МЕТАСОМАТОЗА. Глава 9 МЕТАМОРФИЗМ. ОСНОВНЫЕ ПОНЯТИЯ И ТИПЫ МЕТАМОРФИЗМА
1 Часть II. ГЕОХИМИЯ ПРОЦЕССОВ МЕТАМОРФИЗМА И МЕТАСОМАТОЗА Глава 9 МЕТАМОРФИЗМ. ОСНОВНЫЕ ПОНЯТИЯ И ТИПЫ МЕТАМОРФИЗМА Метаморфизм это твердофазное изменение минерального состава и структур горных пород под влиянием меняющихся температур и давлений. Интервалы изменения этих параметров в земной коре очень широки. При этом принято считать, что собственно метаморфические породы образуются в интервале от 300 до º С и давлениях от 1 до 12 кбар, а в зонах высоких и ультравысоких давлений от и до кбар. (В последнее время чаще используются единицы Международной системы единиц (СИ), где 1 килобар равен 1000 атмосфер или 100 мегапаскалей (МПа), а 10 кбар = 1000 МПа или 1 гигапаскалю (ГПа). Но удобней для восприятия все-таки являются килобары, где 1 кбар равен 1000 атмосфер). Изменения, происходящие в породах при более низких параметрах, относят к диагенезу (50-100ºС) и катагенезу ( ºС). Эти процессы наиболее широко проявлены в осадочных терригенных и карбонатных породах, отлагающихся в поверхностных условиях. По мере погружения они проходят литификацию (уплотнение) с потерей большей части воды. Дальнейшие минеральные преобразования происходят при достижении температур ºС, когда образуются гидрослюды (монтмориллонит, иллит, смектит, каолин). При более высоких, чем РТ-интервал метаморфизма параметрах происходит массовое плавление пород. Важность изучения метаморфических пород диктуется тем, что они составляют не менее 80 % объема континентальной земной коры, и расшифровать историю ее развития без исследования метаморфических пород невозможно. Океаническая кора в этом плане изучена гораздо хуже, да и объем обнаженных метаморфических пород в ней значительно меньше. Термин метаморфизм произошел от латинского слова «метаморфоза», то есть «превращение». Он был введен в геологическую литературу в 1833 году Чарльзом Лайелем для обозначения превращения осадков в кристаллические сланцы. Учение о метаморфизме горных пород оформилось под влиянием работ Ван-Хайза, У. Грубенмана, И.Д.Лукашевича, выделивших различные по глубине метаморфические зоны. Уже в начале XX века Бекке, Ниггли, Гольдшмидт, Эскола и Тилли пытались интерпретировать парагенезисы метаморфических пород с позиций развивающейся физической химии. Дискутировались вопросы о роли термодинамического равновесия и кинетики реакций в метаморфических системах и об открытом или закрытом их характере. В 1911 году, 156
2 изучая контактовые роговики около массива гранитов в районе Осло, В.М. Гольдшмидт писал, что длительность реакций в присутствии флюида играет основную роль в создании равновесия в метаморфических породах. Позднее, в 1920 году Эскола оформил свое учение о метаморфических фациях и более широко - о минеральных фациях. В определение метаморфизма ранее включалось и изменение состава пород. Однако многочисленные исследования показали, что основные черты состава пород при метаморфизме сохраняются. И для обозначения преобразований пород с изменением состава стали употреблять термин «метасоматоз» или как сейчас чаще пишут «метасоматизм», означающий изменение «сомы», то есть тела - вещества, состава. Для изучения обоих процессов важными являются понятия минеральная фаза и минеральный парагенезис, ассоциация минералов. С позиций термодинамики, без которой сейчас немыслимо изучение метаморфизма, фаза это область системы, ограниченная четкими границами, обладающая устойчивым составом при определенных значениях температуры и давления. В метаморфической породе фазами являются минералы и межзерновой флюид. Набор минеральных фаз, слагающих породу данного состава и равновесных при определенных условиях, называется парагенезисом. Если в породе сосуществуют минералы раннего и более позднего парагенезисов, это означает, что реакция между ними прошла не полностью. В этом случае говорят о минеральной ассоциации. В минеральной ассоциации могут сосуществовать стабильные при данных РТ-условиях фазы и метастабильные, то есть неустойчивые фазы, сохранившиеся в силу кинетических факторов: резкого снижения скорости протекания реакции при низких температурах и малых скоростях диффузии, отсутствия флюида и т.д. Для геологов сохранение метастабильных фаз очень важно, так как позволяет изучить в поверхностных обнажениях парагенетические ассоциации высокотемпературных минералов, образовавшихся на глубине. Факторы метаморфизма Главными факторами метаморфизма являются изменения температур и давлений, а также поведение флюидов, то есть флюидный режим. Возрастание температуры с глубиной было замечено давно при проходке глубоких шахт. И только много позднее были разработаны методы измерения поверхностного теплового потока и его увеличения в глубь Земли. Повышение температур в земной коре с глубиной обусловлено ювенильным тепловым потоком, который складывается из мантийного теплового потока, тепла радиоактивного распада в земной коре и внедрения горячих интрузивных тел. Увеличение температуры при погружении на 1 км называется геотермическим градиентом. Линия, 157
3 Р, кбар отражающая изменение температуры в земной коре с глубиной, именуется геотермой (рис. 9.1). Как видно на рисунке, геотермы в континентальной и океанической коре сильно различаются. Наиболее сильный тепловой поток наблюдается в тонкой океанической коре срединно-океанических хребтов. Самый низкий тепловой поток фиксируется на щитах вследствие слабой теплопроводности мощной континентальной коры на материках (рис. 9.2) Геотермы Щиты Плато океанов СОХ Глубина, км Рис. 9.1 Положение геотерм на щитах, океанических плато и в срединноокеанических хребтах (СОХ) в координатах температура - давление [Метаморфизм и тектоника, 2001] ТС ТС Р, кбар 5 10 Область регионального метаморфизма Геотерма гранита водного 15 норм.- скпадч. обл Глубина, км Рис. 9.2 Увеличение теплового потока в складчатых областях по сравнению со щитами Расплав 36 [Метаморфизм и тектоника, 2001] 20 Солидус 48 Распределение поверхностного теплового потока крайне неравномерно и связано с тектонической активностью данного блока коры. Поэтому повышение температур, ведущее к метаморфизму, бывает обусловлено несколькими причинами: 1. Погружением пород на значительную глубину в результате геологических процессов. При нормальном геотермическом градиенте это дает повышение температуры до 20º С на каждый километр. Однако при отсутствии активной тектоники и пониженном тепловом потоке градиент может резко снижаться до 5-10º С на километр. 2. Усилением теплового потока в обстановках активных тектонических режимов с увеличением геотермического градиента до 40-60º С на 1 км. Такие обстановки характерны для срединно-океанических хребтов и островных дуг и связаны с поднятием магматических расплавов и их разогретых растворов вдоль зон высокой проницаемости. 158
4 3. Выделением тепла при покровно-надвиговой тектонике в коллизионных обстановках (переход механической энергии трения в тепловую). Повышение давлений обусловлено прежде всего погружением толщ на значительную глубину. Это литостатическое или гидростатическое давление, однородное во всех направлениях и прямо зависящее от веса перекрывающих толщ (их мощности и плотности). Интенсивные тектонические движения порождают стрессовое, одностороннее давление (тектоническое сверхдавление). Бывает, что последнее превышает в какой-то момент литостатическое давление и является одним из главных факторов растворения и переотложения минералов с формированием характерной для метаморфических пород сланцеватости и полосчатости. Третьим немаловажным фактором является давление порового флюида, которое, как правило, равно литостатическому, но может быть меньше или больше его на какой-то отрезок времени (флюидное сверхдавление). Флюидное сверхдавление связано с тектоническим сверхдавлением. Они являются катализаторами метаморфических реакций и в результате протекания этих реакций выравниваются с литостатическим давлением. Релаксация (выравнивание) давления часто сопровождается мощными деформациями пород. Метаморфизм тесно связан с процессами деформации, складчатости. Они начинаются несколько раньше метаморфизма, но по мере нарастания температур и бокового давления интенсивность их увеличивается. В области низких температур это упругие деформации, которые при превышении предела упругости переходят в хрупкие (зоны скалывания, кливажа пород). В зонах высоких температур, характерных для метаморфизма, начинаются пластические деформации, переходящие в течение пород. Флюидное давление является суммарным давлением свободной жидкой или газовой фазы на стенки поровых каналов в породе. В большинстве пород главную роль во флюиде играют вода и углекислота. CH 4, H 2 S, Cl, F, N 2 и H 2 могут присутствовать во флюиде, но составляют ничтожную его долю. Критическая точка воды С, а CO 2 31 С. Почти весь температурный интервал метаморфизма находится в надкритической области. Поэтому смесь летучих компонентов и называется флюидом, так как в надкритическом состоянии газ и жидкость неразличимы. Это жидкообразные фазы, в которых свойства жидкого состояния преобладают. При метаморфизме водно-углекислотные флюиды играют важную роль, являясь и средой, в которой происходит перенос компонентов, и действующими компонентами, участвующими в реакциях дегидратации и декарбонатизации. Скорость удаления летучих компонентов или поступления их в область метаморфических реакций ускоряет или 159
5 замедляет реакции, влияя на их кинетику. Поведение летучих компонентов диктуется величиной парциального давления каждого из них. Таким образом, парциальное давление (летучесть) H 2 O и CO 2 является важным фактором, определяющим направление и температуру реакций, а при ретроградном метаморфизме и саму их возможность. Давление флюида в верхних горизонтах земной коры при наличии довольно значительной системы связанных пор обычно ниже литостатического давления (Р фл < Р лит ). Но на больших глубинах количество пор сокращается, преобладают закрытые поры, и давление летучих возрастает, приближаясь к литостатическому (Р фл = Р лит ). Как уже указывалось, при напряженных тектонических движениях развивается тектоническое и флюидное сверхдавление. Они существуют недолго, релаксируясь через пластическое течение вещества и формирование метаморфической сланцеватости. Тем самым восстанавливается равновесие при Р фл = Р лит. Таким образом, мы видим, что различия в распределении теплового потока и флюидного давления напрямую связаны с тектонической активностью блоков земной коры. Другими словами для разных геодинамических обстановок характерно различное сочетание градиентов температур и давлений. В соответствии с этим в них формируются разные типы метаморфизма. Геодинамические обстановки Остановимся кратко на характеристике главных геодинамических обстановок, развивающихся в земной коре. Основные тектонические процессы в земной коре происходят на границах литосферных плит, континентальных и океанических, или в зонах их раскола (рис. 9.3). По характеру взаимодействия между плитами выделяют дивергентные и конвергентные их границы. Дивергентные границы плит характеризуются разрастанием плиты за счет поступления глубинных мантийных расплавов вдоль системы рифтовых расколов. Начальным этапом являются рифтогенные обстановки на континентах, примерами которых служат Байкальский рифт, рифтовые системы Африки (4 на рис. 9.3). Красное море типичный пример превращения континентального рифта в зачаток океана. При полном развитии это океаны с системой срединно-океанических хребтов (1 на рис. 9.3). Для них характерно полномасштабное развитие коры океанического типа и формирование океанических литосферных плит. 160
6 СЕВЕРНАЯ АМЕРИКА ЕВРАЗИЯ АФРИКА ЮЖНАЯ АМЕРИКА 4 1 АВСТРАЛИЯ 2 АНТАРКТИДА Рис. 9.3 Размещение главных типов современных геодинамических обстановок на земном шаре: 1 срединно-океанические хребты; 2 островные дуги; 3 зона коллизии; 4 внутриконтинентальные рифтовые системы (по [Wilson, 1980]). Стрелки направление растяжения и сжатия. Конвергентные границы формируются при сближении двух плит с погружением океанической плиты под океаническую или континентальную, либо сдваивание плит по мощности при столкновении двух континентальных плит. В первом случае развиваются обстановки сопряженных зон субдукции (погружения океанической коры) и островных дуг (2 на рис. 9.3), образующихся на краю надвигающейся океанической или континентальной плиты. Наличие субдукции доказывается существованием сейсмофокальных зон, полого или круто погружающихся под островные дуги или активные континентальные окраины и прослеживаемых по эпицентрам землетрясений до глубин нескольких сотен километров. Проекция зоны субдукции (желоба или зоны Беньоффа) на поверхности характеризуются пониженным тепловым потоком. Но над погружающейся океанической плитой за счет выделяющихся флюидов происходит плавление и мантийного вещества, и осадков погруженной плиты. Этот надсубдукционный магматизм и формирует вулканические цепи островных дуг с повышенным тепловым потоком. Здесь образуется кора переходного типа между океанической и континентальной, которая впоследствии наращивает континенты. При столкновении (коллизии) двух континентальных плит или континентальной плиты с островной дугой идет мощное горообразование. Такая обстановка называется коллизионной. В настоящее время она развивается в Памиро-Гималайской горной системе (3 на рис. 9.3). Считается, что в данной области произошло столкновение Индостанской плиты с Евразией. Этот процесс начался около 60 млн. лет назад и продолжается до сих 161
7 пор, что ярко проявилось в Юго-Восточной Азии накануне 2005 года во время очередной подвижки Индостанской плиты. Сильное землетрясение породило огромную волну цунами, которая смыла и разрушила всю береговую зону Таиланда, Индии, Шри-Ланки. При мощных тектонических перестройках также выделяется достаточно тепла для развития метаморфизма и гранитообразующих процессов. Таким образом, основными геодинамическими обстановками являются следующие 1. Рифтогенная внутри континентов с расколом континентальной коры (в пределе развитием нового океана); 2. Рифтогенная в срединно-океанических хребтах с формированием океанической коры; 3. Субдукционная в зонах погружения океанической коры; 4. Островодужная, сопряженная с зонами субдукции, с образованием коры переходного типа; 5. Коллизионная при столкновении континентальных блоков. Как уже указывалось, для них характерны резкие различия в распределении теплового потока и давления и, соответственно, типов метаморфизма. Типы метаморфизма 1. Метаморфизм погружения наблюдается на значительных глубинах при низком тепловом потоке, в спокойной тектонической обстановке. Он обычно не превышает уровня низкой зеленосланцевой фации (цеолитовой, пренит-пумпеллиитовой, серицитхлоритовой зон) и характеризуется низким отношением T/P (рис. 9.4). Характерным примером является осадочная толща Прикаспийской впадины, где при мощности осадков в км в низах толщи достигается уровень всего только серицит-хлоритовой субфации ( º С). Можно еще привести в качестве примера низкотемпературные преобразования вулканических и осадочных пород в мощном чехле Западно-Сибирской плиты и Сибирской платформы, остающиеся на уровне цеолитовой и пренитпумпеллиитовой зон. Этот тип метаморфизма изучен недостаточно, но должен иметь зональное строение с границами зон, грубо параллельными поверхностям напластования. При этом вдоль поверхностей напластования он будет однородным на больших площадях, или монофациальным. Такой метаморфизм характерен, главным образом, для мощных осадочных толщ чехлов платформ и предгорных прогибов. На заре изучения метаморфизма нагревание при погружении толщ считалось единственной причиной метаморфизма. 162
8 Рис. 9.4 Метаморфизм погружения, проявленный в низах разреза опущенного блока чехла платформы: кресты фундамент платформы, разные значки осадочные породы чехла, серое и темносерое цеолитовая и зеленосланцевая фации метаморфизма. Черные линии обрамляющие опущенный блок разломы. Мощность осадочного чехла 15 км. 2. Динамо-термальный или региональный метаморфизм это метаморфизм, характерный для областей активных тектонических режимов с повышенным тепловым потоком. По условиям проявления и геодинамическим обстановкам различаются несколько подтипов. Метаморфизм архейского периода, когда поверхность планеты имела в раз более высокие температуры из-за тонкой коры, а на Земле господствовал нуклеарный, или кольцевой тип тектоники (рис. 9.5). Для того времени было характерно развитие площадного (монофациального) метаморфизма гранулитовой фации, причем отсутствие минералов высоких давлений подтверждает малоглубинность архейского высокотемпературного метаморфизма (очень высокое отношение T/P). В настоящее время реликтовые участки такого метаморфизма сохранились на щитах древних платформ, но в большой степени породы этих блоков преобразованы более поздним ретроградным метаморфизмом амфиболитовой фации. Гранулитовый метаморфизм настолько однозначно считался продуктом только архейской эпохи, что само обнаружение гранулитов предполагало отнесение толщи к архею. Впоследствии выяснилось, что условия гранулитового метаморфизма проявлялись во все геологические эпохи, но на больших глубинах. Поэтому данные блоки коры редко вскрыты эрозией. Между гранулито-гнейсовыми куполами (нуклеарами) расположены гранитзеленокаменные пояса вторая, характерная для архея, разновидность структур. Они сложены основными вулканитами, коматиитами и граувакками, степень метаморфизма которых меняется от зеленосланцевой до амфиболитовой фации низких давлений. Наиболее характерные примеры мощные зеленокаменные пояса провинции Сьюпериор в Канаде или более скромные по размерам Онотский и Урикско-Ийский пояса в Восточных Саянах, расположенные в выступе фундамента Сибирской платформы. 163
9 Рис. 9.5 Нуклеарная тектоника архея. Площадное развитие гранулитовой фации на Алданском щите. 1 граниты; 2 гранитогнейсы; 3-5 разные кристаллосланцы; 6 основные ортопороды. Начиная с протерозойской эры господствует линейный тип тектоники, связанный с понижением температуры поверхности планеты, увеличением мощности жесткой коры и проявлением тектоники литосферных плит. Этот тип тектоники характеризуется неравномерным распределением теплового потока и, соответственно, появлением линейных зональных поясов регионального метаморфизма, контролируемых границами плит и зонами крупных разломов. Для них свойственно многообразие фаций не только по температурам, но и по давлениям и четкая приуроченность к определенным геодинамическим обстановкам, с высоким отношением T/P. В зонах субдукции при быстром погружении холодной океанической плиты вдоль сейсмофокальных зон Беньофа на огромные глубины (рис. 9.6) развивается эклогит-глаукофансланцевый метаморфизм (или метаморфизм голубых сланцев) низких температур высоких давлений. Он характеризуется очень высокими давлениями (8-30 кбар) со значительным их градиентом при невысоком температурном градиенте º С на км, то есть низким отношением T/P. Резко нарастающее давление приводит к формированию зональности, где пренитпумпеллиитовые парагенезисы сменяются парагенезисами, содержащими последовательно жадеит, глаукофан, лавсонит, омфацит. Находки эклогитового метаморфизма высоких давлений в протерозойских блоках коры косвенно свидетельствует о наличии уже в протерозойское время зон субдукции. В сопряженных с зонами субдукции островных дугах с повышенным тепловым потоком и обильным магматизмом развивается зональный термальный метаморфизм в широком интервале температур при низких и умеренных давлениях с высоким отношением T/P (рис. 9.6). 164
10 Аккреционный комплекс Океаническая Мантийная литосфера Астеносфера Преддуговой бассейн Плита 0 50 км Островная дуга Рис. 9.6 Островная дуга, сопряженная с зоной субдукции [Метаморфизм и тектоника, 2001]. Разными тонами серого зональный метаморфизм островной дуги, черные пятна надсубдукционный магматизм. В зоне субдукции развитие глаукофановых сланцев эклогитов в области высокого давления. При коллизии крупных блоков континентальной коры в область повышенных температур и давлений попадают осадочно-вулканогенные толщи разного возраста, иногда уже метаморфизованные. Под воздействием глубинного теплового потока и выделения тепла при тектонических деформациях образуются зональные метаморфические пояса. Иногда они имеют перевернутую зональность, когда наиболее высокие температуры достигаются в зоне надвигового шва, а с глубиной температура снижается. Характерными примерами поясов такого типа являются совсем молодые зональные метаморфические пояса Анд и Гималаев, а также зональные метаморфические пояса Прибайкалья каледонского времени (рис. 9.7), связанные с обстановкой активной окраины континента и коллизии. Зональные метаморфические пояса образуются в активных тектонических зонах в течение всего фанерозоя вплоть до настоящего времени. В них проявлен весь интервал РТ параметров метаморфизма от зеленосланцевой до гранулитовой и эклогитовой фации. По объему охваченных им пород динамо-термальный тип метаморфизма занимает ведущее место в земной коре. 4. Особым типом можно считать метаморфизм основных пород в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов (рис. 9.8). Здесь главным агентом метаморфизма выступают гидротермальные растворы прогретые до ºС морские воды, вовлеченные в контракционные трещины остывающих вулканитов и габброидов, а также вдоль листрических (выполаживающихся с глубиной) разломов. Именно эти растворы вызывают метаморфические преобразования данных пород в интервале зеленосланцевая - амфиболитовая фация. 165
11 Сибирская платформа Ч 3 2 Т Н Платформа и выступы фундамента Северо-Байкальский вулкано-плутонич. пояс Рис. 9.7 Зональный метаморфический пояс в южном складчатом обрамлении Сибирской платформы. Участки с зональностью, секущей простирания пород: 1 Хамардабанский; 2 Угаханский в патомском комплексе; 3 Витимский. Ангаро-Витимский батолит с провесами кровли Фации метаморфизма Гранулитовая Амфиболитовая 1 Зеленосланцевая Изограды: Ставролита, граната, биотита 4. Базальты Габбро Рис. 9.8 Метаморфизм морского дна проникновение морской воды вдоль листрических разломов, ее нагрев и ретроградное преобразование горячих габбро до уровня амфиболитовой зеленосланцевой фации. Основная магма, T= 1200 C 5. В зонах активных разломов при снижении параметров метаморфизма вновь происходят хрупкие деформации пород с развитием тектонитов (тектонических брекчий, катаклазитов и милонитов). Это катакластический метаморфизм, часто сопровождаемый развитием низко температурных минеральных ассоциаций. 6. Контактовый тип метаморфизма, обусловленный непосредственным тепловым воздействием основных или кислых интрузий на вмещающие холодные породы. Он тоже является зональным вследствие быстрого падения температур прогрева вмещающих пород при удалении от контакта (рис. 9.9). Этот тип резко отличается от регионального меньшими масштабами и более низким, практически постоянным давлением. 166
12 Т = С Гранитный расплав Т = С Рис. 9.9 Контактовый метаморфизм вмещающих граниты пород 7. Еще один тип метаморфизма обусловлен внеземными воздействиями. Это импактный или ударный метаморфизм, вызванный падением крупных метеоритов. Он носит взрывной характер с мгновенным, кратковременным взлетом давлений (до образования алмазов) и температур (до плавления пород). Обнаруживают его древние проявления по находкам тиллитов шариков стекла, а также по кольцевым структурам на космоснимках. Реликты древних кратеров результат падения крупных метеоритов, называют астроблемами. Частоту падения метеоритов можно оценить по огромному количеству кратеров на Луне. Мощная земная атмосфера оберегает нас от падения мелких и средних метеоритов (они сгорают в ней) и довольно быстро ликвидирует следы падения крупных космических тел путем выветривания и эрозии. По направленности изменения температуры и (или) давления различают прогрессивный и регрессивный метаморфизм. При повышении параметров развивается прогрессивный (проградный) метаморфизм со сменой низкотемпературных минералов более высокотемпературными (рис. 9.10). После достижения пика метаморфизма Р, кбар 5 Кианит Силлиманит Рис Тренд регионального метаморфизма кианитсиллиманитовой фациальной серии повышенных давлений с полным циклом смены прогрессивного этапа регрессивным. Андалузит Т С
13 параметры начинают снижаться, и наступает регрессивный этап. При регрессивном (ретроградном) метаморфизме, наоборот, высокотемпературные ассоциации минералов сменяются низкотемпературными. Полный цикл метаморфических преобразований называют трендом метаморфизма. Первые четыре типа метаморфизма всегда вначале бывают прогрессивными, когда в глинистых породах последовательно развиваются серицит, пирофиллит, мусковит, андалузит, гранат, калишпат, а в основных сланцах хлорит сменяется актинолитом, роговой обманкой, пироксеном. При последующем снижении параметров в результате охлаждения и декомпрессии реакции идут в обратном порядке. Но в отличие от прогрессивного этапа регрессивный метаморфизм не захватывает всю толщу, а развивается вдоль зон трещиноватости, кливажа и только при наличии растворов. Поэтому его продукты занимают намного меньший объем. В результате сохраняются реликтовые участки более высокого метаморфизма с метастабильными в новых условиях минеральными ассоциациями, что дает возможность расшифровать весь ход процесса, его полный тренд. Катакластический метаморфизм и метаморфизм морского дна, как правило, бывают регрессивными, так как по сравнению с минералами, кристаллизующимися из расплава, или уже метаморфизованными толщами продукты их взаимодействия с растворами будут более низкотемпературными. А контактовый и импактный метаморфизм имеют только прогрессивный характер. Процесс метаморфизма приводит к формированию пород, наиболее близких к состоянию физико-химического равновесия по сравнению с другими геологическими процессами. Это обусловлено прежде всего большой длительностью метаморфизма. Как мы увидим дальше, этот фактор геологическое время играет огромную роль и в сохранении особенностей состава исходных пород, несмотря на полное преобразование их минерального состава. Региональный метаморфизм длится несколько миллионов лет. Для сравнения, скорость накопления осадков меняется от нескольких миллиметров до метров в год. При перекрытии новым осадочным материалом всего на 10 см (то есть по прошествии 0,1-100 лет) в нижнем слое окислительная обстановка уже меняется на восстановительную, и начинается преобразование осадка. Кристаллизация вулканитов продолжается до года, а интрузий тысячи лет. За столь короткое по сравнению с метаморфизмом время редко успевает сформироваться полностью равновесный парагенезис минералов, и велика вероятность наличия метастабильных фаз. Поэтому метаморфический процесс, как наиболее длительный, считается наиболее близким к равновесному. 168
14 Глава 10 КЛАССИФИКАЦИЯ И НОМЕНКЛАТУРА МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД. При создании классификации метаморфических пород учитывается ряд признаков. В последней и достаточно сложной классификации, предложенной коллективом авторов под редакцией Н.Л. Добрецова, О.А. Богатикова и О.М. Розена [1992], метаморфиты делятся на классы по генетическому признаку: 1) регионально-метаморфические (сланцы, гнейсы), 2) контактово-метаморфические (роговики) 3) продукты ударного метаморфизма (импактиты). С ними авторы объединили и метасоматические породы: 4) гранитизированные или ультраметаморфические (мигматиты, ортотектиты), 5) тектониты (милониты, бластомилониты). Внутри классов породы делятся по температуре образования на высоко-, средне- и низкотемпературные. По текстурам регионально метаморфические породы делят на два больших семейства сланцы и гнейсы. Но сюда вкладывается и признак минерального состава. Как правило, сланцами называют сланцеватые низкотемпературные метаморфические породы, содержащие из светлых минералов кварц, либо плагиоклаз, либо оба вместе, но без калиевого полевого шпата, который появляется только в амфиболитовой фации. Добавочное определение к сланцам кварцевые сланцы (если содержат один кварц) или плагиосланцы. Гнейсы это породы амфиболитовой и гранулитовой фаций, содержащие калишпат. Плагиопороды гранулитовой фации в отличие от низкотемпературных сланцев называют кристаллическими сланцами. Более точное определение породы получают по преобладающим и характерным минералам. Например, хлорит-биотитовые сланцы, гранат-ставролит-биотитовые плагиосланцы, силлиманит-гранат-ортоклазовые гнейсы, биотит-гиперстеновые гнейсы (с калишпатом), но двупироксеновые сланцы (без него). По этому названию, зная температурную устойчивость минералов, сразу можно определить и степень метаморфизма породы. Если по химическому или минеральному составу метаморфической породы можно определить природу исходной породы (протолита), их называют метаосадками и метавулканитами. Более точные определения метапелиты, метаграувакки, метабазальты, метариолиты. Приставка «мета» означает, что порода претерпела метаморфизм. Когда важно указать особенности состава, в определение добавляются 169
15 слова высокоглиноземистые или железистые метапелиты, малокальциевые метапелиты, низкощелочные метабазальты. Структуры метаморфических пород называются по форме слагающих их минералов, хотя общее название метаморфических структур - гранобластовые. Это название отражает одновременную перекристаллизацию минералов породы в отличие от последовательной кристаллизации магматических пород. Гранобластовой структурой обладают олигомиктовые метапесчаники, двупироксеновые сланцы (рис. 10.1, а). Сланцы с преобладанием чешуек слюдистых минералов имеют лепидобластовую структуру (рис. 10.1, б). Структура амфиболитов с преобладанием доскоподобных амфиболов называется нематобластовой (рис. 10.1, в), а с преобладанием игольчатых минералов фибробластовой (рис. 10.1, г). Структуры метаморфических пород различаются и по размерам слагающих их зерен. При близких их размерах образуется равнозернистая структура (рис. 10.2, а). В низкотемпературных зонах многие новообразующиеся минералы растут в виде крупных кристаллов, и порода приобретает гетеробластовую или порфиробластовую структуру (рис. 10.2, б, в). Порфиробласты, как правило, включают мелкие зерна минералов основной массы, которые они захватили в процессе роста. Такая структура называется пойкилобластовой или ситовидной (рис. 10.2, г). Обилие включений особенно характерно для гранатов, андалузитов, ставролитов и кордиеритов. Если в породе сохраняются реликтовые структуры исходной породы, их называют бластопорфировыми или бластопсаммитовыми. Рис Структуры метаморфических пород, обусловленные формой зерен минералов (по Богатикову и др., 2001): а гранобластовая; б лепидобластовая; в нематобластовая; г фибробластовая. в г 170
16 Рис Структуры метаморфических пород, обусловленные относительными размерами слагающих их минералов: а равнозернистая; б гетеробластовая; в порфиробластовая; г- пойкилобластовая в г Разнообразные структуры формируются благодаря различным скоростям роста кристаллов минералов вдоль различных направлений и на разных гранях при общем стремлении метаморфической породы вблизи состояния равновесия к минимальной поверхности межзерновых границ (но в условиях мощного одностороннего давления). Гранобластовые структуры характерны для пород, сложенных изометричными по форме минералами. В таких породах форма зерен близка к 5-6-угольникам, так как это дает наименьшую площадь поверхности. Гранаты и полевые шпаты имеют близкие скорости роста разных граней. Но медленный рост граната и его высокая плотность приводит к «прокручиванию» порфиробласт граната при деформации породы с образованием своеобразных зерен с формой «снежного кома». Ставролит, хлоритоид, амфиболы имеют быстро растущие конечные грани, что приводит к образованию вытянутых кристаллов и соответствующим структурам. Текстуры метаморфических пород отражают распределение минералов в пространстве, определяющее внешний облик породы (рис. 10.3). Это массивная или пятнистая текстура контактовых роговиков, сланцеватая (рис. 10.3, а) или плойчатая (рис. 10.3, г) для слюдистых и актинолитовых сланцев, гнейсовая или гнейсовидная (рис.10.3, б) для гнейсов и гранитогнейсов, полосчатая для мигматитов (рис. 10.3, в). Образование сланцеватых и гнейсовых текстур обусловлено ростом минералов при ориентированном давлении. На гранях зерен, где давление выше, минерал растворяется и переотлагается в «тенях давления» - в направлении более низкого давления. Особый тип структур и текстур возникает при дислокационном или катакластическом метаморфизме. Катаклаз проявляется при снижении температур и активизации бокового давления, когда пластические деформации вновь сменяются хрупкими. Краевые части минералов крошатся, перетираются, кварц образует линзы, обтекающие обломки. По степени разрушения и крупности обломков различают брекчии 171
17 (рис. 10.3, д), катаклазиты и милониты (рис. 10.3, е). Милониты бывают настолько тонкозернистые, что неразличим предшествующий катаклазу облик породы. Так часто милонитизированные граниты при картировании принимают за вулканические породы порфириты а б д в г е Рис Текстуры метаморфических пород (по Богатикову и др., 2001): а сланцеватая б гнейсовидная; в полосчатая; г плойчатая. Катаклазиты: д брекчия; е очковый милонит. Метаморфические минералы Метаморфические породы сложены обычно ограниченным числом минералов, набор которых меняется с ростом метаморфизма. Минералы, их форма, состав, взаимоотношения являются той матрицей, с помощью которой мы можем установить степень метаморфизма пород и близость к равновесному состоянию. Можно также определить температуру и давление при метаморфизме и реконструировать природу исходной породы протолита. Многие метаморфические минералы имеют переменный состав, который меняется в зависимости от состава породы или степени ее метаморфизма. При одном и том же составе породы по составу минералов переменного состава (гранатам, амфиболам, биотитам, пироксенам) можно рассчитывать температуру и давление при метаморфизме. Наиболее простыми являются мономинеральные породы кварциты и мраморы. Их метаморфизм сводится к перекристаллизации и укрупнению зерен: кварца в кварцитах, кальцита и доломита в карбонатных породах. Самые чистые кварциты и 172
18 мраморы получаются при метаморфизме радиоляриевых илов и хемогенных известняков. Любая примесь терригенного материала или органики приводит к усложнению минерального состава этих пород с образованием слюдистых кварцитосланцев, кальцифиров, графитовых мраморов. Наибольшее число парагенных, находящихся в равновесии (парагенезисе) минералов наблюдается в высокоглиноземистых породах (метапелитах), образующихся в процессе метаморфизма глинистых пород (пелитов) и кор выветривания. Они могут насчитывать в парагенезисе до 8 минералов. Например, кварц + плагиоклаз + мусковит + биотит + гранат + андалузит + ставролит + магнетит. Остальные метаморфические породы имеют парагенезисы из 3-5 породообразующих минералов. Главные минералы метаморфических пород и их формулы: Пирофиллит Al 4 [Si 8 O 10 ](OH) 4 кианит (андалузит, силлиманит) Al 2 SiO 5 Хлорит (Mg, Fe) 6 [Al Si 3 O 10 ](OH) 8 Слюды: Серицит мусковит KAl 2 [Al Si 3 O 10 ](OH) 2 Биотит K (Mg, Fe) 2 (Fe, Al, Ti) [Al Si 3 O 10 ](OH) 2 Цоизит эпидот (Ca, Fe) 2 Al 3 [Si 3 O 12 ]OH Хлоритоид (Fe, Mg, Mn) 2 Al 4 [Si 2 O 10 ](OH) 4 Ставролит (Fe, Mg) 2 (Al, Fe) 9 O 8 [SiO 4 ](O, OH) 2 Кордиерит Al 3 (Mg, Fe) 2 [Si 5 AlO 18 ] Гранаты: Пироп Mg 3 Al 2 Si 3 O 12 Альмандин Fe 3 Al 2 Si 3 O 12 Спессартин Mn 3 Al 2 Si 3 O 12 Гроссуляр Ca 3 Al 2 Si 3 O 12 Амфиболы: Актинолит тремолит Ca 2 (Mg, Fe) 5 [Si 8 O 22 ](OH, F) 2 Куммингтонит - грюнерит> Роговая обманка (Ca, Na, K) 2 (Mg, Fe, Al) 5 [Si 6 Al 2 O 22 ](OH, F) 2 Пироксен моноклинный диопсид (Ca, Mg, Fe) 2 Si 2 O 6 Пироксен ромбический гиперстен (Mg, Fe) 2 Si 2 O 6 Жадеит NaAlSi 2 O 6 Лавсонит CaAl 2 [Si 2 O 7 ](OH) 2 H 2 O Плагиоклазы: альбит NaAlSi 3 O 8 анортит Ca Al 2 Si 2 O8 Калиевый полевой шпат (K, Na)Al Si 3 O 8 Наиболее низкотемпературными метаморфическими минералами являются кварц, альбит и слоистые силикаты. В глиноземистых породах они представлены пирофиллитом (Al 4 [Si 8 O 10 ](OH) 4, серицитом и хлоритами. Серицит это тонкочешуйчатая разновидность мусковита с пониженным содержанием калия и повышенным воды. Хлориты (Mg, Fe) 12 [(Si, Al) 8 O 20 ](OH) 16 имеют широкие пределы изоморфизма по соотношению Mg и Fe. Все эти минералы содержат до 5-7 % воды в слюдах и до 12% в хлоритах. Они развиваются по гидрослюдам (иллиту, монтмориллониту, каолину, смектиту) в глинистых 173
19 породах, претерпевших ранее катагенез, и устойчивы уже при 300ºС. В основных породах это хлориты и серпентины с 12 % воды, развивающиеся по пироксенам и оливину. В условиях высокой зеленосланцевой фации ( º С) из слоистых силикатов становятся устойчивыми мусковиты и биотиты, которые имеют широкие пределы изоморфизма: K и Na в мусковите в зависимости от давления, Mg и Fe в биотите в зависимости от температуры. Поэтому по белым слюдам (мусковиту) можно определять давление, а по биотитам температуру. Температурный интервал устойчивости слюд очень широк. Мусковит KAl 2 [AlSi 3 O 10 ](OH) 2 устойчив до º С, где он распадается на ортоклаз и воду. Биотит K (Mg, Fe) 2 (Fe, Al, Ti)[AlSi 3 O 10 ](OH) 2 устойчив до гранулитовой фации, где он становится высокотитанистым (до 5-6 % TiO 2 ). Для карбонатных пород характерен флогопит высокомагнезиальный аналог биотита. Группа граната объединяет много разновидностей этого минерала с широким диапазоном изоморфных замещений. Самыми распространенными являются железистый минал альмандин Fe 3 Al 2 Si 3 O 12, магниевый пироп, кальциевый гроссуляр и марганцевый - спессартин. Они образуют непрерывные ряды смесимости, где соотношение миналов зависит от исходного состава породы и от параметров метаморфизма. В метаморфических породах шире всего распространен альмандиновый гранат, появляющийся в метапелитах при ºС..При одинаковом составе метапелитов в низкотемпературных зонах он обогащен спессартиновым миналом (15-25 %), а в высокотемпературных пиропом (от 4 % в зеленосланцевой фации до 25 % в гранулитовой фации) (рис. 10.4). В бедных кальцием метапелитах содержание Ca в гранате не превышает 4 мас. %, но при высоких давлениях оно значительно возрастает. В то же время в богатых кальцием кальцифирах в амфиболитовой фации встречаются чистые гроссуляры, а гранаты кристаллических сланцев по основным породам обогащены и пиропом, и гроссуляром. Другими словами, состав граната зависит как от исходного состава породы, так и температуры и давления ее метаморфизма. Гранаты почти единственные минералы метаморфических пород, в которых часто наблюдается зональность по составу. Это связано с очень низкими скоростями диффузии компонентов в данном минерале. Высокое содержание спессартина в центре зерен с убыванием его к краевой зоне сопровождается обычно увеличением к краям зерна количества пиропа, что свидетельствует о росте зерна граната на прогрессивном этапе 174
20 Пироп 50 Пироп Патом Хамар-Дабан Чуя Хамар-Дабан Патом Альмандин Чуя Спессартин Гроссуляр Рис Изменение состава граната с ростом метаморфизма в фациальных сериях повышенного (Патом) и низкого (Хамар-Дабан) давлений. метаморфизма при повышении температуры (рис. 10.5). Обратная зональность с ростом концентрации марганца в краевых зонах зерен граната со снижением содержаний магния характерна для регрессивного этапа метаморфизма. Таким образом, по изменению состава граната по профилю зерен можно расшифровать температурный ход метаморфизма во времени. А А Mn Fe Ca Mn Mg а Mg B B С С Mn Mg Ca б Fe Mg Mn Пироксены характерны, главным образом, для пород амфиболитовой и гранулитовой фаций метаморфизма, развивающихся по базитам, туффитам, карбонатным породам. Они представлены двумя подгруппами: ромбическими гиперстенами и моноклинными диопсидами. Гиперстен является промежуточным членом изоморфной бескальциевой серии энстатит (Mg 2 [Si 2 O 6 ] ферросилит (Fe 2 [Si 2 O 6 ]. Моноклинные пироксены являются членами диопсид-геденбергитовой изоморфной серии CaMgSi 2 O 6 D D Рис Зональный рост зерен граната а на прогрессивном этапе с обогащением ядра Mn, а краевой части Mg (прогрессивная зональность) и б на регрессивном этапе с нарастанием более низко температурных, обогащенных спессартином краевых зон. Включения: темные чешуи биотита, белые - кварц Внизу приведены профили изменения состава гранатов по главным катионам. 175
21 CaFeSi 2 O 6. Для пироксенов характерен изоморфизм Mg Fe, который также связан как с составом пород, так и с изменением температуры и давления при метаморфизме. В породах серий ультравысоких давлений в моноклинных пироксенах развивается другой тип изоморфизма Ca(Mg, Fe) NaAl. Жадеиты, омфациты с высокими содержаниями натрия и алюминия являются главными признаками высокобарического метаморфизма. Обширную группу представляют амфиболы, широко развитые в метапородах основного и среднего состава. Это сложные по составу и особенно по вариантам изоморфных замещений минералы. Широко распространены достаточно низкотемпературные моноклинные Ca-содержащие актинолиты Ca 2 (Mg, Fe) 5 [Si 8 O 22 ](OH, F) 2, которые в амфиболитовой и гранулитовой фации сменяются роговыми обманками с повышенным содержанием Al 2 O 3 и TiO 2. Существует ряд Fe-Mg (бескальциевых) моноклинных амфиболов серии куммингтонит-грюнерит, характерный для метаморфических пород низких давлений. В породах высоких давлений, как и в пироксенах, проявляется изоморфизм Ca(Mg, Fe) NaAl с развитием щелочных амфиболов ряда глаукофанов. Они имеют в шлифах синие и фиолетовые окраски, за что вся метаморфическая глаукофансланцевая фация получила еще одно название голубых сланцев. Ромбические Mg-Fe амфиболы ряда антофиллит-жедрит встречаются в региональных и контактовых метаморфических породах. Минералы группы эпидота цоизита (FeAlSiO 4 - CaAlSiO 4 ) наиболее характерны для сланцев среднетемпературных зон метаморфизма: железистые эпидоты (для сланцев основного состава), клиноцоизиты и чистые кальциевые цоизиты. Последние образуются при распаде основного плагиоклаза на альбит и цоизит при метаморфизме габбро и базальтов в условиях повышенных давлений, а также в карбонатных сланцах с туфовым материалом. Полевые шпаты одна из самых распространенных групп метаморфических минералов. Широко известный ряд Ca-Na полевых шпатов плагиоклазов встречается в метаморфических породах самого разного состава и во всем интервале РТ условий метаморфизма. В низкотемпературных фациях метаморфизма терригенных и магматических пород устойчив альбит, который развивается не только по более Саплагиоклазам исходных пород, но и по калишпату. При этом кальций уходит в цоизит, а калий в слюды. С повышением температуры натрий в плагиоклазе постепенно замещается кальцием с параллельным замещением кремния алюминием. В высокой зеленосланцевой и амфиболитовой фациях плагиоклаз представлен уже олигоклазом и андезином. При кислом составе пород андезин может сохраняться до высоких температур. В породах основного и карбонатного состава он достигает состава битовнита анортита. 176
22 При повышении давления все более устойчивым оказывается альбит, а кальций переходит в минералы ряда эпидот цоизит. При очень высоких давлениях альбит также становится неустойчивым: кальций переходит в лавсонит, а натрий в глаукофаны, жадеиты и омфацит. Калиевые полевые шпаты в метаморфических породах представлены микроклином и ортоклазом, различающимися степенью структурной упорядоченности. В разупорядоченный более высокотемпературный ортоклаз входит больше изоморфной примеси натрия. Он возникает при 650º С путем распада мусковита на калишпат и воду. Калишпаты устойчивы только в условиях амфиболитовой и гранулитовой фаций метаморфизма. В группе метапелитов, имеющих наиболее богатый минеральный состав, встречаются специфические минералы, содержащие много алюминия и железа и характерные только для метаморфических пород. Прежде всего это полиморфы силикатов алюминия андалузит, кианит (дистен) и силлиманит. Они имеют одинаковый состав Al 2 SiO 5, но разную кристаллическую структуру, что определяет их устойчивость при различных РТ-параметрах. Андалузит устойчив при низких давлениях и температурах. При повышении давления он сменяется кианитом, а при повышении температуры оба они замещаются силлиманитом. Само их наличие в породе является функцией состава (высокой глиноземистости) породы, а полиморфная разновидность служит индикатором температур и давлений метаморфизма. Хлоритоид (Fe 2+, Mg, Mn) 2 Al 4 [SiO 4 (OH) 2 O] 2 характерен для высоко железистых и глиноземистых пород низкой степени метаморфизма. Он образует зеленые удлиненные кристаллы среди войлока слюд и хлорита и отличается от амфиболов аномальными голубыми и зеленовато-серыми окрасками в скрещенных николях. С увеличением степени метаморфизма до амфиболитовой фации он сменяется ставролитом (Fe 2+, Mg)(Al, Fe 3+ ) 9 O 6 [SiO 4 ] 4 (O, OH) 2. Название происходит от слова «ставрос» - крест, он встречается в виде ромбических длинных темно коричневых кристаллов, которые часто образуют крестообразные сростки. Оба минерала наиболее характерны для метаморфизованных кор выветривания, где они слагают до % породы. Кордиерит (Mg, Fe 2+ ) 2 Al 3 [Si 5 O 18 ] кольцевой силикат магния, железа и алюминия. В силу своей кольцевой, рыхлой структуры встречается в фациях низкого давления регионального и контактового метаморфизма. Состав его меняется от чисто магнезиальных до высоко железистых разновидностей в зависимости от состава исходных пород и температуры, а в каналах его структуры может «прятаться» целый ряд элеменов- 177
23 примесей, в том числе летучих компонентов. Чисто магнезиальный кордиерит прозрачен, имеет сине-фиолетовый, переливающийся цвет и приобретает ювелирную ценность. Лавсонит CaAl 2 [Si 2 O 7 ](OH) 2 H 2 O можно рассматривать в качестве водного аналога анортита. Этот минерал является индикатором метаморфизма высоких давлений и демонстрирует расширение полей устойчивости водосодержащих минералов при повышении давления. Характерен для низко метаморфизованных основных пород. Волластонит Ca[SiO 4 ] образуется в карбонатных породах высоких степеней метаморфизма и продуктах их метасоматического преобразования при относительно низких давлениях. Таким образом, состав всех минералов переменного состава в метаморфических породах зависит от двух факторов исходного состава породы и параметров метаморфизма. При перекристаллизации породы на каждой новой, более высокой ступени метаморфизма происходит миграция и перераспределение элементов в новые минералы в направлении уплотнения структур и более низкого содержания воды (дегидратации минералов). Зависимость состава минералов от РТ-условий метаморфизма настолько закономерна, что позволила разработать целый ряд минеральных геотермометров и геобарометров, которые более подробно мы рассмотрим в дальнейшем. Метаморфизм пород различного состава Преобразование минеральных ассоциаций осадочных, вулканических и интрузивных пород под воздействием повышения температур и давлений начинается при выходе параметров за пределы полей термодинамической устойчивости составляющих исходные породы минералов. Другими словами, для начала метаморфических реакций нужен заметный перегрев породы. При этом давление способствует протеканию реакций с образованием минералов меньшего объема, а температура более высокотемпературных минералов, часто имеющих больший объем. Результирующие парагенезисы, удовлетворяющие влиянию и того, и другого фактора, формируются в реакциях, прежде всего, дегидратации и декарбонатизации минералов. Например, в зеленосланцевой фации за счет хлорита образуется более плотный и безводный гранат с выделением воды, а при переходе к высокой амфиболитовой фации мусковит разлагается с формированием ортоклаза и воды: KAl 2 [AlSi 4 O 10 ](OH) 2 + SiO 2 KAlSi 2 O 8 +Al 2 SiO 5 + H 2 O мусковит кварц ортоклаз силлиманит вода Реакции дегидратации и декарбонатизации являются главными реакциями прогрессивного этапа метаморфизма. Метаморфизм происходит путем перекристаллизации породы в твердом состоянии: минералы, неустойчивые при новых 178
24 значениях Т и Р, реагируют между собой через пленку межзернового флюида с образованием других минералов, находящихся в равновесии при новых условиях. Наличие водного раствора и геологическое время являются главными условиями полного протекания метаморфических реакций. Осадочные породы до литификации содержат до % воды. В результате уплотнения и преобразований при диагенезе и катагенезе часть этой воды удаляется, часть поглощается гидрослюдами, и к началу собственно метаморфизма морские осадки содержат % воды. К этому моменту обломочные породы бывают мало изменены. В глинистых осадках при диа- и катагенезе формируются гидрослюды иллит, смектит, монтмориллонит, каолин, диаспор. При повышении температуры гидрослюды замещаются хлоритом и серицитом, серицит мусковитом, пирофиллит и хлоритоид андалузитом и ставролитом, хлорит гранатом, затем появляются калишпат, силлиманит. При этом развиваются все более плотные и безводные парагенезисы, а порода в целом теряет % воды и 5-10 % объема. Выделяющаяся при реакциях вода и обеспечивает наличие флюида в породе, хотя большая ее часть выдавливается из породы и уходит в область более низких давлений. Интрузивные и вулканические породы, изначально имеющие высокотемпературные парагенезисы, неравновесны в условиях низкотемпературного метаморфизма и реагируют с метаморфогенными растворами с формированием водосодержащих низкотемпературных минералов (но только при наличии этих растворов). Пироксены и амфиболы в них замещаются хлоритами, оливины серпентином, основные плагиоклазы срастаниями цоизита и альбита. Зачастую это происходит еще на морском дне. Таким образом, в осадочно-вулканогенной толще развитие зеленосланцевого метаморфизма будет прогрессивным процессом для осадков, но регрессивным для вулканитов. При дальнейшем повышении степени метаморфизма в основных метавулканитах также развиваются маловодные минералы. Породы превращаются в амфиболиты и двупироксеновые плагиосланцы. То есть метаморфизм для всей толщи становится прогрессивным. При этом амфиболиты, сформировавшиеся за счет осадочных туффитов и основных граувакк, с одной стороны, и базальтов с другой, внешне становятся неразличимыми, и их природа диагностируется только геохимическими методами. Метаморфические породы, образовавшиеся за счет осадков (метаосадки) называют еще парапородами, а за счет изверженных пород ортопородами. Карбонатные породы доломиты и известняки, испытывают перекристаллизацию с разложением (декарбонатизацией) железистых и магнезиальных карбонатов, превращаясь в мраморы. Флюидная фаза этих пород состоит преимущественно из CO