизометричных зерен кварца (Кв). Минеральные индивиды удлиненной формы ориентируются, преимущественно, субпараллельно, отражая сланцеватую текстуру породы. а) николи II, б) николи Х.

Типы структур по взаимоотношению составных частей В этой группе выделяются следующие структуры: прорастания, замещения, друзитовые, центрические, гломеробластовые и др.

Структуры прорастания характеризуются наличием включений одного или нескольких минералов в более крупных других минералах. Среди структур прорастания, в зависимости от величины и ориентировки включений, выделяются две группы: пойкилобластовые и диабластовые. Пойкилобластовые структуры характеризуются присутствием в крупных минеральных индивидах включений более мелких зерен, которые располагаются хаотично и не обнаруживают какой-либо закономерной ориентировки. Гранат-андалузитовый сланец. Крупный порфиробластовый индивид андалузита (Анд) содержит незакономерные пойкилитовые включения граната (Гр), биотита (Би) и магнетита (Мг). а) николи II, б) николи Х.

Разновидностью пойкилобластовой структуры является ситовидная структура, которая отличается наличием в крупных порфиробластах очень мелких, равномерно распределенных обильных включений каких-либо минералов. Амфиболовый эклогит. В зерне амфибола наблюдается ситовидная структура, обусловленная наличием многочисленных мелких пойкилитовых включений граната и альбита, равномерно распределенных. а) николи II, б) николи Х.

Диабластовые структуры характеризуются взаимным закономерным прорастанием двух или нескольких минералов, причем отдельные минеральные индивидуумы не являются сплошными, а распадаются на ряд вростков, разделенных веществом другого минерала. Принадлежность таких вростков к одному зерну легко устанавливается в скрещенных николях по их одновременному погасанию при повороте столика микроскопа. Среди диабластовых структур выделяют следующие разновидности: симплектитовая, дактилоскопическая и мирмекитовая. Метаморфизованный оливиновый габбро-норит. Наблюдается диабластовая структура, обусловленная закономерным срастанием ромбического пироксена (РПи) и магнетита (Мг). В породе отчетливо различаются оливин (Ол), клинопироксен (МПи) и плагиоклаз (Пл).

Симплектитов ая структура свойственна для докембрийских метаморфических пород и характеризуется тонкими срастаниями различных минералов, например, альбита и диопсида, либо кварца и кордиерита и др. Эклогит. Наблюдается симплектитовая структура, обусловленная тонким закономерным срастанием диопсида (высокий рельеф) и альбита (низкий рельеф). В породе отмечаются акцессорные минералы: магнетит (Мг), рутил (Рут) и сфен (Сф), между которыми отмечаются реакционные взаимоотношения. Магнетит обрастает каймами рутила, а рутил каймами сфена. а)николи II, б)николи Х.

Мирмекитовая структура обусловлена наличием червеобразных вростков кварца в плагиоклазе на границе его с калиевым полевым шпатом. При этом чем выше основность плагиоклаза, тем больше вростков кварца. Гранитогнейс с фрагментами мирмекитовой структуры (Мрм), обусловленной присутствием в плагиоклазе (Пл) тонких закономерных включений кварца. Мирмекиты образуются в зернах плагиоклаза, контактирующих с калиевым полевым шпатом, в данном случае, представленном микроклином (Мкр).

Структуры замещения наиболее характерны для метасоматических пород. Они обусловлены замещением ранее образовавшихся минералов как в матаморфических, так и в магматических породах и связаны с привносом и выносом химических элементов. Выделяют следующие разновидности: замещение жилками, замещение агрегатом, замещение псевдоморфозами.

Замещение жилками ранее существовавшего минерала или породы в целом. В этом случае замещение происходит в результате циркуляции химически активных растворов по мелким трещинкам в минерале или породе. Примерами замещения жилками являются процессы серпентинизации оливина в ультрамафитах. Разновидностью является петельчатая структура, которая отличается наличием многочисленных пересекающихся петельчатых жилок. Дунит. Оливин по трещинкам замещается жилками лизардита с образованием петельчатой структуры. Николи Х.

Замещение агрегатом При этом по исходному минералу развивается мелкозернистый агрегат новообразованного минерала, либо нескольких минералов. На начальных стадиях замещения форма новообразованного агрегата сохраняет форму исходного минерала. На последующих стадиях замещения контуры исходного минерала стираются, и образуется самостоятельный агрегат новообразований. Примером такого замещения является соссюритизация плагиоклаза, серпентинизация оливина, оталькование энстатита. Кварцевый диорит. Зерна плагиоклаза интенсивно замещаются агрегатом соссюрита. Биотит замещен псевдоморфозами хлорита (Хл) среди которых отмечают индивиды эпидота (Эп). Присутствующий кварц (Кв) выделяется своим свежим обликом и прозрачностью. а) николи II, б) николи Х.

Замещение псевдоморфозами При таком процессе минерал исходной породы замещается новообразованным с сохранением формы первичного минерала, часто унаследуя его структурные особенности, такие как направление спайности и другие. Примером являются псевдоморфозы хлорита по биотиту. Апогарцбургитовый серпентинит. Индивиды энстатита замещены псевдоморфозами бастита (Баст), а зерна оливина - агрегатом лизардита, при этом контуры исходных зерен оливина полностью стерты. Николи Х.

Друзитовые структуры характеризуются нарастанием более поздних минералов на образованные ранее в виде каемок. Друзитовые структуры часто наблюдаются в метаморфизованных основных породах, в которых ромбический пироксен нарастает в виде каймы радиально-призматического строения на зерна оливина и сам обрастает каемками роговой обманки и граната, или роговой обманки и шпинели. При наличии такой структуры породы называют друзитами. Друзиты, которые характеризуются обрастанием зерен оливина (Ол) последовательными каймами ромбического пироксена (РПи), роговой обманки (Рог.обм.) и граната (Гр). Николи Х.

Центрические структуры отличаются радиальным расположением удлиненных минералов по отношению к каким-либо центрам. Разновидностями центрических структур являются радиально-лучистая, радиально-чешуйчатая и крустификационная. Жадеитит с отчетливо выраженной центрической структурой, образованной радиально-лучистыми агрегатами жадеита (Жад), центром кристаллизации которых являются мелкие зерна хромшпинелида (Хр) с оторочкой хлорита (Хл). Николи Х.

Радиально- лучистая структура характеризуется наличием лучистых индивидов какого либо минерала, обладающего длинно-призматической, либо игольчатой формой, расположенных вокруг центров кристаллизации. Тремолитовая порода с радиально-лучистой структурой, которая обусловлена наличием лучистых агрегатов, сложенных длиннопризматическими и игольчатыми индивидами тремолита. Николи Х.

Радиально- чешуйчатая структура обусловлена присутствием в породе сферических агрегатов, сложенных чешуйчатыми минералами, например, хлоритом, серпентином, которые располагаются радиально вокруг некоторых центров. Кварцевый диорит, метасоматически измененный с фрагментами радиально- чешуйчатой структуры. Агрегаты хлорита (Хл) слагают сферические образования, сложенные радиально- чешуйчатыми индивидами. Они приурочены к границам зерен кварца (Кв), биотита (Би) и плагиоклаза (Пл), интенсивно серицитизированного, пелитизированного и альбитизированного.

Крустификационная структура отличается наличием образований в виде зон и каемок, сложенных удлиненными минеральными индивидами, которые располагаются субнормально к границам зерен, вокруг которых они нарастают, либо радиально от центров кристаллизации. Жильный кварц с крустификационной структурой. На рисунках отчетливо видно, что вокруг некоторых центров образуются зоны, сложенные удлиненными индивидами кварца, которые располагаются радиально. По мере удаления от центров размеры индивидов кварца увеличиваются. Николи Х.

Гломеробластов ая структура отмечается в полиминеральных метаморфических породах, обычно роговиках и кристаллических сланцах. Она характеризуется локализацией минералов в обособленные агрегативные образования. Роговик по углистым сланцам с гломеробластовой структурой, которая обусловлена наличием пятнистых обособлений, в которых проявилась более интенсивная перекристаллизация. В результате такие участки становятся осветленными, из них удаляется углистое вещество и они сложены тонкозернитым агрегатом, состоящим из кварца, полевых шпатов, андалузита и серицита.

Кристаллокластовые (кристаллокластические, катакластические) структуры Под названием "катакластические структуры" или "структуры дробления" объединяются структуры, возникающие в результате воздействия на породы или отдельные минералы сильного стресса при сравнительно низких температурах. Большие динамические нагрузки приводят к частичному или полному раздроблению исходных пород или слагающих их минералов. При этом следует иметь в виду, что разные минералы и породы реагируют на действие стресса по-разному. В одних случаях, при однородном и мелкозернистом строении породы она реагирует как целое и при сильном стрессе распадается на остроугольные обломки. В других, на действие стресса реагируют отдельные минералы, которые и подвергаются деформациям. Среди катакластических структур выделяют следующие разновидности:

Брекчиевые структуры обусловлены катаклазом породы и характеризуются присутствием обломков породы и слагающих ее минералов, сцементированных тонкоперетертым материалом той же породы. Тонкозернистый цементирующий материал часто оказывается перекристаллизованным с образованием низкотемпературных минералов (хлорита, серицита, эпидота). Нередко обломки имеют линзовидную форму в виде будин. Брекчированный диорит. Обломки сложены породами и минералами, которые имеют будинированную форму, что свидетельствует о катаклазе породы в условиях пластического течения. Цементирующая масса в значительной степени перекристаллизована с образованием ленточных хлоритовых агрегатов, которые обтекают обломки и отражают сланцеватую текстуру породы.

Катакластические структуры типичны для начальных этапов дробления пород и характеризуются деформациями отдельных минералов, а порода, в целом, остается монолитной. Эффекты катаклаза выражаются в возникновении волнистого, облачного и мозаичного погасания в зернах хрупких минералов (кварца, полевых шпатов и других). Упругие минералы (слюды) реагируют на давление изгибанием листочков, их гофрировкой. Среди катакластических структур выделяют разновидности: бетонную (цементную) и порфирокластовую, а также деформационные структуры минералов. Катаклазированный гранит. Кварц (Кв), микроклин (Мкр), плагиоклаз (Пл) и биотит (Би) в результате катаклаза претерпели дробление как по границам зерен, так и по трещинках, в их внутренних частях, с образованием тонкозернистым мозаичных агрегатов.

Бетонная (цементная) структура характеризуется наличием в породе относительно крупных минеральных зерен, которые по периферии и трещинкам подверглись дроблению с образованием мелкозернистых агрегатов, которые становятся цементирующим материалом. Зерна, уцелевшие от раздробления, обычно интенсивно деформированы с нарушением их кристаллической структуры, что выражается в появлении отчетливо выраженного неоднородного погасания (облачного и мозаичного), изогнутости зерен либо двойниковых полосок. Катаклазированный дунит с бетонной структурой, обусловленной дроблением зерен оливина по периферии и трещинкам с образованием тонкозернистого цементирующего материала.

Порфирокластовая структура отличается от бетонной тем, что порода сложена, главном образом, мелко- либо тонкозернистым агрегатом минеральных зерен, образовавшихся в результате дробления крупных исходных зерен. Среди этого агрегата отмечаются разрозненные, уцелевшие от дробления, более крупные зерна - порфирокласты, для которых обычно характерно неоднородное погасание. Катаклазированный дунит с порфирокластовой структурой. Уцелевшие от дробления разрозненные порфирокластовые индивиды оливина погружены в мозаичный агрегат очень мелких зерен оливина.

Деформационные структуры минералов обычно устанавливаются для отдельных минералов в катаклазированных породах. Они связаны с появлением неоднородного погасания в минералах, изгибе их зерен, образовании полос пластического излома (kink-bands) и дроблении. Полосы пластического излома (kink-bands) в деформированном зерне плагиоклаза. Николи Х.

Милонитовая структура характерна для слоистых пород с параллельной текстурой, претерпевших интенсивное дробление в результате сильного механического воздействия. Они сложены тонкоперетертым материалом и имеют монолитный, роговиковоподобный облик. От роговиков отличаются наличием параллельных текстур и директивным расположением минералов. При образовании милонитовых структур отдельные участки породы или отдельные минералы часто оказываются уцелевшими от раздробления, они наблюдаются в виде округлых и линзовидных выделений и представляют собой порфирокласты.

Текстуры метаморфических пород

Массивная (однородная) текстура характеризуется отсутствием закономерной ориентировки составных частей при равномерном их распределении. Эта текстура наиболее характерна для магматических пород и значительно реже встречается в метаморфических породах. Массивная текстура возникает в результате метаморфических процессов, при которых стресс не играет сколько- нибудь существенной роли.

Неоднородные текстуры являются наиболее типичными для большинства метаморфических пород. Они характеризуются наличием участков или слоев различного минерального состава и структуры, либо ориентированным расположением минералов в породе. Среди них выделяются многочисленные разновидности.

Сланцеватая текстура является очень широко распространенной, особенно в породах динамотермального метаморфизма, возникших при участии сильного стресса. Она характеризуется более или менее параллельной ориентировкой некоторых минералов и наличием субпараллельных плоскостей сланцеватости, по которым порода легко разбивается на отдельные пластинки. Эта текстура наиболее ярко проявляется в тех породах, в которых присутствует значительное количество пластинчатых, чешуйчатых или столбчатых минералов. В зависимости от формы преобладающих минералов выделяют разновидности сланцеватых текстур: Плоскопараллельная сланцеватая текстура отличается наличием в породе довольно совершенных субпараллельных плоскостей, вдоль которых располагаются пластинчатые и чешуйчатые минералы. Линейно-сланцеватая текстура возникает в породах, сложенных удлиненными минералами, ориентированными субпараллельно. При таком типе текстуры плоскости сланцеватости выражены менее отчетливо. Плосковолнистая сланцеватая текстура характеризуется волнистой поверхностью плоскостей сланцеватости, обусловленной наличием в породе субпараллельно ориентированных изгибающихся чешуйчатых минералов.

Очковая или линзовидная текстура отличается наличием в породе отдельных округлых, либо линзовидных зерен или их скоплений, ориентированных согласно сланцеватости.

Гнейсовидная (гнейсовая) текстура - это весьма распространенный, но не совсем определенный термин. Обычно он используется для характеристики сланцеватых текстур в гнейсах, когда в породе кроме слюдистых и столбчатых минералов присутствует значительное количество кварца и полевых шпатов. Гнейсовая текстура обусловлена параллельной ориентировкой чешуйчатых и столбчатых минералов в массе породы.

Полосчатая текстура весьма широко распространенная у метаморфических пород, характеризуется присутствием в породе более или менее параллельных полосок, отличающихся или по составу, или по структуре, или по обоим признакам одновременно. Чаще всего, в этом случае, обособляются светлые полоски, сложенные салическими минералами и полоски с преобладанием фемических минералов.

Полосчатая текстура иногда может иметь реликтовый характер, отражая полосатую или слоистую текстуру исходных пород (реликтовая полосчатость).

В процессе пластических деформаций полоски метаморфичес кой породы часто оказываются собранными в мелкие складочки, и тогда текстура называется плойчатой.

Пятнистая текстура характеризуется наличием на общем однородном фоне породы пятен, отличающихся по окраске и минералогическому составу. Она возникает в результате сегрегации минералов в процессе перекристаллизации.

Разновидностью пятнистой структуры является узловатая текстура, она отличается присутствием мелких порфиробластовых зерен, которые в виде осветленных узлов выделяются на фоне основной слабораскристаллиз ованной массы.