» » Метаморфиты регионального, локального, регрессивного и контактового метаморфизма, а также метасоматизма и динамометаморфизма

Метаморфиты регионального, локального, регрессивного и контактового метаморфизма, а также метасоматизма и динамометаморфизма

02.08.2016

Образование большей части метаморфических пород (метаморфитов) связано с процессами регионального, локального, регрессивного и контактового метаморфизма, а также с метасоматизмом и динамометаморфизмом. К числу главных типов этих пород относятся различные сланцы (глинистые, филлитовые, кристаллические), гнейсы, амфиболиты, мигматиты, кварциты, роговики, мраморы и эклогиты.
При полном наименовании метаморфической породы дается ее корневое название (например, сланец, гнейс и т. п.) и определение к нему, в котором перечисляются все входящие в породу минералы (обычно не более 4-5) в порядке возрастания их количества в породе. На первое место помещается минерал, присутствующий в наименьшем количестве. Минерал, содержащийся в количестве менее 5%, в название горной породы не включается. Например, слюдяной сланец, ставролитовый сланец, гранит силлиманит-гиперстеновый сланец и т. д. Если содержание слюды меньше кварца, горную породу называют слюдяно-кварцевым сланцем, а при обратных количественных соотношениях — кварцево-слюдяным сланцем.
Ниже дано краткое описание основных видов метаморфических пород.
Глинистый (аспидный) сланец [греч, «аспидос» — щит] — наименее метаморфизованная горная порода, возникшая по глиноземистым (пелитовым) исходным, обычно геосинклинальным отложениям; относится к глинистосланцевой фации метаморфизма.
Метаморфизм горных пород этой фации, видимо, происходил в стадии погружения и осадконакопления геосинклинального трога. Рассматриваемая фация метаморфизма находится на границе диагенезиса осадков и в этом отношении трудно отличима от последнего процесса (первые метаморфические реакции начинаются приблизительно в пределах температуры 220° С).
Глинистые (аспидные) сланцы представляют собой черные либо темно-серые горные породы, обладающие четко выраженной сланцеватой текстурой и состоящие из серицита, гидрослюд (образующие при наличии в глинистых осадках щелочных металлов — KOН и NaOH), хлорита, кварца, кальцита, каолина, глинисто-углистого вещества, сульфидов железа и акцессориев. К этой фации метаморфизма относятся горючие сланцы, магнетитовые, гематитовые, марганцево-рудные, пятнистые и другие глинистые сланцы (рис. 88, 89).
Метаморфиты регионального, локального, регрессивного и контактового метаморфизма, а также метасоматизма и динамометаморфизма

Характерной особенностью химического состава глинистых сланцев является преобладание магния над кальцием (MgO 1—4%, CaO О—2%) и калия — над натрием (K2O 2—7%, Na2O 0,5-2,5%).
Филлит [греч. «филлон» — лист, «филлитэс» — листоватый] — метаморфит, образованный по глиноземистым (пелитовым) осадкам в условиях филлитовой (зеленосланцевой) фации метаморфизма, С переходом в эту фацию содержание слюдистых минералов растет, и горная порода обнаруживает большую кристалличность. В филлитах неустойчивым становится каолин с кварцем, вытесняемый пирофиллитом. В железистых разновидностях филлитов возникают хлоритоид и марганцевая разновидность этого минерала — оттрелит, устойчивые также в слюдяных сланцах, образованных в условиях слюдяно-плагио-гнейсовой (эпидот-амфиболитовой) фации метаморфизма.
Метаморфиты регионального, локального, регрессивного и контактового метаморфизма, а также метасоматизма и динамометаморфизма

Филлит — макроскопически темная, тонкозернистая, тонкосланцеватая горная порода, чешуйчатый минерал которой представлен светлой слюдой (серицитом, мусковитом), придающей шелковистый блеск поверхностям сланцеватости. Общее количество серицита с мусковитом, хлоритом и биотитом нередко превышает 50%. Следующим главным минералом является кварц; если его больше, чем сумма слюды с хлоритом, горную породу называют кварцевым филлитом, Наиболее распространенной разновидностью рассматриваемого типа горной породы являются серицитовые филлиты.
Кроме того, в состав филлитов, включая и перечисленные выше минералы, входят: кварц, светлая слюда (серицит, мусковит), хлорит, хлоритоид, пирофиллит, стильпномелан, фенгит, парагонит, хрупкие слюды, турмалин, рутил, углистые минералы, графит, гематит, магнетит, пирит. В некоторых филлитах встречаются тонкие аллотриоморфные агрегаты альбита с кварцем и слюдой, гранат крайнего железистого или марганцовистого состава ряда альмандин — спессартин в ассоциации с бурой магнезиальной слюдой (рис. 90).
Метаморфиты регионального, локального, регрессивного и контактового метаморфизма, а также метасоматизма и динамометаморфизма

Кристаллический сланец — понятие, объединяющее обширную группу средне- или крупнозернистых метаморфических пород (метаморфитов), в которых, в отличие от филлитов, отдельные минералы могут диагностироваться макроскопически.
Характерной особенностью кристаллических сланцев является ясно выраженная сланцевая текстура, которая в одних случаях может отвечать унаследованной слоистости исходных (материнских) горных пород, усиленной кристаллизационной сланцеватостью, развивающейся при метаморфизме, а в других может быть обусловлена метаморфическими процессами (рис. 91, 92).
Метаморфиты регионального, локального, регрессивного и контактового метаморфизма, а также метасоматизма и динамометаморфизма

Сланцеватость — это разновидность кливажа течения. Она возникает в горных породах подвергшихся метаморфизму, в результате параллельного расположения таблитчатых, чешуйчатых и длинновытянутых минералов, с образованием делимых плоскостей. Сланцеватость может зародиться и в массивных породах при процессах высокотемпературного метаморфизма и одновременных складчатых (стрессовых) деформаций (текстуры течения). К последним относится также плойчатость в метаморфических породах. Кристаллические сланцы от гнейсов (см. ниже) отличаются меньшим (не более 20%) содержанием полевого шпата.
Метаморфиты регионального, локального, регрессивного и контактового метаморфизма, а также метасоматизма и динамометаморфизма

Различные кристаллические сланцы образуются в основном при региональном метаморфизме в большом диапазоне PT, в условиях лавсоннт-глаукофановой, слюдяно-плагиогнейсовой (эпидот-амфиболитовой), биотит-силлиманит (кианит)-гнейсовой (амфиболитовой), гранат-кордиерит-гнейсовой (пироксен-амфиболитовой) и гранат-кордиерит-гиперстен-гнейсовой (гранулитовой) фаций. Минеральный их состав соответственно сильно изменчив. Структура кристаллических сланцев может быть лепидобластовой, гранобластовой, нематобластовой, фибробластовой, порфиробластовой и др.
Гнейс [предположительно от славянского «гнус», «гноец» — гнилой] в отличие от кристаллического сланца представляет собой полевошпатсодержащий метаморфит. Яснокристаллическая, средне- или крупнозернистая (размер зерен больше 0,2 мм) порода, поэтому зерна различимы макроскопически. Текстура отчетливо сланцеватая, часто тонкополосчатая (гнейсовая). Плоскости сланцеватости раскалываются на пластины и плитки толщиной от нескольких сантиметров до нескольких дециметров, обычно по слюдяным или амфиболовым прослоям, либо параллельно удлинению вытянутых призматических минералов. В преобладающих кварц-полешпатовых частях сцепление между зернами прочнее, чем в сланцах. Гнейс по сравнению с кристаллическим сланцем имеет более грубую, но идеально ровную отдельность (сланцеватость). Минеральный состав тот же, что и у гранулитов: кварц, калиевый полевой шпат (микроклин, микроклин-пертит, ортоклаз), плагиоклаз, фемический минерал и акцессорные (графит, апатит, циркон, сфен и др.).
Различают парагнейсы, сформировавшиеся в результате интенсивного метаморфизма осадочных пород, и ортогнейсы, возникшие по вулканитам, туфам и, по-видимому, по интрузивным породам. Встречаются бескалишпатовые гнейсы, называемые плагиоклазовыми гнейсами (плагиогнейсами).
В гнейсах могут содержаться биотит, мусковит, амфибол, пироксен, корднерит, гранат, дистен, силлиманит и др. Если содержание какого-либо из них превышает 5%, то он может входить в название породы, например, биотитовый, мусковитовый, биотит-мусковитовый (двуслюдяной), дистен-ставролит-гранат-биотитовый и т. д. гнейсы. Структура гнейсов гранобластовая, лепидо-гранобластовая, порфиробластовая и др.
Амфиболит — метаморфическая среднезернистая горная порода, возникшая большей частью но базитам и их туфам, реже за счет мергелей и граувакков. Текстура в большинстве случаев массивная, реже сланцеватая, структура гранобластовая, нематобластовая, фибробластовая. Главными минералами являются амфибол и плагиоклаз, но присутствуют и другие, которые входят в название горной породы. Так, различают: пироксеновые, биотитовые, гранатовые, кианитовые, скаполитовые, цоизитовые, эпидотовые и другие амфиболиты.
Мигматит [греч. «мигма» — смесь] — метаморфическая порода, образовавшаяся в результате привноса (инъекции) извне лейкократового, главным образом кварц-полевошпатового (кремния и щелочей) материала в виде стадийно поступающих растворов или магмы. Проникновение поступающего материала легко происходит вдоль плоскостей сланцеватости исходных сланцев, с образованием горной породы в виде слоеного пирога (послойный мигматит). Наблюдается чередование преобразованного исходного сланцевого, обычно темного материала (палеосома) с привнесенным, чаще светлым материалом (неосома). Светлый привнесенный материал называют лейкосомой, которая обогащена по сравнению с палеосомой светлыми минералами (кварц, полевой шпат), но неосома может состоять и из темных минералов (биотит, амфибол, кордиерит и др.); в таком случае ее называют меланосомой.
По генезису среди мигматитов различают артериты и вениты. Артерит — это послойный инъекционный мигматит, венит — это мигматит, жильный материал которого выделяется из исходных горных пород (пород субстрата) в результате выборочного (селективного) выплавления низкотемпературного кварц-полевошпатового материала.
Пo текстурным особенностям выделяются мигматиты полосчатые или послойные (равномерно- или неравномерно-полосчатые, слоистополосчатые), линзовидно-жильиые, агматитовые, или агматиты (глыбовые, фореловые, брекчиевидные), диктионитовые, или диктионнты (ветвистые, сетчатые, ветвисто-жилковатые), птигматитовые, или птигматиты, складчатые (плойчатые), небулитовые, или небулиты (анатекситы, стиктолиты, теневые, пятнистые и др.), порфиробластовые, очковые (офтальмиты, линзовые, желвакообразные) и др. Наиболее распространены полосчатые, очковые, теневые и ветвистые мигматиты.
Мигматиты обычно образуются в условиях эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций, реже при более высоких температурах. Главными составляющими минералами мигматитов являются кварц, калишпат, плагиоклаз, слюда и др., а также гранитоидные акцессории.
При образовании мигматитов эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма в минеральном парагенезисе дополнительно могут участвовать, кроме мусковита и биотита, гранат спессартин-альмандинового ряда, кордиерит, андалузит и турмалин. При формировании мигматитов амфиболитовой фации дополнительным компонентом парагенезиса служат пироксен, роговая обманка, биотит, гранат альмандинового ряда и кордиерит.
Кварцит — зернистая горная порода, состоящая более чем на 80% из зерен кварца, видимых невооруженным глазом и сцементированных тонкозернистым кварцевым материалом. Гипергенные кварциты возникают в зоне окисления меди о колчеданных месторождений и служат поисковым признаком последних. Метаморфические (изометаморфические) кварциты образуются в различных PT условиях, обычно из кварцевых песчаников. На более низкой ступени метаморфизма образуются кварцитовидные породы и метааркозы, на более высокой — сланцеватые кварциты, джеспилиты, виридиновые кварциты и полевошпатово-кварцевые гнейсы. В минеральный состав различных кварцитов, кроме кварца, могут входить: слюда, плагиоклаз, тремолит, силлиманит, кианит, спессартин, диопсид, апатит и др.
В геологической практике кварцитом называют плотную и крепкую горную породу, состоящую почти исключительно из кремнезема — кварца или смеси последнего минерала с опалом и халцедоном. Кварцит используется в качестве строительного камня и кислотоупорного материала; главное его применение — производство огнеупорного кирпича (динаса) в виде флюса в металлургии.
Кварциты могут образоваться также по различным вулканитам — обычно по липаритам (риолитам) и андезитам, реже по базальтам — метасоматическим путем в поствулканическую стадию вулканизма в условиях интенсивного привноса восходящими растворами кремнезема. Такие кварциты носят название вторичных (метасоматических).
Роговик — мелко- и тонкозернистая плотная, обычно контактово-метаморфическая порода, образованная по различным исходным горным породам, главным образом по глинистым осадкам, реже по вулканитам, чаще в контакте с гранитоидами, реже — с относительно менее кремнекислотными плутонами. Нередки случаи возникновения роговиков вне связи с интрузиями.
У роговиков сланцеватость отсутствует, они раскалываются при ударе на остроугольные обломки. Поверхности тонких сколов тонкозернистых разновидностей роговиков напоминают роговое вещество, откуда и произошло название породы. Минеральный состав роговиков очень разнообразен, что зависит от условий их образования. В состав роговиков могут входить следующие минералы: кварц, слюда (мусковит, биотит), полевой шпат (плагиоклаз, калишпат), эпидот, гранат андалузит, силлиманит, кордиерит, ставролит, пироксен (ромбический, моноклинный), амфибол и др. Структура роговиков гранобластовая (роговиковая), представляющая собой мозаику из мелких равновеликих минеральных зерен.
Мрамор — общее наименование для мелко-, средне- и крупнокристаллических зернистых горных пород, возникших по известнякам, доломитовым известнякам и доломитам в приконтактовой зоне с крупными телами гранитоидов и в результате регионального метаморфизма известковых осадков в различных PT условиях. Структура мраморов гранобластовая. При начальном метаморфизме в условиях глинистосланцевой (аспидносланцевой) фации известковистые породы слегка раскристаллизовываются, в результате чего возникают мраморизованные известняки. В условиях все более высокотемпературного метаморфизма образуются следующие мраморы: 1) кварц-доломитовый и тремолит-кальцитовый (филлитовая, или зеленосланцевая, фация), 2) кальцит (хлорит, кварц)-лавсонитовая порода (лавсонит-глаукофановая фация), 3) кианит-кварц-кальцитовый, плагиоклаз-корунд-кальцитовый, цоизит-корунд-кальцитовый и кварц-плагиоклаз-диопсид-доломитовый (слюдяно-плагиогнейсовая, или эпидот-амфиболитовая, фация), 4) форстерит-кальцитовый, диопсид-доломитовый и волластонит-кальцитовый (биотит-силиманит(кианит)-гнейсовая, или амфиболитовая, фация), 5) волластонит-ллагиоклаз-кальцитовый, кварц-гроссуляр-кальцитовый и периклаз — кальцитовый (гранат-кордиерит-гнейсовая, или пироксен-амфиболитовая, и гранат-кордиерит-гиперстен-гнейсовая, или гранулитовая, фации).
Таким образом, волластонит-кальцитовые мраморы могут находиться в ассоциации с высокотемпературными силлиманитовыми гнейсами. Однако среди архейских силлиманитовых и даже гиперстеновых гнейсов Алданского и Сино-Корейского щитов и Украинского кристаллического массива развиты не волластонит-кальцитовые, а кварц-кальцитовые мраморы, относящиеся к более низкотемпературной метаморфической фации; это, по-видимому, вызвано более высоким давлением CO2 при метаморфизме, что впервые было отмечено Д.С. Коржинским. Этой же причиной объясняются многие другие парагенетические особенности карбонатных метаморфитов, в частности, отсутствие периклаза даже в наиболее высокотемпературной гранат-кордиерит-гиперстен-гнейсовой (гранулитовой) фации, развитие доломитовых мраморов и ограниченная устойчивость форстерит-кальцитовых мраморов, вытесняемых диопсид-доломитовыми мраморами (биотит-силлиманит (кианит)-гнейсовая, или амфиболитовая фация). Устойчивость форстерит-кальцитовой и доломит-диопсидовой минеральной ассоциации отвечает температуре 500—600 °C.
Минеральный состав форстерит-кальцитовых и диопсид-доломитовых мраморов, кроме включенных в них названий главных составляющих, следующий: шпинель, паргасит, минералы группы гумита, замещающие форстерит и магнезит (последний присутствует в доломит-форстерит-магнезиальных мраморах). При повышенном содержании в исходных доломитовых осадках кремнезема, почти чисто доломитовые мраморы сменяются форстерит-кальцитовыми, содержащими диопсид, флогопит, шпинель, магнетит, переходящими в диопсид-кальцитовые, которые могут содержать также гроссуляр, плагиоклаз, волластонит или кварц. Мощные пласты волластонитовых мраморов слагают регионально-метаморфизованные в условиях гранулитовой фации гнейсовые комплексы.
Регрессивный метаморфизм вызывает переход диопсид-доломитовых мраморов в доломитовые с диопсидовыми или паргаситовыми каймами вокруг форстеритов и далее в тремолит-кальцитовые с полным вытеснением диопсида и возникновением ассоциации тремолит—кальцит—кварц,
В среднетемпературных условиях возникают тремолитовые мраморы с тальковой минерализацией, а в низкотемпературных — кварцсодержащие доломитовые и магнетитовые метаморфиты, в которых магнезиальные силикаты неустойчивы. Кварц-магнезиальная минеральная ассоциация нередко образуется по ультрамафитам под воздействием восходящих углекислых растворов.
Мраморы способны принимать полировку; они широко используются для создания скульптурных и различных архитектурных и культурных памятников, а также в строительстве. Мраморы, содержащие брусит (MglOH)2; сингония тригональная) в количестве 25—50% и образовавшиеся при высокотемпературном метаморфизме доломитовых осадков, используются для получения гранулированной магнезии и металлического магния — сырья для производства огнеупорных материалов, специальных сортов бумаги, и др.
Эклогит [греч. «эклоге» — отбор, сортировка] по химическому составу относится к основным горным породам (габбробазальтам). По существу является двуминеральной породой, состоящей из травяно-зеленого моноклинного пироксена (омфацита) и красного или красно-бурого граната. Парагенезисы: омфацит + гранат с дистеном или ромбическим пироксеном (рис. 93).
Метаморфиты регионального, локального, регрессивного и контактового метаморфизма, а также метасоматизма и динамометаморфизма

Эклогиты развиты в виде многочисленных линзовидных тел среди горных пород различной фациальнон принадлежности, вследствие чего их выделение в качестве самостоятельной минеральной фации вряд ли оправдано,
Генезис эклогитов до сих пор остается дискуссионным. Одни исследователи, в частности П. Эскола, считают, что они вынесены магмой из верхней мантии Земли, либо кристаллизовались из генерированной в верхней мантии магмы в условиях высоких температур и давлений. Другая группа геологов рассматривает эклогиты как метаморфические образования, возникшие как по магматическим, так и по осадочным породам.
Дискуссия о происхождении эклогитов касается также вопроса о роли давления при их образовании. Современное состояние науки о синтезе минералов дает достаточные основания не сомневаться в решающей роли высоких давлений при формировании эклогитов, однако причины, обусловившие возникновение этого давления, не всегда ясны, ибо некоторые геологические данные указывают на происхождение эклогитов па небольших (средних) глубинах.
Некоторые ученые, в частности В.С. Соболев в статье, опубликованной в 1961 г., допускает возникновение высоких давлений в зонах глубинных разломов, что подтверждается рядом данных. Об этом говорят и исследования Н.Г. Удовкиной, которая отмечает развитие эклогитов, жадеититов и лавсонит-глаукофановых пород вдоль всей зоны Главного Уральского надвига, от Полярного Урала до Южного.
Н.Ф. Татришвили в 1969 г, на Северном Кавказе в зоне Главного хребта в бассейне р. Бол. Лабы среди палеозойских амфиболитов описала небольшой выход эклогитов. Главными минералами этих эклогитов являются моноклинный пироксен типа омфацита, порфиробластический гранат (альмандин 51,2%, андрадит 23,5%, пироп 19,1% спессартин 3,9%, гроссуляр 2,3%), обыкновенная роговая обманка, богатая Na2O; второстепенными — эпидотовый минерал, мусковит, кальцит, кварц; акцессорными — рутил, пирит. Структура порфиробластовая, симплектитовая.
Эклогиты Северного Кавказа, как и эклогиты многих других регионов, подвергнуты регрессивному метаморфизму, выразившемуся в процессах амфиболизации, мускоонтизации, эпидотизации и окварцевания. Наиболее распространенным является первый из перечисленных процессов — амфиболизация. Начинается ока с периферической части зерен моноклинного пироксена (омфацита) с образованием симплектитовых прорастаний. Постепенно симплектитовый агрегат захватывает материнский минерал целиком и последний полностью замещается роговой обманкой, и эклогиты преобразуются в диафторические гранатовые амфиболиты. Последнее обстоятельство указывает на то, что кавказские эклогиты, включенные в базитах, возможно, имеют мантийное происхождение.
В настоящее время по составу входящих в них гранатов выделяются три типа эклогитов. К первому типу относятся эклогиты, включенные в кимберлитах, базальтах, ультрабазитах (дунитах, перидотитах). Содержащиеся в них гранаты гораздо более богаты пироповым компонентом, чем гранаты эклогитов следующего типа. Содержание в гранате пироповой и альмандин-спессартиновой составляющих соответственно равно 70 ± 8 и 16 ± 10 мол. %. Второй тип эклогитов образует слои и линзы в породах гранулитовых комплексов (гнейсов, мигматитов) и амфиболитов. Содержание отмеченных выше компонентов соответственно составляет: 44 rt 7 и 38 — 7 мол. %. Третий тип — это эклогиты, образующие слои, линзы и включения в альпинотипных метаморфических образованиях (лавсонит-глаукофановых породах и др.), гранаты которых отличаются ничтожным содержанием пироповой составляющей: так, указанные выше гранатовые компоненты в третьем типе эклогитов содержатся соответственно в количестве 10 ± 4 и 62 ± 10 мол. %.
На этом основании можно заключить, что эклогиты первого типа формировались в верхней мантии при очень высоких давлении и температуре, эклогиты второго типа возникли в нижней части земной коры (в базальтовом слое) при высоком давлении, но относительно низкой температуре, сравнительно с температурой формирования эклогитов первого типа, эклогиты третьего типа образовались опять-таки в базальтовом слое земной коры, где условия давления были примерно те же, но температура была гораздо ниже.
Эклогиты, перемещенные из первоначального места возникновения в более высокие уровни земной коры (в условия меньших давлений и большого количества H2O), подвергаются наложенным процессам в различной мере. В местах их обнажения нередко наблюдаются переходы от слабо преобразованных эклогитов через эклогитовые амфиболиты, содержащие уцелевшие реликты граната и омфацита совместно с новообразованными плагиоклазом и роговой обманкой, до нормальных амфиболитов. Порой омфацит вначале замещается мирмекитоподобными прорастаниями диопсида и плагиоклаза, переходящими затем в ассоциацию минералов: амфибол — плагиоклаз — альмандин. Во внутренних Пеннинских зонах Швейцарских Альп эклогиты мелких выходов претерпевают интенсивный регрессивный метаморфизм с образованием глаукофан-хлоритоид-гранат-эпидот-парагонит-мусковитых сланцев.
Петрохимия. Метаморфические породы сравнительно с магматическими более низкотемпературные. Температуры становления двух названных крупных генетических групп горных пород соответственно находятся в пределах 800—200 и 1200—700° С. В метаморфические породы не входят, либо играют в них подчиненную роль, такие высокотемпературные минералы, как оливин, магнезиальные пироксены и основные плагиоклазы; они вытесняются водными и другими минералами, в состав которых входят алюминий в шестерной координации и карбонаты, что обусловливает высвобождение из минералов SiO2 в форме кварца из горных пород с низкой кремнекислотностью (хлоритовые и серицитовые сланцы, амфиболиты и др.) в условиях низко- и среднетемпературного метаморфизма. Поэтому в метаморфнтах, в отличие от магматитов, кварц утрачивает свою важную классификационную роль. То же можно сказать о фельдшпатоидах, что объясняется их редким присутствием в метаморфитах: они встречаются лишь в высокотемпературных щелочных кристаллических сланцах, описываемых иногда под названием нефелиновых и эгирин-нефелиновых гнейсов.
Аналогично магматитам метаморфиты согласно петрохимической систематике также делятся на два главных ряда — щелочноземельный и щелочной.
Петрохимические особенности метаморфитов щелочного ряда выражаются присутствием в их минеральном составе глаукофаиа (лавсонит-глаукофановые породы) и других щелочных амфиболов, жадеита и омфацита (жадеититы и эклогиты), эгирина и рибекита (щелочные гнейсы), нефелина (щелочные кристаллические сланцы) и др.
По содержанию кремнезема щелочные метаморфиты разделяются на ряд групп. Граница между метаморфитами основного и среднекремнекислотного состава отвечает интервалу SiO2 52—60%, которому соответствуют метаморфиты, промежуточные между амфиболитами (SiO2 45—52%) и типичными гнейсами (SiO2>60%).
Многие петрологи отмечают щелочноземельный характер региональных метаморфитов. Такой же характер имеют и типичные геосинклинальные отложения, в результате регионального метаморфизма (изохимического) которых они образовались. Породы щелочной серии (ряд Б на рис. 17), приуроченные к геосинклиналям, возникают после полного прекращения собственно геосипклинального режима и интенсивной активности послемагматических восходящих растворов щелочного состава, производящих аллометаморфические и метасоматические изменения в уже существующих как осадочных и осадочно-вулканогенных, так и магматических (вулканических и интрузивных) породах, В результате этого процесса возникают различные щелочные горные породы.
Геосинклинальные глинистые отложения по содержанию щелочей различны. Глины, в которых натрий преобладает над калием, имеют ограниченное распространение. Они известны в альпинотипных офиолитовых поясах (входящий в них пелитовый материал по составу соответствует грауваккам и мафитовым вулканитам). Глинистые отложения играют существенную роль в осадочно-вулканогенных геосинклиналях. В них отмечается преобладание калия над натрием. Количественная роль калия еще более возрастает в существенно терригенных геосинклиналях, что выявляется и в продуктах их регионального (изохимического) метаморфизма. Региональные метаморфиты калиевого ряда (от филлитов до гнейсов), исходные геосинклинальные отложения которых имели существенно терригенный характер, широко развиты в Охотском и Ханкайском массивах на Дальнем Востоке, Наннимском и Кимческом в Корее, в массиве Брокен-Хилл в Австралии. Региональные метаморфиты натриевого ряда слагают следующие офиолитовые и альбитофир-спилитовые пояса: Сангун и Самбагава на Японских островах, Сусунайский хребет о. Сахалина, францисканскую формацию Калифорнии и др.
Аллохимический метаморфизм зонального характера установлен в Срединном поясе Камчатки. Возрастание степени метаморфизма выражается следующим рядом горных пород: глинистые сланцы и филлиты → ставролитовые сланцы → андалузитовые сланцы → силлиманитовые сланцы и гнейсы → биотитовые плагиогнейсы. В этой же последовательности устанавливаются привнос натрия (повышение отношения Na2O : Al2O3) и вынос примерно такого же количества калия (снижение отношения K2O : Al2O3). Таким образом, отношение Al2O3 : (Na2O + K2O) в целом остается без изменения. При максимальном повышении степени метаморфизма, приводящей к образованию плагиогнейсов, содержащих биотит, либо биотит и гранат, происходит обогащение горной породы натрием и возрастанием общего отношения Al2O3 : (Na2O + K2O).
Аллохимический метаморфизм (метасоматизм) в палеозое Большого Кавказа устанавливается после отмирания геосинклинального режима в стадии орогенеза. Среди различных серий и свит метаморфитов здесь известна так называемая безенгийская терригенная свита, в состав которой входят различные интрузивные породы как основные, так и кремнекислотные. Все они подверглись сначала региональному метаморфизму, а затем аллохимическому диафторезу метасоматическим путем.
Химические анализы этих горных пород были пересчитаны по методу Т. Барта. За исходные магматические породы были приняты окварцованные (кварцевые) габбро, претерпевшие региональный метаморфизм и в наименьшей степени затронутые метасоматическим процессом. По ним впоследствии возникли биотитовые кварцевые диориты, мигматиты и гранитоиды. В поле наблюдается постепенное обогащение исходного габброида привнесенным лейкократовым материалом и постепенные переходы, порой пятнами, названных горных пород друг в друга. Путем сопоставления количества ионов одноименных элементов была получена схема привноса и выноса материала.
Постепенное увеличение привноса вещества, обусловливающее возникновение соответствующих минералов с постепенным возрастанием их количественной роли, видно также из анализа количественно-минерального состава пород. Так, например, если в окварцованном габбро кварц составляет 5—8% и в большом количестве содержится амфибол, то в горных породах, возникших за счет габброидов — в биотитовых кварцевых диоритах, — содержание кварца возрастает до 16,5—33,3%. Кроме того, в последних породах появляется до 5% микроклина, замещающего часть альбитизированного плагиоклаза, исчезает амфибол, который преобразуется в биотит, а затем в хлорит, иногда в мусковит. В мигматитах и гранитоидах количество тех минералов, которые образуются в результате привноса кремния, натрия и калия, имеют тенденцию к дальнейшему возрастанию.
Последовательный ряд метасоматического породообразования схематически будет иметь следующий вид: кварцевое габбро → биотитовый кварцевый диорит → теневой мигматит → гранодиорит.
Преобразованию подвергаются и силлиманит-биотитовые сланцы, возникшие в результате регионального метаморфизма седиментогенных пород. За счет них образованы силлиманит-биотитовые послойные мигматиты, а при далеко зашедшем процессе — полосчатые (гнейсовидные) гранитоиды.
Во всех сравниваемых породах обнаруживается постепенное убывание ионов кальция, магния и железа. В биотитовом кварцевом диорите наблюдается резкое возрастание ионов алюминия на 57, в послойном мигматите — всего лишь на 9 и теневом мигматите — на 18 единиц. Увеличение количества ионов алюминия в биотитовом кварцевом диорите, по сравнению с окварцованным габбро, объясняется возрастанием количества полевого шпата (в диорите — плагиоклаза — 54,5%, микроклина — 5,5%; в габбро — плагиоклаза 29%). Незначительное возрастание ионов алюминия в послойных мигматитах вызвано относительно большим средним содержанием в них полевого шпата (плагиоклаза — 41,1% микроклина —7,5%).
Картина привноса—выноса материала по методу Т. Барта была изучена также на примере чегемской регионально мета-морфизованной первично терригенной свиты (докембрий — нижний палеозой), развитой на Большом Кавказе в Бечасынской тектонической зоне. Петрохимические особенности этих метаморфитов позволили разбить их на пять групп. Первая группа отвечает слабо диафторизованным, прогрессивно региональнометаморфизованным исходным седиментогенным образованиям (гранат-силлиманит-кварц-плагиоклаз-мусковитовые сланцы). Вторая группа образована в результате регрессивного метаморфизма горных пород первой группы (кварц-альбит-хлорит-мусковитовые сланцы). В третью группу входят в той или иной степени прогрессивно регионально-метаморфизовапные мафиты (габброиды, амфиболиты), преобразующиеся затем в различные диафторитовые амфибол-эпидот-кварц-хлорит-плагиоклазовые сланцы четвертой группы. Пятая группа (кварц-альбитовые породы) возникла путем интенсивного метасоматоза.
Сравнение коэффициентов Т. Барта показало, что в прогрессивно метаморфизованные седиментогенные породы в результате ретроградного метаморфизма (метасоматизма) происходил привнос не только ювенильных, но и вынесенных из смежных горных пород основных элементов, а также глинозема, т. е. имел место процесс перераспределения элементов. Петрохимически хорошо фиксируется натриево-кремниевый исходный состав восходящих растворов, привнос в диафториты натрия и кремния и вынос основных элементов. Картина миграции элементов особенно наглядно выявляется в кварц-альбитовых породах, обнаруживающих интенсивный кремниевый и натриевый метасоматоз.
По-видимому, становление метаморфитов натриевого ряда, образование смилитов и других петрохимически однотипных горных пород связано с офиолитовыми поясами и сопряженным с ними мощным мафитовым вулканизмом, а метаморфитов калиевого ряда — с мощными терригенными геосинклинальными формациями. Возможно, что для смешанных терригенно-вулканогенных геосинклиналей характерны как натриевый, так и калиевый ряды метаморфизма.
На западе Алданского щита калиевый ряд метаморфизма наблюдается там, где распространена иенгрская существенно терригенная свита; в восточных районах этого щита, где преобладают первично-вулканогенные формации, калиевый метаморфизм ограниченно развит. То же наблюдается на Канадском щите, где протерозойское обрамление архейского ядра сложено преимущественно терригенными толщами, а само ядро —первичновулканогенными образованиями; среднее содержание щелочей в этих толщах соответственно выражается следующими цифрами: Na2O 3,4%, K2O 3,4% и Na2O 4,1%, K2O 2,7%.