Шванов В.Н., Фролов В.Т., Сергеева Э.И. и др. Систематика и классификации осадочных пород и их аналогов

Подождите немного. Документ загружается.

тот или иной осадок только по названию этого компонента в том случае,

когда его содержание превышает 70%. С точки зрения номенклатуры

некоторые авторы [12, 17] предлагают, как уже упоминалось, считать эти

отложения однокомпонентными. В случае, если в осадке содержится 50—70%

осадкообразующего компонента, то все остальные компоненты приводятся

в названии как примеси в форме прилагательных, отстоящих от основного

названия тем дальше, чем меньше в осадке такого компонента. В общем

мы считаем возможным при классификации современных морских осадков

по вещественному составу основываться на тех же принципах, что и при

составлении общей гранулометрической классификации. Точно так же пос-

тупили мы и в процессе выделения групп осадков, смешанных по вещес-

твенному составу. В последнюю помещались те из них, в составе которых

не было ни одного компонента, содержащегося в количестве более 50%.

Комментируя далее прилагаемую классификационную таблицу и но-

менклатуру современных морских осадков, необходимо отметить, что в

таблице представлены лишь самые крупные подразделения. Ясно, что на

практике, если это возможно, необходимо указывать, например в легендах

к картам осадков, и более дробные их подразделения. Так, если это пески,

то естественно для преобладающей фракции необходимо отмечать в названии

крупность песчаного материала: мелко-, средне-, крупнозернистые. То же

самое относится и к алевриту, и пелиту. И еще надо отметить, что

приведенные в таблице названия конкретных литологических разностей

осадков представляют собой лишь примеры номенклатуры и, естественно,

не исчерпывают всего возможного разнообразия составов. В приведенной

классификации осадков по крупности частиц, как видно, опущены подраз-

деления наиболее грубого, псефитового, состава. Это сделано потому, что

никакой специфики в выделении псефитов среди современных осадков нет.

Они классифицируются и называются так же, как и во всех других

литологических классификациях.

Комментируя далее предлагаемые классификацию и номенклатуру

современных морских осадков отметим, что в таблице классификации и

номенклатуры по гранулометрическому составу (см. табл. XIII-5) отражены

практически все основные литотипы осадков, а в таблице классификации

осадков по вещественному составу (табл.

X111

-6) в качестве примеров

приведена лишь небольшая часть из всего огромного разнообразия раз-

личных по вещественному составу литотипов. Следует обратить внимание

на выделение самостоятельной группы глауконитовых осадков. Исследования

последних лет показали, что обогащенные этим минералом отложения

широко распространены на шельфе и верхней части материкового склона

Мирового океана. Глауконит составляет большую часть аутигенных обра-

зований, возникающих в современных океанических осадках, особенно в

условиях апвеллинга, в пределах материковых окраин. Наиболее высокое

содержание глауконита >70% отмечено Н. В. Логвиненко и Е. А. Роман-

овичем [15] в осадках верхней части континентального склона Перу и

Чили.

Своеобразие классификации и номенклатуры современных океанических

осадков по вещественному составу заключается еще и в том, что большинство

исследователей считает необходимым среди пелагических отложений цент-

ральных частей океанического дна выделять так называемые «особые»

литологические типы глубоководных илов [17, 20]. Речь идет об отложениях,

содержащих некоторые специфически океанические компоненты в количес-

тве,

меньшем 50%, однако существенным образом влияющих на общий

характер и свойства осадков. К таким компонентам (табл. XIII-7") относятся

образования, в значительной степени обогащенные аутигенными минералами

и соединениями, такими, как цеолиты (главным образом филлипсит), же-

лезо-марганцевые конкреции, оксиды железа и марганца, аутигенный смек-

тит, палагонит (продукт выветривания базальтовых вулканических стекол

290

подводных извержений)

некоторые другие.

При

этом считается целесо-

образным отмечать цеолитовую составляющую

уже при

содержании

фил-

липсита

количестве, большем

10%. В

некоторых случаях глубоководные

красные глины,

которых

основном

накапливаются указанные компо-

ненты,

содержат

50% и

более цеолитов. Такие отложения предложено

[17]

называть цеолититами.

То же

самое следует сказать

и об

оксидах железа

и марганца, которые содержатся

количестве большем

10% в так

назы-

ваемых металлоносных илах. Значительное количество этих компонентов

содержится, естественно,

составе железо-марганцевых конкреций

и ме-

таллоносных корках, которые можно рассматривать

уже как

породы. Счи-

тается,

что

упомянутые выше аутигенные компоненты океанических глубо-

ководных отложений

наибольшей степени обогащают

так

называемые

эвпелагические

илы

(аналог классической красной глубоководной глины).

Сходные осадки,

но в

заметной степени разбавленные терригенным, прежде

всего глинистым, материалом предлагается называть миопелагическими

[20].

Кроме охарактеризованных выше отложений, относящихся

особым

литотипам океанических образований,

в эту

группу некоторые исследователи

[17] включают

так

называемые сапропелевые осадки, содержащие свыше

10%

органического вещества,

что

примерно соответствует

6% С

ор

г. Как

правило,

это —

отложения приконтинентальных, даже шельфовых

зон

океана,

где в

областях действия региональных апвеллингов накапливаются

сапропелевые

илы с

содержанием

ор

г до 20% (в

пересчете

на

общее

органическое вещество

— 40%

последнего). Такие

же

сапропелевые

илы

отлагаются

и в

некоторых внутренних морях, например

Средиземном

Черном.

К подобным описанным выше «особым» литотипам океанических осадков

относятся отложения разного состава, обогащенные фосфатным веществом,

Таблица XIII-7

Особые литотипы океанических осадков

пород

(Выделяются

по

содержанию примесей

количестве

> 10% в

связи

определяющей

их

ролью

образовании характерных свойств осадков)

Цеолитово-глинистые

Цеолитовые

илы (> 10%

филлипсита, осталь-

ное смектит

иллит)

Цеолититы

(> 50%

филлипсита, остальное

смектит

другие компоненты)

Железо-марганцевые осадки

конкреции

(S Fe.

Mn > 10%)

Конкреции

корки |Металлоносные

илы

Сапропелевые осадки

10%

органики,

т. е. 6%

орг

, остальное кремнистое

глинистое вещество)

Сапропелево

(до 20%

рг)-кремниевые алевритово-глинистые

илы

Сапропелево

(до 20%

рг)-глинистые

илы

Фосфатные осадки

Фораминиферовые пески

фосфатными зернами (18,5% Р2О5)

Песчано-алеврито-илистый осадок

фосфатными зернами

(4,8%

Р2О5)

Алеврит

остатками диатомей

фосфатными зернами

(1,91%

Р2О5)

Алевритово-илистый песок

фосфатизированными фораминиферами

обломками раковин

(0,85%

Р2О5)

Мелкоалевритовые

илы с

фосфатным цементом

(5%

PoO,;)

19*

291

представленным апатитоподобными [2] минералами, в частности карбона-

то-фторапатитом. По данным того же автора, содержание

Р2О5

в фосфатных

зернах колеблется от 20 до 40%. Максимальное же содержание фосфата

в фораминиферовых песках шельфа Перу и Чили достигает 18,5% [2].

Фосфатное вещество в современных осадках обычно представлено в виде

отдельных зерен фосфатизированных копролитов, в формах заполнения

раковин фораминифер и фосфатизации других органических остатков, а

также в виде цемента в мелководных шельфовых осадках. В указанной

сводке Г. Н. Батурина [2] показано, что процесс фосфоритонакопления и

распространение соответствующих осадков связаны с областями региональ-

ных апвеллингов у берегов Юго-Западной и Западной Африки, Перу и

Чили, а также у Калифорнийского и Атлантического побережий Северной

Америки и у подводных гор. Все фосфатсодержащие осадки представляют

собой отложения шельфа и верхней части материкового склона.

В заключение этого пояснительного текста к предлагаемым классифи-

кациям и номенклатуре современных морских осадков остается добавить,

что эти классификации не охватывают отложений переходных. Имеются в

виду отложения лагун, эстуариев, приливо-отливных равнин и дельт, об-

становки осадконакопления в которых и сами осадки настолько своеобразны,

что некоторыми исследователями выделяются в особую группу или ряд

субаэрально-морских отложений, заслуживающих собственных классифика-

ций.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Айбулатов Н. А., Щербаков Ф. А. Лавинная седиментация на шельфе Черного моря.—

Изв.

АН СССР. Сер. геол., 1989, № 12, с. 21—28.

Батурин Г. Н. Фосфориты на дне океана. M., Наука, 1978. 231 с.

Безруков П. Л., Лисицын А. П. Классификация осадков современных водоемов.— Тр.

Ин-та океанологии АН СССР, 1960, т. 32, с. 3—14.

Кеннет Дж. П. Морская геология. В 2 т. M., Мир, 1987. Т. 1. 398 с, т. 2. 364 с.

Кленова М. В. Геология Баренцова моря. M., Изд-во АН СССР. 1960. 367 с.

6. Кленова М. В. Классификация современных морских отложений.— Океанология, 1963,

с. 527—537.

Козлов С. А. Изучение структурных особенностей глубоководных океанических отло-

жений.— В кн.: Методы изучения физико-механических свойств донных отложений Мирового

океана. Л., изд. ПГО «Севморгеология», 1989, с. 19—28.

8. Кронен Д. Подводные минеральные месторождения. M., Мир, 1982. 392 с.

9. Левитан М. А. Палеоокеанология Индийского океана в мелу—неогене. M., Наука,

1992.

248 с.

10.

Лисицын А. П. Осадкообразование в океанах. M., Наука, 1974. 437 с.

11.

Лисицын А. П., Мурдмаа И. О. и др. Гранулометрический состав осадков.— В кн.:

Тихий океан: Осадкообразование в Тихом океане. В 2 кн. M., Наука, 1970, Кн. 2, с. 296—323.

12.

Лихт Ф. Р., Астахов А. С, Боцул А. И. и др. Структура осадков и фации Японского

моря. Владивосток, изд. ДВНЦ АН СССР. 1983. 287 с.

13.

Логвиненко Н. В., Орлова Л. В. О выделении и классификации смешанных крем-

нисто-карбонатно-глинистых осадков.— В кн.: Литология и литодинамика. СПб., Изд-во СПбУ,

1991,

с. 88—89.

14.

Логвиненко Н. В., Волкова И. В., Розанов А. П. К вопросу о генезисе вулканита в

осадках Тихого океана.— Литология и полезные ископаемые, 1975, №2, с. 5—13.

15.

Логвиненко Н. В., Николаева И. В., Романкевич Е. А. Аутигенные минералы

современных донных осадков юго-восточной части Тихого океана.— Литология и полезные

ископаемые, 1973, №4, с. 15—27.

16.

Ломтадзе В. Д. Инженерная геология. Инженерная петрология. Л.. Недра, 1970.

528 с.

17.

Мурдмаа И. О. Фации океанов, M., Наука, 1987. 303 с.

18.

Невесский Е. Н. Процессы осадкообразования в прибрежной зоне моря. M., Наука,

1967.

255 с.

19.

Патрунов Д. K-. Голубовскан Т. Н. Современное карбонатонакопление. Итоги науки

и техники: Общая геология. Т. 7. M., изд. ВИНИТИ, 1976. 100 с.

20.

Свальное В. Н. Динамика пелагического литогенеза. M.. Наука, 1991. 256 с.

21.

Соколов Б. А., Конюхов А. И. Взвешивающий эффект — важный фактор осадкона-

копления в глубоководных условиях.— Вестн. МГУ Сер. геол., 1986, №5, с. 67—75.

22.

Страхов Н. М. К вопросу о классификации современных осадков морей и озер

малой минерализации.— Изв. АН СССР, Сер. геол., 3. 1963, №3, с. 59—65.

292

23.

Типы донных осадков Атлантического океана/Емельянов Е. M., Лисицын А. П., Ильин

А. В. Калининград. 1975. 578 с.

24.

Фролов В. Т. Генетическая типизация морских отложений. M., Недра, 1984. 224 с.

25.

Шимкус К. М. Осадкообразование Средиземного моря в позднечетвертичное время.

M., Наука, 1981. 240 с.

26.

Шнюков Е. Ф., Орловский Г. H., Усенко В. П. и др. Геология Азовского моря. Киев,

Наук, думка, 1974. 246 с.

27.

Щербаков Ф. А. Генетические типы песков береговой зоны моря.— В кн.: Комплексные

исследования природы океана. Вып. 2. M., Изд-во Моск. ун-та. 1971. с.

118—131.

28.

Щербаков Ф. А., Семенова Н. Л. Типы донных осадков и биоценозов центральной

части Белого моря.— В кн.: Современные процессы осадконакопления на шельфах Мирового

океана. M., Наука, 1990, с. 126—134.

29.

Berger W. Н. Deep-sea sedimentation.— In: The Geology of Continental Margins/

C A. Burk, C L. Drake (eds.)., Berlin e. a., 1974, p.

213—241.

30.

Gorsline D. S. Fundamental of terrestrial sedimentology.— Geol. Soc. Amer., Spec.

Pap.,

1966, 87, p. 311—312.

31.

Gorsline D. S. Some thoughts on fine-grained sediment transport and deposition.—

Sediment. Geol., 1984. 41, №2—4, p. 113—130.

32.

Kineke G. C, Sternberg R. W. Distribution of fluid muds on the Amazon continental

shelf.—

Mar. Geol., 1995, 125, №3—4, p. 193—233.

33.

Kukal Zd. Geology of recent sediments. Prague, Acad. Publ. House. Checosl. Acad.

Sci.

London-N. Y., Acad. Press, 1971. 490 p.

34.

Leclaire L., Clocchiatli M. Nouvelle classification des depots pelagiques dans les

bassings oceaniques.— 6-eme Reun. ann. sci. terre, Orsay, 1978. Paris, 1978, p. 238.

35.

Pickering K., Stow D. et al. Deep-water facies, processes and models: a review and

classification scheme for modern and ancient sediments.— Earth-Sci. Rev., 1986, 23, №2,

75—174.

36.

The Penguin dictionary of Geology/Whitten D. G. A., Brooks J. К. V. Harmonsworth

Books, 1972, 520 p.

37.

Schwartzman D. W., VoIk T. Biotic enchancement of weathering and surface temperatures

on Earth since the origin of life.— Geol. and Planet. Change, 1991, 4, №4, p.

357—371.

Глава XIV. РАЗДЕЛ МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ

Метаморфизм — процесс приспособления горных пород без изменения

их фазового состава к новым физико-химическим условиям среды обитания.

В результате этого процесса осадочные породы в градиентном поле тем-

пературы, давления и концентрации ряда подвижных химических элементов

постепенно теряют первичные особенности состава и строения, преобразуясь

в новый петротип — метаморфические горные породы. Постепенность

преобразований ведет к тому, что до определенного уровня, характерного

для каждой горной породы, в ней сохраняются реликтовые признаки ми-

нерального состава, структуры и текстуры, позволяющие реставрировать

исходную породу — эту группу обычно выделяют как метаморфизованные

осадочные породы. Дальнейшие изменения могут полностью стереть эти

первичные признаки — в этом случае формируются собственно метамор-

фические породы и происходит смена породных поколений [4].

Наиболее устойчивым признаком субстрата при любом уровне мета-

морфизма считается химический состав горной породы, что справедливо

только в случае преобразований пород в закрытой системе, весьма редко

встречающейся в природе и являющейся частным случаем метаморфо-ме-

тасоматической системы. Метаморфизм сопровождается значительным пе-

рераспределением вещества — летучих компонентов и прежде всего воды,

в обилии содержащейся в осадочных породах. Удаление воды — прекрасного

растворителя, безусловно, ведет к выносу целого ряда химических элементов,

что определяет различие химического состава метаморфических пород и их

осадочных аналогов. К тому же при региональном метаморфизме вместе

с тепломассоносителем, инициирующим этот процесс, привносятся в систему

эндогенные элементы, что также ведет к изменению химического состава

субстрата. Поэтому при изучении метаморфических пород необходимо учи-

тывать уровень метасоматических преобразований, дабы в систематику не

попали представители другого класса пород — метасоматитов.

293

При разработке данной систематики нами принята модель субизохи-

мического метаморфизма, популярная среди целого ряда ведущих петро-

графов [7]. К сожалению, этот не вполне корректный подход вынужден,

так как с учетом метасоматических преобразований систематика пород

потребует многомерного вариационного пространства, специальных средств

изображения и анализа, не сопоставимых с существующими систематиками

осадочных пород.

В процессе метаморфизма в породе протекают сложные химические

реакции. Реагентоспособность горной породы определяется прежде всего

двумя факторами: особенностью минерального состава как химически ак-

тивной среды и размером зерен исходной породы. Энергия и анизотропия

кристаллической решетки минералов определяет их устойчивость в поле

вариации физико-химических условий метаморфизма. Одни минералы ос-

таются неизменными практически в пределах всего поля этой вариации,

например кварц или кальцит. Поэтому кварцевые песчаники или известняки

при метаморфизме изменяют свою структуру и текстуру, но сохраняют

первичный минеральный состав. Другие же минералы, особенно содержащие

кристаллизационную воду, прежде всего глинистые, чутко реагируют на

повышение температуры, и сложенные ими породы уже при слабом мета-

морфизме могут полностью изменить свой минеральный состав, причем

иногда структурно-текстурные особенности этих пород являются даже более

консервативным признаком субстрата.

Скорость химических реакций, в том числе и метаморфических, опре-

деляется свободной энергией поверхности зерен а, пропорциональной их

внутренней энергии £Д£, относимой к единице поверхности ds, т. е. а=

=^AE/(ds). Площадь поверхности зерна является квадратичной функцией

его поперечного размера (при аппроксимации к шару nD

, к параллеле-

пипеду — a(ab+bc+ac) и к кубу 6а

), описываемой параболой у=ах

Поэтому скорость реакции параболически возрастает с уменьшением раз-

мера зерна, так реагентоспособность пелитов выше в миллионы раз по

сравнению с песчаниками. По этой причине в слоистой толще осадочных

пород с различной гранулометрической характеристикой наблюдается зна-

чительное различие уровня метаморфизма, особенно на низких ступенях

преобразования. С усилением интенсивности метаморфизма эти различия

постепенно нивелируются, к тому же в условиях низкого градиента р—T-

параметров регионального метаморфизма градиент концентрации химичес-

ких элементов в объеме всей преобразуемой толщи стремится к минимуму,

что ведет к частичной гомогенизации системы и затушевыванию первичной

слоистости.

Благодаря различной реагентоспособности пород наблюдается широкий

диапазон достоверности реставрации их первичного состава. Например, в

грубозернистых породах с валунной или галечно-гравийной структурой

реликты ее сохраняются даже в глубокометаморфизованных аналогах, в

то время как в породах с алевритовой или пелитовой структурой признаки

ее исчезают даже при слабых метаморфических изменениях. В грубозер-

нистых породах с тонкозернистым цементом различный уровень метамор-

физма наблюдается в пределе одного слоя или даже штуфа.

В основу предлагаемой систематики метаморфических пород положен

структурно-вещественный принцип, а классификация их относится к иерар-

хическому типу и характеризуется неравноценностью — разнообразием —

признаков таксонов разного ранга при четкой соподчиненности таксономи-

ческих единиц [3]. Связующим звеном с осадочными породами нам служит

их систематика, предложенная В. Н. Швановым [9].

Существенным недостатком большинства петрографических классифи-

каций является нарушение системности признаков таксонов одного ранга.

Не избежала этого недостатка и наиболее новая и совершенная класси-

фикация метаморфических пород [7]. Так, классы в ней выделяются то по

294

геолого-генетическому признаку — региональные и контактово-метасомати-

ческие, то по признаку наложенных процессов — метасоматические или

гранитизированные; в таксоне «группа» доминирует то признак субстрата —

метабазиты или метапелиты, то признак химизма — карбонатные или

железистые и т. д. Особо следует остановиться на сомнительности выделения

метасоматических и гранитизированных пород как таксона (класс или

подтип) в классификации метаморфических пород. Во-первых, метасомати-

ческие породы наряду с магматическими или осадочными составляют

самостоятельный петротип, а гранитизированные — рассматриваются либо

как продукты щелочного метасоматоза с субэвтектическим экстремумом —

тогда их надо относить к метасоматитам, либо как продукты анатексиса

или синтексиса — тогда их надо рассматривать в группе магматических

пород.

В предлагаемой нами классификации предпринята попытка вы-

держать системность в признаках таксонов одного ранга и уклониться от

рассмотрения дискуссионных генетических концепций, сконцентрировав вни-

мание на легко диагностируемых признаках структуры, текстуры и,

прежде всего, парагенезиса новообразованных минералов. Мы не рас-

сматриваем проблему присутствия в метаморфических породах реликтовых

минералов и структур осадочных пород субстрата или присутствия в них

инъекционных образований магматического типа — мигматитов. Подобные

породы относятся к смешанному типу с присутствием одновременно двух

поколений горных пород, что требует при их изучении специального сис-

темного подхода.

К л а с с и ф и к а ц и я метаморфических пород п о осадочному суб-

страту включает в себя ряд иерархизированных таксонов: тип, род,

семейство, и вне иерархического положения находится таксон «класс» (табл.

XIV-I — см. вкладку в конце книги).

Тип.*

Он включает все метаморфические породы независимо от их

геолого-генетической позиции, вместе с тем критерием выделения типа

горных пород остается их генезис. Объективным признаком метаморфических

пород, отличающим их от магматических или осадочных, является крис-

таллобластическая структура метаморфитов. От осадочных пород они от-

личаются прежде всего кристаллическим сложением. Метаморфические и

магматические породы в общем случае рассматриваются как продукты

необратимых процессов с различной кинетикой. В метаморфических породах

с низкими скоростями кристаллизации системы — перекристаллизация,

грануляция и др.— возникают минеральные зерна с высокосимвольными

гранями, обладающими низкой атомарной плотностью. В отличие от них

в магматических породах, где минеральные зерна формируются в системе

с высокими скоростями кристаллизации, они имеют простые грани с высокой

атомарной плотностью [1]. Данное различие особенно важно в связи с

конвергенцией минеральных парагенезов магматических и метаморфических

пород: основные гранулиты — габброиды, гнейсы — граниты и др.

Подтип. В объеме типа метаморфических пород по геолого-генети-

ческому признаку выделяются пять подтипов со структурно-текстурными

доминантными признаками при инвариантном минеральном составе.

Подтип — продукты, регионального (динамотермального) метамор-

физма. Сюда относятся гнейсы, сланцы и другие, сформированные в условиях

* В общей систематике горных пород метаморфические породы отнесены к

таксономическому уровню, называемому разделом. Раздел отвечает типу в терминологической

системе, принятой автором данной главы. Авторская система наименований сохранена в тексте

главы; очевидно, что она лишь частично увязана с номенклатурой осадочных пород.

Содержательно таксономические единицы обеих систем между собой не скоррелированы, хотя

связи здесь очевидны. Подразделения родов силикатных и карбонатных пород классификации

В.

В. Жданова (табл. XIV-I) могут быть выведены из классов силикалитов и карбонатолитов

базовой систематики осадочных пород (табл. 11-5).— Прим. ред.

295

аномального геотермического градиента, вызванного эндогенным тепломас-

сопотоком и теплом экзотермических химических реакций минералообразо-

вания при конвективном характере теплопереноса в сочетании с интенсив-

ными динамическими напряжениями. Для пород этого подтипа характерны

гранобластовые структуры и преимущественно гнейсовидные, реже массив-

ные или сланцеватые структуры.

Подтип — продукты контактового (термального) метаморфизма.

К нему отнесены роговики, сформированные в условиях высокого локального

геотермического градиента, вызванного теплом магматического тела при

преимущественно кондуктивном теплопереносе и низких динамических на-

пряжениях. Для контактово-метаморфических пород характерна роговиковая

структура и массивная текстура.

Подтип — продукты дислокационного (динамо) метаморфизма. В

него включены сланцы, сформированные в условиях нормального геотер-

мического градиента и кондуктивного теплопереноса при интенсивных ди-

намических напряжениях. Для этих пород характерна бластическая струк-

тура и сланцеватая текстура.

Подтип — тектониты или продукты зон тектонических нарушений.

К нему отнесены породы, сформированные при высоких локальных напря-

жениях и низких температурах. Они характеризуются хорошо выраженной

сланцеватостью — милониты — или же обладают массивной текстурой —

катаклазиты.

Подтип — продукты ударного метаморфизма. В него включены

тагамиты, зювиты и другие, возникающие в результате кратковременных

динамических нагрузок при соударении малых космических тел с твердой

поверхностью планеты — коптогенные породы. Для них характерны спе-

цифические импактные брекчиевые структуры, часто с признаками ударного

плавления.

Около 80% объема метаморфических пород земной коры при много-

образии подтипов все же составляют продукты регионального (динамотер-

мального) метаморфизма, что позволило нам в предлагаемой классификации

ограничиться рассмотрением только этого подтипа метаморфических пород.

Класс. Этот таксон выделяется по принципу физико-химических условий

породообразования, выраженного через понятие минеральных фаций. Эс-

кола — Коржинского. Единственным признаком минеральной фации явля-

ется то, что независимо от способа кристаллизации горные породы одина-

кового химического состава сложены одинаковым минеральным парагенезом.

Каждая минеральная фация охватывает определенный диапазон

р—Г-ус-

ловий, ограниченный реакциями главных минеральных превращений.

В основу выделения минеральных фаций положены три постулата:

1) метаморфические реакции завершаются формированием равновесной ми-

неральной ассоциации; 2) метаморфические реакции протекают в закрытой

системе, 3) полученные экспериментальным и расчетным путем р—Г-условия

граничных минеральных реакций соответствуют реальным условиям изме-

нения минерального парагенеза. Абсолютизация этих постулатов привела

к кризису учения о минеральных фациях. С одной стороны, наблюдается

гипертрофия фациальной систематики, когда выделяются многие десятки

фаций и субфаций [8], с другой — существует тенденция вообще отказаться

от понятия «метаморфические фации» [2, 7]. Вместе с тем сопоставление

устойчивых, многократно повторяющихся минеральных парагенезов мета-

морфических пород одинакового химического состава отчетливо указывает

на закономерную их смену в зависимости от интенсивности метаморфизма,

что впервые отметил П. Эскола и подтвердила многолетняя геологическая

практика. Следовательно, метаморфические фации — это объективная

реальность и с учетом определенных граничных условий [5] фациальный

анализ с успехом может быть применен при систематике метаморфических

пород.

296

В предлагаемой систематике используется «классический» набор ме-

таморфических фаций: зеленосланцевая, эпидот-амфиболитовая, амфиболи-

товая и гранулитовая. Каждая фация отвечает самостоятельному классу

метаморфических горных пород. Фации высоких давлений — глаукофан-

сланцевая, эклогитовая — связаны с зонами локальных напряжений и

могут не включаться в систематику регионально-метаморфических пород.

Необходимо подчеркнуть, что таксон «класс» в иерархическом отношении

не соподчинен с другими таксонами данной классификации. Он является

сквозным для всех эндогенных образований, что подчеркивается конверген-

тностью минеральных парагенезов магматических, метаморфических и ме-

тасоматических горных пород одной минеральной фации. Поэтому в отно-

шении этого таксона данная классификация отходит в сторону комбина-

ционного принципа, что хорошо видно в табл.

XIV-1,

где классы составляют

горизонтальные ряды, рассекающие вертикальную иерархическую систему

типа горных пород. При необходимости в соответствии с определением

субфаций регионального метаморфизма могут быть выделены подклассы

метаморфических пород; в приведенной здесь классификации этот таксон

не используется. Региональный метаморфизм протекает при умеренных

давлениях в диапазоне 4—8 кбар, причем не отмечается резкого нарастания

этого параметра с усилением метаморфизма, в отличие от температуры,

достигающей 700° Сив основном определяющей разнообразие минерального

парагенеза различных классов.

Одной из слаборазработанных областей петрографии метаморфических

пород остается номенклатура. При их обозначении фактически приходится

манипулировать всего несколькими терминами, в какой-то мере обознача-

ющими интенсивность преобразования субстрата. Чтобы не вводить допол-

нительный «шум» в номенклатурную проблему, мы для каждого класса из

рода силикатных метаморфических пород сохраняем одно название: филлит,

сланец, гнейс и гранулит; для бескварцевых пород в амфиболитовой фации

используется термин «кристаллосланцы». Детализация этих названий про-

водится с помощью введения в них характеристического минерального

состава: два-три названия минералов, например: гранат-биотитовый гнейс

и др. От употребления специфических терминов, таких, как кинцигит,

эвлизит, эрлан и другие, мы воздерживаемся в связи с неоднозначностью

их определений.

3 е л е н о с л а н ц е в ы й класс. Он является пограничным между об-

разованиями зоны эпигенеза и собственно метаморфизмом, что создает

некоторую эклектичность минеральных парагенезов. Зеленосланцевый ме-

таморфизм протекает в диапазоне температуры 250—500° С, т. е. вблизи

точки инверсии воды, и поэтому несет признаки гидротермального процесса

(неустойчивость полевых шпатов). С другой стороны, на этой стадии пре-

образования пород отмечается их интенсивное обезвоживание: исчезают

минералы, содержащие кристаллизационную воду, но широко развиты

богатые гидроксилом. Нижний предел класса определяется по исчезновению

в парагенезе гидрооксидов — гётита, диаспора,— глинистых минералов —

иллита, смектита, вермикулита,— цеолитов, каолина. Верхний предел ус-

танавливается по устойчивости хлорит-кварцевого парагенеза. В породах

этого класса часто сохраняются реликты субстрата, что позволяет относить

их к метаморфизованным образованиям определенного класса осадочных

пород,— представляющего собой соединительное звено между двумя сис-

тематиками. Для зеленосланцевых пород характерны сланцеватая текстура

и бластические — лепидо-, немато-, фибробластовая — структуры. Все

они обозначаются общим термином «филлиты»*. Это — наиболее яркие

* В осадочной петрографии филлитами обычно называют породы зоны глубокого

катагенеза — метагенеза; породы зеленосланцевой зоны принято называть метапелитами.—

Прим ред.

297

представители класса — продукты метаморфизма глинистых сланцев. В

грубо-крупнозернистых осадочных породах преобладает глинистый цемент,

что определяет филлитовую составляющую метапесчаников, метагравелитов

и др.

Эпидот-амфиболитовый класс. Породы этого класса форми-

руются в диапазоне температур 500—600° С. В их минеральном парагенезе

в обилии присутствуют гидроксилсодержащие минералы, но с невысоким

содержанием группы (ОН); устойчивы полевые шпаты, в том числе ассо-

циация кислого плагиоклаза и эпидота. Нижняя граница класса опреде-

ляется по появлению альмандина — вместо хлорит-кварцевой ассоциации

и силикатов алюминия: андалузита и ставролита — вместо хлоритоида.

Верхняя граница — предел устойчивости кварц-мусковитовой ассоциации.

Для пород класса характерны гранобластические структуры и сланцеватая

или гнейсовидная текстура. Породы этого класса приводятся под общим

термином «сланец», что не совсем верно, так как среди них широко

распространены амфиболиты и гнейсы, но первые относятся к метамагма-

тическим породам, а вторые обычно являются переходными к классу еще

более метаморфизованных пород.

Амфиболитов ый класс. Породообразующий диапазон темпера-

туры 600—700° С. Отмечается дальнейшее сокращение гидроксилсодержа-

щих минералов, хотя амфиболы и биотит остаются типоморфными; силикаты

алюминия представлены кианитом, устойчивы плагиоклазы любой основ-

ности. Нижняя граница класса проходит по равновесию эпидот—олигоклаз,

а верхняя фиксируется равновесием пироксен+калишпат+кварц ? гра-

нат+биотит+амфибол. Для пород класса типичны гранобластические струк-

туры и гнейсовидная или полосчатая текстура. Общее название пород

класса — гнейсы, обычно двуполевошпатовые, их разновидностей — квар-

цито-гнейсы и плагиогнейсы.

Гранулитовый класс. Для него предполагается температурный

диапазон от 700 до 1000° С. Минеральный парагенезис характеризуется

отсутствием гидроксилсодержащих минералов; собственно их исчезновение

служит показателем нижней границы класса. Верхняя граница класса

примерно отвечает температуре плавления пород данного состава при

давлении около 7—8 кбар. Типовыми минералами пород класса являются

пироксены, гранат, полевые шпаты, силлиманит; их структура — преиму-

щественно гранулитовая, а текстура — полосчатая, реже массивная. Общее

название пород этого класса — гранулиты.

С уровня рода иерархическая классификация опирается на наиболее

устойчивый признак метаморфических пород — их химический состав,

реализованный в минеральном парагенезе.

Род. Этот таксон выделяется по признаку состава аниона главных

породообразующих минералов парагенеза или п,о принципу «минеральной

матрицы». Если сравнивать горные породы с твердым раствором, то этот

принцип реализуется через понятие «растворитель». Среди метаморфических

пород выделяются два рода: силикатный и карбонатный.

Под род. Доминирующим признаком подрода является кислотность —

основность метаморфических пород. Силикатный род включает в себя три

подрода, показателями принадлежности к которым служит кварц-полево-

шпатовое отношение породообразующих минералов: а) существенно квар-

цевый — сиалиты — супрасиалиты; б) кварц-полевошпатовый — субсиа-

литы — субмафиты; в) бескварцевый — мафиты — супрамафиты. Среди

метаосадочных пород преобладают породы подрода «а», субстратом которым

служат кварцевые песчаники, кварцевые алевролиты, и подрода «б» —

метаморфизованные олигомиктовые песчаники, аркозы, лититовые песчани-

ки;

подрод «в» распространен ограниченно и обычно связан с метаморфизмом

вулканических пород. Карбонатный род включает в себя два подрода:

а) собственно карбонатный (содержание карбонатов > 80%) и б) силикат-

298

но-карбонатный (до 30—40% породы составляют силикаты и алюмосили-

каты: гранат, пироксен, полевой шпат и др.)

Семейство. Этот таксон определяется более тонкими химическими осо-

бенностями родовой ассоциации, демонстрируемой присутствием в породах

определенных индекс-минералов. Семейства метаморфических пород час-

тично коррелируются с классами осадочных пород. Например, в подроде

кварц-полевошпатовых пород выделяются три семейства: а) основных алю-

мосиликатов (субстратом служат мергелистые породы, основные граувакки

и аркозы) с амфиболом, пироксеном, эпидотом; б) высокоглиноземистых

метапелитов с силикатами алюминия; в) низкоглиноземистых метапсаммитов

с алюмосиликатами. В подроде кварцевых пород выделяются семейства:

а) алюмокварцитов с силикатами и оксидами алюминия — андалузитом,

кианитом, корундами и др.; б) феррокварцитов с оксидами железа —

магнетитом, гематитом и др.; в) собственно кварцитов — субмономинераль-

ных пород.

Подсемейство. Этот таксон выделяется по дополнительному при-

знаку — химического состава группы пород определенного семейства.

Например, для семейств метапсаммитов и метапелитов кварц-полевошпа-

тового подрода весьма существенно содержание в породе калия, что обус-

ловливает развитие микроклин-мусковитового парагенеза в богатом калием

субстрате (иллитовые пелиты) или биотит-плагиоклазового парагенеза —

в субстрате обедненном этим элементом (смектнтовые пелиты). Выделения

подсемейств в других таксонах рода силикатов и карбонатов нет необхо-

димости.

Вид.

В естественно-научной классификации вид является низшей и

при этом главной таксономической единицей, для которой строится вся

систематика. Выделение вида — это не классификационный прием, а

объективное установление реально существующего факта. Однако среди

признаков вида нет ни одного, который можно было бы использовать как

естественный абсолютный видовой критерий. Один и тот же признак в

различных группах пород может иметь совершенно различное таксономи-

ческое значение [6]. Поэтому для четкого различия в системе видов необ-

ходимо создать комплекс признаков. В петрографической систематике видом

является горная порода, и в основу ее выделения положен комплексный

структурно-вещественный признак статистически устойчивого минерального

парагенеза, образованного в едином петрогенетическом процессе. В табл.

XIV-I вид располагается на пересечении иерархической системы структур-

но-вещественных признаков с признаком фации метаморфизма. Поэтому в

конкретную ячейку может быть включено несколько видов одного семейства

(подсемейства) в зависимости от видового химического разнообразия пород.

Каждая элементарная ячейка содержит группу видов с названием по

типовому представителю.

Подвид. Этот таксон выделяется в объеме вида по признаку вариации

количественного отношения минералов (вариации химического состава в

пределах вида) в границах видового парагенеза. Вид (подвид) состоит из

индивидов — конкретных горных пород.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Бродская Р. А. Термодинамические (кинетические) критерии формирования и эволюции

структуры минеральных агрегатов.— ЗВМО. 1988, вып. 5, с. 623—632.

Винклер P. X. Генезис метаморфических пород. M., Недра, 1980. 227 с.

Жданов В. В., Кузьмин В. К. Принципы систематики и классификации метаморфических

горных пород/ЗВМО, 1991. вып. 4, с. 124—129.

Жданов В. В., Беляев Г. M., Блюман Б. А. и др. Региональные метаморфо-метасо-

матические формации. Л., Недра, 1983. 280 с.

Жданов В. В., Петров Б. В., Блюман Б. А. и др. Метаморфические формации Л ,

Недра, 1986. 256 с.

6. Завадский К. М. Виды и видообразование. Л., Наука, 1968. 400 с.

299