Text
ГРУБЕММАН
И П. НИГГЛМ
171 етаторФизм
РНЫХ ПОРОД
ГЕОРАЗВЕДИЗДДТ * 1S33
У. ГРУБЕНМАН и П. НИГГЛИ
МЕТАМОРФИЗМ ГОРНЫХ ПОРОД
ОБЩАЯ ЧАСТЬ
ПЕРЕВОД С НЕМЕЦКОГО ТРЕТЬЕГО
(ПОСЛЕДНЕГО) ИЗДАНИЯ И ДОПОЛНЕНИЯ
С. П. СОЛОВЬЕВА
ПОД РЕДАКЦИЕЙ
Проф. А. Гь ГЕРАСИМОВА
нктп
ГОСУДАРСТВЕННОЕ НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКОЕ
ГЕОЛОГО-РАЗВЕДОЧНОЕ ИЗДАТЕЛЬСТВО
ЛЕНИНГРАД В 1933 В МОСКВА
Р-С5-5 2(4)
U. GRUBENMANN und P. NIGGLI
DIE GESTE1NSMETAM0RPH0SE
В данном труде подробно разбираются все виды метамор-
физма, не исключая и процессов метаморфизма, с которыми
связаны некоторые месторождения полезных ископаемых. В ра-
боте широко использована мировая литература, касающаяся
метаморфизма горных пород. Книга получила признание всюду
в Европе.
2-я типография ОНТИ им Евгении Соколовой. Ленинград, пр. Красных Командиров, 29.
ПРЕДИСЛОВИЕ РЕДАКТОРА.
Предлагаемая книга „Метаморфизм горных пород1* представляет
первую общую часть известной монографии Ульриха Грубей мана
о кристаллических сланцах, переработанную и значительно допол-
ненную цирюхским профессором Павлом Н иг г л и. Это—справоч-
ное руководство, в котором геолог и студент старших курсов
найдут подробное изложение тех сложных физико-химических
процессов, путем которых идут переработка и приспособление
к новым условиям равновесия тех горных пород, которые путем
тектонических нарушений или путем накопления новых толщ попа-
дают из областей своего первоначального образования в иные зоны
земной коры или в соседство с высоконагретыми магматическими
массами. Книга предполагает, что изучение метаморфических пород
и процессов метаморфизма выполняется на основе хорошего геоло-
гического знакомства с тем районом, откуда происходит изучаемым
материал, знакомства с его тектоникой, стратиграфией, вулкани-
ческими явлениями. В книге достаточно подробно рассматриваются
все виды метаморфизма в приложении к различным типам горных
пород в условиях различных зон, достаточно много примеров,
выясняющих появление того или иного типа метаморфических
пород в зависимости не только от окружающей физико-химической
обстановки, но и от состава первоначального вещества; авторы
уделяют много внимания вопросам рудообразования в приконтакто-
вых областях, в гидротермальных жилах и в пневматолитических
зонах. Книга предполагает знакомство читателя с основными вопро-
сами петрологии и — что особенно следует подчеркнуть — физи-
ческой химии. Следует также отметить, что в данном труде дается
критический разбор ранее предложенных классификаций процес-
сов метаморфизма и приведено значительное количество примеров,
заимствованных из мировой литературы.
При переводе выпущены некоторые подробности, в оригинале
напечатанные мелким шрифтом и имеющие своей целью дальней-
шее разъяснение поднятых вопросов и основных положений. Но за
то переводчиком добавлено некоторое количество примеров раз-
личных типов метаморфизма, заимствованных из русской литера-
туры и касающихся различных частей территории Союза.
Библиографический указатель иностранной литературы сокра-
щен и собран весь вместе в конце книги, а не распределен по
отдельным главам, как это сделано в немецком оригинале. Пере-
водчиком составлен особый библиографический указатель русских
работ (вплоть до 1932 г.), которые в той или иной мере касаются
процессов метаморфизма в пределах Союза, а также приложена
небольшая сводка некоторых новейших иностранных работ по
метаморфизму.
ш
Словарь метаморфических пород оставлен в том виде, в каком
он дан в подлиннике. Дан особый указатель химических формул
минералов, причем они изображены так, как их обычно пишут
в русской литературе. В тексте формулы минералов оставлены
в том виде, в каком их дает Ниггли. Составлены авторский и
предметный указатели, значительно облегчающие пользование
книгой.
Думаю, что появление на русском языке этого, пока лучшего,
сочинения по вопросам метаморфизма принесет большую пользу
тем, кому по условиям их работы приходится иметь дело с теми
сложными и далеко не до конца разъясненными вопросами, кото-
рые связаны с преобразованием вещества горных пород на раз-
личных глубинах в земной коре.
Проф. А. П. Герасимов.
ВВЕДЕНИЕ.
Каждая из наук, относящихся к той или иной области есте-
ствознания, если она достигла определенной стадии в своем раз-
витии, старается строить свои определения на генетической основе.
Это довольно удачно разрешила современная петрография осадоч-
ных и изверженных горных пород, по крайней мере в отношении
вопроса их общего способа образования, хотя многие важные сто-
роны в обеих группах еще остаются открытыми. Какого прибли-
жения к этой цели достигло учение о метаморфических породах,
должно показать последующее изложение.
Поэтому здесь предварительно только кратко коснемся понятия
„метаморфические породы", изложив их существенные признаки.
Метаморфизм горных пород охватывает сумму процессов, происхо-
дящих, вне зоны выветривания w без влияния составных частей атмо-
сферы, вызывающих глубокие изменения попавших туда горных пород,
но в то же время общая масса горных пород не находится в состо-
янии расплава в любой момент превращения. Горную породу мы назы-
ваем. метаморфической, если она благодаря превращению приобрела
особые свойства. Название „метаморфическая порода" было введено
впервые, как довольно определенное понятие, Ч. Лайэллем (Ch.
ЪуеП „Principles of Geology". Bd. 3, S. 374).
В течение долгого времени принимали в качестве геологиче-
ского критерия для громадного большинства горных пород, кото-
рые мы в настоящее время называем метаморфическими, их повсе-
местное распространение и условия их залегания. Всюду, где
только можно производить наблюдения, они подстилают наиболее
древние слои, содержащие ископаемые остатки,—отсюда название
„древнейшие (Grundgebirge, Urgebirge) породы"; такие метаморфиче-
ские породы также называли „кристаллическими сланцами". Но
подобного рода породы часто и в большом количестве встречаются
внутри молодых формаций. Общими с осадочными породами чер-
тами их являются слоистость и параллельное сложение, а с извер-
женными породами — до известной степени минеральный состав.
Часть метаморфических пород по своему химическому облику в об-
щем похожа на осадочные породы, а другая часть — на изверженные.
Поэтому разнообразные исследования привели к тому, что их сле-
дует ставить между обоими классами горных пород. Однако мы
у* них также различаем закономерные минеральные ассоциации,
•закономерные структуры и текстуры, которые появляются в ре-
зультате особых геологических процессов и происходят от сочета-
ния определенных сил, которые также участвуют в образовании
осадочных и изверженных пород, и в этом отношении метамор-
фические породы можно считать равноценными обеим груп-
пам. Поэтому следует резко подчеркнуть, что группа метаморфи-
ческих пород равноправна с осадочными и изверженными породами.
I
Следующие соображения подтверждают этот взгляд. Извержен-
ные породы, как известно, образуются при высоких температурах,
между тем как осадочные — при низких температурах, господ-
ствующих на земной поверхности. Между этими обойми способами
образования горных пород существует большой интервал темпера-
тур и давлений. Но можно поставить вопрос: что происходит
с изверженными и осадочными породами, когда они попадают
в эти промежуточные условия? Ответ дает физическая химия,
которая говорит, что в общем случае должно произойти изменение
горной породы, которое будет продолжаться до тех пор, пока она
не приспособится к новым господствующим физическим и хими-
ческим факторам. Процессы, идущие в этом направлении, мы обо-
значили выше как метаморфизм горных пород, и им таким образом
отведено совершенно определенное место в земной коре.
Метаморфические породы встречаются во всех геологических
системах, но господствующей группой пород они являются только
в докембрии. То обстоятельство, что в наиболее древних породах
метаморфизм выражен лучше всего и они, как правило, встре-
чаются в измененном виде, объясняется тем, что вследствие их
глубокого залегания метаморфизующие силы могли в общем дей-
ствовать на них сильнее всего п наиболее продолжительно, и
поэтому они чаще всего связаны с орогенпческими процессами
или с периодами магматической деятельности. В древних породах
нередко можно установить, что они претерпели несколько раз
метаморфические эпохп — отсюда название полиметаморфическая
порода (J. Konigsberger, 1910). Различать отдельные про-
цессы, конечно, трудно, но это представляет также и своебразную
прелесть, так как при этом можно восстановить всю геологическую
историю породы. Но даже и один интенсивный метаморфический
процесс может привести к большим изменениям.
При изучении определенного района метаморфических пород
следует стремиться отчетливо установить первоначальный возраст
превращенных пород, возраст и тип метаморфизма. Благодаря этому
устанавливается связь породы с историей части земной коры,
к которой она принадлежит, и ее современный облик является
неизбежным результатом всех сил, действовавших в течение всего
периода ее существования. Но если мы рассматриваем метамор-
физм как процесс образования пород, то мы сознательно должны
отвлечься от местных п региональных особенностей и стремиться
установить общие принципы, участвовавшие в преобразовании
пород, для которых отдельные типы являются всегда только при-
мером.
Поэтому в общем изложении нет места стратиграфической
исторической классификации метаморфических пород; конечный
продукт зависит от первоначального материала, физико-химических
и геологических условии метаморфизма. Таким образом принци-
пиальное изучение способа происхождения метаморфических
пород распадается на три основных главы, рассматривающие:
Г) Первоначальный материал и его специфические особенности.
II) Процесс метаморфизма.
Ill) Продукты последнего в различных формах развития.
2
Отдел I. ПЕРВОНАЧАЛЬНЫЙ МАТЕРИАЛ И ЕГО
СПЕЦИФИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ.
Первоначальным материалом может служить материал, проис-
шедший:
1) из магмы (магматические, изверженные породы);
2) благодаря осаждению (осадочные породы);
3) пз смеси осадочного и изверженного материала (смешанные
породы).
ГЛАВА ПЕРВАЯ.
ИЗВЕРЖЕННЫЕ ПОРОДЫ И ИХ ПРИЗНАКИ.
I. Геологические признаки.
Из признаков метаморфических горных пород следует в первую
очередь указать теологическое залегание. Магматические породы
залегают в земной коре в виде штоков, интрузивных залежей
и лакколитов, и в виде жил, пластовых жил и покровов. Большин-
ство из этих форм залегания продолжает сохраняться ив течение
метаморфизма — это в особенности относится к большим интрузив-
ным массам. Но в небольших интрузивных залежах и жилах могут
происходить вследствие тектонических воздействий значительные
перемещения. Они тогда обнаруживаются или в виде вытянутых
линз, или в виде различных, друг от друга отделенных кусков, так
что их первоначальное совместное нахождение можно установить
только путем тщательных полевых и лабораторных наблюдений.
Туфовые покровы так .же, как и контактные зоны экзогенного
и эндогенного характера, могут более или менее ясно сохраниться
и иногда служат даже в качестве руководящих вех. Очень часто,
почти как правило, наблюдающиеся структурные, текстурные
и минералогические реликты {остатки) дают возможность делать
заключения о первоначальной изверженной природе метаморфиче-
ских пород.
2, Химические признаки.
Среди химических признаков особенно следует отметить хими-
ческий состав, который во многих случаях является решающим.
Химический состав изверженных пород показывает определенную
характерную закономерность в количественном содержании окис-
лов, которые становятся в систематике этих пород все более
и более руководящими. Она состоит в том, что отнюдь не все
допустимые вариации таких соотношений между главными состав-
з
иыми частями отвечают действительному химизму изверженных
пород. То.’ьео некоторые соотношения между отдельными состав-
ными час я ли, образующими общее целое, проявляются при засты-
вании магмы. Если наблюдаются подобные отношения в химизме
метаморфических пород, то это не служит еще доказательством
того, что эта порода была первоначально магматического происхо-
ждения. Во всяком случае, предварительно следует проверить, не
может ли подобный химический состав зависеть от осадочных
пород. Но если отсутствуют характерные свойства для извержен-
ных пород, то порода должна быть или не магматического проис-
хождения, или она подверглась изменению вследствие выветрива-
ния, привнося или выноса материала. Выяснение общего химизма
метаморфической породы дает важное указание на установление ее
происхождения
В целях облегчения быстрого и ясного обзора пород по хими-
ческому составу и путем дополнительной проверки вопроса,
имеется ли налицо химизм изверженной породы, нужно пересчи-
тать весовые проценты анализа па молекулярные эквива-
ленты. Для этого предлагаются разнообразные методы, наиболее
важных из которых мы здесь кратко коснемся. Главными состав-
ными частями силикатовых пород должно считать: SiO2, А1203,
Fe20s, FeO, MgO, CaO, Na2O, K2O, H20-ф (удаляющаяся при темпе-
ратуре свыше 110°), Н20— (удаляющаяся ниже 110°) и С02.
Кроме того, принимаются во внимание (приблизительно в порядке
их значения) ТЮ2, Zr02, Р2О5, В2О3, SO3, Cl, F, S, Сг2О3, V203, МпО,
NiO, СоО, BaO, SrO, Li2O. Из них особенное значение имеет ТЮ2,
иногда Zr02, Р20б и МпО, определение которых желательно в каж-
дом анализе. Первые три желательны потому, что иначе получится
высокое число для А1203 (окисел, количество которого имеет боль-
шое значение именно при исследовании вопроса, имеем ли мы дело
с орто- или парапородой), то же и для МпО, вследствпс того, что
этот окисел будет причислен к СаО, тогда как в общем он род-
ственен больше с FeO.
Полученные анализом количества перечисляют, во-первых, на
молекулярные отношения или „молекулярные числа" (эквивалент-
ные молекулярные количества) путем деления отдельных весовых
количеств окислов на соответствующий им молекулярный вес. При
этом целесообразно раз навсегда установить молекулярные веса и
отказаться от постоянного уточнения атомного веса. Пет никакого
смысла делить цифры анализа на нецелые числа. Г. Вашинг-
тон пользовался в своем большом сборнике анализов постоянно сле-
дующими атомными весами (см. табл, на стр. 5):
Вычисление молекулярных чисел совершенно достаточно делать
до третьего знака после запятой, а четвертый знак принимается
во внимание при округлении третьего. Следует эти числа еще по-
множить на 1000, тогда они будут целыми. Молекулярные коли-
чества путем простого пересчета переводятся в молекулярные про-
центы. Результаты сделанных до настоящего времени' вычислений,
1 Здесь следует отметить, что по номенклатуре Розенбуша метаморфи-
вованная изверженная порода будет называться ортотейсоя, а метаморфизован-
ная осадочная порода— парагнейсом
*
SiO, = 60 TiO, =-- 80 s 32
А1,О3 = 102 P-А = 142 Cr,Os 152
Fe,Os = 160 МпО = 71 NiO = 75
FeO = 72 ZrO, = 123 CoO -— 75
MgO = 40 CO2 = 44 BaO 163,5
СаО = 66 SO3 = 80 SrO — 103,5
Na20 = 62 CI2 = 71 Li2O = 30
К,0 = 94 f2 = 38
а их имеется много, дают нелегко обозримую картину молекуляр-
ного состава. Поэтому были сделаны попытки составить группы
веществ, соединяя наиболее родственные в молекулярных количе-
ствах составные части, а „неважные" составные части отбрасы-
вали.
В последующем кратко изложим метод характеристики хими-
ческого состава 1, который имеет одновременно преимущества как
пересчетов Оз ан на, так и метода Бекке и одинаково хорош
для изверженных и осадочных пород, а следовательно, годен
также и для метаморфических пород.
Он был уже использован Пигг л и в классификации извер-
женных породи отличается от способа Оз ан на тремя суще-
ственными пунктами.
1) СаО рассматривается независимо: также отмечаются А1.,О<< и
щелочи.
2) Молекулярное содержание Si02 дается в величине, строго
сравнимой с остальными числами.
Молекулярная сумма групп веществ [Al203+Cr2O3], [FeO (все
железо в виде Feb) -ф МпО -ф MgO -ф возможно NiO, СоО, и т. д.],
[СаО-фВаО-фБгО], [щелочные окиси] всегда пересчитываются
на 100, точно так же, как Si02 в соответственной величине.
3) Все так называемые второстепенные кислоты, как то: ТЮ2,
ZrO2, С12, S03, Р2О5, СО2, а также Н2О, и т. д., имеющие особое зна-
чение для некоторых изверженных и осадочных пород, должны
также отмечаться, не изменяя других величин.
Чтобы получить молекулярные количества, сначала устанавливаются моле-
кулярные отношения или молекулярные числа. При переводе Рс2О3 в FeO пола-
гают Fe203 = 2РеО, поэтому Fe2O3 помножается на 2 и потом только соединяется
с FeO. Затем производится приведение к 1О0 молекулярных чисел для [А1.,О3
(4-Сг208 и редкие земли)], ](Fe, Мп) О + MgO-[-NiO, СоО и г. п.], [СаО(ВаО'ф
Ч~БгО)] и [KgO Na2O + (Li2O)] и обозначается
al соответственно А13О3,
fm „ (Fe, Мп, Mg)O,
с , (Са, Ba, Sr)O,
«№ „ (Na, К)2О.
Возможное содержание NiO, CuO и т. п. причисляется пре дварите.тьно-к (Fe
Мп, Mg)O.
1 Примечание переводчика. Разбор различных методов характеристики хими-
ческих составов при помощи формул можно найти в работах: Ф. 10. Левин-
сон-Лессинга „Успехи петрографии в России" (Ленинград, 1923), А. Н.Зава-
рицкого „Физпко-химические основы петрографии изверженных горных пород"
(Ленинград, 1926) и В. И. Лучицкого «Петрография». (Геолгиз, 1932). С. С.
5
al fm -f- с all; = 100 образуют главные группы; рядом с ними располага-
ются молекулярные значения для SiO2, TiO-2, ZrOa, Р2О6, Н2О, СО2 (возможно SO3
пли SOj, Cls, S). Они перечисляются в пропорциональные величины, которые соот-
ветствуют значениям al, fm, с и alk примерно по уравнению.
Молекулярное число для А13О3: молекулярное число для SiO.,-=«Z: а (х —
-si). Так образуются значения: si,ti, zr, р, 1г, co^so^so^ cZ2, s н т. п.
Благодаря этому получаются имеющие большое значение химические вели-
чины, находящиеся в связи между собой, и создается общая для всех горных
пород основа для сравнения, так как при установлении их было соблюдено
условие: al 4- f»1 4" с 4~ = 100.
Три имеющие большое значение для различения величины нами не учтены,
так как при их введении число равноценных переменных было бы слишком ве-
лико. Таковыми являются молекулярное отношение К2О к сумме щелочей
в alk и MgO к (FeO 4- МпО 4- MgO) в fm, а также число, которое говорит о сте-
пени окисления Fe. Получающиеся путем вычисления молекулярные отношения
К90 MgO _ .
-------------~~ и т~ /г i~.. п'Пг'п ооозначаются в виде к и тд.
lv,4-;saO4-LiaO FeO 4-МпО 4-MgO
Желательно указывать, какая часть от fm в виде1/г Fe2O3 имеется в наличии,
2Fe3O3 , _
тогда получается молекулярное отношение °=p^Q~2|_ МпО + MgO ’ при чем *'е2 -!
над дробной чертой обозначает молекулярное число Fe2O3, a FeO 4-МпО 4-MgO
под дробной чертой обозначают молекулярное число общего количества железа
в виде FeO, МпО и MgO. Получающееся таким образом число обозначают через о,
здесь оно совместно с числом тд выражает степень окисления Fe.
При рассмотрении многих вопросов в общем достаточно указать для извер-
женных и метаморфических силнкатовых пород значения si, al, fm, с, alk, кроме
того к и тд. Эти значения характеризуют в основном с химической стороны гор-
ную породу. Величина о важна в том случае, когда требуется точное опреде-
ление степени окисления железа и содержания Fe2O3, которое менее подвергается
изменению при вторичных преобразованиях горных пород. Нижеследующий при-
мер может дать ясное представление о ходе пересчета.
Дкоркт (из Траверселла)
♦ Весовые проценты Молекулярные количества
SiO3 TiOo P2OS 55,90 1,99 0,73 931,7 25 5 Il-Il li 'S. 5 Й. W 4,4 0.8
А120з Fe2O3 FeO МпО MgO CaO Na,0 K26 h.,o 4- ЩО - 14,97 2,75 5,92 0,15 3,22 7,22 3,85 3,07 0,57 0,13 1 35 82 2 80 . 62 33 147 199 129 95 570 al - fm = с — all; 95 80 ’"9 - 199 , 129 Cf,ft^i99 26 35 22,5 16,5 0,35 0,40
V Уд. вес = 100,37 2,88 = 0,65
Насколько эти способы пересчета, в особенности, тот, который только
что был объяснен, позволяют описывать до сих пор установленное разнообра-
зие химического состава изверженных пород и помогают узнать, не указывает ли
химизм метаморфической породы на возможность ее магматического происхо-
ждения, об этом скажем ниже.
Свежая изверженная порода не обладает в общем никаким или только не-
Е
большим излишком глинозема над молекулярной суммой щелочей или извести М
С точки зрения нашего метода это обозначает, что часто c + alk^al, из чего
в дальнейшем следует, что eZ5=50. При пересчетах по американскому методу
это выражается в относительной редкости или количественной подчиненности
стандартного минерала корунда, В немного Пространной формулировке Озан на
указывается, что Т не имеет в большинстве случаев никакого значения для
изверженных пород. Мы обязаны А. Озан ну и Э. Б а с т и н у, давшим довольно
вероятное объяснение этого явления, согласно которому, относительно богатые
креынекислотой горные породы (т. е. с высоким содержанием si) иногда обна-
руживают небольшой излишек глинозема, который при пересчете проявляется
в виде „нормативного" корунда, но весьма редко составляет больше 5%. Не-
которыепороды, как, папример, корундовый сиенит, корундовый пегматит, шпине-
левый перидотит, а также андалузитовая глинозеыпсто-гранатовая или кордиерпт-
еодсржащая породы представляют исключения. По Озан ну, является нормаль-
ным, что излишек глинозема бывает не больше 8,5% молекулярного содержания
А12О3, если СаО молекулярно составляет меньше 13,3% от;суммы NTa2O-f-I<2O-f-
4- Al203 + СаО. При высоком содержании СаО он не превышает 4%. Сточки
зрения Пигг л и, у свежпх пзнерженпых пород разность al—(alk-]-с) почти не
превышает 5—7 даже при высоком al, а при al меньше 25, почти никогда не
бывает больше 2 2.
У громадного числа изверженных пород наблюдается, что молекулярное
количество СаО <Г MgO 4- FeO-|-MnO, при чем под FeO подразумевается все же-
лезо, часто также c<^fm. Исключения имеются при относительно высоком si
или относительно высоком al. При пересчете по американскому методу подчи-
ненными нормативными минералами являются волластонит и кальциевый орто-
енликат.
По другому ведет себя отношение
Оз а н и о м ИС.
MgO___
MgO + СаО ’
которое обозначается
В богатых кремнекпелотой горных породах JIgO гораздо меньше, чем СаО, т-е.
Почти у 80% изверженных пород к ме&ьше 0,5; si у изверженных пород
проявляет большую изменчивость, от 50 до 1000 (в кварцевых жилах), которая
связана с определенным колебанием al, fm, с и alk, являющимися функцией
от alk и al. С небольшими исключениями, которые относятся к шлировым руд-
ным месторождениям и мелилитовым породам, si является не ниже, чем с/^-аО
и, если не принимать во внимание кварцевые жилы, редко выше, чем 10 alk -|-
4-120. Это обозначает, что бедные al и alk магматические породы обыкновенно
дают величину si от 50 до 150, тогда как колебания при высоком al п alk явля-
ются много большими.
Сравнивая, по О з а н и у, SiO2 с А1аОа и (FeO 4- MgO 4- СаО) и рассматривая
его треугольник SAIF, можно видеть, что изверженные породы занимают только
небольшую полосу. Величина А1>,Оа приблизительно не больше 27% от суммы
SiO34* FeO 4-MgO-|-СаО (FeO = всему железу в виде FeO 4- МпО; СаО - всему
СаО + ВаО -ф- SrO). Величина al редко поднимается выше 25 4- '/i si — % alk.
В изверженных породах, у которых Al2Oa> СаО4~ FeO 4-MgO, т- е. al^>fm-]-
4-е, si является по крайней мере на % больше суммы al-f- fm-\- с, иначе говоря
100 — alk. С другой стороны, с является только в том случае больше al, когда
c-rfm составляет по крайней мере 1iisi.
Если образовать величины alk-]-c = \ и fm-j-al — и и противопоставить их
si, то можно принять те рассуждения, которые Бекке связывает со своими
величинами Si, U, L- Уравнение \~alk-\-c в изверженных породах большею
«4- и
частью меньше, чем -— , только в редких случаях 1>и и, с другой стороны,
1 уменьшается до незначительных величин только при относительно низком st. 1 2
1 В очень многих случаях AI,Og <(Ха2О 4- К20 4- СаО).
2 Этим критерием пользуются для выяснения вопроса, имеем ли мы дело
с орто- или парапородой. Конечно, предполагается, что до, во время и после
метаморфизма не происходило никакого изменения материала. Действие выве-
тривания в особенности повышает излишек глинозема, что будет разбираться
позже.
Таковы некоторые, хотя и не очень точные, но в общем достаточно удовле-
творительные взаимоотношения между отдельными химическими составными
частями нормальных изверженных горных пород. Характерной чертой химизма
магматических пород
является отношение
между собой всех или
все же громадного
чиста их компонен-
тов, что отчетливо
видно на диаграммах.
О з а н н пытался
выделить, в своих
треугольниках 8AIF
и СА1 АГк .поле из-
верженных пород*,
т. е. поле, в котором
химические отноше-
ния соответствуют
магматическим поро-
дам (см. фиг. 1). Если
только перечислен-
ные значения п про-
екционные точки ле-
жат внутри такого
поля, то прежде все-
го можно полагать,
что мы имеем дело
с ортопородой, но и
в таком случае, как
показал вышеупомя-
нутый разбор, долж-
ны быть соблюдены
еще некоторые опре-
деленные отноше-
ния.
Еше нагляднее
будет, если это вы-
разить нашим мето-
дом с помощью зна-
чений si, al. fm, с и
oik. Колебания по-
следних четырех ве-
личин находят пол-
ное выражение в кон-
центрационном те-
траэдре с углами
al 100, fm, == 100,
с == 100 п alk = 100.
Согласно Буке (Н.
Boeke „Grundlagen
der physikalisch-che-
roischen Petrograp-
hic-, 135, (S. 139—143)
и H н г г л и (P. Niggli
„Lehrbuch derMinera-
logie“732,(S. 354—356),
следует считать из-
вестным характер со-
подчинений отдель-
ных величин.
Концентрацион-
ный тетраэдр явля-
ется все таки пространственной фигурой, и для изображения в плоскости надо
пользоваться способом проекции или построением секущих плоскостей. Методом,
пригодным для общего обозрения, является следующий (фпг. 2):
8
Ребра тетраэдров с — fm делятся на 10 равных частей, соответствующих
точкам: fm : с = 9 : 1, fm : с = 8 : 2, fm : с = 7 : 3, fm : с = 6 : 4, fm : е = 5 : 5,
fm : с = 4 : 6, fm : с — 3 : 7, fm : с — 2 : 8 и fin : с = 1 : 9. Вследствие этого тетра-
эдр будет разбит на 10 участ-
ков Точки внутри каждого тако-
го участка должны быть пред-
ставлены таким образом, как
если бы они лежали на цент-
ральной плоскости (равнобед-
ренный треугольник). Послед-
ние все содержат в себе сторону
al —alk и проходят через точ-
ки: I (fm 95: с б), II (fm 85 : с 15),
III (fm 75 : с 25), IV (fm 65 : с 35).
V (fm об : с 45), VI (fin 45 : с 55),
V1I (fm 35 : с 65), VIII (fm
25 : с 75), IX (fm 15 : с 85),
X (fm 5 : с 95), Имеется по две
тех же самых симметрично
друг к другу расположенных
точек, например I и X, II и IX,
III и VIII, и т. д. Плоскости
раскрываются по линии al—alk,
так что образуются пары па-
раллелограмов с общей сторо-
ной al—alk.Поскольку это необ-
ходимо, фигуры лучше всего
сводить к двум таким плоско-
стям и получить таким образом
5 двойных „фигур (ем. фиг. 3).
al
Фиг. 2. Концентрационный тетраэдр al-fm-
c-alk с секущими плоскостями.
а1к
Фиг. 3. Поле изверженных пород в секущих через тетраэдр
al-fm-c-alk плоскостях.
9
Таблица магм игаесгисао щелочксго ряда.
Группа магм Типы магм si al fm С alk к clfm Раз- рез
Аплито-гранитовый . . Энгадинитовый энга- 460 46 8 5,5 40,5 0,50 0,20 0,67 %
в? ей динито-гранитовый . 420 44 12 6 38 0,50 0,25 0,50 4
О Еземитовый, еземито-
к во-гранитовый . . . 350 43 14 13 30 0,45 0,33 0,93 5
гСц Нормально - гранито- 270
вый .* Гранодиоритовый (бо- 35 26 15 24 0,42 0,33 6,58 4
натитовый)..... Опдалитовый (кварце- 270 39 23 17 21 0.43 0,40 0,74 5
во-монцонитовый). . 215 32 32 . 18 18 0,50 0,45 0,56 4
Трондьемитовый . . . Плагиоклазе - гранито- 350 42 12 16 11 35 0,23 0,27 0,92 5
В? олигоклазитовый . . 310 42 16 26 0,22 0,47 1,00 76 4
к о Кварцево-диоритовый . 220 31 31 19 19 0,25 0,48 0,61
к Тоналитовнй 200 S3 33 22 12 0,40 0,50 0,55 4
о Пелеитовый 180 33 33 23 11 0,20 0,40 0,67 %
й Нормально - диорпто-
вый 155 29 35 22 14 0,28 0,48 0,63 4
Габбро-диоритовый . . 135 24,5 42,5 23 10 0,28 0,50 0.57 4
Нормально - габброид-
й cS ный 108 21 52 21 6 0,20 0,55 0,42 3/4
к с Пироксенито-роговооб-
S ч манково - габброид- 100
с се НЫЙ 23,5 40,5 31,5 4,5 0,16 0,75 0,78 5
S Оссипитовый, ОССИПИ-
к то-габбропдный . . 110 28,5 34,5 28,5 8,5 0,12 0,60 0,83
% Анортозите - габброид-
т ный 130 37 22 33 8 0,10 0,55 1,5 %
Андезине - лабрадоре-
5-< во - фельзитовый и анортозитовый . . . 145 47 7 33 13 0,12 0,45 4,7 9
Центовый, остраито- 75
в? вый . . - 14 52 30 4 0,20 0,50 0,58 4
в М Пироксеиитовый . 95 7 62 29 2 0,20 0,75 0,47 4
о р* Косвитовый 65 2,5 64,5 32,5 0,5 0,30 0,70 0,50 4
3 ^Горнблендитовый . . 80 15 60 20 5 0,25 0,65 0,33 3
о Горнблендитово-пиро-щ
О< кееиитово- перидоты-
•в ₽? товый. . . 80 10 74 14 о ? 0,72 0,16 2
И ., Ортоавгитовый .... 95 4 90 о 1 2 0,85 0,06 1
Перидотитовый .... 60 5 90 4 1 ? 0,90 0,05 1
*
IS
Таблица иагм натрового ряда
Группа магм Типы магм si al f»‘ alk 7с niff C fill Раз- рез
Щелочпо - гранитовый
(натрово - гранито-
вый) 400 40 17,5 1.5 41 0,35 0,05 0,09 1
ч л Нордмаркито-пуласки-
а о X товый 250 41 1» 39 0,35 0,28 0,33 3
с Натрово-сиеннтовая ветвь.
о а э Натрово- кварцево-сие-
нито-натрово-сиенн-
е товый ...... 200 32 29 10 29 0,20 0,30 0,34 3
6 Натрово-лампросиени- 145
и о ТОВЫЙ 22 52 12 14 0,34 0,61 0,24
о
Д Эвпзито -луявритовая (агпаитовая) ветвь.
Эвизитовый . 2S0 25 39 1 3.' 0,30 0,08 0,03 1
Ларвикитовый и мон-
цонито-фояптовый . 180 39 18 12 31 0,30 0,27 0,67 V:. 3/.i
Нормально-фоя итовы й. 190 42 12 5 41 0,28 0,20 0,41
Уртптовый 116 40 11 5 44 0,20 0,20 0,45 4
Монмутитовый . . . 100 38 12 16 34 0,15 0,25 1,3 6
я « Нозикомбптовый . . 150 33 28 14 25 0,30 0,40 0,37 4
и о Ийолптовый 100 25 25 25 0,20 0,50 1,00
к ч Мелыейгнтовып (тера-
о лито ийотитовый) . 90 19 32 32 17 0,20 0,35 1,00 5\ 1 О
Эвпзито-луяврптовая ветвь.
Луявритовый, агпан-
ТОВЫЙ 160 29 28 38 0,20 0,20 0,18 2
—
я « Тенсбергитовый или
ь ассекоптово - диорн-
о и товый 180 38 20 17 25 0,30 0,30 0,85
ф о Эссекситовый (нор-
го мально-эеоекситовый) 130 30 30 20 20 0,25 0,30 0,67
д 6 Тералитовый ..... 100 19 42 23 16 0,25 0,48 0,56 4
s е- Тералито - габброид-
ный 90 20 46 23 11 0,25 0,50 0,50 4
ЧР“ К Ff Эссексито - габброид-
К ® S «по ный 105 23 43 24 10 0,25 0,45 0,55 4
1ЛНТ0В гбброи, габбр Дополнение: ультрафемическая.
о.*г О о Ь « Якупирангнтовый . . | 70 | ’I 56 35 2 0,30 0,55 0,63 4
II
Таблица маги налаеаого ряда
Группа Типы магм hi al fm р alk к W c/fm Раз-
магм
s 5 и g н и ?
* 5 И =И О S Рапакивп 380 40 18 9 33 0,50 0,27 0.50 4
ь g Граносиенитовый . . . 260 40 17 10 33 0,45 0,30 0,59 4
S ° Адамеллнтовый . . . 330 37 23 13 27 0,40 0,40 0,57 4
V я о Таснагранитовый . . . 290 35 28,5 8 28,5 0,45 0,35 0,28 3
Я рч О Ь« г ® Сиенито-гранитовый . 250 30 29 12 29 0,47 0,40 0,41 34
Го .-£ я ® L3 3J
Ювититовый или лей-
косиенитовый . . . 178 40 14 11 35 0,55 0,30 0,78 1,00 5
Везувптовый ... - . Монцонито - сиеннто- 160 33 20 20 27 0,55 0,40 °/.
0,61
вый . . ' Нормально - сиенито- 190 37 23 14 26 0,50 0,35 4/6
вый 185 30 30 15 25 0,50 0,40 0,50 4
ч s« р- Ла: TH рои товая вещь.
о
2 Лампросиенитово-лам-
Я промонцопитово-сне- 12 0,50 0,60 0,26 3
О Ш1Т0ВЫЙ 160 25 46 17
о Лампросоммаитовый . Лампроиговый (Wyo- 140 25 44 18 13 27 0,57 0,85 0,63 0,75 0,40 0,34 3
mingtypus) 165 18 41 14 3
Лампроитовый (Mur- 55 0,80 0,80 0,24
ciatypus) ... 140 16 13 16 7з
Бороланптовая ветвь.
Бороланитовый ... 130 27 22 30 21 0.70 0,50 1,3 6
Нормально-монцониго- 21 19 0,50 0,45 4/ /5
И <s вый 140 30 30 0,70
и р Соммаитовый .... 115 24 34 27 15 0,55 0,48 0,79 5
я к Соммаито - диорито- 10 0,45 0,60 0,60
о ег вый 130 23 42 25 4
о Егоитовый, егоито-мон- 19 0,50 0,55 0,57
цонитовый 145 23 37 21 4
Нормально - шонкини- 24 0,60 0,65
W товый 105 17 46 13 0,52 4
Р5 О ь и Миссуритовый . . . 95 15 41 33 11 0,65 0,70 0,81 5
я к к Дополнение: ультрафемическая
Q в Пироксенолитовый . . 80 1 13 40 43 i 4 j 0,60 ; 0,60 1,06 %
12
Огдечьпые треугольники являются в действите ^ьпостч только равнобедрен-
ными, но поскольку боковые стороны мало отличаются от основания, то чтобы
‘бтегчнть изображение, их можно спокойно принимать за равносторонние.
Проекционные точки, лежащие в 10 участках, таким образом теперь понадают
I секущую фигуру, как будто бы они непосредственно ей принадлежали. Три
значения, о которых идет речь, являются al, all: и (c-)-fin), в то же время отно-
шение с : fin определяет соответствующая секущая плоскость. Последнее отно-
шение имеет важное значение для этого графического изображения, и поэтому
г «.пенообразно ставить его впереди констант. Какое отношение с : fm соответ-
ствует каждой секущей плоскости, видно на пяти чертежах (фиг. 3), помещен-
ных на стр. 3.
Разрез Горная порода, с имеющая с fm Разрез Горная порода, с имеющая с з— fm
I 0—0,11 VI 1,0-1,5
II 0,11—0,25 VII 1,5—2,3
III 0,25—0,43 VIII 2,8—4,0
IV - 0,43- 0,67 IX 4,0—9,0
V 0,67—1,0 X 9,0—со
На пяти двойных фигурах показано примерное положение полей извер-
женных пород, при чем принимается во внимание еще некоторая несве-
жееть горной породы, тогда как числа si, а также отношение к и ту не
укатаны. Они вариируют для каждой части поля в известных пределах,
которые установлены предыдущим рассмотрением. Таким образом, когда химизм
метаморфической породы укладывается в указанное поле изверженных пород,
и “ели вып&лнены все остальные условия, то с чисто химической точки зрения
пег никакого основания сомневаться в ее первоначальном магматическом пронс-
•. I. кденпп. Но все же только рассмотрение химизма осадочных пород может по-
казать, насколько заключение является правильным.
Для соответственной характеристики горные пород даны три таблицы сред-
них химических отношений главных тппов магм (см. табл, иа стр. 10—12).
3. ЕНЕэнералогичесвше првезнанвъ
(Закономерности в химизме изверженных пород обусловливаются
физико-химическим составом магм и находятся в связи с прави-
лами, регулирующими минералогический состав.
Образование минералов в магме является полем, на котором
наука пытается при помощи химических экспериментов как в син-
тетическом, так и в аналитическом направлении решить загадки
природы.
Достаточно здесь упомянуть об оригинальных работах Добрэ,
.Сен-Клер Девиля, Фуке, Мишель-Леви- и Дёльтера,
к одной стороны, и Лемберга, Лагорио, Морозевича,
Фохта, От л инга, Дэй и Оллен, с другой. Все отчетливее
становится стремление подойти к этим процессам с точки зрения
воглрений и достижений современной физической химии о природе
растворов и явлений растворения (Ван’т-Гоф ф, Оствальд, Вак-
хе й с-Р о в е б у м ’(Bakhuis-Rooseboom), Тамман, Ъ о у э и, Фен-
нер, Ранкин, Харкер, Олаф Андерсон, Вуке (Воеке), Э й-
те ль, Накен п т. д.).
Под магмой вообще понимается в настоящее время взаимный
2 ГруСеймаj и Нщг.ча
13
раствор труднолетучих (особенно силикатов, окислов, сульфи-1
дов) и легколетучих веществ, а также продуктов их реак ]
ций. Если магма проникает в земную кору, то при этом будут!
изменяться не только давление п температура, но также и отш-
шение масс (концентрация) вследствие удаления газов и парь
и некоторых веществ в виде кристаллов; таким образом отдель-
ные составные части системы целиком удаляются или их обща1-
масса уменьшается. Следовательно, равновесие перемещается вовсе;
трех направлениях, которые являются руководящими для физик.»
химического состояния равновесия. Дифференциация и затверде
ванне магмы есть таким образом приспособление к новому, наиболее
устойчивому положению равновесия, в котором находится затеет
.девшая горная порода. В то время, как температура, давление
и химический состав играют существенную роль при образовании
минералов, вязкость, способность кристаллизации и скорость кри-
сталлизации имеют большое значение для образования структур.
На фиг. 3 показано, что изверженные породы занимают толью
небольшой участок в концентрационном тетраэдре, п приблизь
тельно из 1000 известных минералов только сравнительно незяа
чятельное число участвует в их' образовании. ТЦелочи находятся
главным образом в виде алюмосиликатов, реже в ймде феррисилк
катов, в которых содержания глинозема или окиси железа отно
сятся к щелочам большею частью как 1:1. Минералами, обладаю
щими этими свойствами, являются: нефелин
( Si04, SiO2) 1LO, ортоклаз ^Si04 • Si02 • Si02)
анальци
\ Al
i.J , альбит (SiO4
z x 4}
Сюда же относятся слюды: мусковит ^SiO4J^j=
биотит (в последнем щелочи связаны с силикатами магния и же
а также заместители половы y
vl3 • S<)4Xa._>, гаюин
CINa, нозеан
я
1Д.С0. (x:lj.Cu-,
I
iraa ( SiO.^KH,' (SiuA № ’ Fe)«-
пшатов: содалит
/ \ Д1
Si04) ^a3 SO4 (Na2 • Ca), канкринит
которые на ряду' с нефелиновой частицей содержат еще хлорид, сулг
фат или карбонат. Окисел СаО находится обычно в форме силикат,
или алюмосиликата; чистый кальциевый силикат без примеси силв
ката Mg или Ее отсутствует в магматических породах. Анортит-
кальциево-алюминиевый силикат также не встречается чистым, а на
блюдается в смеси с альбитом в плагиоклазах. Отчетливо можн
дшдеть близкое родство Na2O и СаО (в противоположность K.20i
в алюмосиликатах, равно как и тесные отношения между MgO
и СаО в бедных А1 или свободных от него силикатах. Мелилит
с химическим составом ^SiO5 • SiO^и Si()5 • A102j занимает про
межуточное положение. Представителем Са-феррисилпката является
часто богатый титаном меланит fciO4^ q|2. Окисли MgO и FeO
представлены в минералах почти всегда вместе и связаны главным
образом с SiO2, но встречаются иногда в форме шиннелм (А12О,
с химическим составом SiO5 • SiO^ и SiO5 • А1О2)
64
Alg, Fe) и магнетита (Fe,U4) Fe, возможно, также в вито геиа-
тита (Fe2O3). Оливин соответствует соединению (SiO4) (Mg, Fe).,,
а шстатит-гиперстен- -(Si04 • Si02) (Mg, Fe)2. Последние, предста-
вленные в так называемой метасиликатнои форме, образуются вместе
с силикатами кальция, авгитом и роговой обманкой. Но их состав,
вследствие вхождения глиноземистой молекулы, является еще бо-
лее сложным и до сих пор еще не вполне выяснен. Если они и со-
держат щелочи, то главным образом Na.,0. Особенно характерными
являются так называемый гцелочный авгит и щелочные роговые
ойкании, анализы которых указывают на присутствие эгириновой
молекулы (siU4 • и ДРУГИЕ натровых силикатов. Все роговьк*
обманки обнаруживают свойственное им незначительное содержа-
ние воды. В более сложных минералах наблюдается также не-
редко Ха2О на ряду с FeaO3: так, на это указывает биотит, как
уже было выше упомянуто, в котором К2() находится на ряду
с MgO и FeO. Из чистых Ъкислов особенно часто встречается SiO._,
в виде породообразующего минерала кварца. AL(J3 наблюдается
в виде корунда довольно редко и преимущественно в тех горных
породах, которые по разным причинам нельзя принимать за нор-
мальные изверженные породы.
Постоянно встречающимися веществами, хотя и в незначитель-
ных количествах, являются ТЮа, ВаО-, ZrO2, Сг2О3, которые наблю-
даются главным образом в виде акцессорных минералов; тита-
нита (SiOjTiCa, ильменита FcTiO>, перовскита (TiO3)Ca, апатита
(Са[(РО4).,Са3]1) (F.,, Cl2, С03, S04j, циркона ySiO2 • Zr0.2), хромита
(Cr.,O4)Fe п хромовой шпинели (,Cr2O4) (Mg, Fe). Овдиагит [(Si,Zr)2OO52]
Ха12(Са, Fe)6 • XaCl (сходный с ним эвколит), монацит (РО4) (Се, La,
Th,Di) содержат редкие земли, »ида.«нлпн4[А1(8Ю4)3]Ру1 • (А1(В2ОЬ)3)А13
.-одержит бор, «.-о,».»,, (ПрП’
мерно (РЮ4)5Л13(ОП)Са,;), встречаются в изверженных породах редко;
кальцит как минерал изверженных, пород наблюдается в бедных
si горных породах. Относительно циркона можно сказать, что
в кислых породах он встречается в ви щ хорошо развитых кри-
। галлов, а в основных породах, равно как и в осадочных, форма
н'. более округлая. Здесь он нс обладает блеском.
Все закономерности химизма и минералогического состава извер-
женных пород, на ряду с некоторыми другими, здесь пе упомя-
нутыми более мелкими чертами, позволяют вести рассмотрение
<• генетической точки зрения. При этом магма — эга громадная
физико-химическая система, — в общем является раствором с дру-
гими характерными чертами, чем водные растворы и металлические
сплавы. Исследование образующихся из магмы пород выяснило,
что они не дают еще полного представления о ней, так как кристалли-
зационный остаток магмы является только частью ее (количественно
преобладающей). В магме встречаются еще другие вещества, которые
только в очень ограниченном количестве входят в состав минера-
лов,— они в виде газов и паров улетучиваются прп вулканических
явлениях. Среди них находится Н2<3„ по крайней мере местами, на.
ряду с N2, СОо, СО, HsS, SO.,, НС1, Cl, HF и H, как это непосредст-
венно подтверждают исследования Д э й и Ш е ф е р д а на Килауэа.
2»
15
Однако Б р ё н находщ, что летучие вещества, выходящие из вул-
канов, мы не имеем права отождествлять полностью с парами воды. I
При затвердевании магмы в глубинных условиях эти составные
части в особенности обнаруживаются благодаря- контактным явле-
ниям и пневматолитическим и гидротермальным образованиям. Они
называются „минерализаторами", и об их значении будет сказано
позже. Характерным для этих компонентов является то, что
они, по сравнению с количественно преобладающими большей
частью силикатными веществами, являются необыкновенно лету-
чими. Критические температуры, свойственные им и их некоторым
соединениям, являются на много сотен градусов ниже, чем темпе-
ратуры плавления труднолетучих составных частей. Именно это
на ряду с остальным вещественным своеобразием придает магма-
тической системе, как целому, особый отпечаток. Установлено!
принципиальное сходство с системами, которые в последние годы
теоретически и экспериментально исследовал А. Смите, и благо-
даря этому были заложены широкие основы для понимания маг-
матических явлений в физико-химическом отношении. Совместное)
действие трудно- и легколетучих веществ при высокой ‘темпе-
ратуре ведет к тому, что при из'вестных обстоятельствах необхо-
димо одновременно принимать во внимание процесс дестилляции
или критические явления на ряду с процессами кристаллизации,
так что давление и температура представляют равнозначащие
факторы. •
.Выделение кристаллов, т. е. застывание магмы представляет
процесс, прежде всего зависящий от условий растворимости. Сна-
чала выделяются трудно растворимые вещества, и если затем,
например вследствие понижения температуры, другие составные
части достигнут степени насыщения, то и они также начнут вы-
падать. При этом очень часто происходит переохлаждение, вернее
пересыщение, которое может также вызываться понижением вязкости
и продолжительным охлаждением. В отношении явлений, происхо-
дящих при затвердевании расплавов, появилось в последние годы
очень много новых точек зрения экспериментального и теорети-
ческого характера. В наиболее простых случаях затвердевание
расплава идет по реакции:
Расплав твердое А ф- твердое В ф- твердое С’
т. е. выделение в результате концентрации может происходить
в известной последовательности: сначала первая фаза затвердева-
ния, затем вскоре вторая, позднее третья и т. д., до тех пор, пока
наконец не исчезнет при определенной температуре последний
остаток расплава. Если установится равновесие, то наблюдаются
вместе кристаллические виды в количестве не большем п, при
условии, что п представляет число компонентов. В последователь-
ности выделения имеет зна-'гние не отношение количеств, как таковое,
а отношение масс по срглненто с эвтектикой.
Но может также случиться, что уже выделившиеся кристаллы
будут реагпровать с кристаллами, которые образуются в новую
фазу при иной концентрации расплава.
Расплав ф-твердое А твердое В ф , (реакционный принцип).
16
От исходной концентрации зависит, будет ли в условиях равно-
весия реакция протекать до конца или по окончании застывания
сохранится еще твердая фаза А. Установление такого реакцион-
ного поля важно, даже для простых систем, и добавление нового
ьюмпонента едва ли поведет вначале к исчезновению его.
Точки плавления (конгруэнтная и инконгруэнтная) отдельных
ссрдинении сведены по экспериментальным данным в нижеследую-
гцсй таблице (стр. 18).
Наконец, твердая фаза может также претерпевать превращения
от изменения температуры или давления. Знание условии, при
которых это происходит, является ценным для минералогов, если
происходившие превращения
можно узнать каким-нибудь
способом по продукту превра-
щения.
Явления могут существен-
но усложниться благодаря
тому обстоятельству, что мно-
гие твердые фазы обладают
изменяющимся составом. В та-'
ком случае является очень
важным установление границ
смесимости при различных
условиях, а также отношение
концентраций между распла-
вом и находящимися совмест-
но с ним смешанными кри-
сталлами. Особенно последние
своей зональностью указывают
на их зависимость от темпе-
ратурных условий. Имею-
щиеся в настоящее бремя
экспериментальные исследо-
вания подтверждают, что, как
и нужно было ожидать, каж-
дый раз в значительной мере
Фиг. 4. Простая бинарная диаграмма пла-
вления.
только определенные молекулярные виды входят в твердые
фазы как изоморфн^ примеси. Например, если содержание
глинозема в расплаве недостаточно для образования анортита,
то выкристаллизовывается в большом количестве глиноземсодер-
жащий авгит. Взаимное разграничение различных полей фаз
в концентрационных диаграммах объясняет соответствующие усло-
виям находящиеся в равновесии минеральные комбинации.
Общим для изверженных пород является то, что в них по-
стоянно присутствует только небольшое число минералов, имеющих
существенное значение. Это представляет не что иное, как особое
выражение правила фаз Гиббса, приложимого по крайней мере
приблизительно даже к этим образованиям Ч
1 Если п веществ находятся в п 1 фазах, то имеется налицо полное рав-
новесие; если же наблюдается меньше фаз, то равновесие является неполным.
Подробнее об этом сказано на стр. 41 и сл.
17
Названир минерала — Точка плавления (ври атмо [-
Химическая формула. спорном давлении) ||
Периклаз MgO 2800°
Бадделеит ZrO 2585°
— СаО 2572
Шпинель (А1/>4) Mg 2135°
— a(Si(>4) <'а. 21-"0’
Корунд Al >о,; 2050°
Циркон ZrO, SiO, 1уоо°
Форстерит (SK't) Mga 18',
Лейцит (SiO4Si0>) jV ок. 1820°
Силлиманит SiOBAi2 181 R°
Платина (чистая) Pt 1755°
Кристобалит SiO, 1710’
Рутпт ТЮ, 1700°
Фторапатит \Са((РО4)2( 1 3 (SiOjAlO,)^1 1660э
Геленит 1590°
Гематит Fc2O8 15G5
Ктлиоэнетатит (SiOj-SiO,) (Mg,Fe). 155 И п КО игр х .-»нгп.
Хпортпт (SiOG-SiO,)^ 155U
Псевдоволластонит (SiOj-SiO3)Ca2 1510°
Хлорапатит {Ca|(PO4)2<a.JJ 1, ок. 1530°
К.1 рногиит (нефелин) (SiO4) 1526°
— (SiO.,-SiO,) -.< a. 1475° НИКОИ гр VdHTH.
Окормаииг (SiO,-SiO2) 7- 1458°
Маг пса. кордиерит /Si<)6-SiO3-SiOa\AI| \SiO„-SiQ2 /Mg2 1440° пнконтрулнти.
Сподумен (SiOt-SiO^i ок. 14*20°
Монтичеллит 1400 -1500°
Пирофанит (TiO3)Mn 14п4°
Диопсид (SiO4.Si02)^ 1391е
а-СВКрИПТПТ a(SiO4^\l 1388°
— 6SiO, • 5CaO • 2MgO 1365° И ИКОН гр у.* НТК
Тефроит (SiOt)Mn> 1323°
—. (SiO4)Li4 1265е
Титанит (SiO-,)TiCa 1220°
ГодоиИТ (SiO| biO2)Mna 1215° ИИКОНГрх»И1Н.
(SiO4 SiO,)Li4 1202°
Ортоклаз (SiO4 SiO3 • SiO,^1 ок. 1200' пнкоигрузитн.
Магнитный колчедан (чистый! FeS (SiO4 • SiO, • SiO,) ок. 1170'
Альбит 1100°
— (SiO4 SiO,)Na4 1088s
Фаялит (SiO4l • Fca 1065°
— (SiO4 ^3SiOa) I..i4 103’’
—— (SiOi • 3SiO,) K4 1015°
Каченная соль NaCl 801°
18
На ряду с этими отношениями, при которых кристаллическая
фаза принимается в расчет, имеются другие, еще большего зна-
чения, при которых принимается во внимание особая природа
кристаллического состояния. При этом играют известную роль
введенные Таммапом понятия способность кристаллизации и скорость
кристаллизации. Первое обозначает известное весовое количество
образующихся кристаллов в единицу времени, при данной темпера-
,0
ж
1557%
срорсте-
риврас-
-плав-
гомогенный расплав
KTUHOTHCWTUT*
расплав
г ^-^крйетйба^
лит* расплав z
1710й
В
I
фввете-...______
рит*кли -г- клиноэнстатит*—
нсэнст. -F кристобалит-
ЕЕлристоВалит
(З/ОЛ SiOz
fi/th SiOppIgp—^Bec. %
А' В'О' Е'
С
(рсрстс--:
ритыити-.
НОЭН ст --
клиноэнстатит +—
— ноистоВалит-----
С
Е
туре, а второе — линей-
ную скорость роста кри-
сталлов, которая выра-
жается в количестве мил-
лиметров, нарастающих
в минуту; скорость роста
по разным направлениям
бу лет различна. Поэтому
в'результате образуется
особая форма кристалла.
Кроме того, кристаллиза-
ция может происходить
в немногих местах и на
этом ограничивается, или
она зарождается во мно-
гих центрах, которые за-
том естественно при том
же количестве вещества
могут расти гораздо мень-
ше в ширину и длину.
Гдце чо удалось отчет-
ливо установить зависи-
мость всех этих величин
от отдельных факторов.
Благодаря новым кри-
сталлически - структур-
ным способам исследо-
вания надеются выяснить
этот вопрос, а также
дать в этом отношении
необходимое толкование.
Для кристаллизации имеет, наконец, значение также вязкость
манны.
Вязкость магмы уменьшается с повышением температуры.
Также понижает ее увеличивающееся давление, благодаря пропиты-
ванию кодой и другими легколетучими веществами, так называемыми
флюсами или плавнями, потому что подобные вещества понижают
точку плавления. Кроме того, вязкость зависит от кислотности
магмы, она повышается от более высокого содержания Silt,, равно
как и от Л]2О3 и в незначительной мере от СаО; окись желоза
и MgO, напротив, понижают ее.
Поэтому кислые магмы (гранитовая, кварцево-диоритовая, сие-
нитовая) являются очень вязкими; напротив, бедные кремнекисло-
топ основные магмы (базальтовая, лимбургитовая, перидотитовая)
очень жидки. Первые склонны к аморфному затвердеванию и
А BJ7
Фиг. 5. Простая бинарная диаграмма плавле-
ния (оливин-энстатит-SiO2) о иннонгруэнтной
точной плавления.
образуют, как правило, много стекла; последние стремятся еде.
латься кристаллическими и поэтому образуют большей часты»
мало стекла.
4. Признаки совместного нахождения.
Вышеуказанные соображения и факты выясняют физико-хими-
ческое значение явлений, протекающих во время периода охлажде-
ния магмы. Но они еще не способны охватить крупные закономер-
ности, присущие самим магматическим породам. Различные типы
изверженных пород представляют смеси, образованные не без
закономерностей; ассоциации горных пород имеют также своп
особенности. Изверженные породы какой-нибудь области обнаружи-
вают родственные черты, которые часто придают известному району
определенный облик. С другой стороны, аналогичные черты могут
повторяться в другой очень отдаленной изверженной провинции —
это отчетливо указывает на то, что мы имеем дело с какими-то
универсальными условиями. Нередко удается установить путем
диаграмм родственность химического порядка и таким образом
выяснить непосредственные отношения между отдельными состав-
ными частями.
Что является причиной постоянных ассоциаций пород, маг-
матических колебаний и циклов извержения? Какая существует
зависимость между магматическим, периодом и геотектоническими
явлениями? Чтобы решить эти важные проблемы, безусловно
необходимым является дальнейшее развитие исследований в об-
ласти химического состава магм и геофизики. Принимая во внимание
первый пункт, надо исследовать, какие молекулярные виды
существуют в магме, и какие могут устанавливаться равновесия
в зависимости от температуры и давления. Постоянно наблюдается,
|что ряд различных типов изверженных пород принадлежит одному
геологическому периоду, и что каждый из цих образовался из
одного первоначально однородного магматического бассейна; затем
в таком магматическом бассейне должны были образоваться
различные концентрации, которые одинаково распространялись на
крупные массы. Происходит расщепление или дифференциация на
ряд частных магм.
При образовании метаморфических пород из пород комагмати-
ческого1 района сохраняется в общем первоначальный химический
состав, и это отражается на колебаниях минералогического
состава шлировых образований, различных краевых фаций и жил,
а также в изменчивости пород и помогает выявлять первично-
магматическое происхождение комплекса пород.
Краткий вывод из всего вышесказанного—образование извер-
женной породы представляет собой главным образом переход
расплава в твердое аггрегатное состояние, происходящий в общем
в условиях одновременного изменения температуры и давления,
1 Под комагматической областью Вашингтона или- петрографической
провинцией Д ж ё д д а понимают такую область, в которой магматические горные
породы обладают сходными химическими и минералогическими, реже структур-
ными или текстурными свойствами.
80
связанных с постоянным котебанпем состава магматического
остатка. Прекрасный пример этих изменений в условиях кристалли-
зации представляет типичная изоморфная слоистость (зональная
структура), которая очень часто наблюдается , у компонентов
изверженных пород (смешанные кристаллы). Другим следствием
этого рода происхождения является то, что компоненты извержен-4
ных пород выделяются в известной последовательности', при этом
компоненты не всегда строго следуют друг за другом. Поэтому не
все составные части изверженных пород находятся в равно-
весии друг с другом, в равновесии находятся еще жидкий
магматический остаток и только что выделившиеся из него
кристаллы. Более ранние выделения в противоположность более
поздним являются очень часто неустойчивыми, об этом отчетливо
говорят хорошо известные явления коррозии и магматического
растворения. Но на ряду с этим часто наблюдается, что ранее
выделившиеся компоненты, благодаря более поздним оболочкам
нарастания, не могут подвергаться новому изменению. Поэтому
можно предвидеть, что в каждой изверженной породе будут
встречены такие составные части, которые, не находясь ,в хими-
ческом равновесии, способны вступить в реакции друг с другом.
*
5. Структурные и текстурные признаки.
Под структурой породы понимается строение породы, которое
вызвано развитием формы и относительными величинами компонентов
и обусловлено химическими п физическими отношениями процессов
образования минералов и пород, а также их последовательностью
во времени. Нормальный ход затвердевания магмы ведет, как уже
было упомянуто, к раскристаллизации с известной последователь-
ностью выпадающих компонентов. Однако часто наблюдающаяся
различная скорость кристаллизации и возможность переохлажде-
ния приводят к тому, что кристаллизация не совпадает с последо-
вательностью. Вследствие этого образуется типичная структура
массивной породы; под этим понимается такое характерное генети-
ческое строение составных частей породы, которое обусловлено определен-
ной степенью развития форм минералов и вытекающими отсюда их
взаимными ограничениями. Когда этого совершенно не наблюдается,
или если произошло полное аморфное застывание, то данное
явление происходит, как будет показано, постоянно в предельных
случаях, вызываемых преобладающим влиянием некоторых опре-
деленных факторов. х
Стекловатая структура образуется в том случае, когда магма
является настолько вязкой, что молекулы лишены свободы движе-
ния, необходимой для объединения их в кристаллы. Такие стекла
представляют пересыщенные твердые растворы, которые отличаются
от жидких только тем, что в них господствует большое внутрен-
нее сопротивление трению. Если эти вязкие свекла нагреть, то их
молекулы “ приобретают подвижность и могут образовать кри-
сталлы. Поэтому стекла легко расстекловываются. Большая вяз-
кость магмы получается вследствие быстрого охлаждения и пе-
реохлаждения.
Очень кислые магмы уже первоначально являются вязкими
21
и не кристаллизуются без некоторого стимула (обсидиан, Пехштейн,
пемзы).
Очень кислые пегматитовые жилы обладают высокой степенью
раскристаллизации благодаря кристаллизационной силе минерали-
заторов и никогда не могут образоваться из обыкновенного жидкого
расплава.
Если дальнейшее переохлаждение неожиданно прекратится,
например благодаря облегчению нагру-зкп, движению или развитию
газов, то общая масса магмы кристаллизуется сразу. Образующаяся
вследствие этого структура по Розенбушу будет называться
панидиоморфной, по Рамзаю — паналлотриоморфной, аБрёггером
метко названа авталлотриоморфной, потому что выделяются одно-
временно все компоненты, и вследствие этого прекращается
взаимное развитие форм. Она, как известно, характерна для многих
лейкократовых и меланократовых жильных пород.
Эвтектическая структура также является результатом одно-
временной кристаллизации, п она вызывается тем, что маша
затвердевает в виде эвтектической смеси. Она наблюдается главным
образом в основных массах кислых пород (в микропегматитовой или
гранофировой основной массе) вследствие того, что ей предшествует
выделение ряда кристаллов, после которого отношение количеств
веществ в магме становится эвтектическим. Некоторые аплиты
так же, как и многие письменные граниты, не обнаруживают
никакого эвтектического затвердевания выделившихся компонентов;
их магма в качестве последнего маточного остатка должна уже
первоначально обладать эвтектическим составом. Эту точку зрения
давно уже выдвинул Тил (J. Teall).
В гранитовых ('аллотриоморфнозернистых) структурах наблю-
даются неодинаково хорошо развитые отдельные компоненты, что
отчасти находится в связи с неодновременным началом и концом
кристаллизации. Наивысшей степенью автоморфизма обладают
рудные зерна и Mg-Fe-Са-силикаты. Противоположной структурой
является габбровая (офитовая) структура', в ней обы тпо плагиоклаз
более идиоморфен, чем темные составные части Mg-Ге-Са-силп-
катов, которые занимают промежутки между первыми. Нормальные
эвтектические структуры большею частью отсутствуют; они могут
встречаться прп различных переохлаждениях и прп различии
в скорости и способности кристаллизации, а также могут зависеть
от других факторов. Вышеупомянутые минерализаторы могу г
способствовать образованию грубокристаллических структур,
особенно в кислых глубинных породах. Выполнение миаролити-
ческпх пустот является непосредственным доказательством их
действия. Подобного рода грубозернистость в расплавах вызывается,
по Р и н н е, так называемой собирательной кристаллизацией, так как
уже существующие более крупные кристаллы поглощают своей
поверхностью более мелкие (порфировидная структура глубинных
пород). Образованию грубокристалличности в глубинных породах
может благоприятствовать их залегание в виде штоков и лакколитов.
Порфировая структура как нормальная структура может встре-
чаться при более быстром охлаждении в конце затвердевания. Но,
по Розенбушу, она часто находится в связи с разрывом
в хгсловпях затвердевания магмы; при излиянии быстро наступают
22
другие отношения температуры п давления, поэтому выделение
цервой генерации может прерваться, и тогда начинается кристал-
лизация второй генерации (составные части основной массы).
Вкрапленники отчетливее всего обнаруживают последовательность
выделений, зависящую от степени растворимости и неспособности
пересыщения, а также и от соотношения масс. Но этого может и не
быть в той или иной мере налицо, вследствие растворения первич-
ных кристаллов, при чем подъем новой горячей магмы, уменьше-
ние давления и удаление легколетучих веществ даже могут
повести к коррозии всех уже выделившихся вкрапленников.
Дальнейшее переохлаждение после выделения первой серии
кристаллов, пожалуй, является уже невозможным, потому что ранее
выделившиеся компоненты вызывают все время новую кристалли-
зацию изоморфных им веществ. После выделения первой генерации
(„вкрапленников") химический состав остаточной магмы может
сделаться таким, что в основной массе возможно образование
второй генерации, аналогичной первой. \вгит, роговая обманка,
плагиоклаз и т. д. будут присутствовать как в первой генерации
(вкрапленники), гак и во второй, но в последней они, вследствие
изменившегося химизма материнской среды, будут представлены
в общем несколько иными изоморфными смесями, чем в генерации
вкрапленников. Развивающаяся вязкость благоприятствует образо-
ванию генерации основной массы, в которой зарождается много
новых мел! их индивидов, тогда как в очень жидком расплаве уже
образовавшиеся кристаллические зерна продолжают расти
дальше (Фохт). Первое встречается преимущественно в кислых
магмах, последнее—в основных магмах. Типичным примером
является для последнего случая долеритовый базальт, в котором
генерации основной массы в общем не наблюдаются. Вязкости
благоприятствует быстрое охлаждение, и в этом следует, пожалуй,
искать причину того, что ,порфировые структуры преимущественно
свойственны эффузивным породам. Если наступает ускоренная
кристаллизация для всего остающегося материнского расплава,
то выделение по генерациям Прекращается. Происходит это вслед-
ствие быстрого прекращения переохлаждения (мпкроаплптовая и го-
локристаллическая основные, массы), или вследствие того, чго
достигнута эвтектическая точка (эвтектическая основная масса).
Постепенное ослабление кристаллизационной способности, при
котором остаточная магма вследствие охлаждения делается
слишком вязкой, ведет к микрофельзитов ой основной массе в том
случае, если еще сохранилась первоначальная способность кри-
сталлизации, а если нет налицо никакой кристаллизации, то, на-
против, получается стекловатая основная масса. Удивительно, что
во всех этих случаях (по Фохту) некоторое количество анализов
таких основных масс обнаруживает эвтектическое отношение;
таким образом должны существовать полустскловатые, затвердев-
шие эвтектические смеси.
Текстура горной породы имеет скорее описательное значение
как стереометрическое выражение строения, обусловленного опре-
деленным характером пространственного взаимоотношения пли
распределения составных частей породы. В изверженных породах
гекстура также имеет характерный и в обшем простой вид. Рас-
23
плав затвердевает в общем без всякого правильного расположения
компонентов. Массивная текстура для магматических пород так типич-
на, что их называют также и массивными породамп. Между тем не-
редко наблюдаются разновидностп, обусловленные различными фак-
торами. Движение магмы при течении, которое наблюдается в покро-
вах, потоках и жилах, может вызвать первичное параллельное рас-
положение уже выделившихся составных частей, и таким путем
образуется флюидальная структура (флюктуационная текстура).
Она может иметь такой характер, что ее насовсем легко отличить
от параллельной или линейной текстуры кристаллических сланцев.
Одностороннее давление может также вызвать параллельное
расположение минералов в затвердевающей магме, т- е. во время
затвердевания получается своего рода сланцеватость—первичная
сланцеватость давления. Уже выделившиеся составные части могут
влиять направляющим образом на новообразования, которые рас-
полагаются радиально пли тангенциально по отношению к первым,
и таким образом получается центрическая или сферическая текстура.
Удаление газов и паров вызывает в затвердевающей магме
пористую текстуру, и если пустоты позже будут заполнены после-
дующими выделениями — то получается миндалекаменная тек-
стура (манделыптейн).
ГЛАВА ВТОРАЯ.
ОСАДОЧНЫЕ ПОРОДЫ И ИХ ПРИЗНАК!®.
После обстоятельного рассмотрения признаков изверженных
пород можно уже кратко остановиться на признаках, относящихся
к осадочным породам. Геологическое, залегание, остаточный (релик-
товый) минералогический состав, структура, текстура, химический
состав, ассоциация пород — все эти факторы необходимо одинаково
-принимать во внимание для решения вопроса генезиса осадочных пород.
Все группы осадочных пород участвуют в образовании мета-
морфических пород. В генетическом отношении для осадочных
пород является особенно характерным их отложение слоями. Ка-
ждый отдельный слой представляет продукт непрерывного осажде-
ния материала при устойчивых условиях. Изменению последних
сопутствует также соответствующее изменение продуктов отложе-
ния, и таким образом возникает согласное переслаивание различных
минеральных аггрегатов. Слои в своей мощности чрезвычайно
колеблются, начиная от тонких, как бумага, и кончая очень мощ-
ными слоями. Это явление, как правило, сохраняется и для кри-
сталлических сланцев и хорошо известно каждому, кто стоял перед
задачей составления детального разреза гнейсов и кристалличе-
ских сланцев осадочного происхождения. Эта слоистость является
своеобразным физико-химическим явлением, для понимания которого
необходимо прибегнуть к рассуждениям’ из области коллоидной
химии (Свен Оден). На ряду с обыкновенной слоистостью во
многих местах в таких геологических свитах встречаются слои,
24
образовавшиеся также первоначально и характеризующиеся спу-
танным расположением, какое мы наблюдаем у дельтовых
отложений (фиг. 6). Кроме того, в измененных песчаниковых
формациях Финляндии, Швеции и Северной Америки неоднократно
Фиг. G. Калевийский кварцит. Дельтовые образования. Содан-
киле. Финляндская Лапландия.
встречаются на обнаженных плоскостях наслоения современных
кристаллических сланцев отчетливые волноприбойные знаки, кон-
статирующие существование береговых песков и являющиеся
ясным указанием несомненно осадочного происхождения пород
(фиг. 7).
Фкг. 7. Волнопркбойиые знаки в ятулнйском кварците. Кнусамо.
Сев. Финляндия. */б нат- вел.
Пацлучшим доказательством осадочного происхождения является
'присутствие органических остатков. Однако отсутствие таковых
само по себе еще ничего не говорит, так как существуют мощные
осадочные отложения, как конгломераты, брекчии, аркозы, которые
обыкновенно никаких окаменелостей не содержат. Органические
остатки могут сделаться неузнаваемыми вследствие процессов мета-
морфизма. В группе филлитовых пород скорее всего мы можем
натолкнуться на возможность присутствия окаменелостей. Хорошо
известными примерами являются составившая эпоху в геологии
25
находка Рёйша (Reusch) в норвежском силуре и несомненные
остатки белемнитов в черных цоизит содержащих сланцах из Нуфе-
нена (Nufenen)-n Люкманира (Ltikrnanier) в Швейцарии.
Напротив, нахождение графита или графитовых веществ зна-
чительно потеряло свою силу доказательств осадочного происхо-
ждения после тоги, как благодаря Г р ю и л и и г у и В е й н ш е и к у
стало известно изверженное проис хождение графитовых месторожде-
ний, но во всяком случае это еще не вполне доказано (Э. Кайзер).
В настоящее время считается установленным, что переход
обыкновенного известняка в совершается при различных
геологических обстоятельствах, и эго дает право считать, что
большие месторождения мрамора осадочного происхождения,
но не все небольшие прослойки, полосы или жилки кристалли-
ческого углекислого известняка, которые часто втречаются под
микроскопом, имеют такой же генезис. Во многих случаях они
должны толковаться как чистые продукты разложения Са-содор-
жащих силикатов. При известных обстоятельствах кальцит может
также образоваться в изверженных породах, как это показали мно-
гочисленные наблюдения.
Из числа кластическнх осадков псефитовые dempumycoeiie .кассы
(брекчии и конгломераты) естественно скорее всего можно рассма-
тривать как доказательство осадочного происхождения. Угловатые
„обломки11 и окатанные гальки могут прекрасно противостоять
изменениям в течение чрезвычайно долгого времени и сохраняться
даже тогда, когда связывающий их цемент уже превращен в кри-
сталлический сланец.
В настоящее время можно с достаточной уверенностью сказать,
что, пожалуй, в большинстве случаев большие области кристал-
лических сланцев осадочного происхождения образованы метамор-
физованными псефитамты Однако следует упомянуть, что горные
породы, которые па первый взгляд похожи на метаморфические
брекчии или конгломераты, могут также образоваться и другим
способом. Нередко образованные тектоническим путем линзы
в шлировых магматических породах и дислокационные брекчии
принимаются за осадочные брекчии; при этом каждый раз является
необходимым тщательное изучение явлений.
Скандинавские геологи употребляют также термин Венные брекчии
(Bodenbreccien) и донный конгломерат (Bodenkonglomerat) для обра-
зований, которые найдены внутри комплекса архейских кристал-
лических сланцев и образовались из щебня массивных Пород
и кристаллических сланцев. Щебень находился до образования
осадков на земной поверхности или на морском дне и затем был
сцементирован и изменен. Такого рода щебень, который прини-
мается за очковый" кристаллический сланец, описан Фросте-
русом из окрестностей Юука в Карелии. Он несколько походит
на типичный очковый гнейс или внешне чрезвычайно похож на
регенерированный гранит или диорит. Можно применить подобное же
толкование к различного рода аркозам. При таких обстоятельствах
дать определенный ответ на вопрос, имеем ли мы дело с перво-
нальной осадочной или магматической породой, является необычайно
трудным.
У перечисленных до сих пор признаков имеется известная
26
неопределенность, которая все более и билее исчезает при более
тщательном изучении. Так достоверным признаком является кл«-
стическая микроструктура, свойственная всем обломочным породам,
метаморфизм которых, не достиг еще конечной стадии. То же
Фиг. 8. Калеаийсяий конгломерат из Хейиеваара в Контиолаисе. Вост.
Финляндия. V; нат. вел.
самое пре уставляет гирехсд от неизмененных пластических о&лдков
к хорошо выражении и кристаллическим сланцам через непрерывную,
большею частью согласную, последовательность слоев. Почти без-
ошибочно удается различать переход от отчетливо выраженных
27
глинистых сланцев, мергелистых или глинистых известняков к фил-И
литам, пелигоьым сланцам или пелитовым гнейсам. Такой же перЛ
ход наблюдается от песчаников и граувак к различным кварцитаЛ
псаммитовым сланцам пли псаммитовым гнейсам, и благодаря
этому получается надежная .отправная точка для определен!. И
происхождения комплекса кристаллических сланцев из названньЛ
осадочных пород. При этом не исчезает слоистость, и больноЛ
частью хорошо сохраняется вертикальная последовательность .ив«-1
риала, и у кристаллических сланцев она иногда наблЛ
дается еще отчетливее, потому что метаморфизованные пород,
лучше можно различать, чем первоначальные. Таким обра?»«И
в серии Тремола чередуются гранато-слюдистые сланцы, амфиболЛ
вые сланцы, кварциты и др., имеющие иногда слои мощностиИ
всего только в 1 см. В финляндской древней свите имеются кре-И
сгаллические сланцы, в которых небольшие (толщиной в палео И
слои филлитового и псаммитового материала перемежаются та Л
правильно, что ими можно пользоваться для геологического псчи-Я
сления времени. ** >
Текстуры дислокационно-метаморфических парапород обусл I
влены во многих случаях состоянием пород до метаморфизма™
и вместе с Б. Зандером можно говорить о так называемых унЛ
следованных текстурах (eAbbiIdungstexturen“). Таким образом слои-И
с^ость часто переходит в сланцеватость. Поэтому изучение
текстуры во многих случаях дает указание на первоначальный
характер минералогического состава. 1
Большое значение для распознавания первоначальных о?адоч-1
ных пород может иметь также химический анализ. Большой заслу-I
гой J’ о з е н б у ш а является то, что он это особенно подчеркну™
в своей работе „Zur Auffassung der chemischen Natur des Grund-1
gebirges". С тех пор этим вопросом занимались, в особенности!
Б а с тин, Бекке, Линк, Оз ан и. Осадочные породы не имеют!
такой определенной закономерности в химическом составе, которая!
так характерна для определенного числа магматических пород,!
потому что накопление пластического материала зависит от некс-1
торых случайностей, при чем наблюдается стремление накопляться]
вместе равных с равными, потому что речные воды сортируют
транспортируемый материал по удельному весу; так они отлагают
кварц к кварцу, слюду к слюде, роговую обманку к роговой
обманке, что легко наблюдается на берегах рек. Если при мета-
морфизме сохраняется в общем химический состав исходной
породы, то при анализах дериватов осадочных пород будет нако-
пляться какой-нибудь один из окислов, количество которого по отно-
шению к другим окислам будет такое, какое несвойственно магма-
тическим породам. В кварцитах и им подобных горных породах!
господствующим окислом является SiO2, в филлитах и слюдяных!
сланцах — А12О3, в известковых филлитах — СаО.
Чтобы притти в этом направлении к более определенному мне-1
нию, рекомендуется пользоваться новым методом проекции, угго-1
минаемым на стр. 9. Тетраэдр alk-al-c-fm делится разрезом, зани-1
маемым изверженными породами па три участка (см. фиг. 3,1
стр. 9): _ .
1) на почти свободный от состава изверженных пород участок!
у вогнутой стороны поля изверженных пород против угла al
(участок Т);
2) на участок, в котором находятся почти все проекционные
точки изверженных пород (участок Е или поле изверженных
пород);
3) на почти пустой от состава изверженных пород участок
у выпуклой стороны -Е (поля изверженных пород) против углов
alk и с, к которому принадлежат также ребра c-fm на отрезке
от ce0/wi60 до с100 (участок F).
В генетическом отношении изверженные породы являются пре-
имущественно первичными, осадочные породы—вторичными, хотя
и океан имеет в своем химическом составе некоторые первичные
черты. Осадочные породы произошли из изверженных пород внеш-
ней оболочки земной коры, т. е. из химического состава, находя-
щегося внутри участка Е. Процессы выветривания и переноса
осадочных пород ведут к частичному или полному отделению
растворимых частей от нерастворимых. Особенно легко растворяются
щелочи, а также СаО и MgO. Растворимое вещество может оса-
ждаться (после того как часть его поступила для построения состав-
ных частей организмов) в виде относительно чистых карбоната,
сульфата, хлорида и г. д. (химический осадок). Нерастворимая
часть в общем обогащена А12О3 и Fe203, П.2О и часто также Si(%
(относительное повышение чисел al, fm, h и часто si). Нераство-
римые и трудно растворимые вещества остаются в виде остаточ-
ной глины или переносятся ветром, льдом и водой до места отло-
жения. При этом путем адсорпцпи, цементации и отвердевания
они могут снова приобрести растворимые составные части.
Вынос растворимых частей, в общем, ведет к перемещению остатка
из участка Е в участок Т\ с другой стороны, относящиеся к тетра-
эдру проекционные точки осаждения находятся на участке Р. В уча-
сток Е попадают только те осадки, в которых были первично плохо
отделены друг от друга растворимые части от нерастворимых (дон-
ные брекчии, аркозы, и т. д.), или вторичные смеси нерастворимых
остатков и растворимых частей, в особенности, например, кальци-
товые, вплоть до доломитовых, мергели и известковистые песчаники.
Так тетраэдр al-alk-fm-c (см. фиг. 2, стр. 9) отлично это выра-
жает; он дает возможность видеть действительные условия обра-
зования осадков — цикл, который охватывает участвующие веще-
ства,— и приводить к возможному различению в химическом
отношении типично изверженных пород от пород осадочных.
Для дальнейшего развития нашей темы мы должны еще раз
кратко остановиться на способе пересчета, принимая во внимание
[химические составные части осадков. Значения чисел alk, al, fm,
с, si, ti, k, mg остаются теми же самыми, как и у изверженных
пород. Также могут иметь значение весовые проценты С03, SO4,
Cl2, N03, Н20 и, смотря по обстоятельствам, В2О3 и Р20Б. У извер-
женных пород мы понимали под значения и alk, al, fm, с
окисли, но здесь для получения молекулярных отношений будет
совершенно безразличным, если соответствующие числа для
(K24-Na.,), AL,, (Mg-4-Fe), Са и не принимать в виде окислов.
В100 молекулах Na2C08 содержится 100 групп Na,O-|-100 групп СО2,
[или 100 частей Na2 и 100 частей СОЬ. Если атомное число для
3 Грубенмдн и Ниггли.
29
4а в NaCl = x, то при пересчете принимается значение числа
alk и т. д. Числа СО2 или СО3, SO3 или S04, Cl2, NO3 или N20j
должны приниматься теперь в том же самом значении, в какой
принимается si.
Например С02 обозначает, сколько молекул СО2 приходится
на сумму alk-}- al-\-fm-\-c = 100. Сумма со.,-[-so34-cl., + п2о^ макси-
мета i-
на сумму alk-}-al-}-fin-}-с = 100. Сумма со, so3 сГ2 ф- п2оь
мально может равняться 100, т. е. является равной сумме
лических групп.
со2= 100 характеризует чистый известняк или доломит.
so. = 100 обозначает ангидрит или гипс.
cZ2=100 обладают каменная соль, сильвин, карналлит.
и2°б —100 обозначает азотнокислую соль.
Если сумма co2-}-so3 \-с12-\-п2о6 = 100, то al большею
частью
приблизительно равно 0. Поэтому точки подобных составов пород
практически лежат на боковой плоскости тетраэдра aTk-fm-c.
Если в осадочных породах содержание щелочей больше глино-
зема, то остаток щелочей насыщается so3, cl, или п2о6. Против
угла alk (фиг. 6) спроектированы составы пород, являющихся
почти сплошь отложениями солей, или они по крайней мере нахо-
дятся в связи е подобными же породами (соленые глины и т. д.).
Против угла с небольшая прилежащая часть участка Р обни-
мает точки доломита, доломитизированного известняка, бедных
алюминием кремнекисло-карбопатных пород, гипса и ангидрита
Почти не содержащие щелочей хлористые или нитратовые осадки
встречаются в меньшем количестве.
Так как, с другой стороны, осадочные чисто пзвестково- и
известково-магяезиально-силикатовые породы не существуют, та
проекционным точкам осадочных пород в участке Р против угла с
или с60 fm№ отвечают относительно высокие числа со.2 или sos.
Таким образом по положению проекционной точки в участке 1
можно сделать известное заключение о неизображенных составных
частях. Практически во всех породах участка Р преобладают
породы осадочного характера. Следовательно, участок Р является
типичным для осадков.
Выветривание и выщелачивание ведут к перемещению остатков
изверженных пород, как уже было отмечено, в участок Т, именно
полное разрушение приводит к породам, почти не содержащим
извести, щелочей и магнезии, по в то же время обогащенным А120
и Fe2O3, а иногда также и SiO2. Составы чистых остатков лежат
главным образом от I до V разреза участка Т, вблизи от линии al—fm
Абсорпционная способность, особенно во время осаждения и коагу
ляции, отклоняет точки от этой линии, вследствие увеличения
щелочей (преобладание К20), а также СаО и MgO. Типичное поле
глин находится в участке Т, между плоскостью тетраэдра al-fm-alk
и V плоскостью разреза. Содержание Si02 изменчиво, соответствуя
возможности образования латеритовых членов и глинистых песков
В море глина смешивается преимущественно с карбонатом
кальция и доломитом, реже карбонатом магния, с карбонатом железа
и сульфатами. Если мы от любой точки глиноземистого поля про
ведем лучп к линии с50 fm-Q до с100, то точки этих лучей будут со
30
ответствовать всем возможным составам промежуточных членов этих
глин вплоть до известковых и доломитовых мергелей, а также
глинистых известняков вплоть до доломитов. Если исходная глина
содержала большое количество SiO2, то вследствие этого образу-
ются известковые песчаники и доломитовые песчаники о изменяю-
щимся количеством глинистого материала.
Проведенные подобным образом лучи разрезают поле извержен-
ных пород. Это обозначает, что некоторые осадки могут обладать
таким отношением al: fm: alk: с, что их не отличишь от магмати-
ческих пород. Подобными осадками участка Е являются преиму-
щественно ’ мергель и песчаник с цементирующим карбонатным
веществом, на ряду с отдельными железо-магнезиально-карбонат-
ными и железо-гидроокисными породами, а также смеси из остатка
и растворимых частей. В этот участок естественно попадают
также точки пород, которые образовались из изверженных, но без
значительного химического изменения, а также, может быть, неко-
торые аркозы, конгломераты и брекчии. Последние преимущественно-'
образуются из гранитных и гнейсоподобных пород и часто лежат
ближе к линии alk—al, чем мергели.
Относительно незначительное количество точек свойственно
только участку Т разрезов V вплоть до X. Сюда относятся глины,
у которых с > fm, т. .е. отношение, противоречащее обыкно-
I о«ному процессу выветривания. Смесь глины с карбонатом каль-
ция ведет к тому, что точка их состава располагается дальше
от угла al и ближе к углу с. Линия al—alk является смежной для
глинистых сланцев и филлитов, вследствие их относительно высо-
кого содержания щелочей, которые получились большею частью
благодаря последующим воздействиям (контактного метамор-
физма и т. д.).
Вышесказанное показывает, что во многих случаях числа al,
fm, с и alk уже определенно говорят о пара- или ортопородах.
Если химизм не удовлетворяет требованиям изверженного поля, то
вероятно осадочное происхождение. Но если случается, что химизм
располагается близко от границ названного поля, то возможно,
что имели место в магматических породах явления выветривания
или перемещения вещества до или после метаморфизма. Эти выводы
имеют значение также и для полей изверженных пород, получен-
ных по другим способам пересчета (например по Озанну и
Бекке). В особенности для метода Бекке, который собственно
создан для отличия парапород от ортопород и приводит к тем же
самым результатам, вследствие отделения легко растворимых ве-
ществ от нерастворимых. При пересчете методом О з а н и а излишек
глинозема обозначается в виде Т. Поэтому участок тетраэдра, в кото-
ром находятся точки пород с высоким Т, был нами назван участком Т.
Наоборот, нахождение проекционной точки, полученной по лю-
бому методу пересчета в поле изверженных пород, еще не значит,
что осадочное происхождение породы исключено. Существуют
осадочные породы, например мергели, в которых отношение содер-
жащихся окислов соответствует точно составу изверженных пород.
При метаморфизме может исчезнуть первоначальное содержание С0.2
или SOs, вследствие образования силикатов, и пропадают последние
отличительные признаки.
з*
31
Все-таки имеются некоторые особые признаки, и иногда, пр
нимая во внимание последние, можно сделать заключение. К;
уже было показано, у изверженных пород, обладающих определе
ным отношением alzfm’.c’.alk, можно установить границы колебащ
числа si, которые особенно зависят от al и alk. Осадочные породы этот
не подчиняются. Ненормально высокие пли ненормально низкие д?
изверженных пород числа si говорят об осадочном происхождении
В магматических породах часто Na.,0 > К20, а также к меньше 0,6
Глинистые вещества осадка все-таки поглощают К2О сильно
чем Na2O, так что в большинстве случаев к > 0,5. Однако им
ются некоторые исключения. Лёсс с высоким содержанием Cai
нередко имеет Na2O больше, чем К2О. Здесь щелочи накопили"
не путем адсорпции, но являются остаточными, и содержание глине
зема еще незначительнее. Однако, Э. Бастин нашел статист.
ческим путем, что в общем 92% более молодых глин и глинисты
сланцев и 83 % молодых песчаных осадков обнаруживают преобл
дание кали.
Отношение MgO: СаО является также в общем различным дт
осадочных и магматических пород. В ортопородах наблюдает*
часто, что СаО > MgO. Но в таких случаях соединения Са вообп
легче растворимы, чем соединения Mg, поэтому остаточные про
дукты выветривания большею частью богаче MgO, чем СаО. Н
само собой разумеется, что здесь последовательность также можс
измениться вследствие выпадения карбоната Са. Поэтому высокое <
связано с высоким к и незначительным излишком глинозема на;
суммой щелочей.
Из всего этого следует, что выяснение происхождения мета
морфической породы должно тщательно производиться на осно
вании ее химического состава. 13 очень редких случаях можно огра
кичиться одним только признаком. Часто остается неуверенность
которая еще больше усиливается вследствие того, что выветри
вание и гидротермальные влияния изменяют химизм изверженны;
пород в направлении, приближающем его к химизму осадочных поре;
Для установления первоначального осадочного характера поре,
является невозможным дать одпн „общий рецепт". В каждом отдел!
ном случае геолог должен ставить перед собой проблему, решит
которую он может на основании наблюдений над различными, здес
упомянутыми признаками, на относительном сопоставлении наблю
денных явлений и прежде всего на оценке всех решающих факторм
При этом также не следует оставлять без внимания характер
ассоциаций пород, так как имеются провинции изверженных пора
и провинции осадочных пород. Одновременные отложения в опреде
ленной местности находятся между собой в генетической свящ
и обнаруживают известные местные изменения и последователь
ность. Конгломераты переходят в песчаники, последние в гли
штстые или известковые породы—эти явления привели к уста
новлению понятия „фации". Такие отношения иногда у даете;
устанавливать также и в метаморфических продуктах. О законо-
мерном изменении, которое встречаемся в той или иной мер
в последовательности слоев, уже yi ом палось в введении к этокп
отделу.
32
ГЛАВА ТРЕТЬЯ.
СМЕШАННЫЕ ПОРОДЫ И НИ ПРИЗНАКИ.
Смешанные породы, которые состоят одновременно из извер-
женного и осадочного материалов, могут образоваться двумя спо-
собами:
I. Вследствие механического смешения вулканических пеплов и агло-
мератов с глинистыми, известковистыми или песчанистыми осадками.
Такие смеси называют туфами *, после цементации — туффитами,
а после метаморфизма они получают названия туффоидов, порфи-
роидов или кластспорфироидов. Туфы, в известной степени и туф-
фиты, связаны с излившимися породами, являются их естествен-
ными спутниками и образуются, следовательно, в вулканических
областях. Разнородное происхождение материала породы уста-
навливается также на основании геологического залегания, когда видна
более или менее резкая смена вещества породы, и поэтому наблю-
дается определенная, часто хорошо заметная пятнистость, что еще
отчетливее распознается под микроскопом (например, шальштейн
и шалыптейновые сланцы). Вынесенные водой остатки изли-
вшихся пород также могут находиться в смешении с туфовым
материалом.
Иногда отчетливо наблюдается слоистость, которая встречается
в обыкновенных осадках, а также находили следы органических
остатков.
Метаморфические туффоиды то в большей, то в мепыпей мере
сохраняют спутанную шлировую текстуру, происходящую от резкой
перемежаемости изверженного и осадочного материалов. Извержен-
ная часть может состоять из осколков стекла, кристаллов и обломков
кристаллов пли целиком из обломков пород, и, смотря по преобла-
данию той пли иной составной части, различаются стекловатые
(витрофировые), кристаллические и каменные туфы и туфы, сме-
шанные с осадками.
Особые структуры стекловатых туфов, которые были открыты
и опубликованы Мюгге в его работе о порфир-туфах с р. Ленне
(Северная Германия) и которые приведены Розенбушем в его
книге „Elemente der Gesteinslehre", на фиг. 55 и 56, сильно за-
маскированы метаморфизмом. Стекловатая составная часть легче
I всего претерпевает изменения, и в таком случае преимущественно
образует мельчайшие минеральные аггрегаты, которые могут приме-
шиваться к господствующей серицитовой основе или к глинистому
веществу. Напротив, разбросанные угловатые обломки кристаллов,
в особенности кварца и серицитизированных полевых шпатов,
листочков слюды, сростки (гнезда) хлоритовых чешуек, следы
рудных минералов сохраняются большею частью в виде реликтов.
Скопление осколков кристаллов дает кристаллические туффоиды
или кластопорфггроиды. Химический анализ, как правило, приводит
1 Примечание редактора. Русские геологи такие породы называют не туфами,
а туфогенными породами, оставляя название туфов для скоплений одного лишь
вулканического материала. А. Г.
33
к мало удовлетворительным результатам при распознавании этих
пород, но иногда на основании его, на ряду с микроскопическими
наблюдениями, можно притти к определенным выводам. Если изве-
стен характер изверженной части и определен ее химизм, то всегда
можно установить из анализа смешанной породы, какая часть
веществ может быть связана с осадком. Пересчета на количествен-
ные смешанные отношения в большинстве случаев не производится.
2. Вторая категория смешанных пород образуется вследствие
активности интрудирукщей магмы. Опа находится в связи с кон-
тактовым метаморфизмом (в широком смысле слова). Образующиеся
таким путем породы могут, в свою очередь, в более поздние геоло-
гические времена снова испытать некоторые изменения. В виду
этого необходимо здесь обратить внимание хотя бы на некоторые
смешанные породы с присущими им своеобразными чертами.
Генетические явления и их продукты будут рассмотрены по-
дробнее в одной из последующих глав.
Отдел II. ПРЕОБРАЗОВАНИЕ ВЕЩЕСТВА ПУТЕМ
МЕТАМОРФИЗМА.
ГЛАВА ЧЕТВЕРТАЯ.
ОБЩИЕ ПРИНЦИПЫ ЙЛЕТАЙЙОРФИЗЙЙД
ГОР^ЬЗЖ ПОРОД.
В введении указывалось, как путем геологических и химических
исследований можно приттп к пониманию метаморфизма горных
пород. Чтобы установить понятие метаморфизма, необходимо"рас-
смотреть его с физико-химической точки зрения.
1. Это явление имеет своим следствием преобразование всякой
1 эрной породы, потому что оно вызвано реакциями, происходящими
вследствие геологических процессов в теле горных пород. Бла-
годаря этим реакциям старый минералогический состав сменяется
новым, и кроме того это может сопровождаться появлением осо-
бых текстур и структур.
2. В тех случаях, когда во время метаморфизма не изменяется
общий химический состав, в результате изменений получается,
что одна и та же химическая система существует в природе
в различных состояниях, отличающихся друг от друга минерало-
гическим составом, текстурой и структурой, которые могут обра-
зовываться друг из друга.
Если мы хотим понять эти явления и наблюдать во всем их
разнообразии, то должны вести исследование с генетической точки
зрения, после чего можно выяснить физико-химические законы
метаморфизма.
Горные породы являются аггрегатами минералов, они представ-
ляют в физико-химическом отношении „сложные системы". Для
понимания метаморфизма горных пород очень существенно, если
аналогичный процесс можно проследить на отдельных минералах.
Подобного рода явления встречаются в действительности. Об этом
говорит учепие о полиморфизме минералов и образовании псевдо-
морфоз. Полиморфизмом называется явление, когда вещество
одного и того же химического состава выкристаллизовывается
в различных кристаллических формах; точно так же и при мета-
морфизме горных пород не происходит изменения вещества, но
при том же самом химическом составе могут образоваться раз-
личные минеральные аггрегаты.
Учение о полиморфизме имеет дело с теми же самыми вопро-
сами, как пучение о превращении горных пород. Мы спрашиваем:
что является причиной, что при данном химизме в одних случаях
образуется минерал а, а при других условиях минерал ЬЗ Какие
отношения существуют друг к другу у этих различных состояний?
Могут ли они переходить друг в друга или нет?
35
Здесь также изучение физико-химического состава дает ответы
на поставленные вопросы. Оно прежде всего ведет к понятию
о полях образования и об устойчивости. Общим характером этих
понятий мы можем пользоваться и при изучении явлений превра-
щения горных пород.
Определяемая химизмом физико-химическая система может
находиться в различных состояниях, которые отличаются друг от
друга составом или характером состояния представленных фаз
Под фазами .мы понимаем разнообразные гомогенные части участков,
на которые распадается система. Фаз наблюдается столько,
сколько имеется различных кристаллических видов, несмешанных
растворов, плюс пар или газ. Если мы обозначим действительные
или только возможные различные состояния буквами с:,, л2, zb> ч
и т. д. и если в виде примера примем обозначения относительно
химизма (SiO5)Al2: состояние силлиманита через zlt андалузита
через г2, дистена через £-3, расплава через st, то возникает вопрос,
в каком отношении друг к другу находятся эти состояния. Иссле-
дование показывает, что характер отношений изменяется сообразно
внешним условиям, поэтому надо установить так называемые
внешние условия, в особенности температуру и давление, которые
имеют большое значение. Например, спрашивается, каково состо-
яние при температуре в 1000° и давлении в 1 атм.? Каждому
состоянию ^,t, г2, г,, г'4,... соответствует в общем различное содер-
жание внутренней энергии и энтропии при одном и-том же хими-
ческом составе в подобного рода определенном поле и, как гласит
второй закон термодинамики, при всех возможных состояниях
наилучшим является то, которое обладает наибольшей энтропией.
Особенность этого состояния заключается в том, что оно без изме-
нения внешних условий не может свободно переходить в другое,
тогда как все другие состояния могут переходить в него. Сво-
бодно идущий процесс поэтому протекает в направлении увели-
чения энтропии, и одно только конечное состояние выделяется,
как неизменяющееся при данных условиях. В вышеприведенном
примере экспериментальные исследования системы (SiOB)АВ пока-
зывают, что при температуре в 1000° и при давлении в 1 атм.
этим состоянием является силлиманит (^), так что при этих
условиях все процессы в нижеприведенной схеме могут протекать
в направлении стрелок, но обратно прямым путем эти процессы
итти пе могут.
Андалузит (:2) __
Днстен Ц) ------—’силлиманит (г,)
Расплав (~4)
(при t° в 1000° и давлении в 1 атм.).
При соответствующих условиях отмеченное состояние назы-
вается наиболее устойчивым состоянием или также (абсолютно)
устойчивым состоянием. Р> приведенном примере силлиманит
является абсолютно стабильным. Андалузит, дистен и расплав
в условиях температуры в 1000° и давлении в 1 атм. назы-
ваются неустойчивыми. Знание при данных внешних условиях
неустойчивого состояния указывает нам на направление или стрс-
зв
цмние всевозможных процессов переходе1: они могут протекать только
в направлении этого состояния, а не в обратном.
I Но неустойчивые состояния не являются между собой равно-
цепными. Их можно расположить в ряд, который в нашем при-
мере в отношении возрастающей энтропии таков:
расплав -> дистен -> андалузит.
Затем при температуре в 1000° переходы внутри этого ряда
мог^т итти только в направлении стрелок, но не в обратном, и
общая схема является таковой:
расплав -ь Дистен -> андалузит -> силлиманит
st
(при tu в 1000° и давлении в 1 атм.).
Если расплав (SiOB)Al2 охладить до 1000° (почти до состояния
стекла), то из него при этой температуре могли бы выкристалли-
зоваться дпетен, андалузпт или силлиманит. Образовавшийся
дистен, с своей стороны, мог бы перейти в андалузит или непо-
средственно в силлиманит, но развившийся андалузит мог бы
перейти только в силлиманит. Выкристаллизовавшийся силлиманит
продолжает сохраняться при всех обстоятельствах. В этом отно-
шении можно говорить о степени устойчивости. Силлиманит
стабильнее, чем андалузпт, а последний, в свою очередь, стабильнее
дпстсна.
I Знание степени устойчивости различных состояний одной и той
| же химической системы при определенных температурах и опреде-
I ленг.ых давлениях дает возможность сделать обзор всевозможных
изменений состояния.
Г Если мы хотим понять происходящие в природе без изменения
। вещества процессы, то мы должны, следовательно, установить экспе-
| риментальным путем степень стабильности различных состояний.
* Но теперь возникает вопрос, когда и при каких обстоятельствах
с термодинамической точки зрения действительно наступают
преобразования? Каждая система только тогда находится в покое,
в конечном состоянии, когда достигла абсолютно стабильного
I состояния. Однако скорость, с которой происходит установление
I абсолютного стабильного состояния, является нередко различной.
Она может практически быть равной нулю, обозначая этим, что
I система продолжает оставаться в нестабильном состоянии. И только
потому, что такие случаи известны, можно наблюдать при обыкно-
венной температуре и обыкновенном давлении различные состояния.
При других условиях скорость бывает настолько большой, что
[ нестабильного состояния большею частью не существует или оно
наблюдается только в течение секунд. Таким образом можно
ориентироваться в степени устойчивости нестабильных состояний
при данных условиях, а также выяснить, при каких обстоятель-
|ствах наступают стабильные состояния {поле образования). Под
статикой явлений превращения мы теперь понимаем процессы,
I связанные с устойчивостью (безразлично, протекают ли в действи-
I тельности процессы, теоретически признанные возможными), тогда
как отдел кинетики явлений должен затрагивать вопросы скорости
I реакции. Сначала мы рассмотрим вопрос о статике.
S7
СТАТИКА ЯВЛЕНИИ ПРЕВРАЩЕНИЯ.
Степень стабильности. различных состояний одной и той оке
химической системы является функцией температуры и давления. I
Если, например, мы будем нагревать силлиманит, андалузит или
дистен до 1816°, то они все сделаются неустойчивыми, тогда как
расплав достигает наиболее устойчивой фазы. Степень стабиль-
ности изменилась, так как если при температуре в 1000° силли-
манит был стабильнее, чем расплав (стекло), то теперь при темпе-
ратуре свыше 1816° расплав стабильнее силлиманита, и твердые
фазы сделались не только нестабильными, но даже невозможными;
они фактически находятся в расплавленном состоянии. Это пока-
зывает нам, как может происходить перемещение степени стабиль-
ности (вследствие изменения условий), потому что конгруэнтный
расплав является не чем иным, как только превращением твердой
фазы в жидкую. Это является одним из принципов изменения
модификаций и метаморфизма горных пород. Модификация или
парагенезис минералов, стабильные при исходных условиях, вследствие
из ненения последних делаются нестабильными, появляется возможности
или даже необходимость перехода в новое, теперь стабильное состояние.
Но, если при изменении температуры (давление постоянно) пли
давления (температура постоянна) степень стабильности двух
состояний, характеризуемых различием фаз, становится обратной,
то должны существовать температура (при постоянном давлении)
пли давление (температура остается постоянной), при которых
оба состояния являются одинаково стабильными.
Экспериментальные исследования показали, например, что из
двух модификаций силиката (Si Од, - SiO2)Ca2 волластонита (моно-
клинного) и псевдоволластонита (гексагонального или псевдогекса-
гонального) первый является при более низких температурах и при
обыкновенном давлении более устойчивым, чем второй, тогда как при
более высоких температурах положение делается обратным. Изме-
нение положения происходит при 1190°. При этой температуре
псевдоволластонит и волластонит одинаково стабильны, и здесь
оба состояния одинаково различимы. Ниже 1190° переход проис-
ходит свободно только в направлении от псевдсволластонита
к волластониту; он является, следовательно, необратимым или
монотропным. Выше 1190° переход возможен только от волласто-
нита к псевдоволластониту, а при 1190° обе модификации могут
взаимно переходить друг в друга (обратимый и энантиотропный
переход). Мы можем написать:
волластонит псевдоволластонит
(при t° 1190° и давлении в 1 атм.).
Нам представляется, что кцдетпка явлений будет происходить
таким образом, что все время будет устанавливаться конечное
состояние, наиболее устойчивое при данных условиях. Если бы
затем в системе (Si04 • Si02) Са2 ниже 1190 находился только
волластонит, а выше 1190° только псевдоволластонит, то все-таки
при 1190° оба минерала могут совместно существовать: они оба
находятся в стабильном равновесии. Если волластонит нагреть,
то он при этих условиях при 1190° перейдет в псевдоволластонпт,
38
сслп же последний охладить, то он, с своей стороны, перейдет
при 1190° в волластонит. Температура в 1190° при давлении
в 1 атм. называется энантиотропной температурой перехода или
температурой равновесия для волластонита и пеевдоволластонита.
Превращение, происходящее при этой температуре, можно назвать
реакцией равновесия:
волластонит псевдоволластонит,
которая при притоке тепла идет вправо, а при отдаче тепла— •
влево.
Точно такие же принципы имеют значение и для сложной
системы. Так например, вне всякого сомнения, что при обыкно-
венном давлении и температуре примерно ниже 500° СаС03 в виде
кальцита может существовать па ряду с SiO2 в виде $-кварца1,
не вступая в реакцию. Ниже этой температуры мы можем рас-
сматривать парагенезис кальцит-кварц, пожалуй, как стабильный.
Однако при температуре немного выше 500° этого больше не
наблюдается, как показывают экспериментальные исследования.
При удалении С02 происходит реакция между Si02 и СаСО2,
и образуется волластонит. При температуре около 500е 1 2 проис-
ходит, вероятно, обратимая реакция
2СаС03 - • 2SiO2 дд (Si04 SiO2) Са2 2С0.2,
которая при притоке тепла идет вправо, а при отдаче тепла—влево
Выше температуры равновесия кальцит и кварц нс могут больше
вместе находиться в стабильном положении, ниже этой темпера-
туры наступает нестабильная фаза для волластонита и С02.
Если при температурном изменении устанавливается депствп-
1 Примечание переводчика. В современной литературе существует двой-
ственность в обозначении а -и ₽ - кварца.
В старой прежней номенклатуре! до 1915 г.) принято было считать, что
я-кварц низкотемпературная модификация (стабильная до 575°), напротив ^-кварц
высокотемпературная (стабильная выше 575°). Для других модификаций SiO2
(а-, р-, (%-тридныит, а- и p-кристобалит) принималось такое же обозначение^
т. е. а-модификацня ость более низкотемпературная чем ₽-модификация.
В послевоенные годы германскими исследователями (Воске, Nacken, Rinne
и др.) принята была, основываясь на логике, обратная номенклатура, т. е.
а-кварц считать высокотемпературной модификацией (стабильной выше 575°),
а 8-кварц — низкотемпературной. Для a-, <3р2-тридимита соответственно
введены обозначения у а - тридимит, а также даны обратные обозначе-
ния для кристобалита.
В настоящее время часть авторов (Е. Dana „Text Book of Mineralogy"
Ed.Ill, 1922, p. 403; Лучицкий, В. И. „Петрография" 1932 г., Ф едоровский?Н.
„Минералогия" 1931 г. н дп.) придерживается старой номенклатуры, другие
(немецкие авторы, Ферсман, А. Е. „Пегматиты" нзд. Акад, наук СССР,
1931, стр. 45—47 н до.) придерживаются в своих работах новой номенклатуры,
а некоторые авторы или избегают этих названий (A. a. N. Winchell „Elements
of optical Mineralogy" New-Jork, 1927, p. 57), или предлагают даже новую терми-
нологию (High-Quarz, Low-Quarz и т. п,), чтобы избежать путаницы (Seaman, R.
^The properties of silica" New-Jork, 1927, p. 43).
C. C.
2 Температура точнее не установлена.
ЗЭ
тельно стабильное положение, то при нагревании кремнистого
известняка или известковистого песчаника метаморфизм происхо-
дит с новообразованием волластонита. Если СаСОв и Si02 нахо-
дятся в одинаковых молекулярных количествах, то образуется
совсем новая порода, состоящая только из волластонита—волла-
стонитовый роговик* при условии, если реакция протекала пол-
ностью.
Если исследовать подобную реакцию при более высоком да-
влении, то обнаруживается, что она, во-первых, происходит при
более высоких температурах, причем предварительно р-кварц
при температуре 575° переходит в а-кварц. Это значит, что
температуры перехода или температуры равновесия зависят от да-
вления. Каждому давлению соответствует определенная температура
равновесия волластонит псевдоволластопит или равновесия
2СаСО32SiO2 (Si04 • SiO2)Ca2-{-2CO2 и обратно. Если мы нане-
сем на диаграмму, у которой
координатами служат Р и Т,
соответствующие друг другу
значения РТ, выражающие рав-
новесие, то получается кривая,
которая всю диаграмму делит
на две части. После вычислений,
правда на основании недоста-
точно известных данных, Гольд-
шмидт получил, например, для
волластонитовой реакции ниже-
приводимую кривую фиг. 9.
Кривая аЪ соединяет сопря-
женные значения Р и Т, кото-
рые должны выражать устойчи-
вое равновесие кальцита, кварца,
волластонита и С02 друг с дру-
гом. При более высоких темпе-
Фиг. 9. Р—Т кривая волластонитовой ратурах волластонит^ (как И erf
реакции. псевдоволластонит) оыл бы ста-
бильным, но кальцит -|- кварц
нестабильными. Этот последний парагенезис, как стабильный,
ограничен полем, обращенным к оси Р. Подобные поля стабиль-
ности, ограниченные кривыми, на диаграмме Р—Т целесообразно
называть кривыми перехода. Разделение диаграммы Р—Т для
определенного валового химизма на поля стабильности облегчает
обозрение превращений, обусловленных изменениями степени
стабильности.
Если бы это можно было сделать для всех составов, встре-
чающихся в земной коре и для всей области Р и Т, в ней суще-
ствующих, то можно было бы провести классификацию по их ста-
бильности.
С термодинамической точки зрения теперь получается ряд
закономерностей, знание которых не только облегчает видеть раз-
нообразие явлений, но также может дать указания на общий ход
еще подробно неизученных реакций.
40
L Правило фаза
Число фаз, находящихся между собой в равновесии, не может
быть каким угодно, как это первый показал Гиббс (J. W. Gibbs).
Это делает понятным следующий ход мыслей.
Равновесие многих фаз обозначает, что отношения, указывае-
мые схемой реакции, могут быть обратимыми, не изменяя нисколько
положения устойчивости. В отношений'термодинамического состо-
яния отдельных фаз таким образом должны быть выполпепы опре-
деленные условия. Но само термодинамическое состояние зависит
от химизма отдельных фаз, температуры и давления, которые
господствуют в системе. Пусть п обозначает число независящих
друг от друга химических переменных величин, так называемых
компонентов, из которых, невидимому, складываются примерно все
отдельные фазы системы; т пусть будет числом фаз. В таком слу-
чае равновесие требует п (т — 1) термодинамических условий. Ему
противопоставляется число переменных величин, а таковыми явля-
ются отношения концентраций в фазах, температура и давление
в системе, т. е. число переменных равно (п— 1) т |-2>.
Если теперь число условий в уравнении как раз соответствует
числу переменных величин (компонентов), то можно решить систему
уравнения так, что все переменные величины получат вполне
определенное значение. Этот случай встречается, когда
п (т — 1) — (п — 1) т -ф- 2 или т — 2 -ф- п.
В таком случае число фаз, находящихся в равновесии, равно
числу компонентов2. Подобного рода равновесие будет назы-
ваться нонвариантны.н или инвариантным, так как это происхо-
дит при определенных температуре и давлении, при чем состав
каждой отдельной фазы является совершенно определенным.
Система, все фазы которой имеют одинаковый состав, так что
число компонентов равно 1 (унарная система), может находиться
в равновесии с тремя фазами 2 ф-1=3, и то только в том случае,
когда Р и Т можно считать естественными константами (Natur-
konstanten). В диаграмме Р—Т инвариантной системе соответ-
ствует точка, которая определяет Р и Г для данного равновесия.
Если число условий в уравнении больше, чем число переменных
величин, т. е. m > (п -ф- 2), то систему уравнений нельзя в общем
решить вследствие некоторой неопределенности; следовательно,
m = (п -ф- 2) является максимальным числом фаз, находящихся друг
с другом в равновесии. Если число переменных величин (компо-
нентов) больше, чем число условий в уравнении, соответственно
т<(иф-2), то этим переменным величинам придаются различные
значения; следовательно, такая система находится в равновесии
при различных температурах, давлениях или химических соста-
вах, она обладает определенной степенью свободы.
Если m=(n-j-l), то налицо имеется одна степень свободы (мо-
новариантное равновесие), т. е., например, при изменении темпера-
туры ни одна фаза не исчезает и не появляется. Конечно, давление
1 (я— 1) и (т — 1 ) поставлены вместо и и т, так как нас интересуют только
относительные, а не абсолютные отношения.
49
тогда должно измениться в соответствии с имеющимися отношени-
ями в системе, так как каждой температур» равновесия соответ-
ствует определенное давление и обратно. Такое моновариантное
равновесие располагается на диаграмме Р—Т вдоль кривой, кото-
--------
Фиг. Ю. Р — Т диаграмма с
(п+ 2)-фазовой точкой, (п-|-1)-
фазовыми линиями и п-фазовы-
ми полями.
рая дает представление об отноше-
ниях между Т и Р. Мы уже позна-
комились с подобного рода кривой
на фиг. 9.
Если т = п, то имеются налицо
две степени свободы. В пределах це-
лого интервала температуры и да-
вления одинаковые характер и число
фаз образуют равновесие системы.
При этом отношение количеств и со-
став химически изменчивых фаз бу-
дут все же различны. Подобная си-
стема фаз называется дивариантной.
Она, как и системы с еще меньшим
количеством числа фаз, занимает на
диаграмме Р—Т целые поля.
Представим себе теперь систему
из п - компонентов, в которой встре-
чается при исследовании инвариант-
ное равновесие. На диаграмме Р—Т (фиг. 10) из точки, обозна-
чающей (п 4-2) фаз равновесия, будет выходить п-|-2 кривых ли-
ний, соответствующих моновариантпым равновесиям каждый раз
с числом фаз (п -|-1). Между
этими линиями лежат поля
с числом фаз, равным п и
меньше.
В природе минеральные
ассоциации будут образо-
вываться в условиях, кото-
рые в общем нисколько не
отвечают естественным кон-
стантам соответственных си-
стем или отношениям да-
вления и температуры, вы-
раженных кривыми. Не-
сколько при образовании их
господствует равновесие,
постолько число фаз долж-
но быть не больше, чем п
(число компонентов). Одна-
ко, если изменяются Т и Р,
кворц.кольцит,
со2
илипринедоста
тне свободной С02
кварц, кальцит,
а также *
кв орц, колонет, ।
волластонит 1
а
—
Р
кварицволластонит,
СОг
или
кальцит, волластонит,
С08
волластонит, С02
Фиг. И. Р — Т диаграмма волластанитовсй
реакции.
то такие (п-[-7) кривые мо-
гут быть нарушены, образу-
ются новые фазы, а старые
исчезают. Тогда начинаются реакции и превращения, следова-
тельно, породы будут метаморфизоваться (изменяться).
Правило фаз, о котором здесь говорилось, является во всяком
случае и правилом чисел. Из него следует, сколько фаз одной си-
42
стомы вообще могут находиться друг с другом в равновесии. С его
помощью можно судить, будет ли связано образование определен-
ной минеральной ассоциации с состоянием равновесия или нет.
Flo когда число фаз остается в пределах допустимых величин, то
тогда остается недоказанным состояние равновесия. Это зависит еще
от рода фаз, и в таком случае отношение чисел ничего не, говорит.
Однако из правила непосредственно вытекает следующее:
Число совместно находящихся минералов при явлениях равновесия
при определенных внешних условиях зависит только от химической
сложности общей системы, а не от того, сколько известно различных
кристаллических видов подобного рода системы.
Если имеется много минералов, состав которых можно рас-
считать из SiO2, А12О3, СаО, Na.2O, Н20 или из отдельных этих
составных частей, то в этой пятерной системе при дивариантном
равновесии может совместно существовать не больше, чем 5 фаз. Так
что отношения, стоящие в связи с правилом фаз, фактически
можно обнаружить при образовании и при превращении горных
пород, на что указывают опытные данные. В сущности имеется
очень небольшое число совместно существующих породообразую-
щих минералов, на стр. 4, уже упоминалось небольшое число
важных компонентов для таких систем. Возьмем опять монова-
риантную реакцию:
2SiO2 + 2CaCO3^(SiO4 • SiO2)Ca2 -ф- 2СОЙ.
Только при определенных сопряженных температурах и давле-
ниях могут совместно друг с другом существовать все четыре фазы.
Теперь примем, что система обладает как раз подобного рода внеш-
ними условиями, примерно в точке Q на фиг. 11.
Представим, что при постоянном давленпи температура
изменяется, тогда система передвигается из точки Q по линии,
параллельной как раз температурной оси, и, смотря по притоку или
оттоку тепла,—направо или налево. Четыре фазы не могут теперь
находиться друг с другом в равновесии. В нормальном случае
должна исчезнуть одна из фаз. Если мы знаем, что при увел'иче-
нии количества тепла реакция идет вправо, то исчезает кварц
или кальцит. Исчезновение одного из этих минералов зависит от
соотношения масс. Если сначала используется Si02, то остается
кальцит, и обратно. А если Si02 и СаСО3 находятсякак раз в от-
ношении 1 : 1, то тогда они исчезают одновременно. Поле правее
кривой является таким образом полем следующих комбинаций фаз:
кварц, волластонит, С02 = кварцево-волластонитовому рого-
вику, или кальцит, волластонит, С0.2 — кальцито-волластонито-
вому роговику, или волластонит, СО2 — волластонитовому
роговику.
Затем поле, находящееся влево от кривой, должно иметь:
кварц, кальцит, СО2 = кварцсодержащему мрамору, кре-
мнистому известняку или известковистому песчанику, или
кварц, кальцит, волластонит = волластонитсодержащему кре,
мнистому известняку (только при недостатке С02), или кварц-
кальцит = кремнистому известняку, кварцсодержащему мра-
мору, известковому песчанику,
43
Волластонит здесь находится в равновесии на ряду с кварцем
И кальцитом только при недостатке свободной СОг.
Если кривая правильно нарисована, то изменение давления
при постоянной температуре должно привести к правильным сов-
местно существующим полям. Тогда система будет передвигаться
от точки Q по вертикали (линии, параллельной оси давления).
Из диаграммы непосредственно видно, что повышение давления
качественно имеет тот же самый эффект, как и понижение
температуры, а повышение температуры качественно соответ-
ствует понижению давления. При употреблении этой диаграммы
можно целесообразно классифицировать породы (содержащие
SiO2, СаО, СОа) и видеть их взаимные изменения. Одновременно
видно, в какой связи с характером изменения Т и Р находится
ход моновариантного равновесия. Эта зависимость находит свое
выражение в двух имеющих большое значение законах.
2а Законы фазовых реакций.
В п - компонентной системе фазы в количестве (и 4-2) в нон-
вариантной точке находятся в разнообразном отношении друг
к другу. Так как эти фазы в общем имеют « различных компонен-
тов, то разнообразным путем из отдельных фаз можно вывести дру-
гие. Все эти отношения можно выразить в форме уравнений ре-
акций. При увеличении количества тепла, или при уменьшении,
или при объемном изменении ни Т, ни Р, ни химический состав
не могут изменяться пока существуют все (я ф-2) фазы. Напротив,
при изменении условий одна из этих реакций возбуждается и про-
текает односторонне, пока не исчезнут одна или"большее коли-
чество фаз. Если устанавливаются новая температура и давление
в некотором отношении друг к другу, которые соответствуют рав-
новесию (w -j-l) фаз, то исчезнет только одна фаза.
Для общего вывода Р—Т диаграммы с ее делением на поля
для оценки явлений метаморфизма горных пород при различных
температурах и давлениях особенно важно то, в какой последова-
тельности и направлении идут отдельные P—- Т линии равно-
весия (и -] -1) фаз и п полей фаз. При этом*получаются интересные
данные, на основании которых видно, что последовательность обусловлена
исключительно лишь химическими отношениями отдельных фаз, а на-
правление кривых перехода связано с объемными изменениями и тепло-
вым эффектом соответствующих реакций равновесия.
Рассмотрим сначала только что указанные отношения. Среди
(п -[- 2) фазовых реакций всегда находятся 2 особых: одна проте-
кает без объемного изменения, а другая без изменения энтропии,
иначе говоря без теплового эффекта. Первая будет называться изо-
волюметрической, вторая изентропической реакцией. Чтобы заставить
пойти изоволюметрическую («-|-2)-фазовую реакцию в одном на-
правлении, необходимо увеличение или уменьшение тепла, при чел
в общем уравнении:
—)- п.,р 4— • - - б/4- -Н *»
изменение энтропии (отрицательный тепловой эффект) бывает прп
ходе влево по ложительным, а вправо—-отрицательным. Чтобы заста-
44
вить итти пзснтропическую реакцию односторонне, надо изменить
объем, при чем правая или левая сторона обратимого уравнения
обладают большим или меньшим объемом. Если эти реакции проте-
кают определенным образом, то почти постоянно сначала будет исче-
зать одна из (и-'г 2) фаз, следовательно, образуется количество фаз,
равное (п -ф-1). Таким образом получившиеся О-ф-2)- группы
из (пф-1) фаз соответствуют (и -ф-2) моновариантным кривым рав-
новесия, выходящим из инвариантной точки. Можем ли мы сказать,
какая из фаз исчезает при уменьшении тепла или сокращении
объема? Чтобы ответить на это, надо знать, как распространяются
эти кривые из точки (м-|-2). В этом отношении имеют значение
два следующих общих положения:
Система, образованная изоволюметрической (®-ф- 2)-фазовой реак-
цией в условиях увеличения количества тепла {увеличение энтропии),
является при более высоких температурах устойчивой, так же ведет
себя и система, образованная в условиях уменьшения количества тепла,
при более низких температурах.
Система, образованная в условиях уменьшения объема точно такой
же изентропической реакцией, ведет себя так же при более высоких
давлениях, как и система, образованная в условиях увеличения объема
при более низких давлениях.
Пусть, например, в пятерной точке трехкомпонентной системы
совместно существуют фазы ABCDE.
Изоволюметрическая реакция имеет следующий вид:
I. п,А-Уп.2В -\-пйЕ:£п£ -\-nJ)\ она протекает при притоке тепла
вправо.
Изентропическая реакция является следующей:
II. т^В-^тфЗ^т^-^-т^-^-т-Е', она идет вправо в условиях
уменьшения объема. *
При течении реакции I вправо изчезает А или В или Е,
а влево С или D.
Согласно нашим положениям (н -ф- 1)-фазовые линии идут по I типу,
таким образом: CDBE, CDBA, CDAE выходят из пятерной точки при
более высоких температурах, а АВЕС, ABED при более низких
температурах.
Для II типа фазовые линии выводятся таким же способом: при
более высоких давлениях ADEC, ADEB, при более низких давле-
ниях BCAD, ВСАЕ и BCDE.
Следовательно, если мы знаем, что из пятерной точки распро-
страняются четыре фазовых линии. .
1) CDBE при более высоких температурах и более низких давлениях
2) CDAE „ „ ., „ „ высоких
3) ABED „ 5? я я я я низких я
4) АВЕС „ низких о » 15 Я
5) CDBA „ я » 55 55 высоких 55
Таким образом направление определяющих тангенсов на кривых
в непосредственной близости к пятерной точке будет положитель-
ным для 2 и 4, отрицательным для 1, 5 и 3.
, Но эти тангенсы в какой-нибудь точке моновариантной кривой
могут также определяться и другим способом, так как они стоят
в связи с реакциями, происходящими между (п ф- 1) фазами.
4 Грубенман и Нпгглн.
45
Среди (а-'г1) фаз всегда возможна реакция, непосредственни
усматриваемая из химических взаимоотношений. Такой реакцией
является ранее упомянутая реакция равновесия. При превращения,
соответствующем уравнению, здесь изменяется всегда и энтропия
и объем, т. е. превращение связано с изменением теплового эффе-
кта и объема. Тепловой эффект ДТП мы будем называть -положи-
тельным тогда, когда течение реакции связано с поглощением
тепла, а АГ является положительным, если объем тоже увеличи-
вается.
Пусть Т является абсолютной температурой, при которой про-
ходит реакция. Тогда приобретает значение для каждой из (я ф-1)-
фазовых реакций следующее отношение
dP_ ДТП
dT~ T&.V ‘
dP
В этом отношении представляет тангенс на (иф-1) фазовой
кривой фаз в точке, которая соответствует температуре Т. Значение
ДТП представляет появляющийся тепловой эффект в (в -ф- 1)-фазовои
реакции, а ДП—соответствующее изменение объема. Таким обра-
dP
зом указывает, в каком отношении Р и Г должны изменяться,
чтобы равновесие (и-ф-1) фаз сохранялось. Из этого можно сделать
следующий вывод.
Если при (в -ф- 1)-фазовой реакции, протекающей в условиях увели-
чения количества тепла, будет вместе с тем увеличиваться и объем, то
температура и давление должны одинаково изменяться, если рав-
новесие ф 1) фаз продолжает сохраняться. Если же объем со-
кращается, то изменение происходит неодинаково. Если ДЕ очень
небольшое, то температура равновесия (и-]-1) фаз при мало-мальски
повышающимся тепловом эффекте будет зависеть только в незна-
чительной степени от давления. Тогда, при нашем способе изобра-
жения на Р — Т диаграмме, линия (те-{-1) фаз будет почти верти-
кальной. Это установлено для большого числа реакций, в которых
принимают участие только твердые и жидкие фазы. Такие реакции
называются реакциями конденсированной системы. Они играют глав-
ную роль в метаморфизме горных пород.
Для всех этих реакций давление (понимаемое в виде гидростати-
ческого давления) является подчиненным фактором, а отношение тем-
ператур только в небольшой степени зависит от изменения давления.
Так например, при давлении в 1000 атм. точка плавления
минералов редко передвигается больше, чем на 10°, и никогда
больше, чем на 40°. Так, диопсид в условиях давления в 1 атм.
плавится при 1391°, а при давлении в 1000 атм. точка его плавле-
ния имеет не выше 1410°.
Если вследствие диссоциации при реакции из твердых фаз обра-
зуется газовая фаза, то происходит большое изменение объема,
ЙР
отношение принимает среднее, вплоть до небольших, значение,
и кривая Р—Т идет вниз к низким температурам и давлениям.
4S
Такое равновесие в сильной степени зависит от давленая и темпе-
ратуры. Так, большинство содержащих воду силикатов будут вы-
делять воду при высоких температурах и при продолжительны к
низких или средних давлениях.
Если имеется реакция типа
твердая фаза-}-жидкая фаза?-твердая фаза-j-пар ш/п газ,
то ход реакции является совершенно неопределенным. Но боль-
шею частью при увеличениио бъема реакция будет протекать вправо.
Рассмотрим еще подробнее одну из реакций (»+1) фаз. Исходя
из некоторой точки моновариантной кривой равновесия (кривой
перехода), при постоянном давлении и при увеличении количества
тепла исчезнет одна фаза, обмен будет тогда односторонним. Воз-
никает (см. фиг. 10) группа в п фаз. В общем ото значит:
Системы, образующиеся из одной (п 1)-фазовой реакции в усло-
виях постоянного давления и увеличения количества тепла, являются
устойчивыми при более высоких температурах, а системы, образующие-
ся- в условиях уменьшения количества тепла, устойчивы при более
низких; температурах.
Следовательно, если мы знаем, что одна из подобного рода ре-
акций при постоянном давлении проходит в определенном направле-
ния, поглощая тепло, то она будет итти в этом же направлении
и при повышении температуры. При объяснении образования вол-
ластонита на это было уже обращено внимание. Если горные породы
попадают в условия более высоких температур, то должно происходить
| изменение с поглощением тепла, посколько дело идет о (п 1)-ф>азовых
1реакциях.
Не меньшее значение имеет следующее параллельное положение:
I Системы, образованные (п 1) - фазовыми реакциями в условиях
постоянной температуры и уменьшения объема, являются при более
высоких давлениях устойчивыми, так же себя ведут и системы, обра-
зованные в условиях увеличения объема при более низких давлениях.
I Другими словами:
Повышение давления благоприятствует (п Т)-фазовым реакциям,
которые ведут к сразим с меньшим объемом.
В общем, при метаморфизме горных пород пз прежних минералов
образуются новые, следовательно, твердые фазы реагируют между
собой, и повышение давления при соответствующих условиях вы-
зывает образование более плотных минералов. Если бы нам был
Известен удельный вес отдельных фаз в условиях реакций, то можно
было бы предсказать ход реакций («+* 1) Фаз- Сам же удельный вес
является функцией температуры и давления. Все же в некоторых
случаях последовательность остается похожей на ту, какую мы
наблюдаем при обыкновенных температуре и атмосферном давле-
нии, так что в некоторых случаях будет правильным сравнение,
целаеыое в этих условиях.
На самом деле в метаморфических породах, Образованных при
высоких давлениях, часто наблюдаются вещества с большим удель-
ным весом, который можно установить при обыкновенных темпера-
гурах, следовательно, с меньшим молекулярным объемом1. Из ге-
молекулярпый вес
1 Молекулярный объем =
4*
«7
тероморфных1 модификаций одного вещества постоянно образуются
при давлении более тяжелые, так’ например, для ТЮ3 минерал р?-
тил. Такой характер образования был назван правилом объемов',
Вещества в подобного рода метаморфических породах стремян»
к таким комбинациям, которые занимают наименьшее прострат
ство
В качестве примера можно привести реакцию:
А], \ Al А1
2(SiO4)3 Са; ? (SiOG • SiO.2) са 4- (8Ю7) Са* -J- 3(SiO3)Ca.
гроссуляр анортит геленит волластонит
При сравнении молекулярных объемов при обыкновенных тс»
пературах получается:
2 гроссуляр = 2 X130 = 260 1 анортит = 100,5
1 геленит = 90,0
3 волластонит = 3 X 39,8 = 119,4
Сумма 309,9
Числу 260 на левой стороне противопоставляется число 309)
на правой стороне. Таким образом, при ходе реакции влево пра
исходит очень сильное уменьшение объема.
Реакция также происходит с уменьшением объема, когда из г«
бро с плагиоклазом, оливином и авгитом вследствие метаморфизм
образуется эклогит (омфацит = авгит -j- гранат) с некоторым соде-г
жанием кварца. Нередко минералы первой группы называют плкх
минералами, а второй группы — минус-минералами (Л евинсм
Л е с синг).
3. Отношения тежду хит из мот фаз, фаз
выти реакциями и Р—Т днаграттати.
Представим себе тройную систему, состоящую из компонент
ж, у, z. Четыре фазы А, В, G, D образуют группу в (n-j-l)$!
Тогда соответствующие реакции можно представить следуюпн
образом:
A- 1) или AAB -CM -D или
A- -C^B J) или ВтАА- -C- -D или
A- -O или CAA- -B- - D или
DAA- -B- ф(7
Смотря по типу действительных фазовых реакций, стабильа
комплексы слева или справа (сверху или снизу) от 4-фазои
линии (кривой) будут иными. Какая из 4-фазовых реакций являет;
реальной, зависит, что легко заметить, от химизма отдельных фаз. 1 2
1 Примечание редактора. Гетероморфные фазы какого-нибудь вещества!:
одном и том же химическом составе имеют разную кристаллографичесЕ-
форму. А. Г.
2 Впервые оно упоминается в книге R. Lepeiue „Geologic von Attika". S.1U
48
В, С, D. Взаимные химические отношения указывают, могут ли
из A-j-B па самом деле образоваться C-$-D или из А комбина-
ция B-\-C-[-D. Отношение между 4 фазами CaCOs, Si02, С02 и
(Si04 • SiO2)Ca2 можно выразить, например, в виде уравнения, но
только написанного таким образом, как это было принято прежде.
Условия изменения и (п 1)-фазовые реакции являются таким обра-
зом прямыми чисто числовыми следствиями химизма отдельных фаз.
Если мы представим графически взаимные химические отно-
шения, особенно в бинарных, тройных или четверных системах, то
можно сразу вывести тип реакции из взаимного положения мест
фаз. В двойной системе х — у все возможные отношения концен-
траций можно видеть на прямой линии, разделенной примерно
на 100 равных частей (процентных) (см. фиг. 12).
Пусть фазы Р1г Р2, Р3 примут положения, указанные на фиг. 12,
тогда между этими (п -j-1) == (2 -j-1) фазами может произойти
только следующая реакция:
Р^Л + Л.
Ведь невозможно, чтобы из фазы Рп самой богатой х, возникли
фазы Р2 и Р3, более богатые у, или чтобы из фазы Р3,
более богатой у, возникли т
фазы Pj и Р2, менее бога- |___________- - t ।_____________
тые у. Однако более по- x-w D опа wOD
дробное исследование вы- у-0 ™ х=0
кчвляет еще больше. Чтобы
из фаз Pj и Р3 могла обра- <**иг" *2" Отношение фаз в бинарной системе,
бзоваться фаза Р2 и только
IР2, должны действовать две фазы в таких количествах, которые
относятся друг к другу обратно их расстоянию от Р2 (правило
I центра тяжести). Реакция идет таким образом:
kP2 «Pi +
где к зависит от величины п к т, которые однако всегда должны
п
-друг к другу находиться в отношении —.
Если реакция kP2^AnPl-\-mP,i идет вправо в условиях подни-
мающейся температуры, т. е. если находящаяся между Р} и Р3
связь устойчива только при низких температурах (распадение при
более высоких температурах), то при более низких температурах
Вполучаются фазовые комплексы P2Pt и Р2Р3, а комбинация РгРя
устойчива только при более высоких температурах. Если соедине-
ние Р2 устойчиво до точки плавления, то комбинация Р,Р3 вообще
I никогда не может встретиться в виде устойчивой. Это можно вы
1 разить следующим образом:
1:Р2 # пР1 -ф- mPs
В таком случае реакция не происходит в виде устойчивой
реакции равновесия. Но мы можем сказать, что при всех темпера-
турах, при которых появляются твердые фазы, исключена воз-
49
с
РЕАКЦИЯ
(SiO4 • Sl02 • SiO2) к #(SiO4-SiO2) H-SiO?
ортоклаз лейцит кварц
(тридимит,
кристобалит)
(SiO4 • Si02 • SiO2) .J1 it(SiOi) 4-2Si0.3
in 3i in a
альбит нефелин кварц
(SiО4 SiO2) (Mg,Fe)3 it (SiO4) (Mg,Fe)2 + SiO2
ромбич. авгит *— оливин кварц
(SiO4 • SiO3) CaMg it (Si04) CaMg + SiO3
диопоид «— монтичеллит кварц
2 (SiO5 • A102) " it (SiO4 • SiO,) Ca2 H- (A1,O4) Ca
геленит волластонит Са-алюминат
поендоиолла-
Возможные комбинации Не могут быть устойчивыми комбинации
Ортоклаз, лейцит Ортоклаз, кварц Лейцит, кварц
1 Альбит, нефелин j „ кварц Нефелин, кварц
1 Ромбич. авгит, оливин ' „ „ кварц Оливии, кварц
Диопсид, монтичеллит • кварц Монтичеллит, кварц
Геленит, волластонит „ Са-алюмииат Волластонит, Са-алю- ммнат
стонит
(SiOr,) AI,tt (SiO,) + (A1SOS) св лл вман ит ♦— кв арц корув’ ] Силлиманит, кварп „ корунд Кварц, KopvH.i;
2 (SiO4) Mg2 Д 2 (MgO) + (SiO4 • Si02) Mg3 форстерит <— периклаз энстатит клиноэнстатит Форстерит, периклаз энстатит Периклаз, энстатит
j (AlA)MgttMgO + Al2O3 шпинель 4— пери- корунд клаз Шпинель, периклаз „ корунд Периклаз, коруид
(Si50w) Д2 (А1204) Mg 4- 5 SiO2 кордиерит шпинель кварц Кордиерит, шпинель „ кварц Шпинель, кварц
2(SiOc-SiO2) A’3 #2(SiO,) Al2 + (SiO4-SiO2)Ca3 анортит андалузит волластонит Анортит, андалузит „ волластонит Андалузит, волластонит
г(ЗЮ4 • SiOa) [(Са, Mg) Mg) Д n (SiO4 • Si02) Mg2 + m(SiO4 • SiO2) Ca3 диопоид или энстатит- <— энстатит волластонит авгит Диопсид, энстатит Эистатит-авгит, волла- стонит Энстатит, волластонит
2 (SiO4) Мп2 Д 2 (МпО) + (SiO4 • SiO2) Мп2 тефроит 4— манга- родонит возит Тефроит, манганозит , родонит Манганозит, родонит
(Si 04 • Si 02) Мп3 Д (SiO4) Мп2 + SiO2 родонит < тефроит кварц Родонит, тефроит „ кварц Тефроит, кварц
i примечание переводчика. Объяснение значкам Д см. стр. 49. С. С.
РЕАКЦИЯ Возможные комбинации Не могут быть устойчивыми комбинации
2 (SiOs • SiO2) J1’ + 2 (Si05 • A102) Д1 # 4 (A12O3) + 3 (SiO4 • SiO2) Ca2 анортит геленит коруид волластонит Анортит, геленит, корунд Анортит, геленит ; волластонит Корунд, волластонит, геленит Коруид, волластонит, анортит
2 (SiO6 • StOa) ^’2 + 2 (Al303) tt 3 (SiO6) Al2 + (SiO3 • A103) V'<1 *— V«2 анортпт корунд сняли- геленит манит Анортит, корунд силлиманит Анортит, корунд геленит Силлиманит, геленит, корунд Силлиманит, геленит, анортит
(SiO4 • SiO2) Са2 + 2 (SiOg SiO2) p’2 # 4 (SiO2) + 2 (SiO3 • A1O2) <— vao вонластонит анортит кварц геленит Волластонит, анортит, кварц Волластонит, анортит, геленит Кварц, геленит, анортит Кварц, геленит, волластонит
Предположительно имеет также значение (FeS2) + 3 (Fe2O4) Fe tt 2 (FeS) + 4 (Fe2O3) пирит магиетит *— магнитный гематит колчедан по Гольдшмидту Пирит, магнетит, маг- нитный колчедан Пирит, магнетит, гематит Магнитный колчедан, гематит, пирит Магнитный колчедан, гематит, магнетит
Сюда же следует причислить по новейшим исследованиям, в 5 (Si04) Mg3 + 2 (А12О4) Mg # 10 (MgO) +( 81%Л*0ВЮг) 5 <— \ OiUg • 0IU3 J 1’1^2 форотврит шпинель периклаз кордиерит ероятио, при более высоки Форстерит, шпинель, периклаз Форстерит, шпинель, кордиерит к температурах: Периклаз, кордиерит, форстерит Периклаз, кордиерит, шпинель '
можпость существования комбинации I\ Ps как устойчивой, однако
комбинации Р2РУ и Р2Р3 возможны ’.
Насколько позволяют судить наши опытные данные, такого
же характера являются и другие вышеуказанные важные бинар-
ные реакции (в правой части уравнения реакции находятся устой-
чивые возможные фазовые группы п те, которые можно считать,
как не могущие быть устойчивыми).
На самом деле комбинации, обозначаемые как „не могущие
быть устойчивыми", редко встречаются в изверженных или мета-
морфических породах, но там, где они наблюдаются, отчетливо
распознаются условия' не-
равновесия.
Таким образом первый об-
щий отбор среди возможного
разнообразия подсчетов ком-
бинаций можно рассматри-
вать и понимать только с не-
которой общей точки зрения.
Отношения, выводимые
из бинарной системы, воз-
можно распознать в слож-
ных естественных системах,
и в своем основании это
имеет следующее общее по-
ложение.
Встречающиеся (п -f~ 1)-
фазовые реакции среди фаз
определенного состава не под-
Фмг. 83. Бинарная частичная система (Teil-
system) в тройной системе.
вергаются влиянию другого
принимающего участие в реакции вещества, они сохраняют, свой
характер в п-компонентной системе, как (п Г)-фазовые реакции.
В тройной системе мы выражаем химический состав одной фазы
примерно через ее положение в концентрационном треугольнике
xyz. Если поместим теперь совместно существующие фазы на одну
прямую линию, как это видно на фиг. 13, то тогда возможно
отношение:
JcP2 nPi Ц- тР3
п это можно будет писать в виде реакции двойного характера
до тех пор, пока Р1г Р2, Ps остаются на прямой линии.
Только тройные из разбираемых (п Ц- 1)-фазовых реакций
образуются в трехкомпонентной системе среди фаз А, В, С, D (см.
стр. 48). Помимо упомянутых на стр. 48 обратимых реакций можно
среди ABCD различать два типа реакций;
1) A^B^C^D
2) +
—--------------
1 Это соответствует особенно тому способу, каким пользовался Гольд-
шмидт при применении правила фаз (до некоторой степени при его отрицании)
к метаморфическим породам.
63
Реакция 1 только тогда будет происходить, когда четыре фазы
являются углами выпуклого четырехугольника, как это показано
на фиг. 14.
Состав О представлен в С и D или в Л и В так, что отноше-
ние А-\-ВтАС D возможно, но никогда в этом случае не может
образоваться из смеси
, -> BA-CA-D фаза А, бо-
Фиг. 14. Четырехфазовая реакция типа А
в тройной системе.
сторону четырехфазовой линии
ника ACD и CBD, т. е. конг
Z лее богатая z. Коли-
^Т\ чественно это выра-
/ \ жается:
—2? 00___nt,. АО___П2.
U OD п3 ’ ВО а/
двигая сто- . . . п
рона иетырет *—п£Л-
хтразосойли- На ОдНОд стороне
нии четырехфазовой реак-
\ ции являются устой-
\ чивыми CDA и СРВ,
\ на другой стороне —
---а у АВС и ABD. Графи-
чески это выражается
b^c-t-d таким образом: четы-
рехугольник ABCD
при В и Т по одну
распадается на два треуголь-
нтрации xyz внутри этих тре-
Фмг. 15. Система СаО—С02—SIO^.
угольников представляют подобного же рода группы фаз. При В
и Т по другую сторону четырехфазовой линии тот же четырех-
угольник ADBC разбивается диагонально линией АВ на трехфа-
зовые треугольники АВС и ABD. Таким образом в тройных систе-
54
мах эта возможная комбинация отвечает какому-нибудь одном} из
выделенных треугольников.
Если четыре твердые фазы, трехфазовые поля которых грани-
чат друг с другом, находятся в упомянутом отношении, и можно
предположить, что четырехфазовое равновесие не устанавливается
вплоть до расплава, то две комбинации из четырех никогда не
могут быть устойчивыми. Это можно написать в виде
# nfi -j-n4Z).
<------
Тогда мы можем сказать, что стабильное равновесие предпо-
лагает, пожалуй, комбинации АБС и ABD, но являются невоз-
можными комбинации CDA и CDB в виде парагенетических
минералов.
Фиг. SG. Четырехфазовая реакция типа А^В+С-ро
в тройней системе.
В этом отношении можно привести некоторые примеры 1
(см. стр. 52).
Реакция типа 2 (стр. 48): А Ц2 В-f-С -]-D происходит в тройной
системе тогда, когда фазовые отношения таковы, как это показы-
вает фиг. 16: Л находится в середине треугольника BCD, и соот-
ношение масс определяется опять посредством положения центра
тяжестп. На одной стороне четырехфазовой кривой могут быть
устойчивыми комбинации ABC, ABD и ACD, на другой — только
комбинации BCD. На этой стороне четырехфазовой линии А исче-
зает полностью. На одной стороне четырехфазовой линии тре-
угольник BCD разделен на три трехфазовых треугольника АВС,
ABD и J.CjD (см. фиг. 16). Смотря по составу в таком случае
проявляется та или другая из трех комбинаций.
Можно сделать сопоставление четырех минералов в этом отно-
шении. Однако до полного расплавления устойчивость возможна
1 Часть из них проверена экспериментально при высоких температурах и
имеет, может быть, значение также и для низких температур.
55
только для одной стороны равновесия. Если таковой была бы пра-
вая сторона при принятых нами условиях равновесия, то, предпо-
лагая устойчивость, мы бы не обнаружили никаких следов Л.
В другом случае (где А устойчиво) не возможно устойчивое суще-
ствование BCD, и мы тогда бы написали:
пгА Д n.2B-\-7i3C-\-niD.
Эта реакция также в сильной степени влияет на парагенетическое
разнообразие.
Для примера упомянем предположительно реакцию:
, (SiaO18) #(S102)+2(Si06)Al2 + (Si04.Si02)Mg3
кордиерит кварц силлиманит энстатит
(андалузит)
(которая имеет значение для температур внутренних контакто-
вых зон).
Комбинация кварц, силлиманит, энстатит не будет устойчивой,
но иногда замещается, смотря по отношению масс:
кордиерптом, кварцем, силлиманитом (андалузитом) или
кордиеритом, кварцем, энстатитом, или
кордиеритом, силлиманитом (андалузитом), энстатитом.
Во всяком случае исследования сплавов показали, что при
более высоких температурах уже совместно не существуют энста-
тит и силлиманит, следовательно, система становится более
сложной.
В четверной системе (4 компонента) (пф-1)-фазовые реакции
являются 5-фазовыми реакциями. Они могут быть такого типа:
1) Л^Иф-Оф-Р^Е
или
2) Лф-В^Сф-Лф-К
Расположение точек происходит в концентрационном тетраэдре.
Реакция 1 будет иметь место, когда А лежит внутри тетраэдра
с углами BODE (фиг. 17), тогда как реакция 2 должна происхо-
дить, когда А и В лежат по различные стороны плоскости
CDE (фиг. 18). Если точки четырех смежных фаз лежат на одной
плоскости, то между этими фазами возможна тройная (п ф- 1)-фазовая
реакция и т. д.
Таким образом, если имеются (п ф- 1)-фазовая реакция и устой-
чивые (в отношении химизма отдельных фаз) по обеим сторонам
моновариантных кривых «-фазовые группы, то должна существо-
вать связь между диаграммой Р—Т и химическими отношениями,
потому что мы уже видели, как определился ход (п ф- 1)-фазовых
линий посредством (»ф-2)-фазовых реакций. На самом деле после-
довательность выходящих из одной инвариантной точки кривых
моновариантных равновесий однозначно выводится из тех взаим-
ных отношений химической природы, которые господствуют между
п фазами. Если количественно приблизительно известно отноше-
SB
л
Фиг. 17. Пятифазовые
типа A^B + C + D-j-E
ИР Л , Т -X Y
ште уудля 2 реакции фаз, то можно представить довольно
точную картину общей разбивки полей.
При построении подобного рода диаграммы можно исходить из
разных точек зрения. Мы
до сих пор рассматривали
всевремя только устойчивые
(»4-1)-фазовые кривые, вы-
ходящие из инвариантной
точки. Но можио также ска-
зать, что инвариантная точ-
ка делит (и -|- 1)-фазовые
линии на устойчивую и не-
устойчивую части. Продол-
жение фазовых линий, вы-
ходящих за инвариантную
точку, всегда представляет
еще равновесие этих (и-ф-1)
фаз, но это равновесие уже
неустойчиво. Также комби-
нации п фаз; образующиеся
из реакций, являются не-
устойчивыми области, про-
тиволежащей (п 4- ’^-фазо-
вой линии. При дальней-
шем развитии этой мысли
оказывается, что ни одна
из «-фазовых комбинаций
не будет устойчивой в се-
кторе в 180° или более, счи-
тая от инвариантной точки.
Это дает нам руководство
для правильного постро-
ения «-фазовых полей
около одной инвариантной
точки.
(«4-2) фазы обнимают
определенный концентра-
ционный участок, соответ-
ствующий составам, кото-
рые могут представлять
какую-нибудь из п фаз бла-
годари различным количе-
ственным соотношениям.
Постараемся теперь дока-
зать положение, что при
каждом Р и Т стабильное
«-фазовое равновесие выпол-
весь участок кон-
отношения и реакции
в четверной системе.
Фиг< 18. Пятифазовые отношения и реакция
типа А + С + D-|-Е в четверной системе
няст
центрации (который является в бинарной системе
линией, а в тройной — плоскостью) и представляет одно из
возможных геометрических делений в «-фазовых комбинациях.
’ 57
прямой
На этом построен второй принцип. На доказательстве и общем
изложении его можно здесь не останавливаться и ознакомиться с ним
в цитированных выше сочинениях Шеффера (F. Е. С. Schef-
fer), Шр ейнем акерс a (F. Schreinemakers) и Смитса (А.
Smits).
Морей и Ви л льям сон недавно обратили внимание еще на
один имеющий большое значение момент, который, однако, ими
в соответствующей работе был недостаточно формулирован. Он
основывается на положении, что вследствие изменения химического
Р
П5
ин
2, 3~раствор, гипс 3 4раствор ангидрит
3.4-ангидрит. гипс
12-водянойпар рас 12- вод.пар,роствор^п)
твор
о
состава (я 4- 1)-фазо-
вую реакцию в (п 4-2)-
компонентной системе
мы можем предста-
влять себе в виде «-фа-
зовой реакции в (n-j-
-|-1)-компонеитной си-
стеме.. Если допустить
в этом смысле две
(п 4- 1)-фазовых реак-
ции, переходящими в
одну «-фазовую реак-
цию, то соответствен-
ные Р — Т кривые
должны занять смеж-
ное положение, безраз-
лично, будут ли около
инвариантной точки
I
Г
е
в
д
и
7 2 3 ___________ 4
раствор СоЗ’СШО CaSO4
гипс ангидрит
* н
Фиг. 19. Схематичаская Р—Т диаграмма бинар-
ной системы Н20—CaS04 с отношением фаз друг к
другу на концентрационных осях.
непосредственно сле-
довать друг за другом
устойчивые части или
устойчивые и менее
устойчивые части (me-
tastabile), потому что
обе кривые должны
были следовать друг
за другом согласно положению, упомянутому на стр. 53, если бы
система была действительно («4-1) степени. Устойчивые части
непосредственно следуют друг за другом, если две разные фазы
лежат по различным сторонам этого «-фазового участка, а устой-
чивые и менее устойчивые части следуют друг за другом, если
они лежат на одной и той же стороне этого n-фазового участка.
Однако в отдельном случае надлежит исследовать, когда можно
говорить об одной n-фазовой реакции, и как толковать их отношение.
Некоторые примеры дадут ясное понятие о том, каким важным
вспомогательным средством являются эти правила для оценки
положения устойчивости парагенетических минералов. Имеет также
значение здесь и то, что в петрографии должны употребляться
не простые .физико-химические отношения, а физическая химия
более сложных систем.
X
п
1
в.
У
т<
Bj
б]
р
а
HJ
BI
С1
Ц]
У1
В системе Н20 — CaS04 при обыкновенном давлении до t° 63,5°
выделяется гипс, а выше этой температуры ангидрит. При 63,5°
и давлении в 175 мм наблюдается четверная точка этой двойной
то
ш
в
да
вп
уя
вл
да
58
системы с паром, раствором, гипсом и ангидритом в качестве фаз.
Диаграмма Р—Т, правильно вычерченная в количественном отно-
шении с прямыми концентраций, изображена на фиг. 19.
Ради простоты были применены следующие обозначения:
1 — пар == Н2О
3 — гипс
2 — раствор
4 — ангидрит,
Выше (лД-1)-фазовая линпя, у которой отсутствует фаза 1,
была обозначена (1), а у которой отсутствует фаза 2, была обозна-
чена (2) и т. д.
Для построения и объяснения мы исходим приблизительно от
'шрехфазовой линии (1), которая соответствует равновесию
гипс раствор Д- ангидрит.
То обстоятельство, что равновесие между фазами 2, 3 и 4
должно быть таковым, вытекает из положения точки на прямой
концентрации. Дело идет об одной реакции в конденсированных
системах, поэтому трехфазовая линпя должна подниматься круто
вверх от четверной точки. Для температуры в 25° и обыкновенного
давления действительны следующие отношения, которые, немного
измененные, имеют значение
Таким образом при обра-
зовании ангидрита проис-
ходит увеличение объема.
Повышение температуры на
1° отвечает повышению да-
вления около 72 атм. При
увеличении количества
тепла реакция протекает
вправо. Следовательно, ком-
бинация раствор — ангид-
для точек кривой (1):
Молекул. вес Удельн вес Молекул, объем
Ангидрит 2П2О Гипс 136,16 36,032 172,19 2,97 0,997 2,32 45,85 1 о. 36,14 J 74,22
рит является устойчивой при более высоких температурах,
акомбинации гипс — раствор и гипс—ангидрит устойчивы при более
низких температурах (влево от трехфазовой линии). На участке
вправо тем самым выражается общий предел концентрации посред-
ством устойчивых двухфазовых компонентов, кроме того комбина-
ция 1 и 2 (водяной пар Д- раствор) бывает устойчивой также и на
участке влево.
Трехфазовая линия (2) соответствует реакции:
гипс водяной пар Д- ангидрит.
Имеется диссоциационная кривая гипса, которая от четверной
точки необходимым образом направляется к более низким давле-
ниям и более низким температурам. Реакция протекает вправо
в условиях увеличения количества тепла или при понижении
давления, так что комбинация водяной пар Д- ангидрит на участке
вправо от (2) и комбинация водяной пар Д-гипс и ангидрит Д-
4-гипс на участке влево являются устойчивыми. Они занимают
уже всю концентрационную прямую. Экспериментально устано-
влено для трехфазовой реакции следующее отношение между
давлением и температурой:
59
t р fi и «
25° 30° 35° 40° 50° 60° 63,5° 15,5 21,6 30,5 42,5 79,7 143 175
После того как на основании этих соображе-
ний и фактов более или менее правильно нане-
сены две кривые и указаны комбинации смеж-
ных двухфазовых полей, следует таким образом
нанести еще две другие трех фазовые линии на
диаграмму, чтобы не произошло никаких измене-
ний в устойчивых комбинациях. Это может про-
исходить (принимая во внимание промежуточное
положение и последовательность) только так, как
показывает фиг. 19.
Реакция (1) следующая:
но 2 и 3 являются также продук-
том реакции трехфазовой линии
(4), в то время, как 3 и 4 пред-
ставляют продукт реакции (1) и
2 и 4 — продукт реакции (3). Так
как ни одна из этих комбинаций
Па одной стороне устойчивы На другой стороне устойчивы
2 и 3; 3 и 4 2 п 4
не может быть устойчивой выше 180°, то кривые (4) и (2) должны
находиться на левой стороне мысленно продолженной кривой (1),
в то время как кривая (з) находится на противоположной стороне
Для фазовой линии (з) приводится реакция:
раствор ангидрит водяной пар.
Это кривая давления пара из растворов, насыщенных ангидри-
том. Реакция протекает, очевидно, вправо при притоке тепла.
Для фазовой линии (4) существует реакция:
раствор Д гипс-{-водяной пар.
Понижение давления позволяет этой реакции, без сомнения,
протекать вправо.
Отношение к тепловому эффекту должно быть еще экспери-
ментально установлено.
В общем получается, что при одинаковой нумерации ф>аз в бинар-
ных системах в отношении последовательности всегда получается
в результате та же фигура, как и указанная, только может меняться
порядок последовательности (против часовой стрелки или по стрелке),
а также частная ориентировка относительно осей Р и Т. В ЭТОМ по-
следнем обстоятельстве выражается индивидуальность системы.
Указанная диаграмма позволяет отчетливо видеть с точки зре-
ния метаморфизма горных пород имеющие большое значение от-
ношения между гипсом и ангидритом. Гипс вправо от (2) и (1)
наблюдается уже не в виде устойчивой фазы. Так как четверная
точка лежит при низких температурах (около 63°) и низких давле-
ниях (около 175 мм), то это обозначает, что уже незначительное
повышение температуры (при давлении пара меньше 17Б мм п
при температуре ниже 63°) превращает гипс в ангидрит. При тем-
пературах и давлениях полей, лежащих между (2), (4) и (1), гипс
с ангидритом или без него, раствор или пар являются устойчи-
выми. Однако в комбинации гипс Ц- ангидрит происходит полное
превращение (концентрация между 3 и 4) только при недостатке Н20.
Таким образом при низких температурах, при средних, вплоть до
высоких, давлениях ангидрит в присутствии воды переходит в гипс.
Система гипс—ангидрит интересна также с более общей точки |
60
прения. Во-первых, эсперпментальные исследования, частично
с весьма неусточивыми фазами, выяснили существование полу-
гидрата и растворимого ангидрита, которые играют важную
роль в технике, но в природе не встречаются, вследствие их не-
устойчивости. Это указывает на то, что природные явления опре-
деленно предпочитают действительно устойчивые формы.
Кроме того раньше были сделаны указания на то, что на реак-
ции между фазами определенного состава не будут иметь вли-
яния примеси новых компонентов, которые в эти фазы не вхо-
дят. То обстоятельство, что эти явления происходят только при
таких условиях, вытекает, очевидно, из образования гипс—анги-
дрита из водных растворов.
Растворы, которые одновременно насыщены и каменной солью,
обладают значительно более низким давлением пара, так что пя-
терная точка каменной соли, гипса, ангидрита, раствора и пара
находится уже приблизительно при температуре в 35° и давлении
в 30 мм. Фаза раствора изменила свой состав, и реакции, в кото-
рых она принимала участие, обна-
руживают теперь другие отно-
шения.
В чистой воде растворимость
гипса (в граммах CaSO4 на 100 см3
Н20) дает при:
В пятерной точке в 100 г воды
10а 18° 35° 45°
0,193 0,202 0,210 0,208
растворилось около 0,2 г CaS04. Максимум растворимости нахо-
дится при 37°. Растворимость ангидрита при 200° только лишь
около 0,02 г на 100 см3 Н20. На ряду с этим X ю л е т (G. Hulett)
уже показал, что при применении порошка на растворимость
влияет величина зерна.
Второй пример бинарной системы возьмем из совершенно дру-
гой области метаморфизма горных пород. Это касается системы
СаО—С02 >.
Известны следующие отношения:
I. р-кальцит (обыкновенный кальцит) а-кальцит (тригонал?)
при 970° и давлении около 40 атм.
II. р-кальцит СаО4~СО2.
Точка перехода установлена только термически и не лишена
доли сомнения.
Температура С°, а также соответствующие давления этой трех-
Г р в мп. Р В VU t° 7? в мм
587° 10 736° 54,0 842° 335,0
631° 4,0 748° 70,0 857° 420,0
678° 14,6 777° 105,0 876° 557,0
682° 16,7 788° 138.0 883° 629,0
701° 23,0 800° 183 0 894° 716,0
711° 32,7 830° 255,0
1 Boeke, N. Е., 129, Bd. I, S. 91.
5 Гр^бенман п Цштли.
&
фазовой линии хорошо известны до 894°. Некоторые значения при-
водятся Джонстоном (J. Johnston) (см. табл, па 65 стр.).
При давлении в 1 атм. диссоциация происходит при 898°.
811. Соответствующая кривая диссоциации а-кальцита: «-каль-
цит 22 (Са0)-{-С02 еще не известна выше 970°. Все же действие
диссоциации незначительно, как показала экстраполяция II.
IV. При 1289° и давлении не больше 110 атм. «-кальцит
плавится, не разлагаясь:
«.-кальцит 22 расплав.
Расплав несколько диссоциирует и выделяет С02. При более
высоких температурах и более низких давлениях происходит ки-
пение с выделением СаО.
V. Расплав (Са0)ф-С02. При температуре в 1218° и давле-
нии, поддерживающем отщепление С02, в конце концов происхо-
дит эвтектическое выделение а-кальцита и СаО.
VI. (а-СаС03) -+- (СаО) 22 расплав. Состав расплава соответ-
ствует 91°/о СаСО3 и 9о/о СаО (весовых).
Рассмотрим следующую (аЦ-2)-фазовую группу с выходящими
трехфазовыми линиями: расплав, С0.2, СаО, а-кальцит. Она соот-
ветствует эвтектической кристаллизации при давлении кипения или
давлении пара. Температура и концентрация расплава мало отли-
чаются от расплава при 1218°, давление несколько ниже 100 атм.
При той же самой нумерации, как и в предыдущем примере,
мы получим:
1 = СаО 5= расплав
3 = СаСО3 4 = С02.
Трехфазовая линия (4) пойдет относительно круто кверху от
четверной точки, как прежде (1), вследствие того, что в конден-
сированной системе происходит реакция
(а-СаСО3)4-(СаО) 22 расплав.
Кривая (2) занимает подобное же положение, как прежняя кри-
вая (2) в примере ангидрит—гипс. Она соответствует
(а-СаСОд) 22 (СаО) + С02.
Соображения будут того же самого порядка, какие даются
в качественном отношении диаграммой на фиг. 20.
Расплав находится на трехфазовой линии и внутри полей раз-
личных составов, так же как растворы в примере ангидрит—гипс.
Точка плавления, установленная для СаС03 в 1289°, лежит на
кривой (1) вблизи температурного максимума. Можно распознать
подобное же расположение и последовательность трехфазовых
линий и двухфазовых полей, как и на фиг. 19.
Если переход от а-кальцита в р-кальцит действительно про-
исходит при 970°, то на кривой (2) должна находиться при этой
температуре вторая инвариантная точка. Она соответствует со-
вместному существованию а-кальцита, р-кальцита, СОа и СаО.
111
СаО СаСО3 СОа
1' 2',3' 4'
82
Фазы 2' п 3' имеют одинаковый состав. На реакцию а*
СаСОя^р-СаС03 не будет иметь влияния присутствие СаО или
С02. Таким образом трехфазовые линии (Г) и (4') совпадают. Сле-
довательно»/ получается указанная общая диаграмма, которую
можно еще дополнить для более высоких давлений и более низ-
ках температур.
Из этого можно сделать ряд геологически важных выводов.
Кривые (2), (2) и (1) вправо представляют пограничные кривые для
твердого СаСО3. Общий подъем кривых по направлению к более
высоким температурам указывает, как велико влияние давления. Если
./ £ 5 .__________________4
СаО ростов СаСОз СО?
I____________________гз' 4
Стр СаСОз СО?
Фиг. SO. Схематическая Р — Т диаграмма двойной системы
СаО — С02 с отношением фав друг н другу на концентрационных
осях.
предположить, что земная кора составлена породами удельного
веса 2,7 и температурный градиент составляет в среднем 1°
на 30 л/, тогда могут существовать следующие соотношения:
Глубина в п Давление нагрузки 1 в кг на ель3 Температура С° Глубина в ль Давление пагрувки в кг на Температура С°
100 27 3,3° 5 000 1360 166.7°
200 Б4 6,7° 10 000 2 700 333°
600 135 16,7° 20 000 5 400 667°
1000 270 33,3° 30000 8100 1000°
2000 540 66,7° 40000 10800 1340°
Ki на сз12—0,97 аты.
S3
Сразу видно, что нигде не имеется условий для диссоциации
кальцита. Давление всегда гораздо выше, чем диссоциационное
давление. Линия нормального давления и температуры земной
коры не сечет ни (2'), ни (2),
Z ни (1). Однако магматиче-
ские интрузии могут даже
во внешних частях земной
оболочки вызывать высокие
температуры. Если мы не
будем принимать во вни-
мание реакции, связаннее
с расплавлениями, то до-
статочно слоя пород мощ-
ностью примерно в 400—
500 м (смотря по удельному
весу от 2,4 до 2,8), чтобы
при 1280° кальцит начал
плавиться, не разлагаясь.
С другой стороны, непере-
плавленные известняки,
Фиг. 29. Химографические отношения пяти ф:а
тройной (п-р2) фазовой реакции типа а.
вернее мраморы, в непо-
средственном контакте с
магмой показывают, что
температура оставалась ниже 1289°. Если не принимать во внима-
ние р—а-кальцита, которые становятся неузнаваемыми в конечных
продуктах, метамор-
физм чистых извест-
няков не связан с
мине ралоги ческими
новообразованиями,
как это показывают
опытные данные.
При более высоких
температурах и Да-
влениях происходит
только увеличение
зернистости — „со-
бирательная кри-
сталлизация", — ве-
дущее к образова-
нию мрамора.
Если для двой-
ной системы при-
нять только один
тип Р—^диаграммы,
где четыре фазы че-
тверной точки распо-
лагаются всегда в
линейной последо-
Фиг. 22. Г — Т диаграмма тройной системы с лиги-
фазовой реакцией типа а, относящаяся к предыдущей
фигуре (№ 21).
вательности 1, 2, з, 4, то, как показывают ранее приведенные ана-
логичные соображения, в отношении деления на поля и после-
довательности (и-|-1)-фазовых линий распознаются три трейнъа
64
типа, Состав, который имеется в инвариантной точке совместно
существующих пяти фаз (пятерная точка ]), можно представить
в концентрационном треугольнике (например, треугольник
Оз ан на). Пять фаз могут образовать теперь выпуклый пяти-
угольник или четырехугольник с точкой внутри (одновогнутый
пятиугольник) или треугольник с двумя точками внутри (двояко-
вогнутый пятиугольник)
В зависимости от того, как образовались эти химические отно-
шения, получаются иные деления на поля и другой внешний вид
кривых. Они могут быть построены по ранее упомянутым прин-
ципам в отношении последовательности, без знания отдельных
рсакиий. Последние своими изменениями объемов и энтропии
определяют характер направления и отдельного расположения
кривых Р—Т. В последующем укажем три схемы, излагаемые
Смитсом и Шрейнемакерсом (A. Smits и F. Schreinema-
kers), при чем в каждом Р—Т поле мы вставляем чертеж устой-
чивых трехфазовых полей и заштриховываем поле, в котором на-
ходятся четыре фазы в равновесии на четырехфазовых линиях.
Отдельные фазы обозначим номерами 1—5. Опять (1) будет обозна-
чать (п 4" 1)-фазовую линию без 1, и т. д.
а) Пять фаз образуют в концентрационном треугольнике вы-
пуклый пятиугольник. Выше приводится схема хиыографических
отношений (фиг. 21).
Все точки должны находиться, конечно, внутри треугольника
пли две совпадать с угловыми точками. Все четырехфазовые реак-
ции имеют здесь одинаковый тип (см. стр. 53—54),
(1) обозначает 2- к 4 5 -J ИЗ
(-) 1- 1-4Щ154-3
(3) 1- г4^±5 + 2
(4) 1-п -3^54-2
(5) „ 1- 1-3^44 - 2
Это обозначает, что в каждом поле являются устойчивыми
одинаковые по количеству, именно троякие трехфазовые комби-
нации, и что между двумя какими-нибудь устойчивыми четырех-
фазовыми линиями лежит одна метастабильная.
Разделение пятиугольников в каждом случае на три трехфазо-
вых треугольника в каждом поле между двумя (п 4- 1)-фазовыми
кривыми будет другое, вследствие чего получается изменение
фазового парагенезиса при переходе в другое поле. Никакая трех-
фазовая комбинация не является, конечно, устойчивой выше 180°.
Любая комбинация распространяет свою область устойчивости на
два поля. На фиг. 22 отмечено в каждом n-фазовом поле деление
полей, на (п 4- 1)-фазовых линиях представлен заштрихованный
четырехугольник —поле (п 4- 1)-фазового равновесия. Особенный
интерес имеет то, что в этом случае может встретиться каждая из
пяти фаз около пятерной точки. Различными являются только те
комбинации, которые ясно выражены делением треугольников.
Это указывает на то, как важно знание трехфазовых полей для
определенных температур и давлений.
1 См. Smits, A. Vol. XVIII, § 703.
65
b) Пять фаз образуют четырехугольник с одной находящейся
внутри точкой, иначе говоря одновогнутый пятиугольник. Схема
химографическпх отношений видна на фиг. 23.
Конечно, ни одна из фаз
не совпадает с угловыми
точками или ребрами. Че-
тырехфазовые реакция
представляют иной тип,
а именно:
<&>мг. £3. Химографические отношения пяти
фаз тройкой (п-| 2) фазовой реакции типа Ь.
(1) обозначает 2 4-34-4д±5
(2) . 14-3 + 4^5
(3) , 2 + 4 гг14-5
(4) „ 14-3 ХДб-Н
(5) „ 1-3 ^24 4
Два Р—Т поля соответ-
ственно содержат только
две устойчивые трехфазо-
вые комбинации, но три
Р— Т поля содержат по
четыре. В две первые упи-
раются по два метастабиль-
ных продолжения Р—Т
линий. Фазовая комбинация, например 3, 4, 5 является устойчивой
в трех полях. Но ограничивающие кривые образуют угол по
больше 180°, и каждое
поле, ограниченное
стабильными четырех-
фазовымп линиями, со-
ответствует возмож-
ному разделению всего
концентрационного че-
тырехугольника. Фаза
5 не встречается в по-
следнем случае в двус
полях. Отдельные обла-
сти температуры и да-
вления поэтому отли-
чаются друг от друга
не только отношением
комбинаций фаз, но
также и типом фаз
(фИГ, 24).
с) Пять фаз обра-
Т
Фаг. 24. Р — Т диаграмма тройной 04-2) фа-
зовой реакции типа Ь, относящаяся к предыдущей
фигуре (№ 23).
зуют в концентраци-
онном треугольнике
двояковогнутый пяти-
угольник, иначе го-
воря треугольник с
двумя точками внутри. Ниже приводится схема химографическпх
отношений (фиг. 25).
Конечно, и здесь фазовые точки обычно не совпадают с угло-
66
выми точками. Четырехфазовые реакции имеются опять двоякого
типа, но только одна пз них является типа волластонита.
(1)
(2)
(3)
(Б)
обозначает
2 + 4
-3
1 -
1 + 2-J-4
1
1 + 2 + 3
i3 + 6
5;zt4
5
5 '
4
В поле Р—Т является
устойчивой комбинация 1,
2, 3, которая в других по-
лях как устойчивая ком-
бинация отсутствует. Она
устойчива в поле, в кото-
рое упираются три мета-
стабильных продолжения
кривых Р—Т. В двух по-
лях имеются по три трех-
фазовых комбинации, а В Оиг. 25. Химографичесн.ое отношение пяти фаз
двух ПОЛЯХ ПО ПЯТИ, НО не тройной (п + 2) - фазовой реакции типа с.
шире интервала в 180°.
Фазы 4 и 5 встречаются не во всех зонах температуры и давле-
ния (фиг. 26).
Такого рода интересный пример метаморфизма горных пород
предположительно существует в системе СаО—А1203— Si02, в от-
ношении образования
2 + 3
»
Фиг. 26. Р—Т диаграмма тройной системы с пяти-
Фазевой реакцией типа с, относящаяся н предыдущей
фигуре (№ 25).
гроссуляра.
Исследования
Ранкина (G. Ran-
kin) показали, что в
системе СаО—SiO2—
А1203 не выкристал-
лизовывается грос-
суляр (SiO4)8
Примесь этого ми-
нерала при кристал-
лизации дает анор-
тит, геленит и вол-
ластонит, при чем
замечено, что ко-
нечное затвердева-
ние происходит уже
при 1265°. С дру-
гой стороны» гроссу-
ляр получался из
расплава при не-
много более низких
температурах (при
употреблении плав-
ней). Известково-гли-
ноземистый гранат
67
явл яется также широко распростри пенным контактовым минер?
лом. Екзпериментально определенная четырехфазовая реакции
этой системы показывает:
I. Анортит-}-геленит-}-волластонит расплав
(при 1265° и обыкновенном давлении)
При этом устойчивым собственно является уже псевдоволла-
стонит вместо обыкновенного волластонита, но это усложнение мы
не будем принимать во внимание.
Реакция I протекает вправо при притоке тепла, и, вероятно, про-
исходит очень незначительное увеличение объема. Если гроссуляр
и при более высокой температуре является устойчивым, то должна
иметь место, при температуре немного ниже' 1265° и обыкновенном
давлении, вторая четырехфазовая реакция, которая такова:
II. Гроссуляр дД анортит геленит -}- волластонит.
4>мг. 27. Положение фаз, связанных с образова-
нием гроссуляра в системе СаО—Ai-jOg—Si02.
Она протекает вправо при притоке тепла, и происходит довольно
значительное увеличение объема, последнее обстоятельство обусло-
влено уже тем, что анортит и волластонит представляют плюс-
минералы (см. стр.
48), напротив гроссу-
ляр является харак-
терным минус-минера-
лом. Даже если послед-
ний не будет устойчи-
вым, все же природные
процессы таковы, что
эту реакцию нужно
принимать во внима-
ние. Обе четырехфазо-
вые лппии сходятся
при более высоких да-
влениях, а так как
объемный эффект весь-
ма различен, то весьма
возможно, что при не
особенно высоких да-
влениях эти линии и
не пересекутся. Эта
точка пересечения по-
тому является пятифазовой, что налицо имеются три компонента;
таким образом опа представляет (я-}-2)-фазовую точку. Хпмогра-
фические отношения являются следующими:
Точкой состава расплава в пятифазовом равновесии анортита,
геленита, граната, волластонита и расплава является приблизи-
тельно та же самая, что и точка, которая была определена как
эвтектическая для четырехфазового равновесия I; изменение на-
верное будет очень незначительным. Любопытно, что этот состав
лежит почти на линии связи волластонит—гранат, так что реакцию
волластонит -}- гранат расплав можно будет принять за псевдо-
двойную. На фиг. 27 сразу видно, что несмотря на это мы имеем
68
случай с (см. стр 66). Нумерация произведена следующим
образом:
Геленит — 1, анортит 2, волластонит — 3,
расплав — 4, гранат — 5.
В результате должна получиться Р—Т диаграмма, соответствую-
щая фиг. 26. Принимая фазы 3, 4 и 5 лежащими точно на одной
линии1, четырехфазовые линии (2) и (1) совпадут, и для реакции
волластонит -ф- гранат расплав является безразличным, встре-
чается ли при этом геленит или анортит. Фигуру можно несколько
упростить. Все четырехфазовые линии будут относительно круто
расходиться, так что схематическая фиг. 28 приблизительно пра-
вильно передает господствующие отношения. Вероятно, отдельные
линий лежат еще ближе друг к другу. Чтобы можно было нари-
совать трехфазовые комбинации, следует принять ширину поля
несколько больше.
(1) и (2) — волластонит гранат расп лав в присутствии анортита или геленита,
(3) = гранат расплав 4- анортит 4- геленит,
(4) = гранат геленит -f- анортит 4- волластонит,
(5) = геленит -f-анортит 4-волластонит расплав.
Если фигура верна, то горная порода примет вследствие по-
вышения давления комбинацию 1, 2, з, т. е. геленито-анортито-
волластонитовый роговик метаморфизуется благодаря тому или
иному соотношению масс в
анортито - волластоните - грос-
суляровый роговик (2,3,5) или
геленито-волластонито-гроссу-
ляровый роговик (1, 3, 5) или
геленито - анортито - гроссуля-
ровый роговик (1, 2, 5).
С другой стороны, повы-
шение температуры при низ-
ких давлениях имеет обрат-
ный эффект, так что гроссу-
ляр исчезает до начала пла-
вления, только при более вы-
соких давлениях гроссуляр
плавится с новообразованием
волластонита; при переходе
линии (3) исчезает также и
гранат. Вполне понятно, по-
чему знание этой системы и
сказанного на стр. 54 имеет
значение для оценки контакт-
ного метаморфизма глинисто-
песчаных известняков.
Изучение этих реакций с
достаточной степенью доказа-
Р
<KslH.Gr.Ge
J^2H.Gr.An
125-Ge An, Gr
^H.Gr.GT!
^PL.GrAn
^/1-W.L.Ge [3]
WU.An '
125Ge.bn.Gr
124Се.Дп1
23A-An.W.L
@l23-Ge.Ani\l}
\(uf
. расплав!. воллас тони т-Ц аноптит-Дп^
~"геленит-Ge. гоанот-Сг
Фкг. £8. Схематическая Р—Т диаграмма
образования гроссуляра в системе СаО—
А1203— SiOs.
1 В действительности это бывает только приблизительно, однако вследствие
этого мало что изменяется. С другой стороны, это предположение позволяет нам
привести для этих случаев диаграмму.
69
л о, насколько графическое изображение при помощи Г— Т диаграммы
и посредством концентрационных фигур способствует пониманию
разнообразных явлений при метаморфизме горных пород. Эти гра-
фические изображения подчиняются, как мы уже видели, опреде-
ленным правилам, которые в свою очередь на схематически пра-
вильном чертеже представлены по немногим данным. Только такие
правила, формулированные более универсально, дают возможность
рассматривать систему с большим числом компонентов, чем три.
Шрейнемакерс дал в своих работах (упомянутых выше) не-
обходимые выводы и охарактеризовал различные типы. Петрографу
почти все время приходится иметь дело с такими сложными си-
стемами. Все же только в виде исключения является необходимым
рассматривать всю фигуру, лежащую около (гг-|-2)-фазовой точки.
Системы с большим числом компонентов часто распадаются ва
системы с значительно меньшим числом компонентов, которые сами
очень мало влияют друг на друга. Большая часть (n-j-1)-фазовых
линий идут также почти параллельно и практически вряд ли пере-
секаются. Эти моноварпантные кривые реакций являются в таком
случае самым существенным, и так как давление для всех конден-
сированных систем играет незначительную роль (ср. стр. 46), то
нас будет интересовать только температура превращений, лишь мало
зависящая от давления. Таким образом можно применить упрощен-
ный метод изображения, который часто является достаточным для
петрографических целей.
4. Изображение фазовых комбинаций боль-
ших областей концентрации в их зависи*
мости от температуры и химизма.
Рассмотрим такую простую систему, как двойная система
MgO — SiO2, которая была экспериментально исследована Андер-
сеном и Боуэном. Было установлено не меньше одиннадцати
моновариантных фазовых реакций, а минералог распознает еще
ряд других соединений, отношения которых к синтетически изо-
браженным до сих пор еще точно не установлены.
Имеются следующие реакции, происходящие при атмосферном
давлении, которые написаны так, что реакция идет вправо при
увеличении количества тепла:
I. 3 - тридимит а - тридимит при t° около 163° С? два изменения направления)1
И. р- кристобалит а - кристобалит прн t° около 230°
III. ₽ - кварц а - кварц t° 675°
IV. а - кварц а- тридимит t° 870°
V. а - тридимит а - кристобалит t° 1470°
VI. а - кристобалит расплав при t° около 1670°
VII. периклаз расплав t° 2800
VIII. форстерит расплав t° 1890°
IX. периклаз-)-форстеритрасплав t° 1850°
X. клпноэнстатит-|-кристобалит расплав t° 1543°
XI. клиноэнстатит расплав -)- форстерит 1° 1557°
Поэтому реакции I и II являются метастабильными, которые
мы в дальнейшем не будем принимать во внимание. Таким обра-
1 Примечание переводчика См. сноску переводчика на стр. 39. С. С,
70
9
зом в Р—Т диаграмме указано в температурном интервале
100—2800° девять устойчивых (л-}~ 1)-фазовых кривых, которые
частью относятся к унарным системам, а частью к бинарным. Все
кривые принадлежат к конденсированным системам и расходятся
при нашем прежнем способе изображения круто вверх. Поэтому
подразделение кривых по различному химизму имеет гораздо боль-
шее значение, чем влияние давления. Мы принимаем температуры
реакций, свойственные обыкновенному давлению, и вычерчиваем
двойную фазовую диаграмму в зависимости ее от температуры.
Вследствие этого мы получаем аналогичное фиг. 5 изображение,
&
гмо
,0
расплав
1850°
1890
периклаз
расплав
периклаз
форстерит
1531е
рхрете-
ритграеллав
клиноэнстатит
расплав-—'5Ркрш:тобалйт*Р(Ш1а8
'ллиноэнста тит+л-кристадапиР
трорстерит
клино-ё.
энстатит^
клино эн ста типа- тридимит
клино энстатит *и-кварц
1
то^
I470X
&
§
«s
870°*
I
Л
Т
&
В
илиноэнста ти т +/3-кварц
периклаз
форстерит клиноэнстатит
SiO2
кварциту.
Фиг, 29. Т—X диаграмма бинарной системы MgO—Si02.
только измененное по отношению к двухфазовым полям п допол-
ненное периклазом (молекулярные проценты) (фиг. 29).
На этой фигуре мы можем найти для каждой температуры
и состава устойчивую фазовую комбинацию. Если проследить
определенный состав снизу доверху, то, предполагая устойчивое
равновесие, увидим, какие превращения происходят при нагрева-
нии, и в виду незначительной зависимости от давления можно
фигуру рассматривать, как имеющую значение для всех давлений.
Представим себе, например, метаморфизм, вызванный очень
горячими магматическими растворами, которые, как мы предпо-
лагаем, не реагируют с MgO и SiO2. Кроме того, ограничивающие
очаг плоскости должны обнаруживать все составы от Si02 до MgO
в непрерывной последовательности, направление падающей темпе-
ратуры должно соответствовать падению температуры наружу:
в таком случае на фигуре будет видно, что богатые SiO._> смееи
плавя!ся при температурах гораздо более низких, чем богатые
71
MgO, и как устойчивый минералогически ii состав варппрует си
внутренних частей контактовой зоны к наружной.
Принципиально подобное изображение можно применить к лю-
бой многокомпонентной системе. Естественно, тогда концентрация
может быть представлена уже не одной величиной, и ось абсцисс
имеет уже не простое значение, как в двойной системе. Однако
всегда можно выбрать целесообразную последовательность фазовых
комбинаций, которые в общем идут” параллельно с определенными
химическими изменениями. Впрочем, комбинация фаз указывает,
какой химизм может существовать в исходной точке. Фазы, стоящие
на фиг. 29, пепосред-
ственно друг над дру-
гом (в направлении
температурной оси),
могут происходить од-
на из другой без изме-
нения химизма.
В виде первого при-
мера подобного изобра-
жения мы заимствуем
у Рапкина псследо-
ванную им тройную
систему СаО—Si02—
Д1203, и именно ту
часть, которая ограни-
чена волластонитом,
корундом и SiO2. Не-
которые составляющие
этой тройной системы
уже разбирались вы-
ше, чтобы облегчить
общий обзор. Речь будет итти о более показательных экспери-
ментально установленных данных, не принимая во внимание реак-
ций гроссуляра. Давление едва ли здесь также будет вызывать
существенные изменения, за исключением особо выделенного
случая. Различные фазы обладают следующими взаимными поло-
жениями (см. фиг. 30):
Si 0? кристобалит
тРидцнцт
квори
/5
псевдоволюст/з
волластонит
40
•я
ТЗ
5
геленит
.9
8\б'ондртцТ
СаО
\7силл1/манит
(андалузит!
'корунд
2^2 Оз
Фиг. 80. Взаимное положение фаз в концентраци-
онном треугольнике СаО—А130з~si02.
4
1 — кристобалит, тридимит, кварц и соответствующий расплав
2 — коруид и соответствующий расплав
3 — волластонит, псевдоволластонит и соответствующий расплав
4 — аиортит и соответствующий расплав
5 —геленит и соответствующий расплав
6 — гранат
7 — силлиманит, возможно андалузит, и соответствующий расплав
8 — расплав, который соответствует происходящей при 1265° реакции: геленит 4
+ аиортит-|- псевдоволластоиит 7~*~ расплав
9 — расплав, который соответствует происходящей при 1165° реакции: тридимит-f-
4- аиортит 4- волластонит расплав
10 — расплав, который соответствует происходящей при 1359° реакции: тридимпт4
4- анортит -|- силлиманит ZZ4 расплав
11 — расплав, который соответствует происходящей при 1512° реакции: силли-
манит + анортит ZZ2Z корунд -4- расплав
16—расплав, который соответствует происходящей при 1380° реакции: коруид4
4- геленит 4- анортит расплав
13 — расплав бинарной реакции: корунд 4- силлиманит расплав (181(F)
7?
14 — расплав бинарной реакции: силлиманит + а - кристобалит расплав
(при 1610°)
15 — расплав бинарной реакции: тридимит | псевдоволластонит расплав
(1430°)
Различные типы реакций непосредственно усматриваются со-
гласно предыдущим рассмотрениям из их взаимного положения.
Пограничные кривые расплавов можно больше не указывать, здесь
они относятся к плоскостям расплавов и соответствуют инвариант-
ным реакциям. Линии связи наиболее низких и самых высоких
температур полностью происходящего расплавления дают все-такн
2100
2000
1900
1800
поо
1600
1500
1400
1300
1200
ООО
1000
х900
800
100
600°
'1810'
1540°pj?
силлима-
нит
анортит
корунд
жидкость (расплав)
ПЮ1кристобалит)
\/Ж/
V \!
1345
силлима-
нит
анортит
к-тридигип
силлиман
qhdptut
а-квари
л- SiO?
увеличивается
бедный СаО
1540°' 1550
1540
№0° 155р° '
плавления
волластонит
анортит
а-кварц
п начало
"1105’
волластонит
анортит
а-триоинит,
8(0°
лсевдоволласт угеленит
волластонит 1 анортит г
Волластон* ★гроссуляр (оноьтитили геленит) анортит гроссол геленит
геленит
анортит
корунд
'(380
------------ увелииивается AI2O3 •
отношение Са 0 • Si. Ог около 71
\
Ж
т
Фиг. 35. Схематическое изображение совместного существования фаз в частичном
системе (Teilsystem) СаО—А1303—Slo2 в зависимости от температуры.
полную наглядную картину отношении и показывают, по крайней
мере схематично, зависимость температуры нацело происходящего
расплавления фазовой комбинации от'состава и температурный
интервал, принимаемый во внимание.
Па фиг. 31 представлены подобнаго рода расплавления так,
что в общем увеличивается содержание А12О3 вправо и влево от
вертикали 1550°. Пример объяснит нам возможность применения
такой диаграммы. Мы выбираем влево от этой линии комбинацию
волластонит, кварц, анортит, которая случайно может оказаться
устойчивой при температуре ниже 870°. Во всяком случае вместо
нее в контактовых породах часто встречаются грапат, кварц, вол-
ластонит или гранат, кварц, анортит. О температуре всех возмож-
ных превращений ничего не известно. Если предположить устой-
чивость в условиях обыкновенного давления, кварц должен был бы
73
превратиться в тридимит при 870°. Эта реакция может довольно су-
щественно перемещаться вверх благодаря давлению. Она де всегда
образуется при нагревании (см. главу „Кинетика явлений"). При
1165° происходит обратимая реакция*
волластонит тридимит анортит расплав,
так что выше 1165° способны оставаться устойчивыми только трех-
фазовые комбинации:
а) волластонит, анортит, расплав;
Ь) волластонит, тридимит, расплав;
с) тридимит, анортит, расплав.
При совершенно определенном составе смеси, соответствующем
точке 9 на фиг. 30, при этой температуре все будет расплавлено.
В других случая при дальнейшем нагревании масса твердого ве-
щества все больше уменьшается, и последние твердые фазы в за-
висимости от состава исчезнут при температуре между 1163°
и 1710°.
Прп этом трехфазовая комбинация обычно сначала будет перехо-
дить в двухфазовую комбинацию. Для таких комбинаций, кото-
рые содержат при 1200° еще волластонит, при этой температуре
происходит переход волластонита в псевдоволластонит. В комби-
нациях, содержащих при 1470° еще тридимит, последний перехо-
дит в кристобалит. Подобным же образом можно проследить судьбу
любой другой комбинации или обозреть изменчивость фазового
Орстояния в зависимости от состава при одинаковой темпера-
туре.
К сожалению слишком мало экспериментальных данных, чтобы
построить такую диаграмму для всех разбиравшихся силпкатовых
пород. Но, без сомнения, знание подобного рода полей существо-
вания является решающим при изучении метаморфических про-
цессов.
Как показывают последние примеры, они во всяком случае
являются недостаточными, посколько они ограничены только'ста-
бильным парагенезисом. Андалузит, дистен и энстатит до сих нор
не известны в виде устойчивых синтетических продуктов, однако
играют среди метаморфических пород громадную роль. В главе
о кинетике метаморфизма горных пород будет указано на это
отклонение.
Чтобы надлежащим образом рассмотреть чертей: и понять зна-
чение примера, достигающего по степени своей сложности обыч-
ных явлений метаморфизма в силикатовых породах, рассмотрим
океанические отложения солей и их продукты превращения, основа-
тельно экспериментально изученные Ван’т-Гоффом, Енекке
(Jaenecke), д’Ансом (d’Ans) и др. Прежде всего необходимо дать
обзор минеральных видов, встречающихся при t о—150°.
1. Хлориды.
NaCl—каменная соль Mg2Cl • 6Н2О—бишофит
КС1—сильвин KCl.MgClg • 6Н2О— карналлит
74
2. Сульфаты.
Na2S04—тенардит
NasSO4 • 10 Н2О—глауберова соль.
MgS04 • Н2О—кизерит
CaSO4 • NaSO4—глаубернг
KaSO4 CaSOa • Н2О—сингенит
3Na2SO4 • MgSO4—вантгоффит
MgSO4 • 6На0—гексагидрат1
MgSO4 • 7Н2О— рейхарди г
Na2S04 • 3KaSO4—глазерит
CaSO4—апгидрпт
CaSO.j • 2НгО—гипс
2CaSO4 • MgSOj • K?SO4 • 2Н2О—полигалит
4CaSO4 MgSO4 • K9S04 • 2HaO—кругпт
NaaSO4 MgSO4 • 2V3 H2O—лёвеит
Na,2SO4 • MgSO4 4H3O—астраханит
KaS04 • MgS04 • 4H20—калиастраханит
K2SO4 • MgSO4 - 6H2O—шёнпт
K2S04 2MgSO4—лангбейнит
K3Na (SO4)2 2MgSO4 8HSO—леоппт
3. Сульфато-хлоридовая двойная
соль.
КС1 • MgSO4 • 3H2O—каинит
Начнем с более простого примера и рассмотрим сначала си-
стему Н2О, Na2, MgK Cl2, SO4, отбросив соединения кали. Система
является четверной, хотя имеется пять различных составных ча-
стей, но из них только четыре изменяются независимо, так как
в обыкновенных растворах сумма катионов Na2-J-Mg постоянно
должна быть равна сумме анионов С12 -J-SO4. Мы исследуем систему
при ее собственном давлении пара или при более высоком давле-
нии. В последнем случае водяной пар, как фаза, заменяется по-
стоянным давлением.
При моновариантном, по вследствие условий давления инвариант-
ном равновесий должны совместно существовать пять фаз. При-
нимая во внимание большую растворимость солей и всегда присут-
ствующую Н2О (в условиях земной поверхности или незначитель-
ной глубины), будем рассматривать одну из этих фаз как раствор.
В последуюгцем изложении всегда будем считать Н20 присутствующей,
не отмечая каждый раз особо. Тогда в (инвариантном) Р-равновесии
находятся еще четыре твердых фазы. При всех температурных
интервалах вместе с раствором существуют три твердых фазы.
И эта система была бы достаточно сложной, если бы нельзя было
ввести упрощения при изображении особенно интересующих нас
здесь составов. Имеются указания на то, что из мало-мальски бо-
гатых Na и С12 растворов .выкристаллизовывается постоянно ка-
менная соль (NaCl), а в природе чаще всего встречающиеся
системы имеют как раз подобный состав. Поэтому мы будем рас-
сматривать только те фазовые комбинации, при которых постоянно
находится в наличии каменная соль. На ряду с каменной солью
и раствором встречаются при определенных температурах самое
большее еще три других соли, а на протяжении всего темпера-
турного интервала только две.
В системе Н2О, Na2, Mg, С1а, SO4 было констатировано в при-
сутствии каменной соли и раствора при температурах от 0° до
120° десять (u1)-фазовых реакций. Происходящие друг из друга
фазовые комплексы мы пишем друг под другом в вертикальном
порядке и даем температуры перехода, относящиеся к обыкновен-
ному давлению. Ось абсцисс только качественно подразделяется
1 Гексагидрат всегда будет писаться как сокращенное иазванпе для магне-
зиального гульфато-гюксагидрата. Название дано минералу Пон сеном (Johnsen).
75
примерно таким ооразом, что в одном направлении происходит уве-
личение содержания Mg. На фиг. 32 представлен полный обзор
этой системы.
Возьмем в виде примера смесь: глауберова соль -{-рейхардит—
каменная соль (глауберова соль — рейхардит — галит), кото-
рая может образоваться как продукт кристаллизации водного рас-
твора при температуре ниже 5°. При 5° будет происходить (как
всегда, равновесие предполагается) следующая реакция:
из глауберовой соли и рейхардита образуется двойная соль
астраханит по уравнению
Na2S04 10Н20 MgS04 • 7H2O^Na2SO4 • MgSO4 • 4Н2О -f- раствор
в присутствии каменной соли.
В нашей смеси исчезнет при 5° согласно соотношению коли-
честв глауберова соль или рейхардит. Обе вышеназванные соли
составляют (вместе с имеющимся раствором) парагенезис трех
солей. Глауберова соль в присутствии каменной соли теряет
воду при 15,3°. В чистых растворах Na2S04 эта реакция происходит
при 15,2° — это такое незначительное изменение температуры, что
возможная комбинация ниже этого интервала: глауберова соль-|-
тенардит-}-каменная соль-{-раствор не была отмечена в предъ-
идущей фигуре.
У существующей совместно с раствором комбинации: астраха-
нит -}- рейхардит -}- каменная соль обнаруживается при 31° обез-
воживание рейхардита, переходящего в гексагидрат, а последний
при 35,5° переходит в кизерит (моногидрат). При температуре
около 49° образуются новые изменения обоих продуктов расщепле-
ния только что разобранной, реакции. Астраханит и тенардит
соединяются при отщеплении из раствора и образуют безводную
двойную соль вантгоффит. Согласно реакции:
(каменная соль) астраханит-тенардит вантгоффит (4-раствор)
при температуре выше 49° являются устойчивыми комбинации:
раствор, вантгоффит, астраханит, каменная соль, а также раствор,
вантгоффит, астраханит, каменная соль. С другой стороны, в смеси
астраханит-}-кизерит-}-каменная соль происходит превращение
астраханита при той же самой температуре в бедный водой лёвеит.
При этом вода вновь будет отщепляться, и часть сульфата идет
в раствор, так чго образуется смесь без кизерита или без астраха-
нита. Высшая температура существования астраханита достигает
59,5°. Выше, этой температуры для всего интервала концентрации
наблюдаются парагенеЗисы только трех солей; вантгоффит -{-тенар-
дит -4-каменная соль, лёвеит-{-вантгоффит4-каменная соль, кизе-
рит-{-лёвеит-{-каменная соль п кизерит-{-бишофит-}-каменная
соль вместе с соответствующими растворами. В тех же комбинациях,
в которых имеется налицо лёвеит, при 110° происходит переход
его в кизерит, вантгоффит и раствор. Наконец, если принять во
внимание еще происходящую отдачу воды Mg - сульфатом при
13° и 18° при отсутствии Xa2SO4 в виде осадка, то этим пояснен
полное гыо чертеж,
7S
Мы обнаруживаем, как чувствителен парагенезис солей к изме-
нениям температуры, и как тесно связаны с температурными изме-
нениями процессы дегидратизации (а также гидратизации) и обра-
зования двойных солей (а также диссоциации двойных солей).
Метаморфизм месторождений солей при незначительном повышении
температуры является необходимым следствием этих физгско-химиче-
ских закономерностей, и диаграммы, построенные по эксперименталь-
18
13
кизерит бишо- фит ♦ ком. соль вантгоффит*кизеайт'* кам. соль 1Ю° вантгоффит •е тенардит * лап соль 593° 69s /53 5°
кизерит лёвеит * лап соль Лёвеит вантгоффит' лап соло
левеит * астроханит* кам. соль вантгоффит* ос тлох ан и т* кам. соль
астраханит. *кизерит * кам соль астраханит. 355° * ’о тенардит и / кам. соло
гексагидрит * кизерит » "кам. соль астрах. * гексоз.* кам.соьь
реи хонд, гексаг. ксоль астраханит рейх орбит. t 'кам. соль' , - И
0 гексогидр.*бишоф.*к. соль
глаибер соль-астрах* кам. соль
рей хардит * бишосоит * кам. соль
глаибвр.соль-рейхардит * кам. соль
о
Фиг. 32. Совместное существование фаз в системе Н20, Na2, Mgs, Cl2, S04 в при-
сутствии раствора и каменной соли в зависимости от температуры.
ным данным, позволяют нам исследовать всю историю месторожде-
ния. Повышение температуры, необходимое для преобразования,
обусловлено мощностью вышележащих осадков. То обстоятельство,
что при последующем сносе покрова осадков общий метаморфизм
не идет обратно, что должно бы было произойти вследствие обра-
тимости процессов, обусловливается особыми обстоятельствами,
которые будут разобраны позже.-
Усложним теперь нашу систему, к которой мы прибавляем
ионы К, соответственно составу морской воды, опять настолько,
что общее молекулярное количество K24-Na2-|-Mg равно молеку-
лярному количеству С12 + S04. Система сделалась теперь пятерной.
6 Грубенман и Вшт ли.
77
Реакция («4-1) фаз отличается присутствием шести фаз, из кото-
рых одной является раствор. Мы снова возвращаемся к вышеупо-
мянутому способу, являющемуся правильным в естественных усло-
виях, чтобы упростить изложение и иметь возможность сделать
обзор.
Прежде всего мы исследуем систему, которая содержит постоянно
вместе с раствором два, имеющих большое значение и существующих
на всем температурном интервале устойчивых минерала — каменную
соль и сильвин. Наблюдаются следующие шестифазовые реакции:
I. При t 3°.
Глауберова соль (-ф сильвин) 4-шёнит (ф-каменная соль)^глазс-
рит ф- раствор.
В химическом смысле речь идет о диссоциации водной двойной
соли, при чем особенно MgS04 переходит в раствор, и образуется
новая безводная двойная соль. В бедных NaCl растворах (в отсут-
ствии каменной соли) глазерит является устойчивым при еще
более низких температурах. Выше 5° наблюдаются следующие
устойчивые комбинации:
глазерит 4- раствор 4* сильвин -j- каменная соль 4- шёнит;
глазерит 4- раствор 4- сильвин ф- каменная соль 4” глауберова
соль.
Последняя названная комбинация существует только на очень
небольшом температурном интервале, вследствие чего она и не
отмечена на чертеже.
II. Нижняя температура образования каинита в присутствии
каменной соли, сильвина и раствора является только приблизи-
тельно определенной. Реакция:
рейхардит -ф шёнит -ф- сильвин 4- каменная соль Д2 каинит -ф
4- раствор
происходит около 11 —12° и почти при той же самой температуре
комбинация:
рейхардит 4~ каинит 4~ каменная соль 4" сильвин ф- раствор пере-
ходит в комбинацию:
карналлит 4- каинит 4- каменная соль ф- сильвин -ф- раствор.
III. При переходе, указанном в конце пункта II, соли:
рейхардит -ф сильвин ф- каменная соль 4- карналлит 4- каинит -ф
4- раствор
находятся в равновесии. Комбинация без каинита возможна как
парагенезис уже при более низких температурах1.
IV. Несколько ниже 20° образуется из шёнита и каинита мине-
рал леонит в присутствии раствора, каменной соли и сильвина.
V. При 25,5° происходит реакция:
шёнит4-каменная соль4~сильвинлеонитф- глазеритф-раствор.
Это является наивысшей температурой, при которой вместе
с каменной солью, сильвином и раствором может встретиться
шёнит.
VI. При 55° образуется первый раз безводный Mg-К-сульфат
лангбейнита:
1 Реакции II и III на чертеже поставлены вместе, хотя фактически комбина-
ция каинит -|- рейхардит 4- каменная соль сильвин ф- раствор примерно только
на протяжении 1° является устойчивой.
78
каинит леоппт ^лангбейнит 4~ сильвин-}-раствор (с каменной
солью). Начиная с этой температуры он встречается с каинитом
или леонитом, однако последний опять уже исчезает при t 60,5°.
VII. Леонит (с каменной солью-f-сильвин) ;=? глазеритланг-
бейнит-)-раствор. При 61,5° образуется соответствующая реакция
без сильвина, но с лёвеитом.
VIII. При 72° происходит необыкновенно важная реакция в при-
сутствии карналлита:
каинит4-карналлит кизерит4-сильвин-}-раствор (-{-камен-
ная соль). Количественно это происходит по следующему уравнению:
11е
карналлит,
кизерит
сильвин
кам соль
лангбеинит.киземт
сильвин кам соль
каинит, кизериТ\панг-
сильвин, ксоль 6вии
I—----------- каин
карналлит
каинит1
сильвин
' кан соль
рейхардит, карналлит
сильвин, к ан. соль
СИЛЬВ.
кан.
соль
ыы№ч
сильв
[Кемь
каинит
леонит
сильвин
консоль
вЛозериТ рангбеинит
сильвин, кам,соли-
$лазерит; леонит
сильвин, кам. соль
леон.шетл.
сильв.к соль
шенит.каинит -
сильвин, кан соль
рейхардит, шенит
сильвин.кам. соль'1
глазеьит. шёнит
call" сильвин, кан. соль'
----------------------------к
глауОсоль.шенит. сильвин, ксольу
Г
в
Фиг. 33. Схематическое совместное существование фаз в системе Н>0, Na^, Mg,
к2. Cl2, S04 в присутствии раствора, каменной соли и сильвина в зависимости от
температуры.
70 г каинита-}-30 г карналлита-4-0,5 г каменной соли = 29 г
сильвина-|-38 г кизерита-}-33,5 г раствора.
С этих пор так называемый „парагенезис твердой соли": кар-
наллит, кизерит, каменная соль, сильвин является устойчивым,
а равно также комбинация: каинит, кизерит, каменная соль,
сильвин. Повидимому, для того, чтобы реакции итти влево, тре-
буется много раствора, и понятно, что раз образовавшийся пара-
генезис и при отсутствии таких растворов продолжает сохраняться
после охлаждения.
IX. При 83° происходит наконец обратимая реакция: каинит 4-
4- (каменная соль) рр кизерит -}- лангбейнит -}- сильвин 4~ раствор.
Каинит достиг своего верхнего предела существования.
6*
7S
Таким образом в то время как каменная соль и сильвин, а при
определенном составе и карналлит, являются устойчивыми в ин-
тервале от о° до 100°, другие соли скачками изменяют свой
состав вместе с температурой, но фаза раствора изменяется не-
прерывно. **
Можно наблюдать, как минералы появляются и при дальней-
шем нагревании опять исчезают, так как являются характерными
для определенных температурных зон. Мы видим на диаграмме
(фиг. 33) это подразделение зон, при чем, само собой разумеется,
ЛАНГБЕЙНИТ
кизерит
еелсагиЗр/б"
73°
рейхалдст
КАРНАЛЛИТ
бишофит
пап соль
низееитом
или
генсогидеатом
или
рейхарЗитом
мизер
КАРИАЛ
силья
ксоль
сильвин
кам. соль
-кизерит —
КАИН.
сильв
КАМ СШ№
кизееит — .
низеритом
или
кизер.
мин.
ГЛДЗЕРИТ,
ЛЯНГБЕИНИТ. КАМЕННАЯ СОЛЬ
левешп
72‘
генсагидршт
или
рейхарЗитом,
КЯИНИТ.
КАРНАЛЛИТ.
ням соль
/1АНГБ
кшь
6(5'
с лёвеитомили астраханит
37°
лёвеит.
или
кизерит
ЛЕОНИТ,
ШЕНИТ,
I к соль
—кизелит—
с кизерит, или
еенрагирр или
рейхарЗитом
ЛЕОНИТ. КАИНИТ.
ням. соль
м «леш..,___________
—— рёихароит------------
КАИНИТ. ШЕНИТ. КАМ. СОЛЬ
ЦЛЬ| лейхалдит-------
аи^.ги>| ШЕНИТ, СИЛЬВ,К СОЛЬ
pguxopdum
ЛЕОНИТ. ГЛЯЗЕРИТ НЯМ СОЛЬ
сострахияРейх
л1Еон.,иоиияь
астраханит -------
с астраханит.
ши рейхарЗитом
26°
НАНН СЯЛЬ
-рейхорЗит
НАЯНАМ С ИЛЬ а. КАМ соль
мейхордит
ШЕНИТ,
ГЛЯЗЕРИТ.
КАМ СОЛЬ
он.!?
ш.18'
Фиг. 34. Схематическое изображение совместного существования фаз в системе
Н20, Na,, Mg, К2, Cl2, S04 с одновременным насыщением сульфатом натрия и магния
и сульфатом калия и магния в присутствии раствора в зависимости art температуры.
принято во внимание, что соответственно составу иногда встре-
чается вместо 4 солей только 3 или 2, или 1.
Все это суть явления метаморфизма горной породы; благодаря им
становится возможным переход одного парагенезиса минералов в другой
при изменении условий.
Что произойдет, если имеется налицо система, в которой не
обнаруживается на ряду с каменной солью ни одного проходя-
щего минерала (Durchlaufermineral); для этого надо рассмотреть
следующие частиые системы Н20, Na2, К2, Mg, С12 и SO4 (согласно
сопоставлениям д’А н с а).
Исследуем отношения при одновременном насыщении натрово-
и калиево-магнезиальными сульфатами, используя фазо-
вые реакции калийных солей для основных подразделений и к тому
же каждый раз отмечая, какие Mg- и Na-сульфаты находятся
совместно (см. фиг. 34).
80
Реакции, при которых изменяются соли кали, являются сле-
дующими (вправо они протекают при приток»* тепла):
I. Карналлит -}- сильвин рейхардит каинит -}- раствор ка-
менная соль при 12°.
Это обратимая реакция, встречавшаяся в фиг. 33, отделяется
от реакции II.
II. Реакция, которая непосредственно следует за первой и дает
комбинацию: шёниткаинит. Таким образом обе реакции про-
исходят в присутствии рейхардита как магнезиальной соли. В даль-
нейшем, как это будет видно из диаграммы, рейхардит вписывается
в температурную горизонталь и соответствует компонентам полей,
отмеченных наклонным шрифтом.
III. Образование леонита из шёнита происходит в присутствии
рейхардита почти при той же самой температуре (18°), как и в при-
сутствии сильвина (см. стр. 78). Каиннт и каменная соль в обоих
случаях существуют совместно.
IV. Температура образования леонита является более высокой,
если присутствуют глазерит и астраханит (26°). Это превращение
можно сравнивать с тем, при котором находятся вместе сильвин
и глазерит.
Между III и IV еще одна (м -}- 1) - фазовая точка комбина-
ции: леонит, шёнит, каменная соль, соответственно замещению
рейхардита астраханитом. На нашем чертеже это отмечается
тем, что в соответственном поле стоит рейхардит или астраханит.
V. Образование лангбейнита, которое имело место при 60,5° в при-
сутствии глазерита и сильвина, теперь происходит при 61,5° в при-
сутствии лёвеита. Таким образом между 26° и 61,5й вместо астра-
ханита наблюдается лёвеит.
VI. При 37° уже образуется лангбейнит в присутствии кизерита,
каменной соли и лёвеита.
VII. Комбинация каинит, карналлит, рейхардит дает при нагре-
вании последовательно все более бедные водой Mg-сульфаты: гекса-
гидрат и затем кизерит.
VIII. Парагенезис твердой соли является опять устойчивым,
начиная с 72°.
IX. Образование лангбейнита происходит в присутствии каинита,
кизерита и сильвина при 83°, как уже было констатировано
в предыдущей частичной системе (Teilsystem).
Таким образом мы видим, как три диаграммы нам дают воз-
можность предвидеть возможные превращения океанического место
рождения соли при незначительном повышении температуры.
Следует также кратко разобрать еще некоторые моменты: ка-
менная соль, бишофит, карналлит, глазерит существуют на всем
интервале температур. В то время, как другие минералы изме-
няются, они продолжают совместно существовать как с первона-
чальными веществами, так и с новообразованиями. Подобного рода
минералы названы в данных областях проходящими. Подобные
явления мы наблюдаем и в метаморфизме силикатовых пород.
Такими проходящими минералами нельзя пользоваться для по-
строения систематики, основанной на соотношениях температуры
и давления, в этом случае они являются до некоторой степени
мало чувствительными.
81
Вторая группа минералов образуется при определенных темпе-
ратурах и затем продолжает оставаться устойчивой до самых
высших температур исследования. Эти минералы или парагенезисы
минералов говорят о высокой, но, как вытекает из исследований,
неопределенно высокой температуре метаморфизма. В нижепоме-
щенной таблице наглядно сопоставлены нижние температуры обра-
зования минералов, с которыми совместно находятся и некоторые
другие часто встречающиеся минералы.
Прежде всего следует отметить, что при относительно высоких
температурах устойчивые минералы являются безводными или
бедными водой. Ее выделение происходит вследствие расщепления
фазы раствора из общей массы раствора, в особенно большом коли-
честве отделяется вода в кизерите.
Вантгоффит и лангбейнит так же, как и парагенезис: сильвин,
каинит, карналлит, каменная соль, кизерит (твердая соль) являются
характерными образованиями при относительно более высоких тем-
пературах, приблизительно выше 35° (даже до температуры свыше
72°). Эти минералы и парагенезис можно называть тнпоморфными
для относительно высокой температурной зоны метаморфизма.
Третья группа минералов и парагенезисов характерна для низ-
ких температур и исчезает при нагревании до определенных тем-
ператур. Речь идет о следующих случаях, при чем даны верхние
температуры образования (а также температура исчезновения).
Это богатые водой соединения, из которых при повышении тем-
пературы будет удаляться вода. Характерным минералом этой
группы является глауберова соль, существующая при темпера-
туре нс свыше 18°. От шёнита и рейхардита некоторые параге-
незисы достигают таких температур, которые указывают на начало
появления лангбейнита. Верхней границей нижней температурной
зоны можно считать примерно 30°.
Четвертая группа минералов и парагенетический ряд распо-
знаются при соответствующих условиях благодаря нижним и верх-
ним температурам образования. В последующем будет даваться
каждый раз две нижних и две верхних температуры.
Гидрат со средним содержанием воды или сложная водная
двойная соль обладают подобного рода ограниченными полями
существования. Они простираются от зоны низкой температуры
(3-я группа минералов) до эоны высокой температуры (2-я группа
минералов). Речь идет о переходных минералах и переходных
парагенезисах.
Целесообразным распределением является следующее: лёвеит,
астраханит, гексагидрат, леонит и каинит свидетельствуют при
недостатке всех членов 2-й или 3-й группы минералов о средней
температуре образования или превращения. Они являются типо-
морфными при этих условиях для средней температурной зоны.
Совершенно аналогичные явления замечаются при рассмотрении
продуктов метаморфизма силикатовых пород, при чем естественно
обсуждению подвергаются совершенно другие температурные области
и реакции. Определенные минералы и парагенезисы минералов сви-
детельствуют также об очень высоких температурах образования,
другие об очень низких, а в промежутке встречаются комбинации
и минералы, которые попадают частью в нижнюю зону, частью
82
Нмжнве температурь) образования,
Минер»1 и его формула Всегда в присутствии каиенпой соле и раствора, громе того п ряду о иявералами
Тенардит Na2SO4 Астраханит и глауберова соль (без К) 15,3° Глазерит, астраханит и глауберова соль 13,5°
Кизер нт MgSO*•П30 Гексагидрат н бишофит (без К) 18° Гексагидрат, астрахаиит (без К) 35,5° Гексагидрат, каинит, карналлит около 22° Сильвин, каинит, карналлит 72°
Лангбейнит K2SO4 • 2MgSO4 Леонит, кизерит, каииит 37° Леонит, кизерит, астрахаиит 37,5° Леонит, каинит, сильвин 55° Леонит, глазерит, лёвеит 61,5°
Вантгоффит 3Na2SO4.MgSO, Астраханит, тенардит (без К) 49’ Лёвеит, астраханит (без К) 59,5° Тенардит, астрахаиит, глазерит 46° Глазерит, лёвеит, астрахаиит 59,5° i
Верхние температуры образованна
Минерал и его формула Всегда в присутствии каменной соля и раствора, кроме того на ряду с минералами
Глауберова соль Na2S04 • 10 Н20 Астраханит тенардит (без К) 15,3° Только тенардит (чистая Na^SOj — NaCl —На0 сист.) 17,8° Acrfi.'U гиит, глазерит, тенардит 13,5°
Шёпит K2SO4 • MgSO4 • 6 Н30 Рейхарднт, каинит, сильвин. 12° Рейхарднт, каинит, леонит ок. 18° Леонит, глаз ер ит, сильвин 26° * Леонит, каинит, сильвин ок. 20°
Рейхарднт MgSO4-7HaO Бишофит, гексагндрат (без К) 13° Астраханит, гексагндрат (без К) 31° Каинпт, шенит, сильвин ок. 12° Леонит, астраханит, Iексагидрат ок. 28°
Минерал и ею формула Нижняя температура образования Верхняя температура образоваяия {
Всегда вместе о каменной солью и раствором, кроме того на ряду с минералами
Лёвеит Na2SO4*MgSO4-21/aH2O Астраханит, кизерит (без К) 49° Астраханит, лаигбепиит, кнзерит ? 43° Вантгоффит, кизерит (без К) 110°
Астраханит Na2SO4 MgSO4 • 4 НаО Тенардит, глауберова соль (без К) 15,3° Глауберова соль, рейхардит, шёнит 4,5° Лёвеит, кизер ит (без К) 49° Лёвеит, вантгоФфит X глазерит ок. 60°
Гексагидрат MgSO4.6H2O Рейхардит, бишофит (без К) 13° Рейхардит, каинит, карналлит 20° Астраханит, кизерит (без К) 35,5° Леонит, астраханит, рейхардит ок. 28°
Леонит K3Na (SO4)3 • 2MgSO4 • 8Н20 Каинит, шёнит, сильвин 18° Глазерит, шёнит, сильвин 26° Лангбейнит, глазерит, сильвин 60,5° Лангбеииит, глазерит, лёвеит 61,5°
Каинит KCl-MgSO4-3H2O Сильвии, шёнит, рейхардит ок. 11° Шёнит, леоиит, рейхардит ок. 18° Кизерит, лангбейнит, сильвин 83° Карналлит, кизерит, сильвин 72°
в верхнюю, но являются особенно характерными для средней тем-
пературной воны.
Основы систематики метаморфических пород, которая будет позже
приведена, могут быть выведены до мелочей и разобраны по хорошо
исследованным примерам метаморфизма солей
Основываясь на вышесказанном, можно также объяснить еще
и другие явления.
Мы до сих пор не рассматривали состав ближе обычной фазы
раствора, вследствие того обстоятельства, что мы не можем ничего
больше узнать об этом при изучении продуктов. Изображение
метаморфизма солей, однако, можно бы построить так, что оно
будет исходить как раз из растворов и их отношений насыщения.
На диаграммах всегда предполагается, что фаза раствора присут-
ствует. При метаморфизме солей в условиях повышения темпе-
ратуры это будет постоянно встречаться, так как реакции, про-
исходящие при увеличении количества тепла, таковы, что они не
образовались бы, если бы не существовало предварительно раствора.
Если обозначить £3, ,S4 соли (вместе с каменной солью—
иБ—растворы, то разбираемые реакции, протекающие слева направо
при притоке тепла можно формулировать так
S— L-YS^S^S,
или
илп
Если бы образовавшиеся растворы оставались вместе с ново-
образованными минералами, то реакции, само собой понятно, стали бы
протекать в обратном направлении при понижении температуры
(ретроморфоз — по Рин не, образование диафторгыеских пород — по
Бекке). Однако это случается в редчайших случаях, на что
особенно обращает внимание Енекке (Jaenecke). *
Растворы мигрируют, и при охлаждении более или менее сохра-
няются, благодаря недостатку в воде, только более бедные водою
соли. Только благодаря этому стало возможно исследование про-
дуктов, образовавшихся при повышении температуры. Однако и
сами растворы могут быть причиной образования новых минералов.
Мы должны поэтому знать, каким является их состав и в какой
зависимости находятся продукты кристаллизации от температуры.
В общем, про эти растворы солей можно сказать следующее.
Растворимость большинства названных солей увеличивается
с повышением температуры. Для тенардита, астраханита, лёвеита,
вантгоффита и частично также для кизерита можно, однако, кон-
статировать уменьшение растворимости с повышением температуры.
Если сравнить, как это в своей работе сделал Енекке, предел
отношений насыщения для двух температур, например для 55°
и 83°, то получается, что часть насыщенных при 55° растворов
при нагревании до 83° дает осадок, тогда как другая часть насы-
щенных при 83° растворов кристаллизуется при охлаждении до 65°.
Растворы, находящиеся совместно с солями разбиравшейся
пятерной системы, являются в большинстве случаев относительно
8S
богатыми Mg и в остаточной жидкости богаты именно MgCl2. Сле-
довательно, подобного рода маточные растворы особенно способны
к перемещению (миграции) и где-нибудь в подходящих условиях
могут являться причиной образования новых минералов (например
образование доломита).
Изменив несколько характер изучения, мы можем придавать
растворам, которые действуют и при метаморфизме минеральных
смесей, еще большее значение. Насыщенность их иногда одной
солью, иногда другой стоит в связи с внутримолекулярными пере-
мещениями, молекулярным состоянием растворов. Рассмотрение
в большинстве случаев неизвестных гомогенных равновесий в фазе
раствора или газа приводит таким образом к тем же самым резуль-
татам, как и чисто теоретическое рассмотрение фаз. Оно позволяет
правильно понимать ряд явлений, зависящих от состава растворов,
п поэтому является необходимым как добавление к предыдущему.
5. Гоэ^оге^ные равновесия и их зависимость
ст токе !ат ы и давления.
Наиболее важным является найденное Гульдбергом и
В а аге (С. Guldberg und Р. Waage) правило действия масс. Это
правило касается равновесий в гомогенной фазе при постоянной
температуре и постоянном давлении. В общем, его можно форму-
лировать следующим образом: продукт активной массы способных
к перемещению молекул гомогенной реакции равновесия является кон-
стантой— константой равновесия. Активные массы одной стороны
уравнения обмена при этом обозначаются I1, другой стороны I-1.
В идеальных газовых смесях активные массы пропорциональны
м-ой степени парциального давления соответствующего типа моле-
кул, при чем п является коэффициентом реакции. В разбавленных
растворах обозначают такие отношения по числу молекул на литр
(молекулярная концентрация в единице объема).
Для метаморфических явлений особенно важно следующее:
молекулярные виды, которыми насыщена газовая фаза или фаза
раствора (соответствующие им твердые фазы наблюдаются в виде
осадка), обладают в молекулярно-дисперсной фазе определенной
концентрацией (парциальным давлением) соответственно раство-
римости. Продукт остальной активной массы должен поэтому также
быть константой. Если будет изменяться активная масса одной из
этих составных частей вследствие примеси, то равновесие будет опять
восстанавливаться путем выделения или растворения.
Особенно это важно при образовании псевдоморфоз превращения
и тем самым родственных им метаморфических процессов, как
недавно было отмечено Гольдшмидтом и Ниггли. Благодаря
правилу действия масс, способ обмена будет регулироваться раз-
бавленными растворами или газами. Прежде чем признать это
важное положение, необходимо дать небольшой обзор подобного
рода метаморфоз.
Многие метаморфические породы образуются при привносе
вещества, при чем новое вещество действует в виде растворов или
паров. Если при этом происходит связывание или обогащение при-
87
внесенным веществом путем определенных химических реакций,
в которых принимают участие как первоначальные минералы, так
И вновь образованные, то это говорит о метасоматических процессах
пли, короче, о метасоматозе. Метасоматический метаморфизм гор-
ных пород охватывает, однако, только часть превращений горных
пород, которые отмечаются путем одновременного изменения ве-
щества. Лучше всего можно понять полный комплекс подобного
рода явлений, если провести параллель с образованием псевдо-
морфоз у отдельных минералов. Псевдоморфозы превращения целе-
сообразно разделить на:
1) Параморфозы—никакого изменения вещественного состава.
2) Псевдоморфозы превращения с уменьшением количества
вещества.
3) Псевдоморфозы превращения с увеличением количества
вещества.
4) Псевдоморфозы превращения с обменом вещества (прибавле-
ние или уменьшение).
Перенеся это на метаморфизм минеральных аггрегатов, полу-
чаем:
I. Нормальный или простой метаморфизм горных пород. Исходный
и конечный продукты не различаются друг от друга по общему
химизму или мало отличаются. В таком случае, и только в таком,
можно делать непосредственные заключения о первоначальном
материале, основываясь па химическом анализе метаморфических
пород.
2. Метаморфизм горных пород, который связан с уносом вещества.
Он является нередким, но только в исключительных случаях
потеря вещества происходит в таких количествах, что уже невоз-
можно восстановить первоначальный состав. Наиболее частым слу-
чаем является, например, потеря Н20 при метаморфизме в усло-
виях высокой температуры. Уже выше разбиралось образование
волластонита из содержащих кремний известняков; при чем осво-
бождается и улетучивается СО2.
3. Метаморфизм горных пород с привнесем вещества. Процесс
может быть метасоматическим, согласно выше сделанного опреде-
ления. Однако речь может итти только об импрегнациях, причем
привнесенное вещество будет выделяться, не вступая существенно
в реакции с уже существовавшими минералами. Многие контакт-
метаморфические явления при содействии пневматолитических
агентов обладают этим характером. Как крайние случаи, метамор-
фические явления под влиянием атмосферных агентов (процессов
выветривания) могут принадлежать к этой или последующей группе.
4. Метаморфизм горных пород с обменом вещества — ОДНО вещество
вводится, а другое одновременно удаляется. Контактметаморфи-
ческие явления пневматолитического характера в карбонатных
породах (так называемые скарновые образования) являются наи-
лучшим примером этого метаморфизма. Привнесенные пары реаги-
руют с карбонатами, при чем происходит освобождение С02 и ее
удаление, что представляет метасоматический процесс в его на-
стоящем смысле, который имеет известное значение при образовании
многих рудных месторождений.
Два последние рода метаморфизма требуют точно так же, как
68
й соответствующие образования псевдоморфоз, согласования с пра-
вилом действия масс. Возникает вопрос, при каких обстоятельствах
происходит замещение привнесенными растворами уже существую-
щих минералов, чтобы могли возникнуть новые кристаллические
продукты, состоящие из веществ привнесенных раствором. Примем
ради простоты, что в баритовую породу (BaSO4) вносится карбо-
натовый раствор, примерно состава растворов Na,CO3. Тогда тот-
час BaS04 растворяется до насыщения, и в растворе устанавливается
равновесие: BaS04-j-Na2C08^BaC084-Na2S04. Обозначив буквой С
молекулярную концентрацию, получаем следующее уравнение,
удовлетворяющее правилу действия масс:
^BaSO, ' ^Na,COs_т
р р
^ВаСО, ' vNa,SOt
Константой равновесия при соответствующих условиях является Тс.
Но CBaS0 по необходимости само представляет константу, так как
главная масса осадка состоит из BaS04, поэтому можно написать:
C'NaCO, 7,
-------Л----=
vBaC0, vNa,S01
Если концентрация Na2CO3 в привнесенном растворе очень мала,
то также незначительны будут CBaC0, CNaS0, потому что ВаСО8 и
Na2SO4 могут образовываться в таких небольших количествах, что
ни один из них не будет выпадать. Введенный ион СО3 таким
образом не используется для образования минерала. Должна суще-
ствовать определенная минимальная концентрация Na2CO8, чтобы кон-
центрации вновь образующихся молекулярных видов могли сделаться
настолько большими, что будет выпадать ВаСО3, а часть барита при
обмене веществ будет превращаться в витерит. С полным правом
Гольдшмидт ставит это важное, давно известное обстоятельство
в связь с наблюдениями такого рода метасоматического метамор-
физма местного характера.
Второй пример показывает, что точно такие же соображения
имеют значение при введении вещества в форме газа или пара
Если будет привнесен HF в известняк, то может произойти сле-
дующая реакция:
СаСО8 + 2 HF CaF2 + С02 + Н20.
Здесь HF должен обладать определенным минимальным пар-
циальным давлением для того, чтобы концентрация стоящих вправо
молекулярных видов могла бы повести к заметному выделению
флюорита (плавикового шпата).
В-третьих, если из магмы удаляется некоторое количество H2S
и ZnCl2, то возникает сильно перемещенное влево равновесие, соот-
ветствующее константе равновесия
H2S + ZnCIa 2 НС1 + ZnS...............(1)
89
которое едва ли вообще поведет к существенной кристаллит-1
ции ZnS. Если эта смесь входит в соприкосновение с известняком,
то происходит новая реакция:
СаСО8 + 2 НС1 СаС1а + Н2О + С02..........(2)
Таким образом НС1, участвующая в первом уравнении, будет
полностью нейтрализована и перестанет участвовать в гомогенном
равновесии. Поэтому реакция (1) вынуждена итти постоянно вправо,
ибо для восстановления равновесия всегда должна образовываться
вновь НС1. Благодаря этому выделяется также цинковая обманка,
и таким образом происходит метасоматическое обогащение [при
одновременном разрушении кальцита согласно реакции (2)].
Эти немногие, крайне поучительные примеры показывают, на-
сколько важной является оценка метаморфических процессов сточки
зрения правила действия масс. Задачей этой главы является рас-
смотреть только немногие наиболее простые примеры, которые
легко применить к распространенным, особым метасоматическим
процессам.
В дальнейшем существенное значение имеет характер зависи-
мости констант равновесия К от температуры и давления, которые
находят свое выражение в двух известных законах.
Уравнение Ван т-Г о ф ф а ’ реакционной изохоры (Reaktionsiso-
chore) указывает на зависимость их же от температуры:
d In К — Q
при чем Q выражает тепловой эффект реакции, который пишется
с плюсом (-[-) при экзотермически протекающих реакциях, а прп
эндотермических с минусом (—). 1< является универсальной газо-
вой константой, а Т—абсолютной температурой. Таким образом
повышение температуры постоянно обозначает образование веще-
ства, происходящего в условиях поглощения тепла.
Подобным ясе образом для давления газов и разбавленных рас-
творов имеет значение уравнение (Планк);
d In К — ДУ
dp ~ RT '
где &V обозначает увеличение объема, наблюдающееся при моле-
кулярном изменении. Таким образом, если химическая система
будет сжиматься при постоянной температуре, произойдет пере-
мещение равновесия в ту сторону, которая имеет меньшее отно-
шение объемов. Здесь можно видеть совпадение положений с прин-
ципами, которые были пояснены при рассмотрении гетерогенных
реакций.
КИНЕТИКА ЯВЛЕНИЙ ПРЕВРАЩЕНИЯ.
Все сказанное нами до сих пор относилось к равновесию. Непо-
средственно применить изложенные закономерности к процессам
метаморфизма горных пород можно только тогда, когда устанавли-
вается это равновесие в природных явлениях, и рассматриваемый
90
минеральный аггрегат целиком образует единообразную физико-
химическую систему. Полное выполнение этого условия является
с самого начала невероятным. Классификация, изложенная в одной
из предыдущих глав, является идеальной и должна служить только
пособием, которое даст возможность понимать действительные явле-
ния. Поэтому мы должны спросить, какие же условия являются
руководящими для того, чтобы происходили или не происходили
реакции? Чтобы ответить на втот вопрос, надо знать, само собой
понятно, принципы реакций (сообразно с изложенным в предъ-
идущей главе).
Прежде всего следует обратить внимание на различие понятий
„равновесие" и „устойчивость". Большинство реакций при метамор-
физме горных пород представляют не что иное, как установление
равновесия в небольших ограниченных участках. Однако совместно
находящиеся фазы не являются при данных условиях наиболее
устойчивыми. Равновесие может, как говорят физико-химики,
обнаруживать метастабильный характер. Но при этом также
остаются в силе все названные закономерности, вследствие чего
существенно повышается значение обсуждавшихся принципов.
Проявляется ли при определенной температуре (SiO5)Al2 в виде
силлиманита или в виде андалузита, для фазово-теоретических
соображений не имеет значения. Если андалузит представляет
неустойчивую модификацию, то вместе с этим возможно, что на
рассматриваемые явления наложится еще процесс превращения
андалузита в силлиманит. Для метастабильных реакций, которые
ведут к более устойчивым минеральным комбинациям, можно по-
строить точно такие же диаграммы полей, как и для устойчивых'
реакций. Несовпадение экспериментальных данных, при которых;
было обращено внимание на устойчивость, с наблюдениями в при-
роде еще не является доказательством неприменимости выше-
изложенных принципов. Мы можем рассматривать фактически
распознаваемые превращения в породе так, как будто они соответ-
ствовали устойчивым отношениям.
Два других обстоятельства являются гораздо более важными.
Мы должны, прежде всего, знать, насколько мы имеем право на-
звать горную породу, как целое, единой системой, при которой
все части находятся между собой во взаимодействии, и дальше
мы должны поставить вопрос о ходе реакции, так как каждое
превращение требует при своем проявлении определенного времени,
а для Своего начала часто требует и некоторого стимула.
В минеральном аггрегате могут непосредственно вступить между
собою в реакцию только соприкасающиеся друг с другом минералы.
Таким образом, чем меньше величина зерен породы, тем имеется боль-
шая возможность реакций. Если исходная порода обладает вместе
с тем мало-мальски единообразным составом, то не исключена
возможность одинакового преобразования во всех ее частях. Перво-
начально незатронутые минералы могут принять участие в реак-
ции, если тектонические дифференциальные движения приводят их
в соприкосновение или же они попадают под воздействие раство-
рителя или пара; все это может осуществляться в большом мас-
штабе, благодаря геологическим явлениям. Что односторонние
давления (Stress) тектонически более активных частей земной
98
коры вызывают преобразования в горных породах, будет показано
позже при рассмотрении текстурных отношений. Разнообразные
исследования дают несомненные доказательства действительного
содействия растворителей при метаморфизме горных пород. Горная
влажность („горный пот“), которая имеется в каждой горной по-
роде, представляет имеющий наибольшее значение растворитель.
При превращении горная порода будет оставаться твердой, не-
сколько не имеется расплавления. Небольшие количества растворите-
лей действуют только местами, но нельзя забывать, что очень часто
они захватывают большие периоды времени. К тому же одновременные
тектонические влияния способствуют циркуляции воды, не говоря
о том, что с этим может быть связан подъем нагретых растворов.
Наконец, снова следует указать на то, что при застывании магмы
часто освобождаются легколетучие вещества (среди них значительное
количество Н.О) и пропитывают (импрегнируют) окружающие породы,
вследствие чего образуется среда, в которой гораздо легче идут
всевозможные изменения. Само собою понятно, что эти растворы и
пары не только имеют значение в отношении содействия пропиты-
ванию, но, как на это уже многократно обращалось внимание, их
химизм известным образом влияет и на результат метаморфизма.
Таким образом ряд благоприятных обстоятельств делает возмож-
ным установление равновесия всех фаз между собой, и вследствие
этого обеспечиваются действительно единообразные изменения.
Однако иногда эти благоприятные условия будут встречаться
только местами, и поэтому происходит неравномерный метаморфизм,
который помогает распознать рядом находящиеся состояния рав-
новесия и неравновесия. Также внешние условия температуры,
давления и химизма часто являются непостоянными в определен-
ных направлениях (или неправильными), и необходимо отдельное
изучение явлений в различных местах одной породы. Насколько
это мешает систематике горных пород, настолько это оказывается
выгодным для оценки происходящих процессов.
Скорость реакции находится в подобной же, как и„смешивание“,
зависимости от разнообразных побочных обстоятельств. В природе
можно постоянно наблюдать, что переход состояния неравновесия
в состояние равновесия требует времени, и что часто равновесие
вовсе не наступает; вместо тех состояний равновесия, которые
возможны при соответственных условиях, мы наблюдаем в таких
случаях реликты более раннего образования.
Те факты, что при обыкновенной температуре и обыкновенном
давлении встречается несколько модификаций одного и того же
вещества или минералогически разные горные породы, имеющие
одинаковый химический состав, указывают также на то, что не
всегда достигается устойчивое состояние, так как принадлежащих
условиях наблюдается только одно из таких состояний. Такого рода
явления имеют одинаково малое значение и для физико-химика
при выработке им термодинамических принципов и законов равно-
весия и для геолога при обсуждении им процесса метаморфизма
горных пород. Теоретически, повидимому, правильно принять, что
такие неустойчивые состояния существуют не бесконечно, что им
самим в действительности свойственно стремление перейти в устой-
чивое состояние. Это отмечается, например, в том, что так вазы-
82
ваемые катализаторы, которые сами нс влияют па отношения
равновесия или устойчивости, могут действительно руководить
превращениями. Поэтому в названных случаях говорят только
о явлениях замедления или об очень незначительной (практически
уже не распознаваемой) скорости реакции. Благодаря этому перед
нами встает важная проблема установить, какие факторы ускоряют
реакцию и помогают преодолевать инерцию вещества.
Пример, который служил нам для демонстрирования нерав-
новесия, относился к жидкости-)- газ, системе, в которой в общем
равновесие устанавливается легче, чем в системе, в которой уча-
ствуют или даже играют главную роль твердые фазы. Происхожде-
ние новой фазы, в особенности нового кристалла, представляет про-
блему, которой Гиббс уделил особое внимание, и которая в на-
стоящее время играет большую роль в металлографии. Хотя мы,
несомненно, уже имели дело в метаморфизме горных пород с про-
цессами, в которых в большинстве случаев принимает участие
малое количество растворителей, но все таки будет полезно сде-
лать сравнение с явлениями, которые происходят в твердых спла-
вах металлов. Металлография и петрография имеют обе дело с кри-
сталлическими аггрегатами и несмотря на то, что константы ма-
териалов являются различными, обладают все-таки многими общими
точками зрения.
Уже указывалось па то, что реакция между двумя твердыми
веществами должна происходить в местах их соприкосновения.
Однако она может быть неограниченной, если в кристаллическом
состоянии возможна диффузия.
В общем обнаруживается, что повышение температуры суще-
ственно повышает скорость и возможность диффузии, при чем темпе-
ратура заметной дифмфузии будет определяться „индивидуальными
факторами1- (см. дальше). Подобные обстоятельства, естественно,
увеличивают также способность реакции в кристаллическом состо-
янии и делают возможной кристаллизацию новых соединений.
Более глубокое понимание механизма подобного рода процессов,
происходящих в кристаллических аггрегатах, может дать рассмо-
трение структуры. Верхняя поверхность каждого кристалла не пред-
ставляет собой замкнутой поверхности, так как каждый кристалл
имеет стремление расти дальше, несколько только в его распо-
ряжении находится достаточно вещества. Чтобы выразить это
положение образно, представим себе свободные, устремленные
наружу валентности, которые стремятся насытиться. Хорошо вы-
раженная решетчатая структура снаружи нарушена, но не закоп-
чена, внешние слои находятся в особом состоянии. Если два
кристалла одного и того же вида соприкасаются, то при не
вполне параллельной ориентировке на границе их поле сил будет
другим, Чем внутри кристаллов. Абсолютного равновесия не су-
ществует, поэтому образуется промежуточное состояние, зависящее
от взаимного влияния сил и ориентировки. Определенное, хорошо
выраженное метастабильное равновесие, согласно опытным данным
кристаллографов, только тогда существует, когда индивидуумы
находятся в двойниковом друг к другу положении вдоль возможной
двойниковой плоскости.
Образуется ли на плоскости соприкосновения двух как угодно
7 Грубенмак и Нигглп.
S3
ориентированных кристаллов вследствие перегруппировки атомов
или молекул новая кристаллическая решетка, передвигает ли один
из кристаллов за счет другого наружу свою границу,-сохраняется
ли, наконец, господствующее состояние — все это зависит от вели-
чины и природы кристалла, от формы плоскости соприкосновения
и подвижности частичек массы. Последнее стоит в прямой связи
с температурой, так что без дальнейших рассуждений само собой
понятно влияние повышения температуры на характер этого про-
цесса. Как известно, рост отдельных зернышек простого кристал-
лического аггрегата за счет другого назван собирательной кристал-
лизацией, и это понятие, особенно в новейшее время, сделалось
ходовым для объяснения многих структурных явлений в извер-
женных и метаморфических породах. Без сомнения, собиратель-
ная кристаллизация в этом смысле слова существует (безразлично,
происходит ли она непосредственно или косвенным путем через
фазу пара или раствора). Искусственная и естественная мрамори-
зация или увеличение зерна представляют хорошо известные примеры
этого. При чем не образуется единый кристалл, это связывается
с тем, что данный вторичный рост происходит из различных цен-
тров и идет только до определенных пределов. Так, пере-
кристаллизация в равномерно нагретой породе ведет к равно-
зернистости с определенной величиной зерна. Но собиратель-
ная кристаллизация является только одним из возможных
выражений способности перекристаллизации минеральных аггре-
гатов, обусловленной точками неоднородного состава, и в про-
тивовес слишком далеко идущим заключениям следует опи-
раться на ' опытные данные металлургии. Это для краткости
можно пояснить следующим примером: в металлических аггрегатах,
застывающих из расплава, даже и при относительно высокой тем-
пературе подобная собирательная кристаллизация не наблюдается
или она встречается как исключение. При этом металлические
аггрегаты принадлежат к тем системам, которые могут обнаружи-
вать гораздо больший размах кристаллических изменений, чем
в силикатовой смеси. Однако здесь имеется один особенный фактор,
решающий для перекристаллизации: механическая обработка, воз-
действие одностороннего давления, механическая деформация,
которая вызывает напряженное состояние. Только подобного рода
деформированные в холодном состоянии, механически обработанные
металлические куски обнаруживают при последующем нагревания
в еще большем объеме перекристаллизацию и новую кристалли-
зацию. При этом следует делать резкое различие между перекри-
сталлизацией в собственном смысле и простым ростом кристалла, на
что особенно указывали Карпентер и Элам (Carpenter .and
ELam)1. Под „перекристаллизацией в собственном смысле11 пони-
маются часто наблюдающиеся новобразования кристаллов, которые
растут из новых кристаллических центров на границе двух перво-
начальных кристаллов. Два примера, которые согласно исследова-
ниям Рассов и Фельде (Е. Rassow und L. Velde. Zeitschr. f. Metall-
kunde, S. 371), относятся к перекристаллизации сплющенной чистой
меди, очень хорошо демонстрируют этот процесс. В зоне неодно-
1 Engineering Vol. 11), Heft Nr. 2855 u. f. 1920.
SS
родности образуются новые крошенные кристаллики, которые не-
смотря на то, что они меньше, чем первоначальные кристаллы,
все же растут за счет последних. В противоположность соби-
рательной кристаллизации вслед за перекристаллизацией, в узком
смысле слова, здесь наступает простой рост кристалла—процесс,
который происходит таким образом, что путем прибавления пере-
ориентированных материалов растет величина определенных кри-
сталлов (в этом случае перекристаллизованных), а соседние кри-
сталлы становятся меньше. Один и тот же кристалл может, впрочем,
на одной стороне расти, а на другой уничтожаться.
Чохральскому (Czochralski) впервые удалось поставить в пря-
мую количественную зависимость комплекс перекристаллизаций,
подвергнутых механическим воздействиям металлов, от величины
напряжений и температуры последующего нагревания, изобразив
Фиг. 35. Диаграмма перекристаллизации алюминия по
Рассову и Вельде (Rassow und Velde).
*
ее в так называемых перекристаллизационных диаграммах. Можно
установить имеющее большое значение правило, что нижние тем-
пературы перекристаллизации (= температуре, при которой пере-
кристаллизация делается заметной) лежат' тем ниже, чем боль-
ше степень механического напряжения (растягивания, прокатки,
сплющивания (Stauchung) и т. д.). Получающаяся в результате
величина зерен перекристаллизованных веществ увеличивается
при повышении температуры и тем больше, чем меньше было напря-
жение. Типичная подобного рода диаграмма приведена па фиг. 35,
которая заимствована из работы РасСов и Фе^льде (Kassow und
Velde. Zeitschr. f. Metallkunde, S. 557). Она соответствует пере-
кристаллизации технического алюминия после предшествовавшего
сплющивания. Степень сплющивания выражена на горизонтальных
осях, идущих слева направо, в процентах уменьшения толщины
образца при сплющивании (увеличивающееся напряжение идет
влево). Примененные при этом температуры накаливания составляют
200°, 250°, 300°, 350°, 400°, 500° и нанесены на горизонтальных осях,
идущих спереди назад. Величина зерен на ординате дана в милли-
метрах диаметра. Заштрихованные поля соответствуют степеням
сплющивания в 5%, 25%, 50% и 75%, эти заштрихованные поля
7* S5
следует понимать в виде разрезов через тело фигуры. Рассмотре-
ние фигуры показывает справедливость вышеприведенного правила.
Нижняя" температура перекристаллизации испытавшего сильное
напряжение алюминия лежит около 250°. Надо заметить, что, по
Мазингу (G. Masing), однажды перекристаллизованный металл
уже после незначительного напряжения обнаруживает опять пере-
кристаллизацию.
В теориях этих металлургических явлений перекристаллизации
нет никакой согласованности. Однако, если тщательно изучать обшир^
пую, относящуюся к этому предмету литературу, то убеждаешься,
что различия разнообразных толкований собственно больше формаль-
ного* порядка^ Все исследователи, повидимому, согласны в том, что
по выше указанным причинам поверхности любых граничащих ме-
жду собой кристаллов является местами предрасположения реакций
и новой ориентировки. Это же можно вывести из поверхностного
натяжения, но только пользуются несколько иными выражениями.
Поверхностные натяжения между кристаллическими фазами сво-
дятся не только к условиям кривизны. Структурная ориентировка
является существенным фактором, так что только атомистический
способ рассмотрения позволяет видеть изменяющиеся отношения.
Прежде считалось необходимым принимать промежуточную
фазу пара, но недавно Розенхайном (W. Rosenhain) была раз-
вита хорошо продуманная и прекрасно разработанная теория пере-
кристаллизации, согласно которой аморфные оболочки вокруг кри-
сталлов и между кристаллами являются начальными пунктами
превращений (Trager der Ummineralisation). Насколько энергично
многие металлографы восстает против этих теорий, настолько зна-
чительно все же заключенное в них зерно истины. Поверхностные
слон кристаллов обладают неизбежно другими свойствами, чем
внутренние части кристаллов. Как обозначить это состояние —
является уже терминологическим вопросом. Оно не соответствует ни
обыкновенному жидкому, ни газообразному аггрегатным состояниям,
но имеет общее с этими состояниями, так что на границе двух раз-
личных кристаллических видов имеется налицо взаимное влияние,
ведущее к определенному смешиванию. Далее особенно важное и
решающее влияние предварительной механической обработки под-
вергалось различным толкованиям. Теория перемещения (Verlage-
rungstheorie) Чохральско го наряду с признанием вызвала и
некоторые возражения. Она основывается главным образом на по-
ложении, что вследствие воздействия одностороннего давления
кристаллическая решетка будет деформироваться, перемещаться
и происходит нарушение структуры, так лто перекристаллиза-
ция представляет некоторым образом процесс оздоровления —
новообразование действительных кристаллов.
Мипералог п петрограф могут только согласиться с этим ходом
мыслей на основании своего опыта. Им хорошо известно, как
минералы вследствие воздействия одностороннего давления не
только разрушаются, но испытывают необратимые внутренние
натяжения, не исчезающие после окончания напряжения. Они
известны благодаря оптическим аномалиям (так называемые волни-
стое погасание, ненормальное двойное лучепреломление, двух-
осность одноосных кристаллов и т. д.) и особенно часто ветре-
чаются у отдельных минеральных видов (например у кварца)
соответственно различной сопротивляемости минералов. Общее
сцепление может при этом не нарушаться в противоположность
явлениям катаклаза или раздробления >.
Конечно, механические свойства силикатов являются иными,
чем те, которыми обладают металлы. Ч о хр а л ь с к и й, невидимому,
идет слишком далеко, когда говорит о декристаллизации и вы-
нужденной гомеотрошш (Homootropie). Несомненно, однако, следует
приписать весьма видную роль снова и снова выдвигаемому Там-
мином объяснению деформации путем скольжения и-образования
двойников. Возможность подобного рода реакции при неодинаковом
давлении (механическая нагрузка) метко названа предохранитель-
ным приспособлением, которое проявляется при незначительной
нагрузке 1 2.
Но при невысокой температуре, в зависимости от констапт
вещества вследствие механического напряжения, будут про-
исходить внутренние перемещения необратимого характера, и вслед-
ствие этого образуются по меньшей мере местные неустойчивые
отношения. От температуры также зависит, будут ли из цельных
сохранившихся частей возникать новые ориентировки, а также и
новые кристаллизационные центры.
Если имеется теперь налицо минеральный аггрегат, который при
господствующей температуре не находится ни в каком равновесии или
находится в неустойчивом равновесии, то существующая сама по
себе неустойчивость еще увеличится вследствие действия этой вну-
тренней неустойчивости. Перекристаллизация будет происходить легче
и скорее, и новые образующиеся минеральные виды будут соответ-
ствовать существующим в настоящее время условиям. В этом случае
одностороннее давление, т. е. неодинаковое напряжение действует как
ускоритель реакции. Оно представляет один из важнейших фак-
торов, который фактически дает возможность или, вернее, еще более
способствует метаморфизму горных пород, зависящему от внешних
условий температуры и давления.
Мы уже изучили два других состояния, которые действуют
в подобном же роде. Во-первых, повышение температуры, которое
увеличивает внутреннюю подвижность, а поэтому и скорость
реакции, и затем пропитывание минерального аггрегата жидкими
1 Самой низшей степенью можно считать только краевое раздробление н рас-
тирание, проявляющиеся в так называемой цементной структуре пород, особенно
во многих слабо измененных гранитах. Если, напротив, встречается раздробление
всего минерала, когда его сопротивляемость на разрыв не в состоянии проти-
востоять действию одностороннего давления, то говорят о раздроблении ити
катаклазе. При этом иногда происходит передвигание отдельных обломков от-
носительно друг друга до тех пор, пока они достаточно не приспособятся к го-
сподствующему одностороннему давлению, при чем они принимают форму линз
или прослойков. В таком случае развивается сланцеватость, обусловленная ката-
клазом.
2 Некоторые минералы дислокационно-метаморфических пород (например
дистен, слюда, турмалин) обнаруживают изгибание, которое частично будет
проявляться путем скольжения, другие (каккальцит, полевые шпаты, диаллаг и
т. д.) обнаруживают полисинтетическое двойникование, которое происходит пу-
тем простых сдвигов. Подобного рода пластическое поведение пристал ta зависит,
впрочем, в сильной степени от одновременного действия гидростатического да-
вления п температуры.
97
растворителями или паром, вследствие чего создается благоприят-
ствующая для обмена среда. Там, где встречаются подобного рода
обстоятельства, может вполне происходить приспособление пород
к внешним условиям, но где таких факторов не имеется налицо,
инерция веществ часто мешает достижению нового положения
равновесия.
Если здесь в рассуждении введено одностороннее давление как
каталитически действующая величина, которая не имеет влияния на
конечное состояние метаморфизма, то этим безусловно подчерки-
вается его главная роль. Между тем возможно, что одностороннее
давление производит при одновременно происходящей перекристал-
лизации определенное механпческое воздействие на характер
образующихся минералов. Можно думать, что кристаллы, кото-
рые легко поддаются вследствие скольжения дальнейшим на-
пряжениям или обнаруживают иные свойства твердости.и роста,
легче образуются и продолжают сохраняться, чем другие кри-
сталлы, которые этими свойствами не обладают. Преобладание
пластинчатых минералов в породах, претерпевших давление,
может служить подтверждением этого. Однако об этом мы не имеем
сведений ни в теоретических, ни в обстоятельных эксперименталь-
ных учениях.
По существующим воззрениям, механпческое напряжение
и перекристаллизация, т. е. механический и химический метамор-
физм сами по себе представляют не одновременные, а последова-
тельные процессы. До самого последнего времени этому выводу
или возможности придавалось слишком мало значения. Но опыт-
ные данные металлографов показывают, что механически напря-
женный кристаллический аггрегат является способным к реакции
даже по прекращении напряжения. Разрушение и дифференци-
альные движения, кроме того, увеличивают площадь соприкосно-
вения различных зернышек. Но там, где подобного рода явлении
наблюдаются, новый кристалл не может возникнуть, пока действуют
механические факторы. Действительно имеются примеры, где
механический и химический метаморфизм являются непосред-
ственно друг за другом следующими процессами или происходят
через большой интервал. При рассмотрении дислокационного ме-
таморфизма и текстурных отношений следует на это обращать
особенное внимание. Однако иногда имеется налицо одновремен-
ность в том смысле, что во время дислокационного периода про-
исходит изменение минерального состава (Ummineralisierung). Этому
способствует:
1) изменение механических напряжений, т. е. одностороннего
давления во время тектонических эпох, и соответствующей,
приспособленной к новым условиям кристаллизацией новых мине-
ралов;
2) неоднородность материалов, благодаря чему в сильно на-
пряженных породах также существуют и постоянно меняются
мало напряженные места (тени давления);
3) присутствие растворителя, который делает возможным
перенос материала в такие места.
Поэтому перед нами встает задача осветить подробнее влияние
одностороннего давления на растворимость. Хотя благодаря предъ-
98
идущему изложению все основные положения были разобраны, все-
таки будет целесообразно рассмотреть этот вопрос отдельно,
в особенности потому, что незначительное само по себе расхо-
ждение 'мнений о том, насколько велико это влияние, способно
затемнить действительные факты. Исходный пункт является
следующим:
В жидкости давление равномерно распространяется во все сто-
роны, и во внимание принимается только гидростатическое да-
вление. Твердое тело может механически неравномерно напрягаться
(давление одностороннее). Возможен также случай, что на твердое
тело действует (например посредством водопропускающего прес-
сового поршня) более высокое всестороннее давление, чем на жид-
кость, что можно было бы назвать однообразным (gleichformig) да-
влением. В обоих случаях речь идет о состояниях напряжения, на
которые при выводе теории фаз не было обращено никакого внима-
ния. Правило фаз, напротив, предполагает, что как температура, так
и давление бывают одинаковыми для всех фаз системы. Поэтому,
если мы хотим судить о явлениях, которые происходят в системах,
где для кристаллических компонентов наступают другие условия
давления, чем для совместно находящихся жидкостей, то должны
искать новые термодинамические основы. Результаты, посколько
они правильно выведены, должны непременно противоречить
основанному на других предпосылках правилу фаз — простое логи-
ческое заключение, на которое, к сожалению, не всегда еще
обращают должное внимание (например Тамм ап).
С различных сторон (Гиббс, П о й н т и н г, Оствальд, Р о-
зебум, Вант-Гофф, Рике, Джонстон, Вегшайдер,
Пигг ли, Б риджи ан, Вильямсон и т. д.) было произведено
исследование над влиянием подобного рода состояний напряжения
на растворимость или точку плавления. Особую позицию занял
Тамм ан, который, принимая во внимание его теорию скольжения,
отвергает, правда без достаточных оснований, значительное число
этих выводов. Им не оспаривается вывод, что такое напряжение
повышает растворимость только в отношении возможных количе-
ственных проявлений, которые здесь имеют подчиненное значение,
и он предлагает иную точку зрения Ч Все другие авторы в прин-
ципе исходили из подобного же положения. Они с самого начала
полагают, что различные определенные состояния напряжения
(например различные равномерные давления) действуют на раз-
личные уже существующие и находящиеся между собой в обмене
фазы (например твердая и жидкая), и затем спрашивают, при
каких обстоятельствах эти фазы уже не должны изменяться за
счет противоположных фаз, причем принимают, что это возможно
только тогда, когда уже имеются определенные существующие
при обыкновенных равновесиях условия.
Наиболее простым и наиболее общим является вывод, прини-
мающий во внимание термодинамические потенциалы- (Гиббс,
1 Его положения (например в „Die Aggregatzustande*) являются во всяком
случае неправильными. Между тем Таммап прав, когда он, на что, впрочем,
указывали и Ниггли и Вильямсон, отвергает слишком далеко идущие
выводы, потому что определенная разница давления определенного рода не
воспроизводима.
S3
Р и к е, Н и гг л и, Вильямсон) и допускающий, что должно
также существовать равенство термодинамических потенциалов
на пограничных поверхностях. В случае равномерного давле-
ния получается таким образом для понижения точки пла-
вления в зависимости от добавочного давления к (— Р1В даи —
—7жидкий) на твердую фазу отношение:
dr.
где Т обозначает абсолютную температуру, V's — удельный объем
твердой фазы при господствующих условиях, //—температура
плавления.
Все величины, находящиеся на правой стороне уравнения, явля-
ются сами по себе положительными, т. е. излишек давления на твер-
дую фазу всегда понижает температуру плавления. Понижение точки
плавления является при этом численно больше, чем повышение
(иля понижение) точки плавления при одинаковом гидростати-
ческом давлении. Это приближенно выражается:
dp К,
dr. ~ VL— V, ’
где ТД обозначает удельный объем расплава. Это отношение было
уже найдено Ровебумом и Джонстоном
Так же, как процесс плавления, можно толковать явление
раствора, и в результате получается общее положение.
Растворимость твердого вещества, которое подвергнуто давлению,
не действующему -на жидкую фазу, бывает постоянно больше, чем
растворимость подобных в остальном фаз в 'системе с однообразным
дав пением.
Непосредственное количественное применение формулы пред-
полагает, однако, что общее сжатие благодаря давлению будет
выполнено обратимой механической работой, что едва ли проис-
ходит в действительности, так как при начале давления про-
изойдет расплавление или растворение. Однако качественный
результат все же остается, и крайней мере в этом отношении
можно наблюдать явления, которые происходят при равномерном
сжатии, т. е. под влиянием неодинакового гидростатического
давления.
Рассмотрим относительно идеальный случай, который в дей-
ствительности можно представить себе при помощи давления
прессовых поршней (без истечения твердой фазы), пропускаю-
щих жидкость. Одно только [действующее добавочное давление
прессовых поршней на твердые фазы в присутствии растворителя
вызовет повышение растворимости. Но на раствор не действует
добавочное давление, и вне прессовых поршней должна также
происходить перекристаллизация.
В общем оказалось, на что обратил внимание Джонстон,
следующее: там, где местное гидростатическое добавочное да-
вление достигает степени давления, соответствующего насыщению
при данной температуре, происходит частичное растворение, ко-
too
торое приводит к выкристаллизовыванию в каждом месте, сво-
бодном от излишка давления. Сходно ли при этом выкристал-
лизовавшееся тело с первоначальным телом, зависит от взаимных
условий существования. Первоначально не находящаяся в равно-
весии любая механическая смесь твердых веществ будет преобра-
зовываться, и получающиеся вещества могут быть при данных
условиях устойчивыми. Гораздо сложнее объяснить одностороннее
давление, но оно ведет к легко воспроизводимым результатам.
По Гиббсу, условия равновесия для испытывающего да-
вления твердого тела, приходящего в соприкосновение с своим
расплавом (не принимая во внимание веса, анизотропии и непосто-
янства плоскостей), который претерпевает однообразное давление,
являются следующими: давление, происходящее внутри тела,
вследствие напряжения на единицу поверхности,- должно быть
к ней перпендикулярным и равномерным, но противоположно на-
правлено внешнему давлению. Такая единица поверхности будет
находиться в равновесии с особым расплавом или раствором, если
потенциалы (компонентов) на плоскостях соприкосновения являются
равными друг другу.
Возьмем простой 'наглядный случай. Условия механического
равновесия являются постоянными относительно трех поверхностей,
перпендикулярных друг к другу. Эти поверхности перпендику-
лярны к'главным осям внутреннего давления. Внешние поддержи-
вающие равновесие противодавления должны быть в таком случае
равны и противоположны направлениям главных осей внутреннего
давления. Представим себе теперь твердое тело, которое ограни-
чено тремя парами поверхностей, перпендикулярных главным
осям. Внутри твердого тела вследствие состояния натяжения
имеется постоянное распределение энергии. В отношении равно-
весия с жидкой фазой рассмотрим только единицы поверхностей
на трех ограничивающих парах поверхностей. В общем хими-
ческий потенциал твердой фазы на каждой паре поверхностей
будет другим, соответственно различию главных односторонних
давлений.
Таким образом сразу можно сказать, что равновесие всех трех
пар поверхностей в отношении растворения или кристаллизации
является невозможным с однородной жидкой фазой.
Большему одностороннему давлению соответствует больший потен-
циал, более сильное понижение точки плавления, следовательно, и по-
вышение растворимости.
Особый случай этого рода Рике рассмотрел с теоретической
точки зрения, поэтому говорят также о принципе Рике, при этом
дело идет, как показывают пересчеты, о небольшом повышении
растворимости, следовательно и о понижении точки плавления.
Наконец, могут встретиться одновременно нормальное состоянне
и состояние натяжения, так что химическое преобразование пород
под действием одностороннего или гидростатического давления
выражает следующие общие принципы: подвергнутые односторон-
нему давлению твердые фазы никогда не находятся в равновесии
во всех своих частях с однородной жидкой фазой, которая может
переместиться. Причина этого заключается в том, что соответ-
ственно распределению одностороннего давления химические потен-
101
циалы в твердых фазах, а следовательно, и на их поверхностях,
имеют различные значения. Вообще добавочное' дав тонне на твердые
фазы повышает их растворимость, но в общем на очень незначи-
тельную величину.
становится сильным,
Всюду, где одностороннее
давление
локально
происходит
растворитель.
Возьмем средние глубины
растворение, если только
земной
имеется
коры, где одностороннее
давленпе может долго оставаться постоянным в отношении напра-
вления и интенсивности. Перпендикулярно к наибольшему да-
влению происходит самое сильное растворение. Но образующийся
таким путем раствор является пересыщенным относительно по-
верхностей, перпендикулярных к пя-
Фкг. 3S. Главные оси (X,
У, Z) одностороннего давления
(стресса).
n'xyz—потенциал подвергнутой
одностороннему давлению фазы
правлению меньших односторонних да-
влений. Там происходит новое осажде-
ние, при возможности реакции идет но-
вообразование вещества. Происходит по-
стоянное перемещение вещества, что
может, наконец, повести к определенной
текстуре — к кристаллизационной слан-
цеватости.
Когда одностороннее, давление силь-
но изменяется в отношении интенсив-
ности и направления во время про-
цесса преобразования,
незначительной глубины
и вследствие
земной
коры
существует возможность образования
очень маленьких пустот растяжения
(Zerruiigshohlraume), явления будут су-
щественно иными. Простая, резко вы-
раженная, определенно направленная
на плоскости, перпендикуляр-
ной X.
В соприкосновении с жидкостью
находятся только плоскости,
перпендикулярные X.
кристаллизационная сланцеватость
не
может встретиться. Зато теперь играет
большую роль разнородность веществ. Ме-
стами происходят сильные односторон-
ние давления, тогда как другие ме-
ста могут почти не испытывать давления. Так образуются отно-
сительно концентрированные растворы, которые, как только дости-
гают мест, где одностороннее давление действует в слабой сте-
пени, оказываются сильно пересыщенными. Благодаря этому про-
исходит образование отдельных более крупных минералов (так на-
зываемых порфиробластов, см. главу о структуре, стр. 268), если
в это же время последние при данных условиях обладают боль-
шой скоростью кристаллизации и относительно большой средней
величиной зерна и одновременно имеется налицо небольшое число
кристаллизационных центров.
Эти выводы, однако в отдельных случаях необходимо еще не-
сколько проверить в отношении осуществления этих условий.
При метаморфизме при резко выраженном одностороннем давлении
некоторые новообразования происходят путем водных растворов,
а не через реакцию твердая фаза — твердая фаза или твердая
фаза—расплав, это зависит от ряда минералогических, структур-
ных и ^физико-химических причин. Например, здесь образуются
802
Фиг. S7. Плоскости скольжения к пу-
ти циркуляции водных 'растворов в хяо-
рнтомдовых сланцах в связи с располо-
жением порфиробластов.
пе те минералы, какие дает затвердевание магмы, а большею
частью содержащие воду вещества, которые (как показывают
гидротермальные эксперименты) скорее всего могут выкристалли-
зовываться при температуре ниже 450° из водных пли флюидных
растворов. Уже Бекке указал на выполнение мертвых про-
странств, находящихся непосредственно около так называемых пор-
фиробластов. Он пишет: „Около порфиробластов развиваются иногда
хорошо выраженные участки растяжения, и можно распознать-
постепенное увеличение их. Последние происходят вследствие
того, что перпендикулярны к направлению наибольшего давления,
т. е. в направлении наименьшего давления основная ткань породы
отстает от порфиробластов, при чем полость в момент образования
сейчас же заполняется новообразованиями, которые отличаются от
основной массы породы по вели-
чине зерна, по окраске, а также
и по составу
Подобного рода явления
здесь можно объяснить на при-
мерах. Речь идет о метаморфиз-
ме готтардских массивных хло-
ритоидовых пород. Первоначаль-
ным материалом (в некоторых
местах еще остался неизменен-
ным, были мергелисто-глини-
стые сланцы триасового и лей-
асового возраста. Во время ме-
таморфизма под влиянием ориен-
тированного давления образо-
вался новый до этого не суще-
ствовавший минерал хлоритоид
(H2FeAl2Si()7). Этот минерал
встречается большею частью в
фиробластов. На трех рисунках, сделанных по фотографиям шли-
фов, большие (похожие на лейсты), кристаллы представляют
хлоритоид. Остальную массу образует одновременно перекристал-
лизованный аггрегат хлорита, серицита, кварца и гематита. Что
образование всех этих минералов одновременно с динамическим
напряжением, доказывается рядом текстурных явлений, на кото-
рых подробно здесь не будем останавливаться.
Благодаря образованию хрупкого минерала хлоритоида (назы-
ваемого также хрупкой слюдой) в существовавшей до этого до-
вольно однородной и тонкозернистой породе возникли резко выра-
женные места неоднородности. При дальнейшем развитии односто-
роннего давления около кристалла образуются в направлении
скольжения тени давления (Druckschatten). Последние очень отчет-
ливо видны на фиг. 37. Более светлые зоны, которые связывают
в параллельном направлении порфиробласты, расположены косо
к слоистости, а также к сланцеватости и состоят из минералов
тонкой массы породы (особенно кварца, серицита, хлорита), но
значительно более грубозернисты и не имеют мелких кристалли-
ков осадочного происхождения. Эти места производят в шлифе
гпечатление рыхлости, хотя они заполнены кристаллпческим мате-
больших зернах в виде пор-
893
риалом. При последовательном незначительном растворении п
удалении основной массы образующиеся при этом пространства
заполнялись в момент возникновения новым веществом растворов.
При более сильном напряжении вокруг порфиробластов, осо-
бенно в двух хорошо выраженных направлениях, происходит
полная замена основной массы. Но опять в момент возникновения
свобод те полости будут заполнены, очевидно, пересыщенными
растворами, из которых тотчас будут кристаллизоваться большие
зерна кварца, хлорита или даже хлоритоида. Подобного рода
Фкг. S3. Зоны вытяжения (Stre-
ikungshofe) вокруг хлоритоида в хлоря-
тоидовых сланцах.
закристаллизовавшееся вещество
легко отличается от перекристал-
лизовавшейся основной массы и
настоящих порфиробластов, по-
тому что оно совершенно свободно
от включений и в своем напра-
влении роста зависит от плоско-
стей порфиробластов. На фпг. 38
кварцевые зоны отмечены пункти-
ром. В примере, представленном
на фиг. 39, вокруг всего кри-
сталла видна кварцево-хлоритовая
зона, которая довольно резко отличается от основной массы породы.
Отчетливо видны новообразовавшиеся кварцевые- индивидуумы,
перпендикулярно ориентированные к плоскостям
Наконец, основная масса в плойчатости
отражает условия одностороннего давления.
Особенно выделяются плоскости скольжения,
которые повторяются через определенные про-
межутки и под микроскопом имеют вид сред-
него крыла складки. В этих складках основная
масса породы почти постоянно является более
грубозернистой.
Приведенные примеры и многие подобного
рода явления говорят о следующем:
1. Во время метаморфизма существовала
фаза раствора, которая тотчас выполняла обра-
зующиеся свободные пространства, не претер-
певающие давления или претерпевающие его в
небольшой степени (плоскости скольжения и пр.).
2. Эта фаза в местах, претерпевающих не-
большое давление, очевидно была сильно пе-
порфиробластов.
5
Фкг. 39. Зона вы-
тяжения вокруг хло-
ритоида в хлорито-
ресыщена, так что тотчас происходила новая идовых сланцах.
кристаллизация.
Указанные явления относятся к метаморфическим процессам,
происходящим не на большой глубине земной коры, и соответ-
ствуют направлению и интенсивности переменного одностороннего
давления. При выраженной кристаллизационной сланцеватости
в более глубоких местах земной оболочки распознавание их по
разным причинам становится более трудным, а также будет уже
невозможным возникновение открытых полостей.
Невероятным является, чтобы явно существующая фаза рас-
твора в нашем примере, как таковая, заново образовалась бы
104
благодаря одностороннему давлению; она свойственна, как уже
раньше*подчеркивалось, каждой породе в естественном ее состо-
янии.
Если одностороннее давление действует на подобного рода
насыщенную водой систему пород, то, в частности, состояние,
в особенности механическое, естественно остается совершенно
неопределенным. Прямое применение какой-нибудь из формул
является невозможным, так как здесь не может быть речи ни
о механическом, ни о химическом состоянии равновесия. Суще-
ственным является только ответ на вопрос, могут ли происходить
или даже должны ли по необходимости происходить явления,
которые согласно приведенных формул влекут га собой повышение
¥ растворимости. "Следует особенно принимать во внимание случаи
простого и комбинированного одностороннего давления, отнесенного
к фазам: твердая фаза-]-газ или твердая фаза ф раствор (может
» быть частично флюидный). Приходят ли в соприкосновение твердые
фазы с растворяющими местами в какой-нибудь момент во время
действия одностороннего давления и испытывают твердые фазы
или только напряжение, или должны еще вести себя так, как
будто бы они были подвержены более сильному давлению?
/ Первое является бесспорным и должно по необходимости про-
исходить. Это влечет за собой повышение растворимости соответ-
ственно затраченной работе на внутреннее состояние напряжения.
Это повышение растворимости является небольшим, но может иметь
значение для преобразования горной породы в пределах геологи-
ческого периода, потому что при изменяющемся одностороннем
давлении и ходе процессов складчатости будут постоянно воз-
никать новые состояния напряжения и появляться новые места
соприкосновения.
Состояние напряжения твердых фаз разнородной горной породы
является наверно гораздо более сложным и совершенно невозможно,
чтобы в местах соприкосновения в каждый данный момент давле-
ние фазы раствора могло бы компенсировать одностороннее давле-
ние в твердых фазах. Это по необходимости ведет к тому, что
приходится принимать во внимание влияние „добавочного давле-
ния“ на твердые фазы. Но при этом нужно дать себе отчет, каким
механическим, путем выражается разница давлений между двумя
фазами, находящимися в соприкосновении. При непосредствен-
ном соприкосновении она находит косвенным образом выра-
жение в поверхноетнол1- натяжении. Это должно в месте со-
прикосновения (если оно является в достаточной мере неболь-
шим) ранее подвергнутого со всех сторон сильному односто-
роннему давлению твердого тела с существующей капиллярной
фазой раствора вызвать поверхностное натяжение, натяжение, кото-
рое не существовало, если давление жидкости в месте соприко-
сновения компенсировано главным односторонним давлением,
действующим перпендикулярно к плоскости соприкосновения.
Это большею частью влечет за собой в месте соприкосновения
появление у твердого тела в пределах границ упругости и тече-
ния слегка изогнутой поверхности и способствует тому, что
потенциал твердого тела достигает величины несколько большей,
чем давление жидкости. Эту часть явлений можно рассматривать
80S
с точки зрения поверхностной энергии как капиллярно-химиче-
скую. Но причина в нашем случае лежит во внешних давлениях,
действующих на различные фазы в различной степени, эти давления
в незначительных местах соприкосновения вызывают по необходи-
мости поверхностное натяженпе.
Твердая фаза должна выжиматься, но этого целиком не наблю-
дается вследствие сил сцепления, и таким образом возникает
поверхностное натяжение в местах выжимания. Другими словами:
тем самым будет принята (в форме поверхностного натяжения)
разница давления в большей части от пограничного слоя между
твердой фазой —> раствором (в форме поверхностного натяже-
ния), и должны, естественно, быть выполнены определенные,
в каждом случае вычисляемые, условия относительно твердости,
констант материала и величины пор. При мало-мальски незначи-
тельных размерах мест соприкосновения, пожалуй, постоянно будет
проявляться заметная часть механического добавочного давления по-
средством поверхностного натяжения на границе между твердой и
жидкой фазами. Это та часть явлений, которую не обнаруживют про-
стыми формулами Гиббса и Р и к е. Если представить, к чему во
всяком случае имеется основание, в принципе формулой подобного
рода давление вместе с добавочным давлением, то естественно
- будет не все механически испытанное добавочное давление,
а только очень небольшая часть его. Величина этой части зависит
между прочим от того, в какой мере может твердая фаза некоторым
образом дополнительно сжиматься при определенных условиях,
в каком объеме, следовательно, будет возобновляться какая-то
напряженная поверхность. Все это нигде не ведет к полным
покойным состояниям равновесия, для которых только можно
выводить формулы, но по необходимости ведет к учитыванию
различных влияний, которые могут в ходе процесса складчатости
постоянно возобновляться в различных местах.
Таким образом возможно, что горная порода, подвергшаяся
одностороннему давлению, в присутствии фазы раствора не только
будет механически устойчивой, по также может химически образо-
ваться путем твердая фаза — раствор (—возможно реакция) — твер-
дая фаза и даже должна формироваться при определенных усло-
виях. Все изменение происходит в незначительных размерах, но
может повести в течение геологического промежутка времени
к более или менее полному переотложению и новой кристаллизации
вещества.
Наконец на изменение раствора действует также вообще повы-
шение температуры как ускоритель реакции, что является само
собой понятным. Напротив, эксперименты показали, что всестороннее
давление может оказать как замедляющее, так и ускоряющее
влияние.
Индивидуальные факторы вещества. Ход метаморфизма определя-
ется еще рядом факторов, которые связаны с веществом преобразую-
щихся минералов и пород. Эти факторы так разнообразны
и разносторонни, как и само вещество, так что о них здесь можно
будет дать только некоторые указания.
На ряду с растворимостью, способностью скольжения и стре-
млением к полисинтетическим образованиям, а также хрупкостью
106
п твердостью составных частей пород, особенно надо принять
в расчет пх молекулярное строение. Одни являются более устой-
чивыми, другие неустойчивыми, некоторые медленнее преобразу-
ются, другие скорее. Ряд сложных силикатовых молекул при
формировании горных пород легко распадается на их более простые
молекулы. Например, для авгитов и роговых обманок эти продукты
расщепления являются одинаковыми, и это делает понятным так
часто наблюдающийся переход членов этих семейств друг в друга.
Биотит состоит из непрочной оливиновой молекулы и устойчивой
мусковитовой молекулы. Поэтому очень часто в начальной стадии
химического метаморфизма темная слюда будет замещаться светлой.
Так же легко происходит расщепление известково-натровых поле-
вых шпатов АЬХ Апу на альбитовые и анортитовые молекулы;
первые продолжают большею частью сохраняться, тогда как послед-
ние часто изменяются, переходя в цоизит и кварц. Кроме того,
может иметь влияние структура первоначальных горных пород,
так например, стекла, и именно содержащие воду, очень легко
перекристаллизовываются. Мелкозернистые, полукристаллические
основные массы порфировых пород, какие свойственны, напри-
мер, кварцевым порфирам и гранит-порфирам, легко поддаются
метаморфизму, тогда* как большие вкрапленники то дольше, то
меньше продолжают сохраняться. В сланцеватого типа породах
растворитель легко проникает вдоль их плоскостей сланцеватости,
как плоскостей наименьшей связи. Поэтому они поддаются бы-
стрее метаморфизму, чем массивные породы.
Значение факторов, обусловленных индивидуальностью горных
пород, для преобразования часто проявляется очень заметно там,
где (например в местностях с правильным напластованием) пере-
межаются друг с другом различного рода породы и подвергаются
ьнешнпм влияниям. Нередко один вид горных пород едва обнару-
живает небольшие преобразования, в то же время другие соседние
породы могут быть очень сильно метаморфизованными. В одним
пласте метаморфизм шел путем катаклаза, в другом—путем химиче-
ского преобразования. Примером являются перемежающиеся кон-
гломераты и грубые аплиты из докембрия шотландского высоко-
горья, которые описаны Гики (A. Geikie „Textbook of Geology11,
342, стр. 795). Цемент псефита является сланцеватым и перекри-
сталлизованный!, полевые шпаты и кварц массивных горных
пород являются’ растертыми и вытянутыми в тонкие пластинки.
ГЛАВА ПЯТАЯ.
ТИПЫ МЕТАМОРФИЗМА В ПОКРОВНЫХ
ПОРОДАХ (OECKGEBIRGE).
До сих пор разбирались принципы, которые помогают понимать
метаморфизм горной породы с физико-химической точки зрения
и которые для течения процесса являются руководящими. Каждый
метаморфизм горной породы, однако, представляет только часть
геологических процессов соответствующей части земной поры, и его
107
следует рассматривать как геологическое явление. В таком случае мы
можем считать себя удовлетворенными, если удастся выяснить
определенный метаморфизм как неизбежный результат всех действо-
вавших сил на известный участок земной коры, так что отдельные
стадии метаморфизма можно приурочить к определенным моментам
истории земли.
Во многих местах можно подразделять строение внешней части
земной коры на так называемые древнейшие породы (GrundgebirgeJ
и на расположенные над ними покровные породы (Deckgebirgc).
Древнейшие породы являются настоящга родиной горных пород,
которые уже не обнаруживают первоначальных признаков извер-
женного или осадочного образования, т. е. они претерпели в боль-
шом масштабе метаморфизм. Для них, как уже раньше упомина-
лось, было применено название „кристаллические сланцы1-. Болес
молодые покровные породы, часто в некоторой степени связан-
ные через так называемые переходные породы с древнейшими поро-
дами, обнаруживают на ряду с мало измененными осадками и
изверженными породами только местами метаморфические породы.
Большею частью можно легко восстановить геологическую историю,
начиная с отложений покровных пород, так что принадлежность
местного метаморфизма к определенной геологической системе
устанавливается без сомнения.
Геологические условия, особенно способствующие метаморфизму
горных пород, лучше всего выяснятся, если прежде всего рас-
смотрим метаморфизм в покровных и переходных породах *.
Уже выше мы видели, что причиной метаморфизма являются
следующие два Обстоятельства:
I. Первоначально более или менее достигнутое состояние равно-
весия данной породы попадает при развитии геологических событий
в новые условия. При благоприятных побочных обстоятельствах
последует приспособление к этим условиям.
2. Если еще первоначально неустойчивая порода, почти механи-
чески образующийся осадок, подвергается действию условий,
которые повышают скорость реакции, то происходит метаморфизм.
С первичным образованием породы стоят в необходимой зави-
симости большие изменения условий только в случае интрузии
в экструзии. Почти все другие метаморфизмы связаны с относи-
тельным перемещением положения, будет ли дислоцирована сама
преобразующаяся порода или будут созданы внедряющейся магмой
новые физические условия. Перемещение масс в земной коре зависит
от тектонических явлений в широком смысле, следовательно с ними
стоит в связи метаморфизм. Они должны изучаться для того,
чтобы выяснить геологическую обстановку.
Тектонические явления в земной коре можнЪ подразделять
различными способами, например, на эпирогенические движения, су-
щественно состоящие из поднятий, опусканий, образований раз-
1 Абсолютный возраст покровных и древнейших пород зависит от геоло-
гической истории соответствующей части земной коры. В Средней Европе,
причисляют к переходным и покровным породам впервые образовавшиеся горные
породы во время и после больших широко распространенных каледонской и гер-
пинской складчатостей, а к древнейшим породам — более древние.
а оз
рывов, и на орогенические движения, куда входят образования
складок, плпкативные дислокации.
Разграничение не является сколько-нибудь резким, хотя опреде-
ленные области в определенные периоды претерпели преимуще-
ственно то одни, то другие нарушения.
Но движения земной коры можно также делить по их месту
нахождения. Они происходят или во внешней зоне разлома, или
в глубже лежащей пластической зоне литосферы. Наконец, для
рассмотрения метаморфизма существенно, будут ли дислоцированы
в соответствующих частях земной оболочки только твердые массы
или с этим связано было перемещение магм, может быть последнее
являлось даже главным процессом.
Само собой понятно, что классификации метаморфизма явля-
ются различными и находятся в зависимости от способа подразде-
ления геологических явлений, и до сих пор еще не создана еди-
ная, всеми принятая систематика.
Дэли1 недавно произвел критический разбор различных попы-
ток и также обратил особенное внимание на различные обозначения,
которые придавали отдельным понятиям разные авторы.
Метаморфизм как целое прежде всего он определяет следующим
образом. Он является суммой процессов, которые, действуя ниже
зоны выветривания, вызывают перекристаллизацию первоначально
кристаллических пород (с помощью химической реакции или без
нее) или кристаллизацию первоначально аморфного вещества пород,
при чем это изменение ни в каком случае не может сопрово-
ждаться общим расплавлением пород или общим одновременным
растворением их составных частей. Только такие породы, которые
произошли от подобного рода существенного изменения в теле
первоначальной породы, могут быть названы, по Дэли, „метаморфи-
ческими породами". В дальнейшем он предлагает следующую клас-
сификацию метаморфизма (Op. cit. стр. 409);
А. Региональный тетаялорфизт (не вызывается извер-
женными телами).
1. Статический метаморфизм (не вызывается орогеническими
движениями).
1. Статогидральный метаморфизм (гидрометаморфпзм) при
низкой температуре.
2. Статотермалышй метаморфизм (метаморфизм нагрузки)
при высокой температуре.
II. Динамический метаморфизм (орогенические движения
в земной коре являются основным условием).
1. Динамогидральный метаморфизм [филлитовый (slaty)
метаморфизм] при низкой температуре.
2. Динамотермальный метаморфизм (фрикционный мета-
морфизм при высокой температуре.
III. Динамостатический метаморфизм (метаморфизм нагрузки
в породах благодаря находящимся над нами складчатым
массам).
1 D а I у, К, A. Vol. 28, 1917, р. 375.
£ Грэбенман и Ниггли.
IC9
В. Локальный тетаторфизм (вызывается телами из-
верженных пород).
I. Контактный метаморфизм (вследствие магматических
влияний).
II. Метаморфизм нагрузки-^-контактный метаморфизм (ко^би-
нация влияния нагрузки и магматического).
На ряду со многими достоинствами, которые обусловлены пре-
красным критическим разбором старых попыток классификаций,
это подразделение обладает, пожалуй, также известными недостат-
ками, которых следует избегать. В отношении подразделения
понятия метаморфизма можно вполне исключить, как уже здесь
многократно было отмечено, превращения внутри пояса, выветри-
вания и не указывать их как метаморфизм.
Также те процессы, которые объединяются под понятием диагенез
и цементация, должны быть в целом исключены, хотя будет очень
трудно подразделять переходы. Хуммель (К. Hummel) обозна-
чил гальмиролизом подводное разложение пород: следовательно,
гальмиролиз также не подходит под понятие метаморфизма. Кес-
лер (Р. Kessler) считал необходимым сумму всех изменений, кото-
рые претерпела порода изверженного или осадочного происхо-
ждения, обозначать особым названием и предлагает выражать это
словом метармоз от слова peUapp-oais (изменение).
С понятием матаморфизма в узком смысле слова Дзли связы-
вает перекристаллизацию. В этом смысле в изложении предъ-
идущих глав были приняты во внимание только явления перекристал-
лизации. Катаклаз не должен причисляться к метаморфическим
явлениям. Очень часто близость между этими обоими явлениями,
которые получаются также при экспериментах металлографов, по-
видимому, не говорит за такое разделение. Впрочем, при сильном
раздроблении, при изменении структуры и текстуры вряд ли отсут-
ствует перекристаллизация. Сильное механическое напряжение
уже является частью метаморфических явлений. Разрушение и
восстановление идут рука об руку и поэтому должны как целое
приниматься во внимание. Наше" определение будет следующим:
Метаморфизм является суммой процессов, благодаря которым от-
дельные или все три фактора: минералогический состав, структура
и текстура месторождения минералов, продолжаюгцив сохраняться
как целое, претерпевают существенное изменение, при чем, однако, сюда
гее должны включаться некоторые явления (диагенез, цементация,
выветривание, гальмиролиз и т. д.), связанные с пограничной зоной
литосферы, с атмосферой и гидросферой.
Руководящими положениями для подразделения метарморфи-
ческих явлений для нас являются следующие:
I. Типы метаморфизма горных пород должны быть подчинены
геологически хорошо определенным процессам, что геологам сразу может
дать правильные руководящие вехи. Разграничение метаморфизма
в покровных и древнейших породах позволяет уточнить понятия
на примерах первых.
2. Независимо от подразделения метаморфизма по геологически?! 1
признакам делается классификация продуктов, характер которых
SSO
существенно определяется физико-химическими условиями во время
преобразования, безразлично, вследствие чего они происходят.
Подразделение метаморфизма на „региональный" и „местный"
(локальный) неприемлемо. Раньше называли метаморфизм, про-
исходящий в древнейших породах, „региональным", в покровных
породах—.местным". Но региональное рассмотрение с точки зрения
провинциальной зависимости является в обоих случаях необходи-
мым добавлением, так как она ставит любой метаморфизм в пре-
делы определенного района.
Затем можно будет классифицировать метаморфические явления
в покровных породах примерно следующим образом:
I. Автометаморфизм — окончание геологического процесса, ко-
торому обязана порода своим происхождением, вызывает в своем
дальнейшим ходе частичное или полное преобразование.
2й Аллометаморфизм— к преобразованию ведут геологические
процессы, которые уже не стоят в тесной связи с первоначальным
образованием пород.
К автометаморфизму принадлежат, в первую очередь, явления
метаморфизма охлаждения изверженных пород. Минералы, которые
были выделены в раннюю стадию кристаллизации, преобразуются
во время охлаждения, часто при содействии пневматолитических
и гидротермальных растворов, которые выделяются в более позд-
ние стадии образования. Лакруа предложил для некоторой части
этих явлений название автопневматолиз. Однако, автометаморфизм
не ограничивается магматическими породами, он также встречается
и при образовании осадков, в особенности там, где имеем дело
с химическими осадками, и часто во время седиментации проис-
ходят преобразования, которые являются нормальным членом про-
цесса образования. Диагенез, цементация, гальмиролиз, подводный
метасоматизм, конечно, охватывают большую часть этих изменений,
встречающихся только в зоне литосферы, пограничной с гидро-
сферой и атмосферой. В характере всех этих явлений лежит то,
что они редко могут изменять полностью первоначальную картину
породы, поэтому при рассмотрении метаморфических пород им отво-
дится подчиненная роль. Тем большее значение имеет изучение
отдельных явлений с физико-химической точки зрения.
Аллометаморфизм подробнее классифицируется по природе гео-
логических процессов, обусловливающих в первую очередь пре-
образование:
а) Под метаморфизмом нагрузки и метаморфизмом разгрузки
(Entlastungsmetamorphose) (геотермический метаморфизм) понима-
ются процессы преобразования, которые существенно обусло-
влены перемещениями внутри литосферы, при чем дифференциаль-
ные движения в теле преобразующихся пород не играют никакой
роли. Подобного рода перемещения уровня, связанные с измене-
ниями температуры и давления, могут совершаться путем последо-
вательной седиментации в геосинклинальных областях (опускание
зон седиментации), путем поднятий частей земной коры, связанных
с эрозией, путем складчатости внешних частей, в которых более
глубокие не принимают участия. Название динамостатический
метаморфизм часто употреблялось в том же самом смысле.
Ъ) Дислокационным метаморфизмом в тесном смысле будут
8*
i!l
обозначаться те метаморфические явления, которые стоят в непосред-
ственной связи с дифференциальными движениями и связаны
с дислокациями, при этом поднимающиеся магматические растворы
не оказывают непосредственного влияния. Согласно вида дисло-
кации можно различать эпирогенический и орогенический метамор-
физм, при чем последний имеет большее значение. Первый охва-
тывает, согласно подразделения на метаморфизм нагрузки и мета-
морфизм разгрузки (см. выше), только метаморфизм, связанный
непосредственно с границами двух перемещаемых участков земли,
он вызывается влиянием дифференциальных движений. Орогени-
ческий дислокационный матаморфизм соответствует понятию динамо-
метаморфизма Дэли.
с) Контактный метаморфизм в широком смысле охватывает
все метаморфические явления пород, которые совершаются под
особым влиянием магматических растворов в контактной зоне,
посколько не имеется налицо более тесного отношения к автоме-
таморфизму. Контактный метаморфизм стоит естественно в связи
с тектоническими перемещениями, однако, представляет особенно
характерный случай, без значительного участия дифференциаль-
ных движений в метаморфизующейся породе.
Таким образом получается, если прежде всего не принимать во
внимание возможности комбинаций, происходящих от одновремен-
ного участия нескольких факторов, следующее простое подразделе-
ние метаморфизма в покровных породах:
I. Автометаморфизм.
2- Аллометаморфизм.
а Метаморфизм нагрузки и метаморфизм разгрузки (Entlastungs-
metamorphose) (геотермический метаморфизм).
Ъ) Дислокационный метаморфизм.
с) Контактный метаморфизм.
Нельзя поручиться, что в древнейших породах не может про-
изойти никаких других метаморфических процессов. Однако
оценка значения отдельных факторов в конкретном примере являет-
ся по различным причинам очень трудной, так что рассмотрение
отношений, замеченных в покровных породах, для успешного объяс-
нения соответствующей проблемы древнейших пород является
необходимой предпосылкой.
АВТОМЕТАМОРФИЗМ
Почти все магматические процессы образования породы богаты
авто метаморфическими явлениями. Их можно довольно часто при-
числять к одной из трех различных стадий образования, среди
которых различают жидко-магматическую, пневматолито-магмати-
ческую и гидротермальную стадии.
Уже в течение собственна магматической фазы кристаллизации
происходит, как уже раньше указывалось (стр. 17), изменение
состояния вследствие изменения химического состава раствора,
температуры и давления, перемещение равновесия, которое вле-
чет за собой растворение, преобразование, распадение или пре-
вращение ранее образовавшихся минералов. Обсуждение этих
явлений естественно нельзя отделить от рассмотрения процессов
112
образования изверженных пород. Но исследователь метаморфизма
должен изучить относящиеся сюда характерные реакции, чтобы
выяснить условия, необходимые для их течения.
Все эти процессы прежде всего находятся под влиянием охла-
ждения. Скорость реакций будет постоянно уменьшаться, и про-
цессы часто приостанавливаются до их завершения, т. е. до дости-
жения равновесия,
К жидко-магматической стадии принадлежат, например, частич-
ное преобразование оливина, перидотита и габбро в ромбический
авгит, зеленую роговую обманку или также тремолит, согласно
уравнению:
(Si04) (Mg, Fe)2 -|- SiO2 —»(SiO4. SiO2) (Mg, Fe)2,
в диабазах переход гиперстена или диаллага в биотит, кроме того
частичное замещение плагиоклаза, богатого кальцием, плагиокла-
зом, богатым натрием, а также образование защитных оболочек
вокруг более ранних выделений в виде краевых преобразований,
например роговой обманки вокруг авгитовых зерен (коронная струк-
тура Харкера), и биотита вокруг роговой обманки. Седер-
холем в своей работе о „синантетических минералах" дает целый
ряд подобного рода явлений автометаморфизма. „Возникновение
автометаморфизма обязано тому же самому процессу, с которым
связано образование породы как таковой".
Сюда же принадлежит часть явлений, известных под названием
„мирмекитовых образований", т. е. сосковидные внедрения кислых
плагиоклазов в ортоклаз с выделением кварца (червеобразный
кварц — М и ш е л ь - Л е в и).
Они возникают в течение последних стадий застывания глу-
бинной породы при еще довольно высоких температурах и при
наличии значительного количества растворителей. Здесь же сле-
дует упомянуть те факты, что в глубинных породах лейцит заме-
щается смесью из ортоклаза и нефелина:
2 [SiO4 • Si08] Al (K.Na)—»(SiO4 • SiOa* SiO2) AlK+(SiO4) AlNa
лейцит ортоклаз нефелин
Все эти явления представляют только выражение приспособле-
ния ранее существовавших минералов к изменившимся физико-
химическим условиям.
Особенно бросаются в глаза преобразования, происходящие во
вкрапленниках изливгиихся пород. Они более не соответствуют, как и
большинство интрателлурических выделений, существенно изме-
нившимся условиям существования на земной поверхности.
Здесь следует упомянуть о резорпциях кварцевых вкраплен-
ников в трахитах и андезитах, о так называемых „опацитовых"
каемках вокруг биотита и роговых обманок, которые как глубин-
ные выделения переходят на земной поверхности в краевых частях
в устойчивый авгит с выделением магнетита.
Сюда принадлежат также многие процессы распада (Entmi-
schungen), например происхождение пертитов и антипертитов,
выделение Т1О2 из ильменитов, титаномагнетитов и биотитов в форме
113
рутила, все это следствие охлаждения и с этим связанных изме-
нений в химизме магматических растворов.
Эти преобразования ведут постепенно к пневматолитической
стадии магматического автометаморфизма, что сопровождается всеми
теми явлениями, которые позволяют отчетливо выявлять в новом
минеральном составе влияние легколетучих составных частей при
падающей температуре. Часто речь идет о подъемах остаточного
магматического раствора, который может вступать в метасомати-
ческие реакции с более ранними выделениями. Поэтому минераль-
ные образования особенно находятся под влиянием изменений
концентраций. Б р ё г г е р называл часть этого комплекса явлений
пегматитовым автометаморфизмом. Очень распространено явление
преобразования элеолита в содалит, происходящего вследствие
влияния горячих NaCl-содержащих растворов, частично, отчасти
замещение ортоклаза альбитом во вторичных микропертитовых
образованиях, периферическое превращение баркевикита в эги-
рин и лепидомелан, часто в сопровождении значительного коли-
чества флюорита, явление, которое Брегг ер принимает за маг-
матическую резорпцию. Иногда можно связывать с подобного
рода процессами образование турмалина, датолита, гельвина, цир-
кона и некоторых сульфидных руд.
Лакруа называет „автопневматолизмом" влияние на породу
легколетучих составных частей, выделяющихся прп застывании
лав, что может происходить путем выполнения кристаллами газовых
пор и пустот или путем преобразования самих лав. Он отмечает
в глыбах лейцитовых тефритов Везувия краевое преобразование
лейцита в ортоклаз и нефелин или содалит и местами, в случае
привноса извести, в плагиоклаз; тем самым доказывается, что
лейцит неустойчив в присутствии летучих магматических эксга-
ляций.
Сюда также принадлежат пневматолитические явления грейзени-
зации оловянного камня, которые связаны с эманациями гранитных
магм. Они совершаются после краевого застывания интрузивных
гранитов. Вероятно, главный толчок этому дает обогащение магмы
водою. С водою дестиллировала газовая фаза, богатая летучими
флюоридами, хлоридами и соединениями бора, в частично уже
застывшую гранитную массу и привела к выделению большого
ряда пневматолитических минералов, часто при исключительно
интенсивном действии паров на боковую породу путем разруше-'
ния полевых шпатов и биотита. Благодаря этому постепенно обра-
зовывался грейзен, топазовый роговик, турмалиновый роговик
и оловянный камень, иногда также происходило сильное каоли-
новое разложение породы.
Лангерфельд отделяет в Кориуэльсе процесс образования
грейзена от турмалинизации и каолинизации. Низке помещенная
таблица Лангерфельда указывает весовые проценты о пре-
образовании полевых шпатов и биотита в турмалин, топаз, мусковит
или литиевую слюду. Наряду с увеличением В203, F и Li проис-
ходит уменьшение содерзкания Si02, из чего следует, что одновре-
менно должна освобождаться кремнекислота, так что преобразо-
вание состоит из ряда совместно происходящих процессов.
В гидротер нальную стадию магматического автометаморфизма
Пер воначальные минералы Убыль SiO2 Привнес Новые минералы
Ортоклаз .... Плагиоклаз . . . 34% 29 . 6% B20s. немного F 8% В203 | Турмалин
Ортоклаз .... Плагиоклаз . . . 63 „ 43. 7% F 9% F | Топаз
Ортоклаз .... Плагиоклаз . . . 49» 38. — | Мусковит
Ортоклаз .... Плагиоклаз . 32. 17. 3% Li, 3"/0 F, немного В2О3, 5% Li, 5% F j Литиевая слюда
Биотит 23, 8% В3О3, немного F Турмалин
» ... 29. 6-7% F Топаз
» • • • • . 21. — Мусковит
» • • • • • 10. 3% Li, 3% F, немного Ва03 Цинвальдит
вместе с продолжающимся охлаждением еще больше изменяются
условия мииералообразования. Богатые F, 01 и В эксгаляции
(Exhalation) играют меньшую роль, а эксгаляции, содержащие
H2S и СО2, занимают их место. Растворы содержат больше воды,
температура будет относительно низкой 400—100°. В этой стадии
в особенности вода играет роль минерализатора при образова-
нии силиката, что происходит до известной степени вследствие
расщепления на ионы: На0л2Н+-[-0Н- Вместе с тем там имеются
налицо сильно разбавленные растворы, и проявляется в высшей
мере действие гидролиза.
В качестве типичного примера назовем переходы:
Оливин.
Диопсид-
серпентин -> тальк
Лучистый камень-
Ортоклаз,
Плагиоклаз
каолин
Лейцит-
Плагиоклаз,
Скаполит---* Цоизит или эпидот
Гранат
115
Сюда причисляют также явления образования цеолитов в 1 пусто-
тах, а также вдоль трещин и расселин. Основные и изверженные
породы с их богатым содержанием FeO, СаО и MgO являются
гораздо более чувствительными к таким горячим растворам, чем
кислые.
Укажем на прекрасные образования цеолита в базальтах
Исландии и Фарерских островов, а также в авгитовом порфирите
в Альпах (Seiber Alpe), в лимбургите из Кайзерштуля, в фонолитах
из Мариенберга (Aussig in Bohmen) .Возникновение таких цеолитов
связан© в широкой мере с рядом процессов преобразования ком-
понентов древних пород. Об этом в особенности Брёггер собрал
ряд ценных наблюдений о цеолитах контактовой зоны сиенито-
пегматитовых жильных пород. Так например
Нефелин
Содалит-
Эгирин
анальцим
Нефелин
Содалит——♦гадронефелин, натролит, томсонит.
Канкринит
Совершенно такие яге парагенезисы появляются также В обла-
стях геодинамических явлений, так что не всегда легко опреде-
ленно дать генезис минералов.
На ряду с этим существует большое число рудных месторо-
ждений, образование которых происходит в гидротермальную стадию
экструзивных магм. Они особенно часто встречаются в третич-
ных провинциях излившихся пород, в виде „молодых0 золотых
и серебряных рудных месторождений в области венгерско-семи-
градских Карпат, на Тихоокеанских берегах Америки, на острове
Суматра, в Японии, западной Австралии, Новой Зеландии и свя-
заны с так называемой пропилитизацисй липаритов, дацитов, тра-
хитов и андезитов. При этом еще большее значение приобретает
1 Примечание переводчика. Одни из ярких примеров автопневматолиза известен
на Кавказе. Так, Л. П. Герасимов в своей недавно вышедшей работе („Теше-
ниты с р. Иоры“. Тр. Геол. Разв. Упр. 1931 г., вып. 29) образование анальцима
в рогово-обманково-пироксеповом тешените относит к поздне-магматическому
периоду. Автор даже предлагает особый термин „г н с т е р о - м а г ы а т и'ч е-
с к и й“, т. е. поздне-магматический (изтерос — поздний). Для периода развития
породы, когда возникают соединения, богатые щелочами н водой, и среди иих
анальцим, Герасимов отмечает, что .это уже не будут в точном смысле
слова магматические продукты, нбо магмы, этого сложного силикатного расплава,
уже нет, как таковой, есть лишь остаточная жидкость, богатая газами и парами,
которые в значительной мере, может быть, и не войдут в состав будущей
породы’. Автор считает, что термин, предложенный Бекке для этого-же
периода развития породы, эпимагматический, не является удачным, так как
в буквальном переводе он все же указывает на после-магматическое время,
сближаясь таким образом с известным термином Вейншенка „поствулкашь
ческий*. С. С.
118
на ряду с водой также H2S в качестве минерализатора, который
также значительно ионизируется (H2S^H+-|-SH“) и этим вызывает
интенсивное образование сульфидов и гидросульфидов. Горные
породы будут блекнуть, разрыхляться и превращаться в пирити-
'зированную смесь хлорита, эпидота, кварца, адуляра, алунита,
каолина, а также известкового шпата и тяжелого шпата (про-
пилит).
Например Лазаревич в карпатском районе делает различие
между цеолитовым и пиритовым процессами пропилитизации;
первый обусловлен растворами и парами, содержащими углеки-
слоту, но не богатыми сульфидами, при чем происходило образо-
вание известкового шпата, цеолитов, железного блеска и серицита,
напротив, при пиритовом процессе пропилитизации господствует
сульфидная импрегнация и пирит является главным материалом.
Следующее сопоставление исходных и конечных продуктов пре-
вращений дает наглядное представление о процессах:
Первоначальные минералы Цеолитовая пропилитизация Пиритовая пропилитизация
абфибол н ав- гит биотит полевые шпаты . магнетит .... основная масса . известковый шпат, цеолит, титанит, гематит известковый шпат, титанит, гематит серицит, известковый пшат, цеолит титанит, лейкоксен, гематит ’ местами непрозрачна, иногда замещена микрозер- , иистым кварцем, пирит пирит, титанит, рутил | пирит, титанит, лейкоксен, 1 рутил сер^пит, боксит, каолин | псевдоморфозы пирита, лей- < коксена, лиманита по ма- 1гнетиту | сильно изменена, кварц, 1 пирит, алунит, гипс
С другой стороны Рансом Ф. на поучительном примере
показал, как изменяется путем процесса пропилитизации минера-
логический состав дацита (норм.):
Дацит (норм.) Пропилитизированный дацит
Кварц 17,34% Ортоклаз Альбит Полей, шпаты . . . 62,65% Анортит Диопсид Энстатит ! Фемпческие компо- Магнетит иснты 16,23% Ильменит Циркон 1 g Апатит J ’ ’ Вода 2,95% f Каолин (Sio09AI3H4) 23,99% 1 Алунит (SiO4)2. (АЮ)з. К. ЗНаО 15,73% Пирит 7,20% Другие компоненты 1,17% Вода . 2,53%
99,88% 100.00%
117
Анализы пропилита обнаруживают потерю СаО, MgO, Na20
и примерно половину К2О, напротив, в то же время вто компен-
сируется связанной водой, серной кислотой и серой.
В некоторых случаях можно считать также серицитизацию1 илдо-
ковитизацию полевых шпатов совершающимися при гидротермаль-
ных явлениях, как показали тщательные исследования Штейдт-
мана (1908), Кирка (1911) и Линдгрена (1913). Они про-
являются, согласно названным авторам, в виде сопровождающих
процессов гидротермального образования руд, особенно к концу
этих процессов. При втом серицит замещает не только ряд силика-
тов, но также и различные сульфиды, например пирит, халькопи-
рит, борнит, халькозин, свинцовый блеск, цинковую обманку и т. д.
Прежде всего на это указывают Роджерс, который в новой работе
рассматривает серицит как минерал гидротермального преобразо-
вания при низкой температуре, а также Гретой (Graton) и Лоф-
лин (Laughlin) (на ряду с' хлоритом и эпидотом). Наконец, можно
указать на выпадение гематита в полевых шпатах, которое выра-
жается в том, что Ге2О3, плохо выделяющееся при более высоких
температурах из полево-шпатового вещества, выделяется в гидро-
термальную стадию охлаждения в виде листоватых кристалликов
или в форме пыли (солнечный камень).
Автометаморфизм в образовании осадков. До сих пор рассмотрение
автометаморфизма касалось исключительно пород магматического
происхождения. Но можно привести в параллель им примеры обра-
зования осадков, так как осадок в момент своего образования под-
чинен условиям температуры, давления и концентрации, суще-
ствующих в месте своего возникновения. Как только упомянутые
факторы сколько-нибудь изменяются, минералогический состав,
структура или текстура пород попадают в более или менее не-
устойчивое положение и вследствие этого стремятся иногда ско-
рее, иногда медленнее к новому равновесию. Процесс осаждения
вследствие состава минералов различного происхождения несет
в себе различные возможности. Но температура и давление на
месте возникновения отдельных составных частей смеси являются
часто другими, чем на месте их позднейшего отложения, вследствие
чего будут снова происходить преобразования.
Отложения соляных месторождений должны поэтому быть особенно
чувствительными, что вытекает из вышесказанного (стр. 74—86),
так как они представляют поле наиболее разнообразных автомета-
морфических явлений. Кроме того, они характеризуются массой
образований псевдоморфоз, в которых мы также усматриваем явления
приспособления к новым условиям. Что касается явлений геоло-
гического значения, напомним здесь только о переходе ангидрита
в гипс вследствие поглощения воды, а также об очень спорном
1 Примечание переводчика. В работе В. Н. Л о д о ч н я к о в а „К петрологии
Воронежской кристаллической глыбы Русской платформы® (Матер, по общ.
н прикл. геол., вып. 69, 1927, стр. 92) альбитизация плагиоклазов толкуется, как
явление автопневматолиза. Он также, невидимому, склонен причислять к таким
процессам явления политизации и серицитизации в павловских гранитовых шли-
ровых аплнтах, во всяком случае, как подчеркивает автор, они „ни в коем
случае не могут быть рассматриваемы за явления вторичного выветривания®. С. С.
на
происхождении доломита1 при взаимодействии смешанных магне-
зиальнных и известковых растворов солей (морская вода) с щелоч-
ными и особенно аммониевыми карбонатами (получающимися при
процессах гниения) в присутствии свободной углекислоты.
Сюда можно также причислить все явления, которые харак-
терны для гальмиролиза, для диагенезиса и цементации осадков,
которые истолковывают как подводный метасоматизм, в особен-
ности ту часть явлений, которую Кесслер назвал метармезом
(бати-, мезо- или гипсиметармоз).
Для гальмиролиза, в связи с переменой климатических условий,
изменчивыми факторами считают особенно температуру и содер-
жание кислорода в воде, что в первую очередь должно относиться
к более или менее замкнутым морям. В этом отношении Хюм-
мель К. (Hummel) указывает на образование глауконита, „который,
как настоящий богатый калием глауконит (SiO3)2FeK • жЩО
(по К а сп ар и) образуется в современных морях только под вли-
янием холодных богатых кислородом вод“, что, пожалуй, следует
признать и для ископаемого глауконита. При его образовании
происходит обогащение железом, тогда как глинозем и кремне-
кислота удаляются, вероятно, в виде коллоидов. Остающийся
гель железистого силиката поглощает кали из морской воды;
процесс, соответствующий процессу обмена оснований коллоидаль-
ными частичками почвы, который связан с относительно низкими
температурами.
В качестве других примеров обогащения железом путем галь-
миролиза можно назвать, согласно Андре К, затвердевшие донные
образования Красного моря, в которых содержание (Bodenerhart-
uogen) железа доходит до 21°/о, связанное с уносом алюмосиликата,
кроме ТОГО образование красной глубоководной глины, марганцовых
желваков (влияние марганцового глауконита) на глубинах, а также
фосфоритовых конкреций.
Определенные явления автометаморфизма в осадках имеют связь
с перемещением уровней, которое претерпевают эти образования
в течение геологического периода. Нормальный ход постепенного
перекрытия может перемещать породу из зоны гипсиметармоза
в зону мезо- и наконец в батиметармоза. Всевозможные размывания
и смывания могут вызвать обратный процесс этого явления (гисте-
ро-гипсиметармоз). Мы в данном случае имеем дело с явлениями,
которые постепенно переходят в геотермический аллометаморфизм.
АЛЛО^ЕТА^6Р<РИЗ^.
б. Метаморфизм нагрузки и разгрузки
(Геотермический метаморфизм).
Обычно определенным глубинам земной коры соответствует
определенное давление нагрузки и определенная температура;
необходимые данные, касающиеся этого, были даны раньше. Однако
местные условия могут нарушать отношения между давлениями
1 Литературу смотри. Leitmeier in Dolters „Handbuch der Mineralche-
mie“, 610.
119
нагрузки и температурой и создавать ненормальные соотношения,
которые являются причиной особого рода метаморфизма. Пока
о них не будем говорить. Напротив, следует поставить вопрос/
совершается ли в покровных породах преобразование только благо-
даря тому, что порода во время изменения ее положения по отноше-
нию к земной глубине изменяется без содействия других особых
сопровождающих обстоятельств. Само собой понятно, что это может
также происходить вследствие перемещения масс, дислокаций,
и поведет или к тому, что непрерывно опускающийся участок
седиментации будет испытывать перегрузку, благодаря отложению
новых слоев, или к разгрузке его, вследствие относительного под-
нятия, сопровождаемого эрозией. Но эти дислокации эпирогенп-
ческого характера не следует рассматривать по отношению диф-
ференциальных движений, происходящих на границах пластов,
а только лишь с точки зрения меняющихся вместе с земными
глубинами факторов, характерных для внутренних частей глыб.
Достаточны ли для метаморфизма такие перемещения, иначе говоря
с этим связанные изменения температуры и давления в покровных
породах?
Изверженная порода, застывшая на глубине под относительно
высоким давлением и при высокой температуре, попадает вследствие
разгрузки в область низкой температуры и низкого давления.
Порода, образовавшаяся на земной поверхности, переходит вслед-
ствие нагрузки в область высокой температуры и высокого давле-
ния. Эти изменения условий могут‘согласно предыдущим объясне-
ниям иметь своим следствием то, что существовавшее вначале
состояние равновесия становится неравновесием, или реакции,
которые первоначально не происходили вследствие незначительной
скорости реакции, теперь совершаются легче. Таким образом
имеется налицо возможность преобразований. Вопрос лишь в том,
существовали ли благоприятные обстоятельства, требующиеся для
полного нового приспособления к изменившимся условиям. На это
можно ответить, что этого вообще не бывает в спликатовых поро-
дах. Мы ведь можем изучать глубинные породы в сравнительно
неизменившемся состоянии на земной поверхности. С другой сто-
роны, мы знаем, что в России имеются древние силурийские глины,
которые являются еще совершенно пластическими и чисто пла-
стическими, как наши третичные и дилювиальные глины. Дэли
упоминает (Ор. сй.стр. 405) о подобных же обстоятельствах в нижнем
мелу Британской Колумбии и в основании большой меловой гео-
синклинали в северной Калифорнии. Изменения путем простой
нагрузки или разгрузки настолько полного, чтобы можно было
назвать породу метаморфической (см. стр. 1), в силикатных поро-
дах покровных образований обыкновенно не происходит. Между
тем в шлифах довольно часто обнаруживается, что изменения
условий вызвали локальные реакции* Мы говорим о вековом
выветривании изверженных пород, т. е. медленно протекающем
выветривании, которое связано с зоной литосферы, пограничной
с атмосферой и гидросферой.
В то время, как действующие на земной поверхности процессы
вообще превращают кристаллические вещества в коллоидальные;
внутри земной оболочки имеется зона, в которой, напротив, аморф-
120
вне продукты в течение длинного промежутка времени путем
поглощения или отдачи вещества и под влиянием растворов,
которые являются более или менее богатыми кремнекислотой,
щелочами, А1.2О8, СаО, MgO, а. также и солями, снова становятся
кристаллическими. Щелочные полевые шпаты гранитов, сиенитов,
кварцевых порфиров могут иногда через промежуточную стадию
каолина превращаться в серицит, а плагиоклазы переходит
в соссюрит. Подобным же путем образуются из биотитов хлорит
и эпидот, из оливина, авгита и роговой обманки — серпентин, а из
последнего — тальк. Также и образование цеолитов происходит
при определенных обстоятельствах, так что можно говорить о се-
рицитизации, соссюритизации, хлоритизации, серпентинизации, тальки-
зации и цеолитизации ». Эти процессы имеют очень много сходного
с автометаморфизмом во время охлаждения, и в большинстве слу-
чаев их нельзя отличить от последнего. В силикатовых осадках
нередко увеличивающаяся нагрузка усиливает диагенез. Реакции,
которые уже начались во время отложения (см. предыдущий отдел),
продолжаются, но в общем не изменяют облика породы. Коллои-
дальные вещества, как, например, глины, часто перекристаллизо-
вываются под увеличивающейся нагрузкой, так что теряется их
пластичность и способность впитывания воды. Между тем приве-
денный пример древних силурийских глин в России обнаружил
(см. стр. 120), что это возможно все-таки при относительно благо-
приятных обстоятельствах.
Циркулирующие растворы могут вызвать в обоих случаях ме-
тасоматические процессы, которые ведут к изменению вещества.
В глинистых осадках при привносе щелочей уменьшается изли-
шек глинозема. В изверженных породах гораздо чаще будет встре-
чаться обратный случай, т. е. вынос извести и щелочей.
Карбонатные породы в общем являются более чувствительными,
чем силикатовые. Арагонитовое вещество ископаемых организмов
большею частью исчезает полностью из нпх. Перекристаллизация
ведет к увеличению зерна, и нередко разрушаются последние остатки
органических структур. Но известняк и макроскопически остается
всегда плотной породой. Происходящие метасоматические процессы,
как показали исследования Линка и его учеников, часто содей-
ствуют доломитизации известняков, в которой „пропитывание
известковых осадков растворами бикарбоната магния или растворами
других магниевых солей в присутствии свободной углекислоты
и определенных веществ, сопровождающих раствор, как солей
аммония и хлористого натрия, при умеренном давлении и умерен-
ном повышении температуры ведет к образованию доломита".
Химические осадки (отложения) чувствительнее всех реагируют
на нагрузку или разгрузку. Здесь настоящая родина геотермиче-
ского метаморфизма, который ведет к образованию действительно
нового минерального состава, к новым структурам, текстурам
и условиям залегания. Это станет понятным, если мы припомним
1 Примечание переводчика. Ф. Ю. Левинео н-Л е с с и н г. Этого рода про-
цессы разбираются в отдельной статье (Loewineon-Lе s s i n g, F. Sar 1’auto-
catalyse magmatique et les mineraux protopneumalitiques des roches ignees. Bull.
Sos. Franc, de Min., 1922, Vol XLV, p. 45.).
C. C.
£21
рассуждения на стр. 74 и сл. Мы там видели, что незначительное
изменение температуры, которое легко происходит вследствие опу-
скания или поднятия гор, ведет к существенным изменениям в мине-
ральном составе. Изменение гипс — ангидрит — гипс представляет
наипростейший пример этого. Однако при исследований пенистого
шпата (Schaumspates) из цехштейна Тюрингии, произведенном
Ветцелем, оказалось, что пенистый шпат представляет псевдо-
морфозу арагонита по гипсу, которая образовалась при воздействии
богатых солями растворов при температурах, соответствующих
земным глубинам в несколько сот метров.
Особенно интересными являются преобразования в месторожде-
ниях калийных солей. Где-то отщепившиеся рассолы производят
метасоматические преобразования, и только удаление этих рассо-
лов препятствует ретрометаморфизму (диафторезу) пород, подвер-
женных метаморфизму нагрузки, вследствие последующей раз-
грузки (см. стр. 86). О физико-химических отношениях можно
найти сведения выше, на стр. 74 и сл.
Геотермически метаморфизованные солевые породы являются
между тем часто хорошо выраженными благодаря особому обсто-
ятельству. Седиментация солевых масс происходила в плоском
геосинклинальном чашеподобном бассейне с опускающимся дном.
Большой контраст между твердыми цехштейновыми пластами древ-
нейших и покровных пород, с одной стороны, и залегающими между
ними совершенно другого облика подвижными солевыми массами,
с другой, создал такие отношения неоднородных комплексов слоев,
в которых относительно чувствительные пласты каменной соли
иначе реагировали на давление нагрузки, чем хрупкие пласты цех-
штейна и пестрых песчаников, в особенности главного слоя
ангидрита (Hauptanhydrit). Мягкость и большая способность к пере-
мещению масс каменной соли, внутренняя подвижность которых
значительно увеличивается с повышением температуры, связанной
с глубиной, обусловливали то, что массы каменной соли еще легче
поддавались давлению мощных выше лежащих пластов. При этом
они могли вздуваться до громадной инъекционной массы, стре-
мившейся вверх до уровня, который соответствовал их равновесию.
Также является вероятным, как подчеркивал С. Аррениус, что
небольшой удельный вес соляной массы по сравнению с сопрово-
ждающими ее породами придает ей значительную пластичность,
вследствие чего она, подобно выдавливаемому расплаву, подни-
мается высоко вверх между прилегающими породами. Это могло
произойти таким образом, что перемещающиеся соляные массы
при сильных давлениях или собирались в складки, если устре-
млялись вверх в виде ядра антиклинали (Штилле), горста
выдавливания, инъекционного горста, экземы (Л а х м а н), или даже
прорывали кровлю. Размер поднятия северо-германских горстов
выжимания среди мало нарушенных прилегающих пород доходит
до тысячи метров (Шперенберг, около Берлина) (см. фиг. 40).
В таких выжимаемых горстах обнаруживаются в удивительном
разнообразии явления метаморфизма нагрузки: отделение пород,
раздробление пород, шлировое перемешивание пород (соль,
ангидрит, глина), скучивание в зонах перегиба и растяжения на
крыльях антиклинали, механический распад пород. В середине
122
прорыва (Durchspiessung) соль является нормально образованной,
в основании и в висячих частях она разъедена, очевидно, вслед-
ствие трения относительно хрупких и неподвижных ангидри-
товых масс подстилающих и покрывающих пород. Зейд ель
обнаружил на месторождении Шонебеккер, что каменная соль
в головных частях антиклинали (места скучивания) является бед-
ной ангидритом (V30), а на крыльях антиклинали богатой им (1/а),
в виде остаточного образования механической дифференцировки
Фиг. 40. Схематический профиль через солевой горст выжимания по 3 ей длю
(Seidl).
пород: перемещение солевых пород ниже мест перегиба складок
совершалось неодинаково для соли и ангидрита — скорее для пер-
вой и медленнее для второго. Подобно тому, как вода выжимается
из мокрой губки, так текла каменная соль .к сборным участкам,
оставляя ангидритовую породу (Ринне, стр. 129).
2. Дислокационный метаморфизм.
а) Общие положения, влияние температуры и гид-
ростатического давления.
Ни один из видов метаморфизма не вызывал такого большого
количества принципиальных дискуссий, как дислокационный мета-
морфизм. Спор шел частью о наименовании (динамометаморфизм,
метаморфизм давления, метаморфизм скучивания (Stauungsmeta-
morphose), региональный метаморфизм и т. д.), частью вокруг
вопроса, существует ли подобного рода метаморфизм вообще, так как
французский исследователь Термье на Интернациональном гео-
логическом конгрессе в Вене весьма уверенно заявил собравшимся
геологам: „Динамометаморфизма не существует", но, конечно, не
следует упускать из вида того, что по вопросу об ограничении по-
123
нятия метаморфизма были высказаны разнообразные мнения. Если
просмотреть литературу по этому предмету, то обнаруживается, что
главная причина, вызывающая различие взглядов, лежит в разно-
образии явлений, в которых проявляется дислокационный мета-
морфизм. К тому же предмет спора очень часто касался области
древнейших пород, которые претерпели различного рода мета-
морфизмы, так что была неуверенность в отношении размера дей-
ствия отдельных факторов. Мы определим дислокационный мета-
морфизм следующим образом:
„Чисто дислокационно-метаморфической является порода в том
случаеу если произошли существенные изменения в текстуре или
структуре, или минеральном составе, или во всех этих трех величи-
нах во время или вследствие дислокационных явлений, при чем вне-
дряющаяся вблизи магма не создала особых условий". Для отличия
от чисто геотермического метаморфизма служит то, что в общем
дислокационный метаморфизм вызвал сам часть дифференциаль-
ных движений в породе.
Характерной для дислокационного метаморфизма является
зависимость его интенсивности от главных тектонических зон и от
особых условий в них. Отсюда возникает большое разнообразие
и часто встречаются непосредственно друг за другом следующие
неметаморфизованная первоначальная порода и метаморфическая
порода. Нигде нельзя так легко, как здесь, составить коллекцию
шлифов со всеми переходами от исходного материала к всевоз-
можным продуктам. К тому же следует добавить, что дислокацион-
ный метаморфизм может избирать различные пути: деформация
тела породы, сопровождающая этот метаморфизм, может совер-
шаться чисто механическим путем, но она также может быть частью
пластическим преобразованием или преобразованием минералов.
Способ действия сильно изменчив и представляет всегда источник
многих недоразумений; к этому надо еще прибавить, что при
горообразовании порода попадала в различные условия: то преи-
мущественно механические изменения сопровождались преобразо-
ванием минералов, то, наоборот, быстро перекрываемые осадки,
отлагающиеся в геосинклинали, с самого начала были под-
вержены изменчивым условиям. Процесс горообразования предста-
вляет длительный процесс с различными фазами — относительно
спокойные периоды сменяются пароксизмами, так что одной из инте-
реснейших проблем является суметь отделить друг от друга дей-
ствия отдельных стадий. Нигде не имеет такого, как здесь, значе-
ния то, что нельзя подходить к природным явлениям со строго
установленной схемой. Петрографические исследования только
в том случае могут быть полезными в дислокационно-метаморфиче-
ских областях, если они предварительно исходят из геолого-текто-
нических исследований. С другой стороны, они дают исследова-
телю тектоники новое освещение вопроса и уточняют выводы.
Одно из интересных свойств дислокационно-метаморфических
пород то, что большая часть преобразований обнаруживается
в строении (в особенности в текстуре и структуре). О подобного
рода явлениях не говорится в этом отделе, посколько они являются
частностями. Здесь сообщим только существенное об общем хара-
ктере дислокационного метаморфизма.
124
Главными факторами, которые определяют конечное состояние
дислокационно-метаморфической породы, являются температура
во время дислокационных явлений, имеющееся налицо гидроста-
тическое давление и добавочное одностороннее давление гели стресс,
которые одновременно вызывают движения. Однако действитель-
ный характер пород, кроме того, зависит от состояния пород до
метаморфизма, способа залегания и природы сопровождающих пород,
так как каждая порода реагирует на дислокационные явления
только соразмерно ее положению в комплексе пород и по мере ее
внутренних возможностей изменения.
Влияние температуры разнообразно, прп новообразовании мине-
ралов она на ряду с гидростатическим давлением является наи-
более важным определяющим фактором. Наше рассмотрение на
стр. S3—95, кроме того, обнаружило, что повышающаясятсмпература
повышает скорость реакции, и что механически напряженные
аггрегаты перекристаллизовываются при более высокой темпера-
туре. К тому же вещества при прочих равных условиях, но при
более высокой температуре, ведут себя пластичнее, чем при
низкой. Чтобы судить о том, какие температуры обычно име-
ются при дислокационном метаморфизме в покровных породах,
мы должны отыскать источник теплоты. Были исследователи, кото-
рые теплоте трения приписывали немаловажную роль, например
Лоссен (К. Lossen). Другие исследователи, главным образом
Альб. Гейм (Alb. Heim), не признают ее, .,потому что эта
теплота может образовываться только медленно и распределяется
на такую огромную массу пород, что быстрое выравнивание
температуры не допустит значительного повышения ее“. Однако
с этой температурой трения приходится считаться, но все же ее
развитие большею частью идет столь постепенно, что не происхо-
дит существенного повышения температуры. По глубине мы судим
приблизительно о температуре, которая не особенно отличается
от действительных нормальных значений. При альпийской склад-
чатости отложения исчисляются геологами в 10 км и больше по-
кровных пород в определенных стадиях горообразования, так что
температуру в отдельных местах можно вычислить в 300° и больше.
Но в покровных породах температура, ках функция глубины, едва
ли будет выше 300° (все вычисления относятся к нормальным
условиям). Но как раз в первых стадиях образования геосинкли-
нали часто бывают экструзии основных магм, а это обозначает,
что магматические зоны по крайней мере временами очень при-
ближались к земной поверхности, вследствие чего, само собой
понятно, были созданы ненормальные геотермические отношения.
Но так как и в конечных стадиях горообразования также происхо-
дили магматические интрузии, то в общем следует считаться с не-
сколько повышенной температурой в течение всей фазы образова-
ния породы. Все-таки можно не говорить о контактном метаморфизме
в обычном смысле в случаях, которые мы здесь имеем в виду.
Горные породы значительно удалены от каких-либо видимых
изверженных масс, так что интенсивность метаморфизма может
зависеть главным образом от тектонических явлений. Может быть,
термин телепневматолитическое воздействие, данный Кенигсбер-
ге ром, наиболее удачно отражает суть процессов. Циркули-
9 ГруСенман и Ниггли,
125
рующие растворы, которые частью будут выжаты во время дисло-
кационных явлений, служат одновременно в качестве „минерали-
заторов" и переносчиков тепла. Отчасти речь может итти о переме-
щающихся легколетучих веществах, вышедших из магмы, а частью
они представляют смеси Н2О, СО2 и т. д., освобожденные из пород
благодаря повышению температуры на глубине. Что такие цирку-
лирующие растворы существовали, на ото лучше всего указывает
образование трещин растяжения [(Zerrkluftbildung) в альпийских
дислокационно-метаморфических породах. Изучение минерализации
в этих трещинах растяжения и сопоставление с данными гидро-
термальных экспериментальных исследований заставляют прида-
вать большое значение температурам этих растворов. Эти альпий-
ские минералы расселин в большом числе встречаются в породах
герцинской складчатости и отчасти контактно-метаморфической
серии, но они не отсутствуют и в покровных породах. Все наблю-
дения согласуются с тем, что температура первых выделений едва
ли превышала 500°, вероятно, она большею частью является еще
значительно более низкой. Выделения происходили главным обра-
зом при снижении температуры.
Результаты наблюдений над минералогическим составом мета-
морфических пород дислоцированных покровных образований стоят
в полном соответствии с этими данными. В областях, не подвер-
женных одновременному контактному метаморфизму (в собственном
смысле слова), даже в местах наибольшего напряжения отсутствуют
новообразования минералов, характерных для высоких температур.
Как уже подчеркивалось, при перекристаллизации минерало-
гический состав будет обусловлен существенно температурой,
на ряду с господствующим гидростатическим давлением. Но было
бы неправильно делать вывод, что там, где произошло особенно
интенсивное изменение, должны были господствовать особенно высо-
кие температуры. Сильное механическое напряжение происходит
при определенных условиях как сопутствующее обстоятельство
и имеет часто решающее значение для начала процесса кристал-
лизации. Таким образом в горах покровного строения мы не можем
распознавать, если даже рассматриваем молодые породы, что
интенсивность химических превращений представляет простую
последовательность от верхних к нижним покровам.
Р. III т а у б при изложении метаморфизма горных пород в Грау-
бюндене попытался разложить дислокационный метаморфизм на
отдельные стадии. При этом он стоит на той точке зрения, которая
нами не разделяется, что явления, происходящие преимущественно
на глубине в образующихся складчатых горах, следует называть
„региональным метаморфизмом". Надо еще и еще раз подчеркнуть,
что каждый метаморфизм является региональным, и что существен-
ными в дислокационном метаморфизме являются тектонические
перемещения масс и существование геосинклинали. Р. Штауб
в названной работе обращает особое внимание на зависимость
метаморфизма от земной глубины и пишет: „центральные части
геосинклинали (наибольшие глубины) обнаруживают более сильный
метаморфизм, чем области геоантиклинали". Эта зависимость ведет
к тому, что породы геосинклиналей попадают в область высо-
ких температур, соответствующих большим глубинам, и мы от-
126
части тогда имели бы дело с простым рядом явлений перекры-
вания осадков во время геосинклииального опускания. Несомненно,
что температура, подымающаяся с земной глубиной, играет согласно
предыдущему регулирующую роль. Но изучение чисто геотерми-
ческого метаморфизма показывает, что без особого содействия, благо-
приятных обстоятельств аффект в общем является незначительным.
Эти благоприятные условия будут происходить вследствие явлений
движения, существующих почти с самого начала в геосинклинали.
Мы должны вспомнить в атом отношении эксперименты металло-
графов, что повышение температуры способствует перекристалли-
зации на холоду деформированных аггрегатов. Однако, это может
сделаться понятнее при рассмотрении процессов движения. Сде-
лаем общий вывод: при дислокационном метаморфизме господствующая
во время преобразования температура является одним из важнейших
регулирующих факторов, который в особенности при перекристалли-
зации определяет минеральный состав. Но одна только температура,
как главный фактор, не является единственной причиной, она яв-
ляется только членом в цепи, действие которого зависит от суще-
ствующего общего комплекса.
Всесторонне одинаковое, иначе говоря, гидростатическое давление
играет совершенно подобную же роль при дислокационном мета-
морфизме, как и температура. Давление и температура, соответ-
ствующие преобразованию, определяют существенно вновь обра-
зующийся минеральный состав. Знание этих величин давления
является необходимым для оценки отношений пород к неравно-
мерному давлению. Ведь в действительности дислокационные области
подвержены одностороннему давлению (стресс).
Мы можем себе представить каждое состояние одностороннего
давления разложенным на всесторонне действующие компоненты,
соответствующие минимальнейшему давлению, и на добавочные
компоненты. Первые в таком случае были бы одновременно суще-
ствующим гидростатическим давлением. В общем с увеличиваю-
щейся глубиной добавочные компоненты становятся все меньшими,
а всесторонне действующее давление, соответствующее нагрузке,
напротив, делается больше, поэтому на глубине породы ведут
себя более или менее таким образом, как если бы действовало
чисто гидростатическое давление.
Наблюдение, что складчатость и плойчатость пород совершаются
без изломов, привело в 1878 г. Альб. Гейма в его „Mechanismus
der Gebirgsbildung” к установлению понятия „скрытой пла-
стичности*. В работе „Geologic der Schweiz* (т. II, стр. 116)
он в 1919 г. говорит об этом следующим образом: „Гидростатиче-
ское давление, которое больше сопротивления (прочности) породы,
переводит последнюю в состояние, которое делает возможным ее пре-
образование без нарушения связи частиц и без разлома породы.
Преобразование от давления без разлома называется пластич-
ностью. Пластичность породы зависит не только от ее своеобразия,
но и от всестороннего давления, под действием которого она нахо-
дится. Очень высокое всестороннее давление приводит все породы,
даже самые хрупкие, в „пластическое состояние". Эта „скрытая
пластичность* ведет, согласно Альб. Гейму, к сильному преобра-
зованию, когда прибавляется новая односторонне действующая
9*
127
сила: дислокация деформирует. В связи с этим по роду деформации
альпийских пород производится подразделение литосферы на зону
излома и зону течения, а также подразделение по типу структур
и текстур дислокационно-метаморфических пород. Обсуждение
таких важных для нас вопросов является невозможным без одновре-
менного принятия во внимание неравномерного давления, оно
требует наиболее точного определения понятий.
Ь) Неравномерное напряжение и деформация ми-
нералов и пород.
В этом отделе, чрезвычайно важном для оценки дислокацион-
ного метаморфизма, мы должны постоянно помнить, что однород-
ными составными частями земной оболочки являются главным
образом кристаллы, и что в геологическом смысле действую-
щими единицами являются минеральные (кристаллические) аггре-
гаты (Милы). Их нельзя сопоставлять о такими веществами, как
воск, парафин, сургуч и т. д. Мы рассмотрим сначала поведение
кристалла.
Если действующая сила не переходит определенной границы,
то у крпсталлов появляются анизотропные деформации, которые
исчезают с прекращением давления. Об этой упругости кристалла
говорится в особой главе кристаллофизики, и здесь мы на этом
не будем останавливаться. Упругость соответствует деформациям
структурной решетки и показывает, что такие деформации могут
встречаться. Важным является то, как показал в 1835 г. Вебер, что
часто остаются так называемые последствия упругости, которые толь-
ко через значительный промежуток времени исчезают, и следователь-
но нельзя пренебрегать временем как важным фактором. При напря-
жении кристалла сверх границы упругости деформации полностью
уже не исчезают (перманентная деформация, остаточная деформа-
ция), а при еще более сильном напряжении кристаллы могут
разрушиться. Чем быстрее достигается граница упругости, тем
менее упругим является тело. Здесь обнаруживается, что характер
поведения зависит не только от вещества как такового, но также
и от одновременно существующих физических условий (темпера-
тура, всестороннее давление), от характера напряжения (быстро,
медленно и т. д.) и от предшествующей истории образования.
Вследствие этого получение типичных цифровых величин особенно
затруднено и привело к некоторой запутанности понятия.
Согласно Фойту (W. Voigt), можно все явления напряжения,
относящиеся к изменениям, которые переходят границу упругости,
называть явлениями твердости. При изотропных телах, как стекло,
плотные жидкости, парафин, формовочная глина и т. д., мы имеем
такие понятия, которые часто без надлежащего выбора и даже
неудачно переносят и на кристаллы, как вязкость, текучесть или
пластичность. (Тело будет называться вязким, когда благодаря напря-
жению быстро достигается граница обратимой деформации и насту-
пает значительная остаточная деформация, не производя разру-
шения. Пластическими называются такие тела, которые ведут себя
как очень вязкие жидкости, т. е. их форма сообразно напряжению
необратимо изменяется. Хрупкость прямо противопоставляется
128
вязкости. В таком случае легко происходит так называемый
разлом, гораздо раньше, чем вообще заметны остаточные дефор-
мации.
Как переносятся эти понятия на отдельный кристалл? Это
является спорным вопросом металлографов и петрографов. Начнем
с фактических данных. С самого начала является понятным, что
кристалл как анизотропное тело иначе реагирует, чем мнимоизо-
тропное вещество. Два явления в особенности необратимы, но го-
могенные деформации напряженного кристалла известны под на-
званиями: скольжение и двойники давления.
I. Скольжение. Известные плоскости кристаллов отличаются тем,
что параллельно им возможны перемещения в любых размерах, нс
изменяя ориентировки и пространственной решетки. Плоскости
называются плоскостями скольжения (Translationsebene) — Ти напра-
вления перемещений, лежащие в плоскостях, называются направле-
ниями скольжения (Translationsrichtungen)— t. Одностороннее напря-
жение деформирует кристалл путем образования хорошо выражен-
ных плоскостей скольжения, по которым они взаимно перемещаются
в виде пучка листьев по плоскостям. Чем гуще расположены
образующиеся Т, тем большие деформации могут происходить
без видимого разлома и без потери связи пространственной ре-
шетки. Изги5ы и скручивания становятся возможными, как это осо-
бенно доказал Мюгге в 1895 г., вследствие таких скольжений.
Уже ^ёйш (Reusch) в 1864 г. и Коннель (Me. Connel) в 1890,
изучали подобного рода явления на льде. Из большого числа ми-
нералов, плоскости скольжения Т которых являются известными,
сопоставим следующие (заимствовано у Понсена (Johnsen).
Т t
Золото , , . (Ш) ? [101]
Свинцовый блеск ... (ЮО) [ПО] [010]
Каменная соль . . ... (110) [110]
Сильвин (110) [110]
Лед (0001)
Магнезит и доломит (0001) [0001 : 1011]
Ангидрит (001) [010]
Сурьмяный бтеск .... (010) [001]
Гипс ....... (010) [001] и ? J_ [001]
МУСКОРИТ ... (001) ?
Дистен . (100) [001]?односторонне
2. Двойник давления или простой сдвиг (Schiebung). В других слу-
чаях действующее в определенном направлении давление или
сжатие вызывают перемещения с одновременным образованием
двойника (Пфаф, Рёйш, Баумхауер, Мюгге, Либиш,
Понсен). Способ этого внутреннего перемещения материи при
сохранении связи и констант решетки определяется путем ука-
зания двух из четырех величин: плоскость скольжения (= двой-
никовой плоскости) главная зона т(2, вторая плоскость круго-
вого сечения А2, направление скольжения тд. В каждом учебнике
129
минералогии имеются об этом сведения. Подобные двойники да-
вления особенно хорошо распознаваемы у кальцита. Другие виды
кристаллов обнаруживают эти явления только тогда, когда они
подвергнутся сжатшо при высоком всестороннем давлении (Мюг
ге, Ионсен). Высокое гидростатическое давление благоприят-
ствует таким образом разряжению напряжения в смысле образо-
вания двойников давления. Одинаковые кристаллы разрушались
при одинаковом добавочном давлении и при низком общем давле-
нии. Подобным же образом будет благоприятно действовать высокое
давление на скольжение. Известно также, что изменение темпе-
ратуры может повести к образованию двойников. Из большого
числа минералов, которые способны к простому перемещению, при-
ведем для сопоставления некоторые из них (заимствовано у Ион-
сен а).
Название минерала в его Химическая формула [т, ] или (К,) (К,) или [тг]
Железо — Fe Кальцит—СаСО3 Натровая селитра — NaN03 . . . Гематит — Fe,O3 Коруид — А1203 . . . . Миллерит — NiS Доломит (?) — C‘iMg(CO3l2 . . . - Рутил (?) —Ti02 Арагонит — СаС03 Карналлит — MgKCl3-6H2O . . - Калиевая селитра — KN03 .... Ангидрит — CaS04 . Барит (?)—BaSO4 .... Лейцит — KAl(SiO3)2 Диопсит — MgCa(SiO3)3 ..... Титанит (?) — CaSiTiO3 Ледгиллит—PbS04 • РЬ(ОН)2.2РЬС03 Бишофит — MgCl2 • 6П20 Альбит (?) — NaAlSi308 (112) (0112) (0112) (ОШ) (0001) (0112) (0221) (ОН) (ИО) (ИО) (ИО) (101) (ПО) (ПО) (001) [ПО] - (ЗЮ) [112]- (ОЮ) (П2) (0111) (ОШ) (0112) (2021) (0110) (0111) (031) (130) (130) (130) (101) (ПО) (ПО) (100) (131) - [ПО] [111] -[010]
Эти деформации кристалла, легко получаемые экспериментально,
показывают со всей очевидностью, что существует стремление так
реагировать против механических воздействий при изменении формы,
чтобы пространственная решетка (в пределах возможной упругой де-
формации') продолжала сохраняться. Это свойство кристалла можно
очень хорошо обозначить пластичностью, однако, нужно сознаться,
что здесь в противоположность мнимоизотропным веществам дело
идет о совершенно определенных гомогенных деформациях, кото-
рые могут быть легко выражены численно и характером решетки.
Теперь возникает вопрос, возможны ли иные деформации строения
кристалла без его полного разр) шенпя. Чтобы су днть об этом, мы
должны сначала подробнее рассмотреть явления твердости, свя-
занные с разломом.
130
Если мы подвергнем кристалл при небольшом общем давлении
сильному одностороннему напряжению (одностороннему давлению,
растяжению и т. д.), то в кристалле наконец нарушится связь:
он разрушится или разорвется, будет раздроблен. Давление, ко-
торое является необходимым для такого раздробления, определяет
соответствующую твердость. Кристалл как анизотропное тело ведет
себя в различных направлениях различно. Самым простым свой-
ством его является спайность. Разделение или разрыв происходят
по определенным плоскостям легче, чем по другим, и иногда
они вызываются самым небольшим сотрясением. Сопротивление на
разлом и сопротивление разрыву указывают, как велико должно быть
одностороннее напряжение (давление или растяжение) на еди-
ницу поверхности, вызывающее разлом или разрыв. Иссле-
дования показали, что величины являются различными при кри-
сталлографически различных напряжениях и при различном одно-
стороннем давлении, но оказалось, что они зависят от формы пробы
(Селла, Фойт (Voigt). Об этойзависимости'кварцаимеется при-
мерно следующее сопоставление.
Твердость кварца,определенная Барндтсм
(G. Berndt. Bd. 21, 1919, S. 110—117).
Сопротивление давлению в кг/см? Сопротивление разрыву в кг/сл;8 . Сопротивление изгибу в кг/см2 . Параллельно оси Перпендикулярно ®си
Среднее Максимум Среднее Максимум
25 000 1160 1400 28 000 1210 1790 22 800 850 920 27 400 930 1180
Как будут вести себя те же самые кристаллы при высоком всесто-
роннем давлении и при одновременном воздействии одностороннего
давления (стресс)? Мы можем в этом случае не распознать явление
как таковое. Экспериментально наблюдается только начальное и
конечное состояния после прекращения деформирующих и сжимаю-
щих сил. Вследствие этого являются возможными разного рода
умозаключения. Эксперименты, которые были недавно проделаны
над минеральными аггрегатами, показывают, что при этих обсто-
ятельствах происходят преобразования, после которых не конста-
тируется разрывов, то же происходит и в природе. Несомненно
установлено, что деформации типа простого перемещения и сколь-
жения при этих обстоятельствах (сюда входит повышение тем-
пературы, как благоприятствующий фактор) происходят много легче,
так что можно констатировать непосредственное „течение" („Flies-
sen“). В действительности легко реагирующими в этом смысле ми-
нералами являются каменная соль и кальцит, которые с особенным
успехом были использованы для экспериментов. Вследствие боль-
шой разницы в поведении отдельных кристаллических видов вероятно,
что скольжения и простые перемещения не всегда бывают достаточ-
ными для приспособления к встречающимся при дислокациях механи-
ческим напряжениям. После совершившегося преобразования кри-
сталлы и в новой форме являются однородными с нормальным
строением решетки. Таким образом решетка в этом случае не
деформировалась постоянно. Из этого противоречия возможен толью
один логический вывод. Происходит внутрикристалличссков разру-
шение (смещение—Verlagerung) решетки или отдельных мест решетке,
сопровождаемое перекристаллизацией и новой ориентировкой (см. стр. 95.
Разрушение и новое построение делают возможным „пластическое*
состояние, кажущуюся деформацию без разрыва. При мало-малыми
большом всестороннем давлении и мало-мальски высокой темпера-
туре внутренние разрушения не будут постоянными. Кристалли-
ческая сила настолько велика, что она путем перекристаллизации
по частям тотчас ведет к новым гомогенным индивидуумам. В про-
тивном случае при отсутствующем всестороннем давлении по-
являются характерная сохраняющаяся раздробленность, катаклаз,
кое-где также сохраняющееся внутрикристаллическое натяжение
(узнается по волнистому погасанию). Если представить себе, что
скольжение и образование двойников представляют в действитель-
ности также внутренние перемещения, отличающиеся только тем,
что части решетки меняют свое положение однородно, как целое,
то, в общем, между деформациями с разрывом и так называемыми
деформациями без разрыва имеется в действительности только
постепенное отличие. Если внешние силы препятствуют возмож-
ности разлома и разрушения кристаллических зерен, то прежде
всего последуют внутрикрпсталлические однородные деформации
или, если они бывают недостаточными, внутрикрпсталлические
разрушения с перекристаллизацией и новой ориентировкой.
Рассмотрев таким образом поведение отдельных кристаллов,
само собой разумеется легче будет понять, каким образом реаги-
руют минеральные аггрегаты (породы) на одностороннее давление
(механическое напряжение). Уже в главе II говорилось о влиянии
на скорость реакции, и была сделана попытка объяснить результаты
К внутренним явлениям прибавляются теперь внешние. Не только
сила сцепления,.но и сила притяжения играют роль. Разнородность,
существующая большею частью в той или иной степени, опреде-
ляет ход событий.
Породы, как целое, также обладают определенной твердостью.
Особенный интерес представляют обратно действующее сопроти-
вление или сопротивление давлению, относительное сопротивление
или сопротивление изгибу, сопротивление на сдвиг или на скалы-
вание, и абсолютное сопротивление илп сопротивление растяжению,
которые были обстоятельно исследованы вследствие их громадного
значения в строительном деле. Можно определить силы, которые
необходимы для разрушения, раздробления, перемещения, разрыва
тела породы, путем одностороннего механического напряжения прп
низком всестороннем давлении в одну атмосферу. Зависимость
этих величин от характера сложения, от положения пробы к опре-
деленным текстурным направлениям и т. д. хорошо известна. От-
носительно сопротивления сжимаемости породы, как целого, Адам-
сом и Кокером (в Институте Карнеджи) были собраны богатые
данные. Что нас особенно интересует, принимая во внимание отно-
шения в земной коре,. это изменение явлений при высоких всесто-
ронних давлениях. Как уже выше подчеркивалось, с увеличеивсм
132
глубины давление постепенно будет приближаться к гидростати-
ческому, и также при дислокационных явлениях главному одно-
стороннему давлению обычно противостоят еще значительные
давления.
Совершенно особое значение имеют исследования Кармана
(V. Karman). Этому исследователю удалось произвести определен-
ное, но изменяющееся покровное давление (Manteldruck) при одно-
временном добавочном большом сжатии в направлении оси покрова.
Чтобы добиться определенного сокращения пробы (мрамора или
песчаника), добавочное давление должно быть тем больше, чем больше
было всестороннее давление покрова. Это является само собой
понятным, но выясняется, что изменение формы достигает опти-
мального значения на определенной глубине земли, посколько этому
не противодействует изменение температуры.
Исследования Кармана и их значение соответствуют понятиям
о поведении отдельных минералов:
I. При незначительном всестороннем давлении под воздействием
одностороннего давления (стресс) происходят явные разрушения;
при явлениях размалывания, перемещения зерен в аггрегате по
отношению друг друга только явления скольжения остаются под-
чиненными.
2. Прп высоком всестороннем давлении под воздействием одно-
стороннего давления происходит такое сжатие, что наблюдаются
внутрикристаллические изменения, скольжения, образования двой-
ников, временные смещения с новой ориентировкой до тех пор,
пока, наконец, не исчезнет и эта возможность без противодействую-
щего влияния температуры.
Таким образом мы получили основные положения, которые при-
водят к пониманию роли одностороннего давления при метамор-
физме. В общей физико-химической главе было уже доказано,
что подобного рода напряженные, смещенные минеральные аггре-
гаты легче реагируют, при чем в природе является также возмож-
ной перекристаллизация в присутствии веществ, действующих
в качестве растворителей, где сухой аггрегат еще не обнаружи-
вает никаких преобразований.
Следует еще заметить об этом растворителе, что он может
являться при известных условиях не чем иным, как горной влаж-
ностью (Bergfeuclitigkeit). Некоторые геологи придают большое
значение этому очень правильному утверждению, что присутствие
растворителя не является необходимым для объяснения многих
явлений. Металлографические исследования показывают со всей
очевидностью, как непосредственно преобразуется испытывающий
напряжение аггрегат. Прекрасна сохраняющаяся структура иско-
паемых организмов делает вероятным для горных пород, что
отдельные составные части пород перемещаются и перекристалли-
зуются без существенного участия растворителя. Но уже выше
(см. стр. 102) указывалось на то, что другие явления отчетливо
доказывают перемещение Жидких фаз.
Из всего сказанного наибольшее значение имеет следующее.
В горных породах имеются, на ряду с горной влажностью, Н20 и
С02, являющиеся составными частями некоторых минералов, кото-
рые, если они выделились, представляют среду, которую необхо-
133
димо принимать в расчет. Как, наконец, назвать внешний слой
разрушенных и трущихся друг о друга кристаллов или внутрен-
нюю часть кристалла, находящегося в состоянии перемещения?
Здесь уже не господствует кристаллическое состояние, и имеется
большое сходство с неупорядоченным жидким состоянием, только
новый процесс кристаллизации создает вновь упорядоченные отно-
шения. Руководящим является следующее.
Минеральный аггрегат (горная порода) в самых редких случаях
будет реагировать только чисто механически на дислокацию. Меха-
ническое напряжение вызывает состояние, которое естественно
ведет к перекристаллизации, так что механический процесс сме-
няется химическим процессом новообразования. Представляет ли
этот последний процесс реакцию перемещенных кристаллических
частей или таких же кристаллических частей со следами фазы
раствора, или кристаллизацию непосредственно из различных гелей
(Gelarten), это не имеет большого значения. Разрушение, перемещены
и воссоздание являются процессами, которые ведут в их совокуп-
ности к дислокационно-метаморфической породе. Их взаимное
участие является различным и только тщательное изучение позво-
ляет отличать главные явления.
с) Классификация явлений дислокационного
метаморфизма.
А. Деформация преимущественно с разрывом.
Для преобразований с разрывом (Bruchumformung) без суще-
ственной перекристаллизации после всего сказанного необходимы
следующие условия:
а) Напряжение вследствие одностороннего давления (стресс) ва
незначительной земной глубине без большого гидростатического
давления и без воздействия более высокой температуры.
Ь) Напряжение с хорошо выраженным направлением перемещения
при сильном одностороннем движения. Надвиги п разлом на неболь-
шой земной глубине.
с) Присутствие разнородного, особенно .грубозернистого мате-
риала на границе контакта между различно ведущими себя
массами пород. Относительно хрупкие минералы обнаруживают
деформацию с разрывом в условиях, которые для других минералов
(кальцит и т. д.) ведут уже к преобразованию „без разрыва".
Мы должны различать преобразование с разрывом и разрушение
масс горных пород при незначительном движении и разломопо-
добную деформацию в сильно двигавшихся и перемещавшихся
массах горных пород. Оба вида, само собой понятно, переходят
местами друг в друга.
а) Преобразование с разрывом (Bruchumformung)
без односторонних дифференциальных движений.
Разрушение может охватывать или 1) тело породы, как целое,
или 2) отдельные минералы.
I. Какиритом была названа Свенониусом (F. Svenonius) и
Холмквистом (Р. Holmquist) сильно разбитая порода со Стора
134
Шефаллет (Stora Sjofallet), в которой такое большое количество плос-
костей скольжения и трещин по всем направлениям, что порода при
ударе молотком всегда разбивается на обусловленные плоскостями
скольжения и трещинами куски. Трещины заполнены порошком
горной породы, частью также новообразованиями, а сами куски мало
изменились. Видно только волнистое погасание и начинающееся
раздробление (катаклаз) минеральных зерен. Относительно значи-
тельное дифференциальное движение дало повод Хамбергу
(A. Hamberg) говорить о „брекчиях in situ". Альб. Гейм пред-
лагает называть подобные породы Альп „брекчиями разлома" (Bruch-
breccien).
В особенности это состояние обнаруживается в некрепких,
хрупких пли очень разнородных, первоначально массивных породах.
Если происходят в небольшом размере движения по трещинам, то
тотчас же появляются зеркала скольжения. В таком случае они
часто обнаруживают новообразования, которые в силикатовых по-
родах состоят из кварца, эпидота, серицита, хлорита, волокннистой
роговой обманки и волокнистого серпентина. Но также может наблю-
даться, что вслед за магматической интрузией с разрушением начи-
нается пневматолитическая деятельность из глубины, так что
цементом являются топаз, турмалин, флюорит и т. д. В породах,
которые содержат относительно легко растворимые минералы, часто
имеются секрециояные (одновременные или позднейшие) выполнения
открытых трещин. Известны жилковатые, брекчиевидные мраморы.
Например, в Альпах черные кремнистые известняки часто про-
низаны белыми кальцитовыми жилками, и большое число таких
ценимых в торговле жилковатых мраморов представляют та-
кого рода дислокационные брекчии. Кроме того, мы можем
различать несцементированные и вновь сцементированные брекчии
разлома.
Об отношении трещин, существующих в большом количестве
в теле породы, к тектоническим направлениям в последнее время
появились работы Г. К л о о с а п его учеников, на основании изу-
чения мало напряженных районов. 11а эти работы мы должны
здесь только сослаться.
2 Катаклазит. То, что в горных породах называют брекчией,
в отдельных минералах называется катаклазом (Добрэ). Образо-
вание микробрекчий происходит без значительного понижения
первоначальной твердости породы. Таким путем изменяются лишь
относительно хрупкие минералы, в то время как другие минералы
остаются еще цельными. Кварц разрушается одним из первых.
Пока дифференциальные движения остаются незначительными,
не обнаруживается никакого особого расположения. Текстуре
катаклаз не придает еще направления. Волнистое погасание,
ненормальная двухосность в таких случаях являются типичными
в кварце.
Раздробленные части образуют цементные оболочки или зоны
раздробления. При еще большем напряжении происходит еди-
нообразная грануляция, обломочная мозаика. Иногда раздро-
бление кварца распознается уже макроскопически, например
во многих герцинскпх альпийских гранитах (так называемых про-
тогинах), в таком случае говорят о „песчаном кварце“. Различ-
135
ными исследователями (Бем, Франки, Бекке, III т а у б и т. д.)
было обращено внимание на тонкую полосчатость кварца, природа
которой еще не совсем ясна (полосчатость Бема). Полевые шпат
первоначальных пород также часто интенсивно разбиты, при чем
зоны обломков нередко обнаруживают по отношению друг к другу
определенное, близкое к параллельному расположение. Изменение
двойников еще легче позволяет распознавать в данном случае
небольшие движения. Здесь также трещины частично заполнены
обломочным материалом, кроме того редко отсутствуют новообра-
зования кальцита, альбита, кварца, эпидота, серицита. Особенно
характерно, что химические изменения и новая кристаллизация
редко совсем отсутствуют в сильно катакластически деформирован-
ной породе.
Во всяком случае, при сильно механически напряженных
породах очень часто можно говорить об изменениях, которые,
может быть, существовали раньше, чем начался геотермаль-
ный метаморфизм, и теперь только лишь усилились. Особенно
часто будут встречаться: серицитизация щелочных полевых гипатов,
альбитизация плагиоклаза при выделении зпидота, переход авгита
в роговую обманку, хлоритизация и бауэритизация 1 биотита, а также
разного рода распад. Изгибание слюдяных чешуек и жилок роговой
обманки и т. д. также представляет в этих случаях распростра-
ненное явление. Понятно, что в первоначально порфировой стру-
ктуре вкрапленники имеют особенно раздробленные краевые зоны
и при этом принимают линзообразные формы. Конгломератовые
породы после сильного раздробления могут обнаруживать
на месте прежних хрупких кварцевых галек тонкозернистые
шлиры, остатки ископаемых превращаются в аггрегат осколков
и т. д. Такие совершенно катакластические, разбитые на куски
породы,, наблюдаются часто во всевозможных стадиях и в особен-
ности характерны для тех случаев, когда определенные массы
изверженных пород при незначительной нагрузке реагируют
на одностороннее давление. Трещины с образовавшимися новыми
минералами (см. стр. 125) являются характерными для подобного
рода комплексов.
В наименовании таких более или менее без всякой пра-
вильности раздробленных масс (без больших односторонних
дифференциальных движений) не имеется никакого единооб-
разия. *
Ч. Лапворт 1 2 (Ch. Lapworth) в 1885 г. назвал милонитом
микроскопически видимые обломочные со вторичной флюидальной
текстурой брекчии, происшедшие вследствие давления. Это назва-
ние применялось разными авторами различно. Причиной этого
было сопоставление различных степеней милонитизации. Об этом
может дать ясное понятие сопоставление в отношении увеличи-
вающейся милонитизации.
1 Примечание, редактора. Бауэритоы называется посветлевший биотит, утра-
тивший значительную часть плеохроизма и сохранивший слабую желтую
окраску. А. Г.
2 Geol. Mag., DeA. И, 5,1883, р. 17—18. Nature, 32, 1885, р. 559. Rep. Brit. Аве.
Aberdeen, 1885, р. 1025.
196
Т е р м ь е (1911).
1. Трещиноватый и брекчиевидный
гранит.
2. Неполностью раздавленный, рас-
плющенный гранит.
3. Более интенсивная расплющ^р-
ность.
tit т а у б (1915).
А. К мстогра.читовые брекчия, слабая
чечевпцеобразпость.
В. Порфиробластические, округлен-
ные реликты, слабая чечевицеоб-
разность.
С. Грубомилонитовая цементная канта
и развальцованная цементная стру-
ктура (Mortelstruktur), чечевице-
образность.
4. Неполное раздавливание без рас-
плющениости.
5. Более полное раздавливание, пи
один из минералов нельзя распо-
знать невооруженным глазом.
С. Совершенная тонкозернистая
I смесь.
7. Расплющениость тонкозернистой
смеси (указанной в и. 6).
D. Тонкомилонитовая волнистая пят-
нистая, полосчатая текстура.
Г. Ультрамилони-
товая, широкие
р. развальцован-
ные полосы.
Линейная или
плойчатая полос-
чатая текстура.
В 1916 г. Квэнсель (Р. Quensel) применил при исследовании
области Кебнекез (Kebnekaisegebiet) следующие понятия:
1. Еакирит — в том смысле, как это название раньше было
объяснено.
2. Милонитовый гнейс,—катаклаз и перекристаллизация присут-
ствуют в варппрующих отношениях. Кристаллизационная сланце-
ватость уже узнаваема.
3. Милонит (в строгом смысле) — беспорядочные микробрекчии
с .отчасти вторичной флюидальной текстурой.
4. Милонитовый сланец—микробрекчиевое образование с хорошо
выраженной параллельной текстурой.
5. Ультрамилонит (в строгом смысле) — наисильнейшее раз-
дробление, беспорядочный катаклаз.
6. Твердый сланец—ленточная и рассланцованная порода.
В то время как Штауб (и частично также Термье) считают
развальцовывание типичным для настоящего милонита, Кван-
сель обозначает милонитом (в строгом смысле слова) такую
породу, которая еще не обнаруживает никаких настоящих явле-
ний рассланцовывания. Кенигсбергер также делал в этом
смысле различие между милонитом без „параллельной текстуры"
и сланцеватым милонитом. Альб. Г е й м считает милонит смешан-
ной породой (Knetgestein).
Альпийские геологи и петрографы принимают за типично
милонитизированную породу несомненно такую, которая обнару-
живает ясные следы дифференциальных движений, и считают
допустимым делать различие между катаклазитами и милони-
тами. В катаклазитах главную рол*ь играет простой катаклаз без
одностороннего дифференциального движения (Штауб, пункты
А, В), а в милонитах прибавляется последнее и определяет текс-
туру. Выше рассмотренные породы были бы таким образом
в конечных стадиях какиритом (при брекчиевом образовании) или
катаклазитом (при микробрекчиевом образовании).
137
b) Преобразование с разломом при содействии односторонних
дифференциальных движений.
Здесь возможны также частичные движения:
1) большею частью такие, которые приводят в движение п<
отношению друг к другу породы или осколки пород, или
2) такие, которые действуют на минералы и осколки мине-
ралов внутри породы.
Конечно, в первом случае едва ли будут отсутствовать вторые
I. Смешанные породы (Knetgesteine), тектонические смешанны-
породы. Зоны смешивания в большом размере наблюдаются в по-
кровного типа складчатых Альпах. Зоны смешивания (Verkne-
tungszonen) филлитов, веррукано 1 с доломитом (например курорт
Тенит (Бюнднероберланд), кварцовых сланцев с доломитом, триасо-
вых осадочных пород с меловыми не представляют ничего не-
обычайного в опрокинутых развальцованных внутренних крыльях
покровных складок, кроме того, нередко возникают от развальцо-
вывания внутренней складки, что приводит к высшей степени
усложненным смешанным зонам.
Альб. Гейм и другие исследователи доказали, что прп дви-
жении внутренних крыльев могут также происходить разрывы,
при чем обрывки внутренних крыльев до некоторой степени ока-
тываются, обтачиваются и перемешиваются между собой. Сало
собой понятно, в таком случае едва ли будут отсутствовать обыч-
ная перекристаллизация и внутреннее раздробление. Внутреннее
крыло гельветского покрова в Гларпере, названное А. Эшером
(Am. Escher) лохзейтенским известняком (Lochseitenkalk), является
породой частично деформированной, частично смешанной с другим
материалом. Характерными для таких смешанных зон являются
изменяющаяся мощность и связь с прилежащими породами. Часто
приходится предполагать большие перемещения, и целые переме-
щающиеся массы представляют собой тектонические смешанные
зоны (например в области восточно-альпийского Граубюндена). Иа
таких смешанных пород могут образоваться настоящие дислокацион-
ные брекчии вплоть до дислокационного конгломерата. Особенный
интерес представляют эти лишь отчасти чисто механические
деформации в отношении поведения различных пород. Тонкозер-
нистые породы, как глина, мергель, частично также известняк,
представляют собой „цемент" (Knetmittel) и „смазочное средство1
для обломков грубозернистых пород, и здесь особенно ясно обна-
руживается, насколько отношение породы к механическим напря-
жениям зависит от исходного ее состояния.
2. Милонит. Переход гранита в катаклазит и наконец в мило-
пит, описан Штаубом при исследовании породы из Бернины.
Из его описания мы заимствуем следующее: внутри катакластп-
ческих пород при настоящей милонитизации (тип С) больше
всего будут затронуты мягкие части пород, поэтому ее серицито-
1 Пргшечаиие редактора. Под именем веррукано понимают пермскую свиту
осадков, преимущественно песчаников, конгломератов п сланцев красного цвета
с растительными остатками, обнажающуюся во многих местах близ г. Пизы
в Италии. Л. Г.
138
вые гнезда развальцовываются в продольно вытянутые линзы,
тогда как реликты сохраняют свою форму. Так образуется стру-
ктура, которую можно назвать „грубомилонитовой* •. вытянутые линзы
серицита сменяются более твердыми обломочными участками
в которых находятся еще в значительном числе реликты. В зонах
обломков заметна начинающаяся серицитизация самых мелких
обломков полевого шпата, так что порода медленно обогащается
серицитом. В грубомилонитовой структуре происходит увеличение
порфирокластов, вызываемое параллельным положением отдельных
составных частей и развальцовыванием. Для основной характери-
стики может иметь значение начинающееся разделение составных
частей на более твердые и более мягкие полосы.
При развитии следующего типа (D), который к тому же является
щдним из самых частых, отдельные зерна кварца и полевых шпа-
тов делаются макроскопически неузнаваемыми, и под микроскопом
размер остатков их доходит до 0,7 мм. Более крупные зерна встре-
чаются гораздо реже и по погасанию походят большею частью
на кашу из тонкого обломочного материала. Макроскопически
породы имеют своеобразный пятнистый (geflammten) облик, и под
микроскопом наблюдаются вытянутые линзы из смеси кварца
и щелочных полевых шпатов, отделяющиеся серицитовыми пря-
дями и полосами, мощность которых больше, чем если бы серицит
образовывался под влиянием циркулирующих между обломками рас-
творов. Путем собирательной кристаллизации образуются в разных
местах более крупные серицитовые индивидуумы. В центре сери-
щитовой полосы вследствие этого появляется эпидот, указываю-
щий, что исходный материал милонитов содержал некоторое коли-
чество извести. К этому же присоединяется выцветший и пол-
ностью развальцованный биотит, похожий на „мусковит* с очень
большим количеством выделенной руды (титанистого железняка),
который в присутствии достаточного количества СаО может пре-
образовываться в прекрасные кристаллики титанита. Если перво-
начально присутствовала роговая обманка, образуется „лучистый
камень*, подобно серициту в виде длинных полос, и количество
его, повидимому, увеличивается вместе с степенью милонитиза-
ции. Структуру типа D можно назвать „тонкомилонитовой", а текс-
туру —волнисто-полосчатой.
Если развальцовывание идет дальше, то порфиробласты (тип Е)
доходят до минимальных величин (в среднем 0,02 мм), так что
их еще труднее узнавать. Структура кварцево-полевошпатовых
слоев является тонкопаркетообразной, гранобластической, парал-
лельно им идут полоски серицита или слои лучистого камня.
Преобразованные кислые плагиоклазы развальцованы до прямых
узких полосок. Выцветший биотит часто обнаруживает еще свою
мелкую плойчатость, иглы лучистого камня собраны в виде сно-
пов или букетов и располагаются в породе параллельно серицито-
вым полоскам. Явления разрыва также наблюдаются примерно
на плоскостях сланцеватости, при чем получается облик
разорванного белемнита. Эпидотовые столбики местами кажутся
расчлененными и похожи на разрезанную колбасу. Места разрыва
затягиваются вновь кварцем, серицитовыми чешуйками или эпи-
дотовыми зернышками. Циркон и апатит при милонитизации
139
остаются цельными, вероятно, вследствие их малой в личины.
Структура будет называться ,.ультрамилонитовой“, а текстура
вследствие полного развальцовывания слоев сходна с „расслмщо-
ванной кашей11 (совершенная тонкозернистая смесь, по Термье),
она имеет хорошо выраженною линейность.
При следующей стадии данной породы (тип F) слои образуют |
складки, и получается порода с ультрамилонитовой структурой
и плойчатой текстурой. Серицитовые полоски с другими состав-1
ными частями (эпидот, лучистый камень, титанит) собираются
в более или менее плоские складки, и в местах более интенсивном
складчатости это обусловлено находившимся здесь ранее большим
кварцевым верном. Часто в антиклиналях ясно обнаруживаются
явления разрыва, в особенности на эппдоте. Другие минералы
приспособляются к складчатости, так что они располагаются
более или менее параллельно крыльям, и при этом будут про-]
являться поперечные трещины. Обломки микропертитов, реже
кварца, нередко сопровождаются мутными соссюритизированными1
п серицитизированными продуктами преобразования плагиоклаза,
наподобие нити жемчуга.
Главная милонитизация совпадает с главной складчатостью
Альп и широко распространена во всех верхних покровах Грау-'
бюндена. Серпентин, габбро, кварцевые порфиры, древние гнейсы
также частью развальцованы до плоских слоев.
Альб. Гейм, Ван-Хайз, Беккер, Лисс (Leith), Хоскинс]
усиленно пытались объяснить геолого-петрографические явления
во время дислокаций с точки зрения механики. В последние годы
над этим вопросом работали три автора независимо друг от друга,
а именно: Зандер (Sander) в 1911 г., Нпггли в 1912 г.
и Шмидт в 1915 г. Разделяя мнение двух последних авторов,]
можно попытаться сопоставить некоторые существенные явления,
заметив предварительно, что все такого рода разъяснения могут
дать только основные принципы, так как о строгой математиче-
ской обработке сложного природного явления нечего и думать.
Если мы рассмотрим вещество, подвергавшееся неравномер-
ному давлению, то напряжение происходит по одной из трег
взаимно перпендикулярных плоскостей, которые испытывают пер-1
пендикулярно на них действующие (нормальные) давления. Напра-
вления этих давлений называются главными осями односторон-
него давления (наибольшая, средняя, наименьшая). Силы,
которые действуют на какую-нибудь плоскость, находящуюся
между нормальными плоскостями главного одностороннего давле-
ния, можно разложить на нормально-действующее (нормальная сила) I
и тангенциально-действующее (скалывающая сила) одностороннее
давление. Механическое напряжение, происходящее в ча-
стице, соответствует состоянию натяжения: внешним односторонни и
давлением вызывается внутреннее напряжение, и особенно важно I
получить данные о распределении натяжения, т. е. о состоянии
напряжения в этой частице. В наиболее простом случае односто-
роннее давление и состояние напряжения соответствуют
друг другу в том смысле, что главная ось первого является I
также главной осью второго. Следствием одностороннего давления
явилось бы в таком случае то, что из однородного изотропного
140
шара образовался бы эллипсоид деформации, эллипс зид напря-
жения, самая короткая ось которого является параллельной наи-
большему одностороннему давлению. Перпендикулярно дей-
ствующим силам соответствуют перпендикулярные напряжения,
скалывающим силам отвечают скалывающие или тангенциальные
натяжения. Определенные плоскости в таком случае отмечаются
максимальными скалывающими натяжениями и сильным тангенциаль-
ным напряжением скольжения: это плоскости круговых сечений
эллипсоида напряжения (Strainellipsoid), так как именно здесь
точки не испытывают никакого взаимного передвижения. Здесь
могут происходить деформации в виде скольжений и сдвигов. П1О-
скости скалывания или плоскости тангенциальных напряжений
являются плоскостями скольжения при деформации (плоскостями
максимального тангенциального передвижения). Эти важные де-
формационные плоскости идут через средние оси напряжения,
и вначале всегда существуют две расположенные симметрично
плоскости скольжения, которые при начале одностороннего дав-
ления имеют угол примерно в 90° *.
I Рассмотрим теперь тело, как гщлое, в котором определим состо-
яние натяжения для каждой отдельной частицы. Оно будет меняться
от точки к точке, и различие будет тем больше, чем разнороднее
тело. Но имеются не только внешние силы, которые определяют
состояние напряжения. Если провести в теле три пучка кривых
'таким образом, что в каждой точке тангенсы к этим кривым
обозначают главные односторонние давления, то прежде всего
выявляется внутреннее состояние одностороннего давления. Совер-
шенно таким же образом можно установить состояние напряжения.
Во всяком случае, едва ли будет возможно восстановить на осно-
вании геологических данных это течение процесса, в особенности,
'если отсутствуют все данные о величине каждой силы. При дисло-
кациях также не существует таких простых механических явле-
нии, какие получаются физиками при эксперименте. Все тела
горных пород тем или иным образом вовлечены в тектоническую
систему, и резкая противоположность между жестким основанием
и напряженной массой отсутствует. Все же можно переносить
качественно определенные явления, о которых говорилось выше,
на породу: скольжения в породе будут также более или менее
связаны с плоскостями максимального скалывающего напряжения.
Но часто приходится принимать во внимание ряд явлений,
которые придают этим плоскостям скольжения особое положение
и кроме того из первоначально одинаковых двух родов плоскостей
скольжения выявляют одну из них.
I. Любое состояние напряжения каждый раз зависит не только
от действующего в данное время одностороннего давления,
но также от всех состояний напряжения, которые предварительно
совершались в теле. Если изменяются условия одностороннего
давления, направлеиие главных односторонних давлений, то про-
I 1 Что на самом деле твердые вещества постоянно охотнее деформируются
путем использования плоскостей скольжения, показывает вышеприведённое
поведение отдельных кристаллов. Плоскости скольжения образующихся двойни-
ков давления являются для соответствующей деформации плоскостями макси-
мальных тангенциальных напряжений.
10 Грубепман н Ниггли.
141
исходит компромисс между старыми и повыми состояниями напря-
жений, в особенности принимая во внимание также последствия,
указанные на стр. 128.
2. Породы обнаруживают преимущественно, как разнородны1
массы, разнообразные расчленения сил и отклонения. Особенно
текстурные плоскости (плоскости слоистости, контактовые пло-
скости), имеющие большое значение и которые однообразно прони-
зывают породу, будут иметь большее значение вследствие тощ
что к ним приспособляются имеющие большое значение плоскости
напряжения, плоскости главного одностороннего давления шц
плоскости скольжения.
3. Если совершается впутрпкрпсталлическая деформация
(иытраграпулярпая, по Карману), то с деформацией, повод»
ному, увеличивается, внутреннее трение. Определенные плоское] i
скольжения быстро будут изношены, только некоторые остаются
продолжительное время активными.
Все это и, может быть, еще иные обстоятельства обусловли-
вают в ходе дислокации отбор активных плоскостей скольжеюм
в течение длинного промежутка времени, будут ли одни из них
быстро менять свое положение, а -другие нет, будут ли отдельны
пз них почти совпадать с главными текстурными направлениями
и потому иметь преимущество. Происходят дифференциальны*
движения, которые при преимущественно механическом разреше-
нии ведут к рассланцованности, что является характерным для
милонита.
При этом весьма часто происходит отделение минерал#,
ведущих себя различно по отношению к движениям: в особен-
ности листоватые минералы легко образуют слои, которые отде-
ляются друг от друга зонами обломков кварца п полевых шпатов
Таким образом происходят слоистоподобные текстуры. В отдель-
ных случаях следует произвести исследование, насколько здес,
принимал участие обмен растворов, ио несомненно установлен*,,
что движения большею частью представляют не простые сколь-
жения, а вращательные скольжения, и винтовые ‘движения. Затем
нередко пачки с незначительным двпженией от давления сме-
няются породами с сильным движением, при чем опять играет
больШуьб роль перемена материала (образовавшегося первоначально
или последовательно).
4 Таким образом получается сложная зависимость между одно-
сторонним давлением, напряжением и плоскостями движения,
которая в отдельных-случаях только редко допускает механически
удовлетворительное разрешение, однако, остается в общем понят-
ной. Милониты представляют прекрасный пример, г''е сланцеватоап
может являться отражением плоскостей скольжения, и где как раз
в тектонике играют важную роль плоскости скольжения. Что пло-
скости п направления приобретают еще большее значение, чем
это принималось до сих пор, Зандер (Sander), Ниггли
п Шмидт доказали в своих работах. Мы к этому вернемся
в последующих главах (см. главу о текстуре).
Обсудим прежде всего ₽щ* важный вопрос милонитизации
который как раз последние годы явился причиной разнообразных,
дискуссий, вопрос, является ли распознаваемым существенна
142
*
изменение хпмпзма в преимущественно катакластпческп дефор-
мированных породах.
Естественно, если общин состав сделался другим, во время-
метаморфизма должны были циркулировать растворы, и такие
породы будут обнаруживать на ряду с раздроблением также
обмен растворов. С этими изменениями в особенности связано
интенсивное образование серицита и хлорита, которое всегда воз-,
буждало недоумение. Логически рассуждая, в раздавленных про-
дуктах относительно легко растворимые составные части должны
отступить на второй план перед исходным материалом. Но теперь
трудно доказать, что раздавленные продукты до метаморфизма
имели точно такой же состав, как и рядом находящаяся более
пли менее неизмененная порода. В одном и том же теле породы
имеются нередко колебания в химических отношениях. Поэтому
результат анализа следует сравнивать с осторожностью, п только
рассмотрение большого числа подобный серий может указать
на постоянно повторяющуюся закономерность. В последующих
примерах сравним между собою молекулярные значения некото-
рых таких серий.
Примеры обнаруживают, что могут встречаться изменения
в химизме. При этих пяти сопоставлениях речь идет о гранито-
вых породах и их раздавленных продуктах (частично несколько
перекристаллизовавшихся). Для всех изменений является общим
следующее (см. стр. 144).
Величина с уменьшалась, как и c/fm. Отношение 7; обнаружи-
вает приращение. Дальше можно видеть, что alk скорее уменьшается,
все же только в отношении к Na.2O. Величина al, а также fm
в большинстве случаев несколько увеличилась. Во П случае, где
fm является небольшим, доля (FeO -]- Fe203) также относительно
увеличилась. Но отношение тд вследствпе исчезновения MgO
скорее имеет тенденцию падать, чем повышаться. Величина si
большею частью уменьшается. Избыток глинозема al— (alk-\-c)
сделался больше. Вообще речь идет о не особенно значительных
изменениях, но о таких, которые делают заметным именно прибли-
жение к химизму глинистых осадков. Анализы подобного рода
раздавленных продуктов дают в паком случае величины, которые
находятся на границе изверженных полей. Особенно содействовало
выносу растворимых веществ разложение плагиоклазов. Когда
метаморфизм совершается на небольших глубинах, где существуют
пустоты, расселины и т. д., дающие возможность перемещаться
циркулирующим растворам, изменение химизма в указанном раз-
мере должно быть нередким. Р. Рейниш также приводит в своей
работе примеры диабазов, преобразованных благодаря односторон-
нему давлению.
Несмотря на то, что речь идет о преобразованиях с пре-
имущественно новой кристаллизацией, все же приводим здесь
цифровые значения. Они тоже указывают, что с в этом случае
также уменьшается, a fm и al скорее несколько повышаются.
В породах, бедных калием, естественно не приходится предпо-
лагать относительном увеличения к в большем масштабе. Невиди-
мому, часть SiO.2 растворилась и мигрировала (см. стр. 145).
Наконец, следует еще упомянуть, что Баклунд нашел на
10*
(43
I. Роинабвлля. Юлмйсний
гранит.
Г. К о р н е л и у с (Н. Cornelius!.
si Нормальный Милонит
369 -» 317
al ....... fm с . . . . . • alk 48,5 -> 45,5 9 -> 20,5 9,5 -> 7 33 -> 27
к mg С /м ‘ 0,40 -> 0,66 0,27 -> 0,30 1 -> 0,35 \
ti Р h Уд 1,3 0,31 увеличи- вается 2,72 2,735
II. Корвачоний гранит,
Р. Ш т а у б.
si al . . ... fm ...... С alk .... — _Л к тд С fm и ....... р . ... h Уд Нормальный Милонит
336 368 43 -> 40,5 14 -> 21,5 11 -> 7 32 -> 31 0,46 -> 0,58 0,31 -> 0,41 0,81 -> 0,31 1,1 -> 0,6 0,29 -> 0,6 увеличи- увеличи- вается вается 2,71 -> 2,78
III. Иннертнирхнерсний гранат
(Бернероберланд).
П. Н и г г л и и С. П а р к е р.
st ... • Нормальный Катакласти- ческий серицитовый сланец
292 -> 255
al fm с alk 33 -> 39 34 -> 30,5 8 -> 5 25 -> 25,5
к ..... . mg С \ fm 0,38 -> 0,43 0,50 -> 0,34 0,23 -> 0,16
ti ....... p ... . . . h ....... Уд- 0,4 -> 0,5 0,03 -> 0,05 увеличп- увеличи- вается вается 2,69 -> 2,77
IV. Лаузатцмий биотитовый
гранит (Присницград).
Р. Р е й н и ш.
Si Намек иа параллель- ное распо- ложение компонен- тов Похож на глинистый сланец
289 - > 212
al . 42,5 - » 53
fm . . 26,5 - > 28
С 9 - > 2,5
alk . 22 - > 16,5
к . . ..... 0,43 - 4 0,73
mg . . . . . 0,30 - > 0,30
С 0,34 - 4 0,10
fm
144
V. Лаузитцний гранит.
Р. Р е й н и ш.
Нормальней Слабо выражено парал- лельное расположение отдельных компонентов (flaserig) (3 авали ва) Сильно выражено па- раллельное раёположе- ние отдельных компо- нентов (flaserig), похо- жий на глинистый сла- нец (3 анализа)
si ...... 3C8 -> 267 -> 220
al . . 40 42,5 -> 48,5
fin . . . 27 -> 24 28
С ... 10,5 11.5 -> 4
alk . . 22,5 22 -> 19,5
к 0,37 -> 0,45 0,57
mg 0,39 0,32 -» 0,32
с fill 0,37 -> 0,47 -» 0,14
ti ........ — —
P • — — —
h ......... — увеличивается —
>'l 2,67 2,69 -> 2,753
.»! . ...... I 4».’ fm ... . . . . С . . ... all: ...... . I. Диабаз (Фридхоф Нидергрунд, Лаузитц) II. Диабаз (Колнан, Лаузнтц)
Зернистый Сланцеватый Зернистый Сланцеватый
121 -> 98 22,5 -> 23,5 41 -> 47 28 -> 19 — 8,5 -> 10,5 121 -» 106 19 24 42,5 -> 50,5 29 -> 15.5 9,5 10 '
к . . ....... wg . ... 1 с fm li . . . . ..... 0,03 -» 0.05 0,49 -» 0,50 0,68 -» 0,41 -2,01 -> 1,57 0,09„ -> 0,08 0,53 -> 0,50 0,68 -> 0,31 1,5 -» 1,78
мысе Челюскине породу, которую он назвал протомилонитом. Серо-
зеленая порода имеет на выветрелой поверхности облик поли-
(45
м актового1 конгломерата, с мелкочечевнцеобразной текстурой
на свежем изломе, имеющей вид несовершенной сланцеватости.
В микроскопе наблюдается картина ориентированной брекчии
трения, обломка которой вытянуты в направлении общей парал-
лельной текстуры и в зтом направлении усажены новообразова-
ниями хлорита и кварца. Отдельные раздробленные и трещинова-
тые минералы (гранат, эпидот с ортитом, плагиоклаз) снова
залечены этими веществами и наросли в направлении параллель-
ной текстуры, они также окаймляются каемкой микробрекчий.
Полимиктовые обломки можно принять за различные роговики, и она
кроме волнистого погасания кварца обнаруживают еще признаки
одностороннего скалывающего давления. Этот тип образования явля-
ется милонитом ленточного роговика. Когда в нем (часто наблюда-
ются в форме лппз еще отдельные первичные структурные осо-
бенности, то он будет называться протомилонитом.
В. Деформация преимущественно „без раздробления11
и с перекристаллизацией.
Рассмотренные выше явления считаются в настоящем смысле
слова за деструктивный дислокационный метаморфизм. Односторон-
ние давления, действующие на породу, разрушали и раздробляли
исходные материалы. Между тем при рассмотрении таких явлений
следовало бы обращать внимание на конструктивные процессы,
т. е. на те процессы, при которых наступала новая кристаллизация.
Если эти явления перекристаллизации берут верх, то говорят
о метаморфизме путем кристаллобластеза1 2 3 в противоположность
метаморфизму путем катаклаза (кластеза). Породы деформирова-
лась, по продукт деформации является полнокристаллическим,
иногда без всякого следа катаклаза. Создается впечатление, как
будто произошло чисто-пластическое преобразование, т. с. преобра-
зование без раздробления в течение всего процесса. Как оно может
совершаться, мы уже видели: частично минералы могут вести себя
в настоящем смысле пластически, перемещаясь вдоль определен-
ных плоскостей или в них происходят простые скольжения, но по
главной оси они перекристаллизовываются, при чем напряженные
минералы реагируют друг с другом с образованием новых, при-
способившихся к данным условиям индивидуумов (процесс оздоро-
вления). Не подлежит никакому сомнению, что при этом может
играть большую роль обмен раствора (см. стр. 102 и 133). Путем мини-
мального перемещения веществ, путем обмена растворов, преобра-
зования кристаллической структуры порода, невидимому, поддается
сжатию, как будто опа находилась в пластическом состоянии,
тогда как в действительности растворяются всегда только самые
незначительные количества вещества и вновь выделяются (без или
после реакции) или перемещаются как целое. Формы, не приспо-
собившиеся к условиям, господствуют пм при одностороннем та-
вленип или во время преобразования,’переходят в новые модиФи-
1 Примечание редактора. Полимнкювйй конгломерат стожен иг обломков
различных пород. А. Г.
3 fZasreiv— расти, пускать ростки, произрастать.
нации. Авгит будет превращаться в уралит или роговую обманку,
андалузит в дистен. Но большею частью обмен также распознаваем,
будет ли это гидролиз при открытом участии растворителя —
например из ортоклаза и воды происходит мусковит (серицит)
и кварц—или произойдет обмен веществ между соседними инди-
видуумами, например из плагиоклаза, авгита и воды образуются
альбит, эпидот и кварц.
Явления чисто механических или ч^то химико-минералогиче-
ских преобразований могут быть относительно редкими для целой
породы. В большинство случаев оба процесса действуют совместно
или одновременно, пли друг после друга. Соответствует ли
общий эффект более деформации с раздроблением или без раздро-
бления, зависит от особых обстоятельств, как это уже было указано
па стр. 132.
I. На преобразование с перекристаллизацией благоприятно
действует относительно высокое всестороннее давление (на ряду
с избытком одностороннего давления). Перемещения и деформации
в таком случае могут быть непродолжительными. Перекристал-
лизация в небольшом размере ведет к новому приспособлению.
2. Точно таким же образом действует повышенная температура.
Ведь мы видели, как может, напрпмер, перекристаллизовываться
деформировавшийся в холодных условиях металлический аггрегат
при последующем нагревании, так что можно говорить непосред-
ственно о деформации на холоду и деформации при нагревании
(W. Schmidt).
3. Присутствие уже' небольших количеств раствора, которым
не может быть выжат, но только является подвижным внутри
породы, повышает естественно, по изложенным на стр. 102 принципам
способность реакции. Одностороннее давление в таком случае дей-
ствует как катализатор. Сильно напряженные минеральные частицы
переходят в раствор, в местах, где отсутствует давление, происхо-
дит снова отложение.
4. Относительно тонкозернистые, напрпмер глинистые, породы
легче будут перекристаллизовываться вследствие большей поверх-
ности зерен, чем грубозернистые породы, которые сначала должны
будут деформироваться путем катаклаза.
Поэтому перекристаллизация в горизонтах, испытывающих более
сильное тектоническое воздействие, или на больших глубинах, или
в присутствии богатых водой тонкозернистых пород выразится в мета-
морфизме без разрыва. Например, в то время как в Готтардском
массиве и частично также на его северной стороне преобладает
катаклаз, сильно скученные и спрессованные осадки южной синк-
линали между Готтардским массивом и пеннинскими покровами
(мульда Пиора, Скопи, Lukmanier) превратились в высококриетал-
'лические продукты с совершенно новым минеральным' составом
(биотит, мусковит, гранат, ставролит, дистен, роговая обманка
и т. д.). С другой стороны, первоначально точно такие же по со-
ставу сланцы из Бюпднера, находящиеся восточнее (Люгнетц),
которые большею частью могли выжиматься к северу, гораздо
менее интенсивно метаморфизованы.
Штауб п Корнелиус доказали, что преобразование верхних
(восточпо-альпийскпх) покровов в Граубюндене является шреиму-
147
щественпо катакластическим и милонитовым, тогда как более глу-
боко залегающие пеннинские покровы деформированы путем кри-
с галлобластеза. Этим самым тектонические соотношения приво-
дятся в соответствие. Восточно-альпийские покровы были передви-
нуты по хорошо распознаваемым плоскостям надвига. Явления,
которые можно было бы толковать как остатки среднего крыла
(Mittelschenkeln), редки. Отсутствуют также лобовые перегибы (Um-
biegungen) больших масштабов в особенности у глубже залегающих
пород; господствует тип „скользящих тонких пластин11 (Gleitbretter)
(Шпитц). С другой стороны, пеннинские покровы обладают ярко
выраженным складчатым характером — разрывы и разломы
являются более редкими. В местности имеется „непрерывная тек-
тоника'-1 (Зандер). Раскалывания и выклинивания обычны, ио
тоже связаны со складчатостью. Обнаруживается согласное залега-
ние. Средние крылья, часто сильно уменьшающиеся, можно про-
следить на километр (Пенни (Jenny), Фриш кнехт1). Именвг
в этих средних крыльях обнаруживается в таком случае различ-
ное поведение пород. Триасовый доломит и мрамор часто вытянуты
в виде линз, которые затем снова могут быть собраны в складки.
Что касается метаморфизма пеннинских покровов, то он яс»
зависит еще от глубины тектонических процессов, несколько рае-1
сматривается молодой альпийский метаморфизм.
Прекрасные примеры вызванной местными условиями смени
неизмененных, измененных с раздроблением и кристаллически
деформированных пород, имеются, у Альб. Гейма в „Geolo-
gic der Schweiz" (том. 2). Эга поразительная смена очень характерна
для дислокационного метаморфизма на определенных глубина’
Келловейские железные оолиты Виндгелля (Windgalle) образов.,
лись приблизительно почти нормально в перегибе свода между!
обеими вершинами Виндгелля. В 400 .« к югу от пих в опрокм
нутом среднем крыле они являются тонко листоватыми и совер-1
шеннг перекристаллизованными. Катаклаз уже является неузн» I
ваемым, однако, в сопровождающих доггерских и мальмских из-
весшяках белемниты разорваны. Железнооолитовые зерна дефорлг|
розаны в плоские шамозитовые линзы с отношением осей 1 :6 до|
1 : 15. В поперечных разрезах распознаются еще первоначальпые!
скорлуповатые слои, которые тоже являются линзовидными. Таким
образом деформация меньше всего была связана с перекристаг-1
лизациой, вследствие чего детали первоначального расположения
продолжали сохраняться. Свежие, хорошо выкристаллизовавшие я
октаэдры магнетита рассеяны по всей породе и указывают на обм и!
вещества. О пластической деформации во всем ходе процесса н I
может быть никакой речи, хотя, невидимому, шамозитовые оотиты!
приняли без раздробления новую форму. Здесь происходило им
следовательное переотложение, "меньше всего с перекристаллп ’ I
цией. Деструктивный (разрушающий) и конструктивный (созвдм
ющии) дислокационный метаморфизм представляют таким образе ;|
две формы проявления, которые могут замещать друг друга в 3.J
висимостп от внешних условий, но которые также встречают! 1
совместно или одна после другой.
1 Beitrage z. geol. Karte der Schweiz. N. F., 51 Lief. Bern, 1923.
848
В новейшее время Зандер и Эрдмансдбрфер обратили
особое внимание в своих работах на момент последовательности
катаклаза и нристаллобластеза. Каждая порода, возникшая путем
перекристаллизации, характеризуется прежде всего тем, что мине-
ралогический состав, структура и текстура являются узнаваемыми
и могут быть поняты в их взаимном отношении. При этом, есте-
ственно, возникает вопрос, идет ли речь об одновременно при-
обретенных свойствах или о свойствах различных фаз истории
развития. Эти исследователи считают теперь частично параллель-
ную текстуру метаморфических пород за иллюстрацию кристал-
лизации без напряжения с сохранением уже существовавших перед
конечным процессом кристаллизации текстуры — первоначальной
слоистости или милонитовой сланцеватости. В последнем случае по-
роды, деформированные с разрывом, испытывали бы более позднюю
статически протекающую перекристаллизацию: деструктивный
и конструктивный процессы были бы по времени полностью отде-
лены. Естественно, эти важные вопросы будут нами обсуждаться
особо в главе о текстурах. Однако; так как они находятся в за-
висимости от представлений, связывающих преобразования с раз-
дроблением и преобразования без видимого раздробления, необхо-
димо рассмотреть их уже теперь.
Наиболее интенсивно и наиболее обстоятельно занимался этими
вопросами Зандер. Он отделяет пластические преобразования
с узком смысле (пластез) от перекристаллизаций (бластез) и раз-
личает тектонокластическук, тсктонопластическую и тектонобласти-
члскую деформации.
Тектонобластическая деформация, согласно ему, может быть
двух родов. Их существование свидетельствует, что механически
неповрежденная структура находится в телах, которые отчетливо
были деформированы как целое, благодаря дислокационным явле-
ниям. Невидимому, произошла деформация без раздробления или
имеется налицо настоящая деформация кристаллобластеза, т. е.
перекристаллизация и деформация происходили вместе (при чем
часто должна быть включена более пли менее быстро колеблющаяся
смена механической деформации зерна и перекристаллизации),
или наблюдается чистый отраженный кристаллобластез (Abbildungs-
kristalloblastese). Это последнее понятие надо как целое опреде-
лять так, что кристаллизация больше не происходила под влиянием
напряжений. Первоначально подвергшаяся тектоническому вли-
янию порода претерпела преобразования с разрывом. Это или еще
дометаморфически ориентированное расположение составных ча-
стей (например слоистость) обусловливает ориентированную стру-
ктуру при позднейшем процессе крпсталлпзаципи. В таком случае
кристаллизация ничего не имеет общего с деформацией. Породы
|рще до преобразованпя минералов, будучи уже кристаллическими
(прекристаллическими — prakristallin), подверглись деформации,
а затем перекристаллизовались при статических условиях. Между
тем, Зандер понимает определение не так односторонне. В то
время как он прекристаллическую деформацию определяет как
деформацию, в течение всего времени перекрытую кристаллизацией,
отраженный кристаллобластез может начаться и во время дефор-
мации.
143
Деформированная, невидимому, без раздробления порода, у
которой отсутствуют катакластическне признаки, должна при всех
условиях испытать метаморфизм с преобразованием минералов. Но
выражение „перекристаллизация продолжалась дольше, чем де-
формация (движение)", может быть, является слишком категориче-
ским. Оба явления могут постепенно ослабевать или движения
постепенно прекращаются, fтогда как преобразование минералов
остается еще в силе, чтобы затем все-таки относительно скоро
исчезнуть с деформацией. Таким образом мы имеем следующие
возможные случаи:
1- Деформация, кристаллизация и изменение минерального
состава (Umlagerung) одновременны.
2. Деформация чисто механическая, кристаллизация от нее от-
делена и происходит позже.
3. Деформация чисто механическая, сопровождается и завер-
шается изменением минерального состава и кристаллизацией.
Случая 1 наблюдается, без сомнения, часто. Возражение, что
силы не одновременно разрушают и восстанавливают, не выдержи-
вает критики, в особенности после .изложенного на стр. 104. Точно
так' же можно не разделять мнения, что в новообразующихся
минералах всегда должны были наблюдаться снова деформации.
Р о з е н б у ш определенно говорит: „Что образовалось во время
давления и путем давления, не будет им разрушено. Никакая сила
не разрушает того, что создает до тех пор, пока продолжают со-
храняться условия существования созданного". Но именно по-
тому, что в дислокационных областях часто меняются условия,
наблюдаются последующие деформации, вращения, раздробления.
Так, в сланцах Бюнднера и в гнейсах Люкманпр (долина Ппора),
согласно Криге (L. Krige), новообразовавшиеся гранаты часто
впоследствии претерпевали вращение и даже были раздроблены.
Хлоритоиды хлорптоидных сланцев северного Готтардского массива
(П. Н п г г л и) обнаруживают те же самые явления. При тщатель-
ном изучении таких пород почти постоянно можно наблюдать явле-
ния, которые свидетельствуют о деформациях перед кристаллиза-
цией и о деформациях после кристаллизации, другими словами—
оба явления идут рука об руку. Шмидт в своей работе „Веме-
gungsspuren in Porphyroblasten (grSssere einsprenglingsartige вен
gebildete Kristalle) kristalliner Schiefer" пытался определить фазы
движения и кристаллизации там, где происходили совместно рост
и дифференциальное движение. Мы к этому вернемся в отделе
о текстурах.
О взаимодействии между минералообразовапием и деформацией
говорится также очень подробно в работе Баклунда о Таймыр-]
<’ких породах, где также складчатое движение оставило свои и-|
початок до, во время и. после перекристаллизации пород.
Образование многих более или менее приспособленных к сколь-
жению минералов в дислокационно-метаморфических областях тоже
говорит о совпадении по времени деформации и перекристалли-
зации, В Альпах почти все глинистые породы превращены в серицн
товые породы: вытянутые серицитовые оболочки облекают линзовпд-
яые части грубозернистого материала. Преимущественно развити
биотит, хлорит, тальк, дистен, волнистая роговая обманка, и в
158
всяком случае вполне возможно, что .скалывающая деформация
предпочитает образование таких минеральных видов, которые легко
поддаются движениям и в состоянии приспособиться к тектониче-
ским линиям. Но и в этом случае могут также встретиться в широ-
ком смысле слова отраженные кристаллизации (Ahbildungskristalli-
sationen), если под этим термином будем понимать влияние прежних
^текстур на новое кристаллическое строение. Ведь после сказанного
на стр. 142 должны быть заметны такого рода отношения, так как
реагирование породы на деформацию зависит всегда от исходной
формы, и характер кристаллической группировки от одновремен-
ной или предшествовавшей деформации. Реликты в этом смысле
всегда будут иметь место. Существует только постепеиное различие
между крайними случаями, когда первоначальная текстура является
решающей илн когда она почти полностью уничтожена.
Чем однообразнее напряжение во время всего хода преобразований,
тем труднее будет' распознать отношения деформаций и кристал-
лизаций. Они совершаются при благоприятных условиях рука об
руку, так что не может быть никакой речи о настоящем механи-
ческом преобразовании. -Каждое перемещение влечет за собою
непосредственно перекристаллизацию,, и в таком случае породы
должны казаться деформированными совершенно без разрыва.
Здесь также может играть существенную роль обмен раствора.
Таким образом в целом, паи кажется, непоколебимо устанавливается
преимущественная одновременность деформации и преобразования ми-
нералов. Однако било бы ошибкой не указывать на то, что в этой
одновременности являются несомненно различными отдельные фазы
ociee тектонопластических или тектонобластических воздействий.
Ведь это принадлежит к наиболее интересным проблемам —
различать друг от друга эти отдельные стадии и устанавливать
связь с тектонической историей соответствующей части земной
коры.
Приведенный на стр. 152 случай 2 является также вполне воз-
можным, он соответствовал бы ранее упомянутым металлургиче-
ским явлениям, перекристаллизации деформированных на холоду тел.
В первую очередь, необходимо принимать во внимание последующее1
повышение температуры. Если повышение температуры является
следствием внедрения магмы, то перед нами имеется полимета-
морфпчоская порода, которая сначала была дислокационно-мета-
морфической с разрывом, а позднее контглктметаморфической.
I Если, однако, повышение температуры является следствием опу-
скания, например благодаря отложению других пород во время
дислокационного цикла, который выбывал механическую деформа-
цию, то порода как целое находилась в двух дислокационно-метамор-
фических фазах. Зандер полагал, что подобного рода последую-
щис (статические) отраженные кристаллобластезы можно устана-
вливать в различных случаях по текстурам. Если, например,
| складчатый, перекристаллизованный филлит обнаруживает распо-
ложение слюды полигональными дугами, без изгиба или надлома
I самих листочков слюды, то Зандер полагал, что таким путем
найдено падежное средство дтя установления кристаллизации
после складчатости. Зандер считает также ниже разбираемое
{правило Тренера о строении кварца в сущности за дЬкааатель-
ство механически обусловленной текстуры, возможно перед после-
дующей перекристаллизацией.
Действительно не подлежит никакому сомнению, что некоторые
типы складчатости в глинистых сланцах широко развивались,
прежде чем вновь образовалось что-нибудь другое, кроме тонко-
чешуйчатого серицита. Только при еще более сильном напоре или
сжатии происходила грубозернистая перекристаллизация. В мульде
Пиора в южном Готтарде можно, например, иногда легко разделить
друг от друга последовательные стадии в связи со складча-
тыми процессами. Несомненно, развальцовывание также часто вы-
зывало преобразования с разрывом, раньше чем перекристал-
лизация становилась значительной. Также часты последовательны
процессы различных способов воздействия новых условий, вызы-
ваемых дислокацией. Но нам кажется мало вероятным, что резки
деление между тектонокластическим преобразованием и следую-,
щим после него статическим кристаллобластезом широко распро-
странено. Как уже подчеркивалось, Зандер не разделяет их та1.;
резко, но вследствие этого понятие отраженного кристаллобластез*;
расширяется, что, по нашему мнению, делает невозможным разгра-
ничение от деформационного кристаллобластеза. Более четы»
определения понятий однако служат для того, чтобы в отдельны!
случаях различать тектонокластические процессы от кристаллобл^
стических и всегда принимать во внимание возможность наше,
случая 2.
То, что понимается под случаем 3, обнаруживается довож*
часто в природе. Он отличается незначительно от случая 1. Мша
гие уже упомянутые там явления говорят действительно в пользу
этого вида метаморфизма. В таких случаях не только должв
было происходить внутригранулярное механическое преобра »
ванне, но и междугранулярное, сопровождаемое и сопутсшА
емое перекристаллизацией. Эти кристаллизации пережили бы глаа
ные деформации механического типа. Все, что Зандер указывщ
в пользу своего отраженного кристаллобластеза, совместимо така!
с такого рода преобразованием,.и сам Зандер предполагает, не-
сколько мы его правильно понимаем, подобного рода явления.
Но понятно, что и обратный ход также обычен. Послекриста’Л
лическая деформация, говоря вместе с Зандером, вызывая
в таких случаях последующий катаклаз. В действительности таки
явления постоянно будут встречаться в дислоцированных областей
Конечно, в таком случае следует установить, являются ли кристы
Ливадия и катаклаз, вообще говоря, относительно одновременные
или они принадлежат различным циклам дислокации. Наприм-|
в Альпах нередко наблюдается, что дотриасовые метаморфически
породы во время альпийской складчатости были чисто меха ни;:
ски деформированы. Последний метаморфизм в таком случае чи
тектонокластического характера. Вследствие того, что части земв
коры могут многократно претерпевать орогенные фазы, nponcxoj
разнообразие явлений, например весьма убедительно установи
ыых Ш т а у б о м для восточных Альп. Если мы сделаем вывод 1
всех этих рассуждений, то он должен примерно быть следующп
Деструктивный и конструктивный дислокационный метаморфи
приставляют два рода явлений, которые принадлежат к различу
152
совокупностям условий, но совокупности условий являются различными
для различных минералов. Кроме тою, они захватывают также друг
друга таким образом, что во время одного дислокационного цикла может
многократно происходить перемена. Конструктивному метаморфизму
большею частью предшествует процесс разрушения (катаклаз, переме-
щение) и создает благоприятные условия для перекристаллизации, т. е.
„процесса оздоровления11. Но этот предшествующий процесс может
ишти совершенно непосредственно, т. е. быть неотделимым от пере-
кристаллизации путем обмена растворов, тогда как в других случаях
стадии преимущественно тектонокластического преобразования отчет-
ливо отличаются от стадий тектонобластического или чисто стати-
ческого кристаллобластического. Большое разнообразие в поведе-
нии пород к внешним тектоническим воздействиям отмечается на
их внутреннем состоянии во время метаморфизма. Мы можем уста-
новить определенное понятие для отдельного случая, для отдельного
вещества, но зти понятия нельзя уже переносить на общие случаи
и на минеральный аггрегат. Разнородность в целом и в частностях,
в физическом и химическом поведении минералов создает изобилие
возможностей, благодаря которым в каждом шлифе породы можно
производить различные наблюдения.
Дислокационный мепгаморфпгзм нельзя понять без одновременного
тектонического исследования части земной оболочки, с другой сто-
роны, толкования исследователя тектоники, не принимающего во
внимание петрографических моментов, не могут быть достаточно
точными. Таким образом, надо считать за правило, что следует
по возможности отчетливее разграничить отдельные процессы и
установить их последовательность во времени, но что в общем
невозможно достичь резких разграничений между ними, так как
их не существует. Следует также принимать во внимание, что
дислокационные явления представляют длительные процессы, и
метаморфизм породы правильно может быть понят только в том
случае, если мы знаем, как она вела себя во всех фазах этого
[геотектонического процесса.
После исследований альпийских геологов нет больше сомне-
ний, что во время дислокационного процесса и в силу дисло-
кационных явлений могут образоваться совершенно с новым
обликом высококристаллические породы. Что смена вещества
постоянно происходила путем обмена раствора, на это указы-
вают разнообразные комплексы реакций, часто детально просле-
женные. Если напряжение под влиянием одностороннего давле-
ния является только небольшим, то его преобразующее действие
механически или химически продолжает стоять на'низкой ступени,
так что исходный материал еще легко распознать** 1. Если это дей-
1 На ряду с волнистым погасанием и цементной структурой происходит
сначала преимущественно только замещение полевого шпата слюдой, пироксена
уралитом (н сходные перекристаллизации), которое не предполагает никакого
очень значительного Обмена вещества. Оно происходит наподобие псевдо-
морфоз, также с сохранением формы. Отдельные новообразования появляются
| только в промеисутках минеральных зерен. Тут часто появляются кварц и бно-
I тит. На ряду с этим для начала метаморфизма являются характерными (соско-
образные) прорастания кварца и полевого шпата (.мирмекит* Седерхольма),
(которые особенно часто встречаются в гранитах.
ствие является, напротив, интенсивным, то метаморфизм ведет
к образованию совершенно новой породы, облик которой, вслед-
ствие очень большого изменения минерального состава, структуры
и текстуры, позволяет только с большим трудом распознать перво-
начальную породу. Гранит-аплитовые жилы изменяются в типич-
ные мусковитовые сланцы, грапит-порфиры и иорфировпдные
граниты переходят в однообразные серицитовые сланцы, диориты
и габбро—в амфиболиты, тогда как песчанистые мергели или гли-
нистые псаммиты могут превратиться в гнейсы и слюдяные сланцы.
Путем тщательного рассмотрения целых серий пород и их хими-
ческих анализов удается в таком случае, благодаря установлению
промежуточных стадий, выявить те ступени, где действие одно-
стороннего давления было менее интенсивным, и таким образов
восстановить часто очень запутанные пути, которыми шел мета-
морфизм.
Наконец, с действием давления находится в самом тесном отно-
шении 'пьезокристаллизация (risctu — сжимать), это Понятие было
введено в петрографию Вейншенком. На пьезокристаллизации
основывается главным образом, согласно упомянутому исследова
телю, своеобразие альпийского гранитного центрального массива
и окружающей его полосы сланцев.
Пьезокристаллизация должна встречаться там, где происходили
интрузии во время образования складчатости альпийских цепей,
таким образом, что насыщенная газом гранитная магма была выжата
лакколитообразно в ядра антиклиналей, не прорывая слоев до
поверхности, а создавая себе помещение, п активно подымая слои.
При этом интрузия должна продвигаться постепенно и медленно,
так что она, внедряясь, охватывает большой промежуток времени
При этом магма подвергается, по мнению Вейн шейка, непре-
рывному воздействию тангенциального напора и затвердевает таким
образом* под воздействием одностороннего давления. В середине
интрузивной массы это давление превращается в гидростатичесгое
давление, но в краевых частях оно производит в еще вязкой магме
свое регулирующее действие и является причиной параллельного
положения слюдяных чешуек и вкрапленникоподобных полевых
шпатов (первичная сланцеватость), вокруг которых изгибаются
листочки слюды (глазковый гнейс). Хрупкий кварц будет раз-
дробляться („песчаный кварц" альпийских гранитов). Давление,
господствующее во всей магме, при минералообразованпи действует
ио правилу объемов. Минеральный состав „гранита централь-
ных массивов“ является противоположным обыкновенному граниту,
вследствие присутствия тяжелых компонентов. Давление делает
также возможным присутствие содержащих воду веществ первич-
ного происхождения, кроме того препятствует удалению ювениль-
ной воды, которая таким образом должна участвовать в образова-
нии минерала (включения первичных серицитов, эпидотов, цоизи-
тов и т. д. в полевых шпатах интрузивных гпейсов).
Понятие пьезокристаллизации имеет много за собой основа-
ний, и его применение в каждом отдельном случае заслуживает
исследования. За перекристаллизацию большинства гнейсов цен-
трального массива Альп в твердом состоянии говорит ряд явле-
нии, особенно структура Этих пород и их своеобразные включения
!54
паразитных минералов. С тонки зрения пьезокристаллизации
было бы весьма любопытно, почему особое образование несомненно
карбоновых интрузивных пород будет встречаться именно в тех
областях, которые пережили более поздний дислокационный мета-
морфизм. В центральных массивах Альп имеются карбоновые
интрузии, в которых древний метаморфизм и молодой альпийский
метаморфизм являются разобщенными процессами. Непризнание
понятия „полиметаморфизм" привело Вейншенка к неправиль-
ному переносу самой по себе вполне возможной пьезокристалли-
зации на альпийские явления.
Бесспорным является, что дифференциальные движения могут
встречаться во время затвердевания магмы и часто проявляли
активность: особенно часто они встречаются в области древней-
ших пород. Но в жилах покровных пород также наблюдается парал-
лельно зальбанду первичная сланцеватость. Бекке предложил
распространить понятия протоклаз, протокластиче^ий и протобла-
стез, протобластический, введенные Брёггером и Вебером,
па явления, которые наблюдались в изверженных породах, подвер-
гавшихся во время кристаллизации из магмы воздействию диф-
ференциальных движений. Бекке говорит: „ Протоклазом или про-
токластическим процессом называется процесс, при котором в мас-
сивной породе проявляется параллельная текстура при заметных
раздроблениях ранее застывших составных частей, вследствие
сильного механического влияния во время затвердевания и в усло-
виях температуры и давления, существующих при нормальном
затвердевании. Характер составных частей, а также их вну-
тригранулярные структуры (зопальное строение и т. д.) со-
ответствуют условиям затвердевания пород". Вебер юбозпа-
чает протоблеютезом или протобластическим ,.такой тип кри-
сталлобластеза, который происходит в массивной породе в не-
посредственной связи с затвердеванием". Дифференциальные
движения уже начали действовать во время магматического
затвердевания и изменяют нормальную структуру затвердевания.
Структура является первичной и только в той мере метаморфи-
ческой, если она произошла путем приспособления частью уже
существовавших (частично кристаллизовавшихся) составных ча-
стей к дифференциальному движению. Интересно, что Бекке
в таких породах наблюдал обратную зональную структуру плагио-
клаза. Введенное в нашей новой систематике понятие 'автомета-
морфизма уменьшает контраст между этими явлениями и явлениями
настоящего аллодислокационпого метаморфизма. Протоклаз и «ротпо-
бластез являются автометаморфичными аналогами катаклаза и кри-
сталлобластеза. Разграничение должно до известной степени оста-
ваться условным.
3. Контактный метаморфизм.
Под контактным метаморфизмом мы понимаем такие превра-
щения пород, которые происходят как следствие внедрения
магмы и вызванные этим явлением изменения условий. Для рас-
познавания явления необходимо рассмотреть область, в которой
этот геологический акт является последпим хорошо распознаваемым
155
событием большого масштаба. Метаморфизм в этом случае может
быть также изучен в породах основания или в переходных поро-
дах (Uebergangsgebirge).
Внедряющаяся магма при охлаждении будет отдавать свое тепло
окружающей среде. Происходит повышение температуры, и этими
новыми условиями могут быть вызваны процессы превращения.
Однако магма часто действует не только как поставщица тепла.
С внедрением магмы связано ее превращение в изверженную по-
роду. Растворенные в магме легколетучие составные части начи-
нают выделяться уже во время изменения положения расплавлен-
ных масс (понижение давления) и проникают в окружающие
породы. Кроме того, в дальнейшем ходе образования изверженнон
породы выделяются все более труднолетучие вещества, происхо-
дит обогащение легколетучими, вследствие чего повышается давле-
ние пара. Смотря по обстоятельствам, выделение парьв, как дестил-
ляционный процесс, может происходить более или менее непре-
рывно в проницаемые боковые породы, или насыщенные пары и
остаточные растворы удаляются сразу вместе с труднолетучими
веществами, если давление пара сделалось больше, чем господ-
ствующее давление. Таким образом совершаются пневматолиз и
инъекция. Наконец, магма может действовать как растворяющее и
коррозионное средство, что вызывает расплавление. Таким образом
оказывается целесообразным подразделить контактметаыорфическпе
явления на:
а) Нормальный или обыкновенный (термический) контактный
метаморфизм.
р) Пневматолитический вплоть до гидротермального контактною
метаморфизма с привносом вещества.
у) Инъекционный метаморфизм вплоть до метаморфизма распла-
вления.
а. Обыкновенный (термический) контактный мета-
морфизм.
Под этим названием должно понимать контактный метаморфизм,
при котором невозможно доказать привнес материала. Но этим,
во-первых, еще не сказано, что подобного рода привнос совершенно
отсутствовал. Из магмы могут быть привнесены пары, но они не
поступают в минеральный состав перекристаллизующейся обо-
лочки пород. В таком случае они вместе с легколетучими состав-
ными частями, выделяющимися из пород при высокой температуре,
содействуют метаморфизму.
Само собой понятно, что обыкновенный контактный метаморфизм
встречается вместе с пневматолитическим метаморфизмом. Нередко
в таком случае многие явления пытаются объяснить, согласно
точки зрения наблюдателя, то как первые, то как вторые. Свобод-
ный от предвзятого взгляда исследователь только там признает
установленным привнос вещества, где это оказывается необходи-
мым по химическим, структурным и минералогическим причинам.
При этом он не может отрицать, что такие же газы и пары могли
циркулировать в других местах, но так как там они не оставляют
после себя никаких следов и не вызывают никаких явлений, ко-
IS6
тирые нуждаются в особых объяснениях, их не принимают
в расчет.
Для термического контактного метаморфизма в первую очередь
необходимо, как уже показывает название, повышение температуры,
вызываемое магматической интрузией. Последняя сама зависит от
величины магматического очага, температуры и кристаллизацион-
ных условий магмы, начальной температуры боковых пород и их
теплопроводности. Кроме того, сюда входят еще такие явления,
как конвекционные потоки в расплаве, перемещение получающихся
из магмы или из оболочки пород легколетучих составных
частей, которые едва определимы, но которые для образования
термического равновесия несомненно имеют значение. Общий
ход метаморфизма естественно будет обусловлен также суще-
ствующим давлением нагрузки и природой первоначального
материала.
После того как Лэн (С. Lane) 1 11 сделал попытку воспроизвести
падение температуры в охлаждающихся интрузивных массах, не-
давно Ингерсоль и Цобель (L. Ingersoll и О. Zobel) разра-
ботали схему, которая дает некоторое понятие о термических
отношениях равновесия на контактах с интрузивной массой. Из
этих исследований вытекает,. что внутри больших интрузивных
масс охлаждение совершается очень медленно. При первоначаль-
ной температуре в 1000° в интрузивном теле спустя 6400 лет
в 700 м от контакта температура могла бы быть в 400° (кристал-
лизация не принята во внимание), именно считая, что в контакте
с породой имеется 0°. В боковых породах при одинаковых усло-
виях падение температуры, начиная от контакта наружу, происходит
очень резко. Даже через 100 лет в 100 м от контакта температура
была на 300° ниже, чем у самого контакта. Постепенно происхо-
дит выравнивание, волна тепла перемещается наружу, чтобы снова
уменьшиться. Но весь процесс продолжается очень долго, еще
спустя 10 000 лот в нескольких стах метрах от контакта имеются
существенно более высокие температуры, чем температуры боко-
вых пород до внедрения в них магмы.
Две кривые на фиг. 41 дают качественные выражения усло-
вий в 100 и 200 м от контакта. Можно видеть, как вблизи кон-
такта происходит более быстрое повышение температуры с доста-
точно резко выраженным максимумом, тогда как далее от кон-
такта высокая температура (абсолютно все же более низкая) пере-
дается медленнее, но зато и сам процесс охлаждения протекает
медленнее. Подсчеты Ингерсолем производились со средними
константами теплопроводности. Различные породы ведут себя
в этом отношении различно. Однако побочные явления (проникно-
вение газа и т. д.) стремятся производить выравнивание.
Надо заметить, что только в благоприятном случае, при нали-
чии действующих конвекционных потоков в магме, температура
соседних пород в непосредственном контакте будет несколько
ниже температуры магмы. В противном случае разница будет до-
ходит до 300° и больше. При этом также существенную роль играют
1 Geol. Report on Isle Royal Michigan, Geoi. Surv. of Michigan, vol. VI, 1893;
Annual Rep., 1903 from Bull. Geol. Soc, Am., XIV, 1803 p. 369.
11 1р5бенман и Няггли.
157
Первоначальная температура контактовых пород и размер магма-
тической массы.
Определение наивысших температур по характеру возни.-
ших минералов является совершенно ненадежным до тех пор,
пока неизвестны температурные пределы вновь образовавшим
минеральных комбинаций. В то же время пытаются использоват;,
некоторые' постоянные точки {геологический термометр). Очень чаи»
там, где преобладает обыкновенный контактный метаморфизм,
магма относительно быстро поднялась на более высокий уровенФ
отсутствуют всякие признаки расплавления окружающих пору;
и включений. Очевидно, в таком случае не была достигнута тем-
пература плавления соответствующих аггрегатов. Но сами эти тем-1
пературы ниже, чем точки плавления минералов.
Для установления температурных отношений используют^
лишь немногие точки превращении минералов. Они не должны быт»
чувствительными к давлению, по возможности принадлежать г
минеральным видам, которые не образуют никаких смешанны:
кристаллов, и помимо того принадлежать к серии таких модифии-
ционных изменений, которые быстро образуются и могут быть п(
стоянными. Нередко говорят о превращении кварц — тридимит (6701
прп 1 атм.), что едва ли кажется уместным, с тех пор как к-
вестно, что тридимит также может быть неустойчивым и устойчи-
вым. Кроме того, не исключается возможность, что гораздо rd
ше t 870° при особых условиях может образоваться кварц и id
кристаллизоваться вместо тридимита 1.
Превращение принадлежит не к тем, которые происходят глади
как только будет достигнута температура равновесия. Луч’
всего было бы использовать так называемые а — р-превращеваи
только при этом часто трудно бывает узнать, произошло ли i J
самом деле превращение. Например, кварц в изверженных nJ
родах является исключительно частым минералом. Его а—и
превращение прп 575° вполне удобно для установления теы1-<
ратуры 2. Встречающиеся в породе минералы едва ли позгч
ляют все-таки ставить диагноз, происходило ли образование ьыгч
или ниже 575°, и до настоящего времени неизвестно ни одног!
примера, где на основании этого превращения пытались бы дела!
подразделения контактной полосы на зоны. Вследствие этого п]«|
вращение волластонит-псевдоволластонит является неподходящ!
потому что их изменяют небольшие прибавления Mg- силпка1|
кроме того, оно происходит при слишком высокой' темпе] J
туре (при 1180°). Отношения между пироксенами и амфибола"!
еще совершенно неизвестны. Не говоря о том, что они предо- а
вляют смешанные кристаллы сложного состава, ряд новых исс I
дований заставляет быть более осторожными по отношению к ига
Пожалуй, вообще роговая обманка образуется при более низг I
температуре, чем авгит, но в очень многих контактных облай и
находят оба этих минеральных вида развившимися совмести 1 2
1 О влиянии давления см. V.-H. Goldschmidt.'cTp. 109.
2 Кварц как геологическиий термометр (F. Е. Wrihgt и Е. S. Lars
1053. Am. J. of Sc., vol. 27, Jani 1909; Zeitechr. f. anorg. Chemie, Bd. 68, 1!
S. 338—369.
158
1
1десь, быть может, играет большую роль разница и химическом
составе (роговая обманка беднее известью), чем температурная
разница. Диссоциационная температура кальцита настолько зави-
сит от давления, что при относительно незначительном повыше-
нии в 100 атм. отделение С02 не вызывает сомнений для тех
температур, которые могут господствовать в контактных областях.
О температурах реакций СаСО8 с Si02 и А1203 мы ближе не осве-
домлены.
Из всего вышесказанного можно видеть, что в отношении к абсо-
лютным значениям температуры существует неопределенность.
В особенности отсутствуют явления, которые позволяли бы раз-
гранич ать образование в направлении низких температур. Также
нельзя сказать ничего имеющего общее значение о температурах
Фнг. 41. Увеличение и уменьшение температуры в контактов он зоне магматиче-
ской интрузивной массы. Высчитано по данным Иигерсоля и Ц об ел я.
то время превращения. Ранее упомянутые определенные факторы
каждый раз являются различными, но следует заметить, что при
оценке ошибок скорее бывает переоценка, чем недооценка.
Если абсолютные значения температур трудно поддаются оценке
по существующим до настоящего времени данным, то все-таки
щчетливо обнаруживается почти во всех случаях обыкновенного
термического контактного метаморфизма относительное распределе-
ние температур. Зависимость интенсивности превращения и иногда
вакже способа превращения от удаленности изверженной массы
рвляется наиболее важным признаком метаморфизма, обусловлен-
ного контактом с изверженной массой. Метаморфические породы
•асполагаются в виде зон вокруг изверженной породы, так что
гожно говорить о действительно существующей контактной полосе
ли контактном ореоле. Внутренние, близкие к магме, части обна-
руживают другие свойства, чем внешние, метаморфизм затухает
кнаружи. Здесь существуют непрерывные переходы, и деление
чиактной полосы является более или менее произвольным. Иногда
:азывается целесообразным делить контактные зоны на внутрен-
ою, среднюю и внешнюю.
Чтобы понять разнообразие контактных явлений и подразделе-
1е контактных зон, рассмотрим подробнее отдельные примеры.
При этом сначала рассмотрим контактные явления от кислых до
I и* 159
промежуточных интрузивных масс с преимущественно глинистым?,
затем мергелистыми вплоть до известковистых и доломитовых .
наконец с песчаными вплоть до брекчиевидных осадками. К этом;
надо добавить кое-что о контактном метаморфизме в извержении
породах и в уже метаморфизованных породах. Особое воздействи
основных интрузивных масс, а также химически различных экстру
зпвных магм нуждается также в некотором объяснении. В конци
главы приводится указание на роль посторонних включений в магме
Розенбуш и разделяющие его взгляд геологи Саксонской
геологического комитета очень хорошо описали контактную зон;
вокруг кислых глубинных массивов пород с преимущественно г.i
нистыми осадками."В своей статье Розенбуш, как известно, roi«
рит о различии зон, идущих снаружи внутрь и следующих боле
или менее друг за другом.
I. Зона узловатых глинистых сланцев (Knotentonschiefer) (.
неизмененной сланцеватой массе находятся узловатоподобга
тельца“).
2. Зона узловатых глинистых сланцев („узелки находятся в к/
сталлически измененной сланцеватой массе").
3. Зона роговиков и сланцеватых роговиков („сланцы совершен'
перекристаллизованы, узелки поэтому исчезли; сланцеватая тек-'
тура частично или совсем пропала"). В одинаковых контакт
тот или другой член может отсутствовать, но может появить.
какой-нибудь новый член.
В общем получается следующее.
Первые наподобие узелков образования представляют до извее
ной степени заразные места, из которых при продолжительщ
благоприятных условиях преобразование распространяется в и
роны. Замечательно, что при этом минералы (не принимая во вник
ние последующее обратное превращение) внешней контактной зо<
иногда едва отличаются от тех минералов, которые находятся в сан
внутренней зоне. Это опять указывает, что для образования так
минералов, как кордиерит, силлиманит, андалузит, необходима)
очень высокая температура. Более высокие температуры внутрг
ней зоны допускают только более совершенную перекристаллизащ
По направлению к контакту замечается скорее увеличивающий
отбор, чем изменение характера нового парагенезиса. Минера;
неустойчивые при более высоких температурах, все больше и бол
ше исчезают, новое приспособление будет полным и перекрист
лизация сплошной. Другими словами, внешняя контактная з*
часто не представляет характерной метаморфической формы j
низких температур, а только неполную метаморфическую форму. Т
где температурные условия благоприятны для иного парагенеза
перекристаллизации вообще не происходило — простого темнерап
него повышения недостаточно, чтобы вызвать метаморфизм. Коне
бывают исключения из этого правила. Новые комбинации, содер
щие полевой шпат и не имеющие его, нередко наблюдаются в за
изнутри кнаружи; в средней зоне встречается преимуществе
ставролит, однако, он известен также и вблизи контакта. Вновь об
зовавшийся мусковит отсутствует нередко во внутренней зове
принимая во внимание вторичных чешуек, образовавшихся из з
диерита), и т. д.
160
По Б р ё г г е р у в Гольдшмидту, стадия узловатых сланцев,
как таковая, может, также совершенно отсутствовать, например в
районе Христиании. Однако часто в таком случае замечается так-
же непрерывное уменьшение величины зерна от внутренних частей
к наружным. Находящиеся в непосредственном контакте грубозер-
нистые роговики в направлении кнаружи быстро уступают место
плотным роговикам. Величина зерен .метаморфических пород зави-
сит, кроме того, от всегда присутствующего пневматолиза, интенсив-
ности превращения и от первоначальной величины зерна. Чем
меньше первоначальное зерно, тем лучше происходит общее при-
способление. Очевидно, содействие этих факторов вызывает незаконо-
мерности в строении зон контактного поля.
Ширина контактного поля преимущественно в глинистом мате-
риале, естественно, сильно колеблется. Она в особенности зависит от
размера магматической массы. По Кейлгау (Keilhau) в районе
Христиании закалка сланцев наблюдается еще на расстоянии 2 км
от больших гранитовых и сиенитовых масс. Гольдшмидт указы-
вает там небольшие изверженные массы с менее ясно выраженными
контактными полями при одновременном интенсивном преобразо-
вании на внутренних краях. Среднего размера эссекситовая масса
из Сёлвсберга в Хеделанде имеет контактное поле, которое изме-
ряется пределвно сотнями метров, хотя во внутренних частях образо-
вались £такие же грубозернистые роговики, как и около больших
гранитных массивов. Вокруг небольшого эссекситового лакколита
Гаасёен (Gaasoen) в районе Христиании имеется очень интенсивное
контактное поле, всего в несколько метров. Из геологических карт
Саксонии видно, что филлитовая контактная зона вокруг мдеоива
Эйбеншток имеет ширину 1,5—2 км, а ширина контактного поля
слюдяных сланцев вокруг Шварценберга 1—1,5 км. Что касается
самого процесса метаморфизма, то нет сомнения, что во время него
порода как целое все время оставалась твердой. Первоначальные
гекстуры и структуры часто хорошо сохранены. Произошла просто
перекристаллизация, в которой в одно и то же время участвовало
только небольшое количество материала. Здесь также будет играть
большую роль обмен раствора, хотя для объяснения явлений
не всегда необходимо предположение о растворителе.
Характерной для глинистых контактовых пород внутренних зон
является потеря Н2О. Она была удалена высокой температурой
при образовании бедных водой силикатов. Уже из этого следует,
что существовал растворитель, и его значение для дальнейшего
течения процесса не должно оставаться без внимания.
Контактные поля в первоначально более мергелистом материале
обнаруживают, само собой понятно, одинаковую, кнаружи умень-
шающуюся, интенсивность метаморфизма, как и контактные поля
глинистых сланцев. Все-таки деление на различные стадии боль-
шею частью произвести очень трудно.
Контактный метаморфизм в известняках совершается чрезвы-
чайно разнообразно. Если имеется налицо чистый известняк, то
из плотной породы образуется более или менее грубозернистый
мрамор, т. е. происходит простое увеличение зерна, при чем обыкно-
венно исчезает органический пигмент или он выделяется в виде
графита. Вследствие постоянно присутствующего, совсем незначи-
161
тельного первоначального содержания карбоната железа мрамор
будет делаться более или менее прозрачным с слабо красноватым
или зеленоватым оттенком.
Но известняки содержат обычно большее или меньшее количе-
ство кремнекислоты или глины или их вместе, и поэтому появля-
ется целый ряд возможностей для образования специфических
контактных минералов, прежде всего граната, везувиана, волласто-
нита, диопсида, тремолита, лучистого камня, плагиоклаза, цоизита,
эпидота и т. д., как это доказывают месторождения Предаццо, Эль-
бы, Пиренеев.
При соответствующем увеличении кремнекислоты и глины явле-
ние полного замещения карбоната силикатом достигает высшего
предела, что обнаруживается в образовании известково-силикатовых
роговиков.
Реакциями, характерными для пород контактного поля, которые
содержат Si02, А12О3 и карбонат, являются реакции образования
силиката с удалением С02. По экспериментальным исследованиям
мы знаем, что такие реакции происходят уже в сухих смесях при
температуре свыше 600°.
Если карбонатовая часть сильно доломитизирована, то в первую
очередь освобождается и становится способной к реакции MgO.
Происходит дедоломитизация. Она особенно отчетлив^ наблюдается
там, где общая карбонатовая часть сильно преобладает над SiO2
и А1203. В таком случае в результате получается минеральный
состав, где на ряду с карбонатами кальция имеется Mg-силикат
или MgO, вернее Mg(OH)2. Это явление зависит от низкой диссоциа-
ционноц температуры карбонатов Mg (также Fe и Мп). Само собой
понятно", для исхода подобного рода процесса нужно принимать
во виимание существующее гидростатическое давление.
Вопрос о существовании в относительно чистых известняках
и доломитах силикатовых прослоев и силикатовых шлир вызвал не-
которую дискуссию. Интересно, происходит ли силикат из приме-
сей карбонатных пород, или для его образования являлся необхо-
димым привнос веществ? В природе существуют, без сомнения, оба
случая. Есть минералы, которые делают пневматолитический при-
внос вещества вероятным, тогда как, с другой стороны, далеко не
все количество SiO2, А12О3 и Fe2O3 в таких известково-силикатовш
роговиках имеет чуждое происхождение. Кремневые стяжения,
иглы губок, глинистые частицы, примеси гидроокисей и кварца
встречаются часто непосредственно в известняках и естественнс
дают при контактном метаморфизме богатые силикатом частицы.
Контактное воздействие гранита на песчаники развито менее
широко. В псаммитах с серицитовым цементом и примесью глини-
стых, а также лимонитовых частиц Б ар р у a (Barrois) установил
в Гемене в Морбигане и в Ростренаи (департ. Cotes du Nord) три
зоны:
1, полевошпатово-биотгто-кварцитовую— самая внутренняя зона,
шириной примерно в 10 м.
2. силлиманито-биотито-кварцгтовую — средняя Зона.
3. слюдистого кварцита (вернее, биотитового кварцита) — внеш-
няя зона, находящаяся приблизительно в 400 м гранита.
В брекчиях и конгломератах, входящих в контакт с глубинной
породой, происходит обычно только преобразование связующего
вещества (цемента).
Как видно из сообщенного, контактные явления в песчаниках
вообще менее интенсивны, чем в различного рода глинистых слан-
цах п известняках. Ширина контактных полей также бывает менее
значительной, чем там. Под микроскопом иногда можно наблюдать,
что стекловатые зоны в непосредственном контакте (в особенности
с лавами) были связаны с тридимитовыми новообразованиями.
Само собой понятно, что существуют также контактные поля,
в которых изверженная порода подверглась позднейшему воздей-
ствию вновь внедряющейся магмы. Все-таки в общем эти явления
имеют небольшое значение, минеральный состав этих пород уже
приспособился к высоким температурам.
Так Л о с с е н, К. а также Альпорт (Alport) описывают мета-
морфизм диабазовых интрузивных тел вблизи гранитовых контак-
тов, при чем авгит на краях уралитизировался, пирит был превра-
щен в магнитный колчедан, тогда как в качестве новообразования
встречается биотит. Зеленый диабаз переходит вследствие этого
в серый или буровато-фиолетовый „диабазовый роговик*1. Такого
рода породы встречаются местами, согласно Розенбушу, в кон-
тактной зоне Хохвальда.
Для первоначальных гнейсов и слюдяных сланцев контактную зону
можно иногда подразделить на три подзоны:
ставролитовые сланцы (внешняя подзона),
дистеновые гнейсы (средняя подзона),
силлиманитовые гнейсы (внутренняя подзона).
В отношении зависимости контактного метаморфизма от типа
и состава интрудированной магмы можно сказать следующее.
Чисто термическое воздействие может быть независимым от
химического состава магмы. Например, Гольдшмидт в районе
Христиании едва мог заметить разницу между гранитовым, сиени-
товым и эссекситовым контактом. Если вокруг гранитного массива
встречаются очень хорошо выраженные контактные поля, то это
зависит от того, что гранитовая магма занимает чрезвычайно боль-
шое пространство. С другой стороны, основные магмы, пожалуй,
в большинстве случаев горячее, чем кислые, так что при выполне-
нии незначительного пространства они могут произвести все-таки
более интенсивное воздействие.
Условия давления во время контактного метаморфизма связаны
с глубиной места застывания магм. Давление нагрузки зависит от
мощности пластов, покрывающих интрузивный очаг. Например,
Гольдшмидт исчислял мощность вышележащих слоев в районе
Христиании около 1,5 км. Это соответствует давлению около 420 кг
на 1 см2. Само давление не имеет такого большого значения для
характера метаморфизма. Оно играет существенную роль только
для задержки труднолетучих и легколетучих веществ при дис-
социационных явлениях карбонатов и содержащих воду спликатов.
Поэтому, если между интрузивным и экструзивным контактом
имеется большая разница, то она зависит от других факторов.
В первую очередь, от очень быстрого застывания излившихся маг-
матических масс, которые влекут за собой уменьшение контактных
явлений на земной поверхности.
16?
Таким образом в обыкновенном контактном метаморфизме встре-
чается большое разнообразие, которое прежде всего зависит от выше-
названных факторов. Температурные изменения и род материала
являются особенно решающими факторами. Сам процесс является
относительно простым, и полностью метаморфизованные породы
при незначительной первоначальной величине зерна будут нередко
представлять совершенно установившиеся системы равновесия, для
которых оказывается применимо правило фаз в качестве классифи-
кационного вспомогательного средства.
Наконец, в поведении первоначальных материалов при темпера-
туре жидкой магмы очень многое выясняют исследования включений,
находящихся в изверженных породах, из которых, конечно, рассмо-
трим только часть (эналлогенные). Лакруа тщательно изучил
явления этого рода и подразделил включения следующим образом:
I. Однородные {гомогенные) включения (жидко-магматического проис-
хождения):
а) сим морфные, с той же самой структурой, как и окружаю-
щая порода;
Ъ) плезиоморфные, затвердевшие в окружающей породе в виде
глыб с подобной же структурой;
с) алломорфные, с иной структурой.
2. Пнев митогенные включения, образовавшиеся на глубине, благо-
даря летучим элементам магмы.
3. Эналлогенные включения (включения, измененные магмой):
а) посторонние включения’,
Ъ) полигонные включения— внешне часто гомогенного хара-
ктера, но образовались вследствие воздействия магмы или ее
летучих составных частей на эналлогенные включения:
а) эндополигенные включения — части магмы, изменившиеся
вследствие полного эндогенного вбирания эналлогенных
включений;
р) экзополигенные включения — эналлогенные включения,
преобразовавшиеся благодаря летучим составным частям
магмы.
Гомогенные равнозначны с эндогенными, эналлогенные равно-
значны с экзогенными. Харкер употребляет в подобном же смысле
название родственные (cognate) ксенолиты и случайные (accidental)
ксенолиты.
Обыкновенный термический контактный метаморфизм можно
изучить на посторонних эналлогенных включениях, пневматолити-
ческий контактный метаморфизм—на пневматогенных и особенно на
экзополигенных включениях.
Из большой работы Лакруа приведем типичные случаи ме-
таморфизма эналлогенных посторонних включений.
Кварцевые включения в базальтах обнаруживают, как правило,
стекловатые краевые части, внутри которых часто наблюдаются
бесцветные или светлозеленые зернышки авгита, а иногда он
встречается и в виде микролитов. Зерна авгита направлены своими
концами к кварцу. Среди них можно также наблюдать лейсты,
кислых плагиоклазов. В прилежащих чястях базальта встр чаются
иногда небольшие октаэдрики шпинели, наряду с авгитом и кор-
164
диоритом. В стекле могут образоваться вследствие расплавления
чешуйки тридимита. Подобного рода включения известны во фран-
цузском Центрального плато, в Эйтеле, Силезии, Сибири, Сомаш-
лэнде п Кайзерштуле.
Включения глины или глинистых сланцев вследствие расплавле-
ния делаются твердыми в краевых частях, имеют голубую (до
красной) окраску.
Нварцево-гюлевошпатовою характера включения (гранит, аплит,
гнейс) относительно часто встречаются в базальтах. Они обычно
содержат очень небольшие кристаллики диаспора, корунда и цир-
кона. Компоненты большей частью подвергаются изменению по
степени их плавкости: только что названные остаются неизмен-
ными, биотит и гранат превращаются в шпинель и гиперстен, вы-
деляется также силлиманит; реже переходят они в кордиерит.
Включение часто целиком переплавляется в зеленое стекло, кото-
рое упоминается в так называемом тахилите. Вокруг расплавлен-
ного граната может образоваться келифитовая каемка из гипер-
стена и шпинели. Если включение кислое, то оно переходит в пер-
лит. При незначительном содержании кремнекислоты и несколько
замедленном охлаждении могут опять выкристаллизоваться разно-
образные по форме полевые шпаты.
Полевошпатового характера включения [без кварца) иногда совер-
шенно не изменяются, особенно в тех случаях, когда порода, в ко-
торой находятся включения, очень близка по составу последним.
Но обычно можно наблюдать краевое преобразование гиперстена
и моноклинного авгита, они окружены расстеклованной массой с
авгитовыми микролитами и шпинелью. Нередко они сопровожда-
ются своеобразно удлиненными кристаллами оливина. Гранат и
слюда преобразуются в смесь шпинели и бурого гиперстена.
Включения известняков превращаются часто в зернистый мрамор,
происходит также увеличение размера зерен. Если включение по-
пало в базальт или трахит, базани? и т. д., то, как правило, они
испытывают определенное преобразование (то частичное, то полное)
в авгит, волластонит, гранат, а также в анортит и минерал ска-
политовой группы, кроме того появляется титанит. Примеры этого
рода встречались в бомбах Везувия, в туфах окрестностей Неа-
поля, Лаахерского озера и в Кайзерштуле.
В) Пневматолитический и гидротермальный кон-
тактный метаморфизм с привносом вещества.
А. Общий обзор и примеры.
В изложенном нами выше интрудировавшая магма играла только
роль резервуара тепла, нагревательного тела: однако при движе-
нии магмы наружу для нее образуются новые условия, которые
ведут к охлаждению, дифференциации и кристаллизации. Таким
образом перед нами возникает вопрос, не влияет ли часть
этих явлений каким-нибудь особенным образом на контактный
ореол.
Согласно нашим прежним рассмотрениям магматические растворы
являются сложными, в них действуют труднолетучие и легколе-
165
тучие компоненты. Молекулярные виды, соответствующие тяжелым
металлическим окислам, алюминатам, фосфатам, силикатам, тита-
натам, цирконатам и т. д., представляют главным образом трудно-
летучие вещества. Они сами плавятся при относительно высоких
температурах, и образующиеся при этом расплавы обладают низ-
ким давлением пара. Карбонаты и сульфаты обнаруживают другой
характер. Они представляют соединения легколетучих и трудноле-
тучих веществ, могут при известных условиях диссоциировать
и таким образом отщеплять газовую фазу. Хлориды, флюориды,
сульфиды, арсениды и антимониды металлов, а также их молеку-
лярные соединения обладают частично еще более высоким давле-
нием пара и соответственно давлением разложения (Zersetzungs-
druck). При более высоких температурах должны произойти воз-
гоны (например NaCl). Уже вследствие этого к легколетучим со-
единениям, часто с критической температурой много ниже 1000°,
принадлежат флюориды и хлориды Si, В, Al, Sn, Ti и т. д. Целый
ряд веществ, образующихся при вулканических извержениях, а
также из магмы, как Н20, СО2, HF, НС1, Cl2, F2, SO2 и т. д. были встре-
чены в унарной системе при обыкновенной температуре и обыкно-
венном давлении только в газовой форме (исключительно легколету-
чие вещества). Все эти вещества, хотя и содержатся в различных
количествах в магме, само -собой разумеется, вступают друг с дру-
гом во взаимодействие, и реальные молекулярные виды, находя-
щиеся иногда в равновесии или стационарном состоянии, зависят от
некоторых условий физической и химической природы.
Таким образом по своему конечному результату магматический
раствор представляется в виде крайне сложной системы, в которой
могут одновременно происходить кристаллизационные процессы,
явления возгона, дестилляции и критические явления. Связанное
с интрузией и охлаждением преобразование магмы в месторождении
минералов таким образом не является ни в коем случае простым
процессом кристаллизации, но состоит из ряда легко обозримых
процессов, которые между прочим ведут к отщеплению газов, па-
ров и горячих растворов, вступающих во взаимодействие непосред-
ственно с окружающей породой. Это пневматолиз, который нахо- -
дится в связи с развитием гидротермальных остаточных растворов.
Уже в начале интрузии могут встречаться явления испарения.
Перемещение магмы на более высокий уровень ведь в общем свя-
зано с уменьшением давления. Стены очага не являются совершенно
непроницаемыми. На более высоких уровнях к тому же происхо-
дит образование трещин, которые благоприятствуют улетучиванию
легколетучих составных частей *. Однако, наступающее скоро охла-
ждение уменьшает давление пара и сокращает все пневматолити-
ческие явления. Если мы хотим при постоянном давлении вызвать
превращение в пар, а следовательно, и кипение, то должны в смеси
жидкостей поддерживать определенную температуру. Но если начи-
нается кристаллизация, то появляются новые процессы, которые
1 Можно говорить просто об испарении, если пространство, занятое газовой
фазой, заполняется паром, при чем нет необходимости, чтобы общее давление
было меньше давления пара. Кипение наступает тогда, когда внутреннее напря-
жение (давление пара) стало больше внешнего давления.
I6S
имеют важное значение для контактных явлений при господстве
пневматолиза. Настоящая магматическая дестилляция является
дестилляцией охлаждения насыщенных растворов. Процесс кипения
мы должны изображать в виде дестилляции, потому что он
может происходить во время длинного промежутка времени при
постоянном изменении состава фаз. Он основывается на сле-
дующем.
Если из расплава, состоящего из труднолетучих и легколетучих
компонентов, выкристаллизовываются при охлаждении твердые
фазы, которые состоят цели-
ком или преимущественно из
труднолетучих составных ча-
стей, то остаточный расплав
будет обогащен легколетучи-
ми веществами, давление пара
уже не понижается, а начи-
нает повышаться. Если это
растущее внутреннее напря-
жение вместе с развивающейся
кристаллизацией становптся
больше, чем внешнее давле-
ние, то расплав кипит или
удаляется как целое. В пер-
вом случае от него отделяется
газообразная фаза, состоящая
почти исключительно из лег-
колетучих веществ, которые
перемещаются наружу и мо-
гут проникнуть в боковые по-
роды. Если остаточный рас-
плав будет охлаждаться даль-
ше и снова выделять преиму-
щественно труднолетучие ве-
щества, происходит новое обо-
гащение легколетучими веще-
ствами, новый подъем давле-
ния пара, процесс кипения чих и легколетучих компонентов.
продолжается. Теперь состав
фазы пара является постоянной функцией состава расплава и
внешних условий. Если изменяются эти факторы, первый—вслед-
ствие выкристаллизации отдельных составных частей, второй—
в течение беспрерывного процесса охлаждения, то должен также
измениться состав пневматолитической фазы. Процесс кипения
превращается в процесс дестилляции.
Охлаждение, связанное с кристаллизацией, таким образом вызы-
вает здесь такой же эффект, как и нагревание при лабораторной
дестилляции легколетучнх смесей. Если весь процесс пропсходит
в равновесии при постоянно сохраняющемся давлении, то он легко
может трактоваться с физико-химической точки зрения. Если
известны кристаллизация и условия давления пара, го весь про-
цесс становится известным во всех подробностях. В таком случае
следует принимать во внимание следующее:
167
1. Состав пара, отделяющегося каждый момент в течение ди-
стилляции, вызванной охлаждением.
2. Общее изменение дестиллятов в предположении, что соеди-
няются последовательно перемещающиеся пары.
3. Изменение остаточного расплава и общего остатка.
Все это станет понятнее, если сперва объяснить отношения
в простой бинарной системе (фиг. 42).
Компонент А пусть будет легколетучим, компонент В—трудно-
летучим. Если мы рассмотрим систему при давлении, которое
выше, чем любое давление пара, встречающееся во время кри-
сталлизации, то процесс кристаллизации и процесс кипения
будут отделены полностью. Двухфазовое поле G-f-Z простирается
от точки кипения Т\ компонента А, до точки кипения Т‘2 компонента
В, не пересекает кривой кристаллизации Т2Е' Ч\. Система со-
4>мг. 43. Кривая давления пара насыщенных раство-
ров в бинарной системе с большой разницей в отноше-
нии летучести компонентов.
стояла при темпе-
ратуре из рас-
плава г и пара s.
При охлаждении
должно все больше
конденсироваться
пара, богатого ком-
понентом А. В то же
время пар изменяет
свой состав вдоль ли-
нии Sp; ЖИДКОСТЬ-
СБОЙ состав вдоль rq.
При температуре t.2
исчезает последний
пар состава р. Даль-
нейшее охлаждение
относится отныне
к конденсированной
системе. При темпе-
ратуре /й происходит первое выделение компонента (В), и при
изменении остаточного расплава вдоль кривой насыщения продол-
жается выделение, достигнув точки Е' (соответствующей темпе-
ратуре Те). Теперь начинает также кристаллизоваться компонент
(Л) до тех пор, пока все не затвердеет.
Допустим пример, где возможность отделения пара прекра-
щается выше температуры, отмечающей начало кристаллизации.
Если давление больше, чем давление пара очень богатых ком-
понентом В расплавов, но меньше, чем у богатых компонентом Д
растворов, то соответственно кривой давления пара в растворе, на-
сыщенном компонентом В, о которой дает ясное представление
фиг. 43, во время кристаллизации может два раза произойти пере-
сечение участка пар — жидкость (Fliissigkeitsblatt) с кривой кри-
сталлизации.
В результате для давления Р2 получается следующая диа-
грамма (фиг. 44).
Сначала первоначально жидкий расплав состава, на который ука-
зывает направление стрелки, начинает выделять компонент В. При
температуре ^вследствие относительного обогащения компонентом Л
163
имеется внутреннее напряжение, равное давлению Р2. При увели-
чивающемся выделении компонента В начинает образовываться
пар, до тех пор пока
не исчерпается весь
расплав. С этого мо-
мента существуеттоль-
ко парообразная или
флюидная фаза на ря-
ду с твердым компо-
нентом В, пока прп
температуре t2 снова
не окажется возмож-
ность конденсации до
раствора при частич-
ном растворении ком-
понента В Это явля-
ется наипростейшпм
, случаем кипения, про-
исходящего при охла-
ждении и кристалли-
зации и часто встре-
чающегося в интруди-
ровавшей магме. При
этом имеет подчинен-
ное значение то, что
в магматических си-
стемах критические
температуры исключи-
тельно легколетучих
компонентов являются
гораздо более низкими,
чем температуры на-
чала кристаллизации
труднолетучих соеди-
нений. Несмотря на
это, последние будут
растворены при высо-
ких давлениях в жид-
кой фазе. Участок, ле-
жащий между Н и
соответствует в таком
случае участку, в ко-
тором находятся вме-
сте твердая фаза и
молекулярно - дисперс-
ная фаза, которую
нельзя рассматривать
ни как газ в собствен-
ном смысле слова, ни
Фиг. 44. Т—X диаграмма трудиолетучих и легко-
летучих компонентов при среднем давлении.
Фиг. 45. Тройная система с двумя легколетучими
компонентами А и А1. Кривые кипения.
как жидкость.
Она представляет флюидальный раствор с незначительной
вязкостью и подвижностью сжатых газов. О всех этих
169
явлениях имеются исчерпывающие сведения в монографии
Р. Niggli .
В природе явления в системах будут усложнены вследствие
большого числа компонентов. Так как нас интересуют только
легколетучие вещества, то рассмотрим систему, которая содержит
на ряду с труднолетучими компонентами В два легколетучих
компонента А и А'. Пусть давление Р будет таким, что диаграмма
типа фиг. 44 имеет значение как для системы АВ, так и для си-
стемы А'В (см. фиг. 45).
Компонент А обладает несколько более высоким давлением
пара, чем А', и давление пара понижается в смесях непрерывно
от Л к А'. Составы
Л
Фиг. 46. Тройная система с двумя легколетучими ком-
понентами А и А*. Верхние кривые кипения трехфазового
треугольника.
расплавов, соответ-
ствующие темпера-
туре верхней точ-
ки кипения, в таком
случае лежат на
кривой, идущей от
к (верхняя кри-
вая кипения), к ко-
торой принадлежат
и пары согласно
фиг. 45. Направле-
ние стрелки явля-
ется направлением
падающей темпера-
туры. Растворы и
пары нижних точек
кипения принадле-
жат кривой #2 f2.
Наибольшее зна-
чение имеет подроб-
ное рассмотрение
явлений, встречающихся при первом процессе кипения. Фиг. 46
поясняет сказанное: 1д и представляют две прямых, которые
связывают совместно существующие составы раствора и пара во
время кипения. Таким образом д!В и д}1лВ являются различными
трехфазовыми треугольниками, лежащими между и При
более высокой температуре эта смесь хг при имеющемся давлении
должна существовать в виде -расплава, который, начиная с опре-
деленной температуры, ведет к отделению твердого компонента В,
Вследствие этого изменяется состав от компонента В в направле-
нищ'стрелки. Он становится богаче компонентами А в А', его вну-
треннее напряжение растет. Как только кривая кипения достигла
точки I, начинается отделение пара состава д (кипение!). Если
охлаждение продолжается, то три фазы компонента В, раствор,
пар при постоянном уменьшении жидкости и увеличении газа
продолжают существовать до тех пор, пока не окажется в трех-
фазовом треугольнике Blvgr. Эти трехфазовые треугольники с пони-
жением температуры придвигаются к стороне А'В, т. е. раствор
и пар становятся, очевидно, богаче А'. В приведенном примере
В12д^ является последним трехфазовым треугольником, на одной
170 I
Фиг. 47. Фигура, объясняющая явления дестилляции:
GDjDa—дестилляционная кривая дестиллята.
XifyB—деотилляционная кривая общего остатиа.
GG,A1—деотилляционная кривая вара.
LLjLj—деотилляционная кривая остаточного раотвора.
Все эти кривые можно вычертить, если только известны условия
давления пара и насыщения.
из сторон которого как раз еще лежит xt. При соответствующей
температуре исчезает последний остаток жидкости состава
и остается только д2 на ряду с компонентом Б. Таким образ м
кипение распространялось на температурный интервал при постоян-
ном изменении раствора и пара. Из простого процесса кипения
двойной системы получился процесс дестилляции с непрсрывни
изменяющейся фазой. Так, конец дестилляционного процесса со-
впадает только в том случае с температурой трехфазового тре-
угольника 12д2В, если дестиллят, как целое, находится в постоянное
соприкосновении с расплавом. Если пар постепенно удаляется
системы в смысле уменьшена
отношения А : А', т. е. к сто
роне А‘ от стороны Л'В. В на
правлении А'В при понижения
температуры перемещается так
же трехфазовып треугольнщ
так что дестилляция продоз
жается за пределы д2 до те
пор, пока не освободится па
от А.
Особенно интересные явлена
происходят, если давление пар
насыщенных растворов умен
шается не непрерывно с отн:
шением А : А', а когда тройни
смеси обладают относительно ь
нималышми или максимальные
давлениями пара. Подобное г.
ведение двойных смесей
к тому же будет предварнтел!
ным условием. В таком с луча
для понимания происходят#
явлений надо рассмотреть две
диаграммы концентрации давле-
то изменяется состав остатка х
Фиг. 48. Бинарная система с максиму
мом давления пара.
ния легколетучих компонентов
А и А', смеси которых обладают максимальным или минималь-
ным давлением. Фиг. 48 дает для определенной температуры
диаграмму в предположении, что смесям А и А' сооответствует
более высокое давление пара, чем отдельным компонентам.
При низких давлениях система находится в газообразном
состоянии, при высоких давлениях — в конденсированном жидком
состоянии. Если давление соответствует давлению пара растворов
то обе фазы существуют совместно. Кривая FDE обозначав
в таком случае концентрацию паров, кривая FCE—концентрации
летучих растворов. Мы наблюдаем, что смеси среднего состав
находятся при высоких давлениях в виде отдельных компонентов
но еще не в конденсированном состоянии. Например, при постоя]
ном давлении pt интервал концентрации АА' распадается в
5 участков. При концентрациях между Ас и A'f не встречаете
паров. Если состав лежит между с — d или е— f, то жидю
фаза и пар находятся в равновесии. Между d и е все фазы нах
дятся в виде пара. Если будут добавлены исключительно трудн
172
летучие компоненты, и если минимальное давление пара также
замечается даже в насыщенных расплавах, легко видеть, что при
определенных давлениях процесс дестилляции может быть огра-
ничен смесью со средним отношением концентрации А : А'. Если
очень сильно преобладает один или другой из легколетучих ком-
понентов, то кипения вовсе не происходит. Дестилляцйя смесей
среднего состава достигает своего конца раньше окончательного
исчезновения из пара одного компонента.
Если, с другой стороны, как это видно на фиг. 49, давление
пара смесей средних концентраций является меньшим, чем давле-
ние пара отдельных компонентов (появление минимума давления
пара), то интервал концентра-
ции при давлении Р.2 распа-
дается на следующие 5 участ-
ков:
Ас и Л'/^газ
cd и ef = пар и раствор
de = только жидкая фаза.
Может встретиться случай,
что пр щесс дестилляции трой-
ной магматической системы
ограничился бы краевыми
участками концентрации. В та-
ком случае дестиллят не имел
бы стремлеш'я приближаться
к составу одного из компонен-
тов, но каждый состав стре-
мился бы достигнуть того со-
става, которому соответствует
минимальное значение давле-
ния. Направление кривой де-
стилляции пара всегда пред-
определено положением мини-
мума давления пара.
Оба примера показывают,
Фиг. 49. Бинарнаа система с минимумом
давления пара.
как при постоянном давлении
появление или непоявление дестилляции охлаждения зависит от
относительных количеств легколетучих компонентов и давлений их
пара. Из двух расплавов с различным относительным содержанием
легколетучих составных частей один при прочих равных условиях
может кипеть, а другой нет. Это значит, что явление отщепления
парообразных растворов из магмы зависит не только от факторов
давления и температуры, но в сильной степени и от внутренних
отношений концентраций.
Рассмотрение этого простого примера процессов, которые в при-
роде являются гораздо более сложными, позволяет сделать неко-
торые выводы.
Интрудирующая магма может выделить, вследствие умень-
шения давления или вследствие большой пористости боковых
пород, часть своих легколетучих составных частей уже при очень
высокой температуре. Однако в общем главная фаза отделения
12 Гр}Сеняан v Нигглн,
173
растворов или паров происходит тогда, когда благодаря выкри-
сталлизации преимущественно труднолетучих составных частей
произошло обогащение легколетучими. Остаточный расплав магма-
тической дифференциации может обладать большим внутренне
напряжением, которое влечет за собой непрерывное испарешь
в уже застывшей массе и в прилегающих породах или при низко!
давления настоящее выпаривание. Даже сами растворы стремятс
удалиться по линии наименьшего сопротивления. Они при отсут-
ствии возможности отделения становятся при охлаждении вс<
богаче играющей большую роль легколетучей составной частью Н20
В таком случае они представляют гидротермальные растворы.
Процесс отделения паров, газов и растворов высокой темпера-
туры, отмечавшийся как пневматолиз в собственном смысле слове
является процессом, который органически подчинен ходу охлажде
ния. Изменение в составе газообразного дестиллята является фунп
цией давления пара, направление изменения будет определяться ми
нимумом давлений пара. В отдельности течение пневматолитически.
процессов в сильной мере зависит от разного рода обстоятельств
Крыша магматического очага будет преимущественно пропитав
легколетучими веществами, так как она подвергается наименьшем1
давлению нагрузки. Сюда стремятся растворы, газы и пари
которые особенно легко способны отделяться. Часто можно рас
познать дестилляцию, связанную с трещинами, и дестилляцшо
связанную с проницаемым материалом. Наконец, оказывается, чп
место и характер интрузии должны иметь существенное влияв®
па ход пневматолитического процесса. Быстро выжатая нарул^
магматическая масса будет вести себя по-иному, чем медленна
интрузия на большой глубине. Интрузивная масса, находящаяс)
в связи с глубоко лежащим магматическим резервуаром, можс
служить для больших площадей отводной трубой легколетучи
составных частей и таким образом вызвать повышенное пневмато
литическое действие.
В этом отделе следует рассмотреть такие явления пневматолиза
и гидротермолиза, которые непосредственно примыкают к выше
рассмотренному нормальному контактному метаморфизму. В обля
стях, которым свойственны эти контактные поля, имеются в отдель-
ных местах метаморфические породы, по минералогическом;
составу которых можно судить о воздействии легколетучих вещее®
Эти породы являются пневматолитически или гидротермально «з.и
пенни ни контактными породами. Местами они включены в кон
тактные поля, и эта спорадическая встреча является типичной
Расположение и скучивание этих пород составляет существо пне
вматолитическпх процессов.
О роли газов, паров и растворов, циркулирующих в контактном
ореоле во время метаморфизма, впрочем надо судить с осмотри
тельностью.
I. Во-первых, вследствие нагревания пород, окружающих маг
матический очаг, в этих породах могут совершаться даже отще
плепия, так что происхождение газа и пара может зависев
исключительно от магмы. Дэли сделал попытку довольно по
дробно классифицировать глубинные летучие агенты. Он различав
следующие случаи:
174
А. Магматическое или гипогенное происхождение.
I. Ювенильные, первоначально магматические:
а) в жидкой магме;
~Ь) в магматических породах в виде окклюзии (включениеj
в твердом растворе или химически связанные;
с) выделенные магмой.
II. Возрожденные (resurgent), вторично-магматические, погло-
щённые магмой во время ее интрузии:
а) в жидкой магме;
Ъ) в магматических породах в виде окклюзии (включения),
в твердом растворе или химически связанные;
с) позже выделенные магмой.
В. Эпигенного пли эпигеального происхождения. Происходящие
из атмосферной или морской воды и ассоциировавшихся
газов.
Г Инфильтративные:
1) вадозные, над уровнем грунтовых вод;
2) фреатические, ниже уровня грунтовых вод:
а) неподвижные (свободные, заключенные, в твердых рас-
творах или в химических соединениях);
Ъ) перемещающиеся (вследствие тяжести, земного тепла,
тектонического нагревания, нагревания магмой).
II. Захваченные (connate), т. е. захваченные во время образо-
вания породы на земной поверхности:
а) неподвижные;
Ь) выделенные впоследствии путем диагенезиса, кристалли-
зации или во время метаморфического процесса.
С. Смешанные типы.
В контактном ореоле магматического очага могут одновременно
циркулировать магматически ювенильные и возрожденные (resur-
gent е), а также эпигеально инфильтративные и захваченные легко-
летучие вещества. Последние будут освобождаться благодаря
теплу. Если мы встречаем в каком-нибудь месте метаморфизм
с привносом таких веществ, то из этого еще не следует, что это
происходит от агентов магмы. Они могли быть отделены в других
частях контактного поля при других температурных условиях
и кроме того при своем перемещении могли захватить вещества.
Это, вероятно, часто встречающееся явление не должно оставаться
без внимания в качестве возможного. Поэтому особенно важно
обращать внимание на те процессы, которые указывают, что при-
вносимые пневматолитические вещества являются веществами,
которые также встречаются в несомненно магматических продуктах
отщепления.
2. С другой стороны, как это уже было подчеркнуто на
стр. 134, далеко не все циркулирующие во время контактного мета-
морфизма газы, пары и растворы могут быть распознаны в мине-
12*
175
ральном составе преобразованных пород. Для того, чтобы это
было возможно, необходимо, чтобы процессы обмена и процессы при-
бавления (Additionsprozesse) пли, как теперь говорят, метасомати-
ческие процессы протекали при содействии этих агентов. В особен-
ности при равномерном испарении пара из магматического резер-
вуара может происходить импрегнирование боковых пород, что
будет способствовать новому приспособлению к условиям темпе-
ратуры и давления {сильный контактный метаморфизм без посте,
янного привнося вещества). Очень трудно установить привнес ве-
щества, когда проникающие растворы являются горячими водными
растворами, которые содержат те же вещества, что находятся уже
в породах. Только детальное исследование п широкое наблюдение
в пределах большой области дает в этих случаях некоторые пред-
ставления о том, был ли привнос постороннего вещества. Там, где
условия были благоприятны процессам прибавления и обмена,
можно действительно очень часто наблюдать среди вновь при-
внесенных веществ такие, которые в других породах содержались
в большом количестве- Таким образом вполне возможно, что иногда
происходит скрытый приток вещества, который нельзя точно уста-
новить.
Краткое рассмотрение некоторых примеров с типичным изме-
нением вещества поэтому является совершенно необходимым.
В фил китовых районах развиты часто своеобразные диабазовые
контактные поля. Цинкен, Лоссе н, В ан-Вер веке (van Wer-
veke), Хелнус (Chelius), Барруа, Бек, Хётчпнгс, Клемент,
Шенк, Мишель-Леви, Бюккинг, Е. Кайзер, Розенбуш.
Циркель, Коен, Боуэн, Мюгге и особенно недавно Милы
описали и объяснили комплексные явления. М и л ь х различает г
ряду с норма 1ьными контактными полями роговиков без привнес*
вещества контактные поля с привносом вещества, которые оь
подразделяет на (перестановка Ниггли):
1) Контактные поля натровых роговиковых сланцев, состоящие ИЗ
натровых роговиков п натровых роговиковых сланпев.
2) Контактные поля адинолов, с--стоящие из адинолов, адино-
ловых роговиков и адиноловых сланцев различной степени раз-
вития.
Как известно, в таких областях различают разнообразные породы,
как спилозит, десмозит, адинол.
Светлая слюда, хлорит, кварц, альбит, эпидот и рутил являются
главными минералами этих пород. Пятнистые спилозиты и лен-
точные десмозиты имеют пятна или ленты, состоящие из хлори-
товых аггрегатов или кварцево-альбитовых аггрегатов с хлорито-
выми чешуйками. Мюгге на основании исследований в Гарце
мог установить, что узлы спилозитов и десмозитов часто предста-
вляют пинитизированный (pinitisiert) кордиерит с отчетливо
распознаваемой виттовой структурой и структурой песочных часов.
Между прочим, Мильх обнаружил, что в других случаях эта
хлоритовые скопления являются реликтами пород, которые пере-
жили дальнейший метаморфизм.
Плохо развитые подобного рода контактные поля такие же, как
наблюдаются вокруг грапитовых интрузий, были также образованы
и здесь. Разница существенно обусловлена двумя факторами-.
17G
1) незначительной интенсивностью нагревания; 2) различным ге-
олого-тектоническим образованием диабаза и гранита. В общем
диабаз образуется перед или в начале складчатости, гранитовые
интрузии отмечают конец периода складчатости. Вследствие этого
контактные ореолы вокруг диабаза также претерпели еще более
позднее преобразование и рассланцевание.
Но спилозит и десмозит часто непрерывно переходят в богатые
альбитом адинолы. Превращение происходит при относптельно
низкой температуре под влиянием богатых натром растворов и
продуктов отщепления диабазовой магмы. При этом наступает, как
обстоятельно доказал Ми л ь х, сложный метасоматический про-
цесс, который станет совершенно ясным, если сначала разобрать
более простой случай натрового контактового поля.
Шенк описал подобного рода роговиковые сланцы или рого-
вики из верховьев долины Рура. Породы закалились и плохо пе-
рекристаллизовались, причем вновь был образован богатый аль-
битом плагиоклаз. Молекулярные зпаченпя двух пород из Куленберга
обнаруживают типичные изменения вещества:
Удельн. вес Si al fm с alk к mg e/fm ti Контактные породы в диабазе верхи. Рура. Кулеяберг у Зиль- баха
2,740 232 40,5 46 2 11,5 0,65 0,41 0,04 1,8 Нормальный сланец из Ленне
2,701 203 36,5 30 4 29,5 0,20 0,41 0,12 1,8 Зеленовато-серый роговик в контакте
2,719 206 36,0 37 5 22,0 0,08 0,44 0,13 2,0 Роговик (Знльберберг у Зильбаха)
2,702 188 34,5 37 2 26,5 0,16 0,44 0,06 2,0 Зеленый роговик (Хилкопф)
Щелочи поднялись с 11,5 до 29,5, тогда как к снизилось с 0,65
до 0,20, произошел почти чистый привнос натра. Также содержа-
ние извести абсолютно несколько увеличилось в то время, как fm
обнаруживает небольшое уменьшение.
Таким образом в диабазовом контакте верхнего Рура должен
был произойти интенсивный приток щелочей из диабазовой магмы.
Он преимущественно состоит из привноса натра, поглощаемого бо-
ковой породой. Богатые натром остаточные растворы образовались
при затвердевании диабаза и переместились в боковые породы
в виде паров или горячих растворов. Глиноземисто-кремнекислые
гели так же, как и богатые глиноземом, содержащие воду силикаты
обнаруживают способность воспринимать щелочи: они действуют
в качестве абсорбирующих материалов. Часто в определенном рас-
стоянии от контакта встречаются крайне большие изменения, это
обусловлено тем, что там произошел незначительный нормальный
контактный метаморфизм, таким образом породы находились еще
в способном к реакциям: состоянии.
Здесь ставится еще вопрос, важный для пневматолитического
контактного метаморфизма в целом: остается ли постоянным объем
177
ttjni этих процессах изменения вещества или зюс происходит изменение
объема.
Этот вопрос не всегда легко решить. При привносе вещества
и постоянном объеме должно происходить или сильное повышение
удельного веса или одновременно должно происходить удаление
веществ. Повидимому, постоянный объем, на что особенно указывал
Линд грен в своих многочисленных статьях, действительно
часто имеется. В нашем специфическом случае произошло, по-
жалуй, замещение Н.,0 посредством NaaO. Числовые значения весо-
вых процентов не очень точно определенной Н20, например для
четырех пород в Бохтенбекке следующие: 3,95, 2,83, 2,03, 2,07, а
для пород Куленберга: 3,60 и 2,52, между тем как удельный вес
уменьшался с увеличением привнося при метаморфизме.
Гораздо более сложными являются метасоматические процесса
в адиноловых контактовых полях. М и л ь х исследовал их самым
тщательным образом вДорнкопфе и Гарце. Он различает три зоны,
начиная снаружи в направлении к контакту. Однако самая внеш-
няя зона граничит тоже с диабазом. Прилегающие породы рассланцо-
вались до контактного влияния диабазовой магмы. Диабазовая интру-
зия связана с герцинским периодом складчатости. Штриховатость и
полосчатость адинолов, состоящих почти только из кварца и аль-
бита, позволяет установить, что первоначально это были сланцева-
тые или только слоистые породы. Во всяком случае Мюгге
удалось обнаружить, что здесь также объединены под одним и
тем же названием разнообразные типы. Некоторые так называемые
адинолы являются не метасоматически измененными глинистыми
сланцами, а происходят из туфового материала кератофиров и
смешаны с некоторым количеством сланцевого материала. Они
имеют отчетливую, хотя и тонкую структуру пепла. Осгаточные
растворы того же рода, как и растворы, свойственные кератофп-
ровой магме, дифференцировавшейся из диабазовой магмы, про-
никли где-то в ореол как целое или в форме вторично отщеплен-
ных частичных растворов и Вызвали определенные химические
изменений- При этом можно отметить различные способы воздей-
ствия, которые соответствуют переходу пегматитового остаточного
раствора в гидротермальный.
Магматическое влияние кислой остаточной магмы обнаружи-
вается, по Мильху, сильнее всего в адиноловых роговиках в то
время как пирогидатогенное воздействие отчетливее всего высту-
пает при образовании светлых типичных адинолов. Оба они в Гарце
с удалением от диабаза все больше и больше уступают место гид-
ротермальному влиянию сланцев, которые удается распознавать
благодаря закатке и образованию спилозитов.
Ниже сопоставлены молекулярные значения серии анализов,
опубликованных Мильхом. Из них явствует, что в самой контакт-
ной зоне в роговиках происходит весьма незначительное измене-
ние вещества.
Сопоставление чисел, помещенных в таблице (стр. 179),
позволяет видеть, что привнос натровых алюмосиликатов может
быть доминирующим процессом. Но характерно, что Н20 мало
уменьшилась, тогда как дальше от контакта наблюдается очень
сильное ее уменьшение. Это представляет во всяком случае ненор-
Ддимоловые породы Гарца (Цорнкопф).
si al fm с alk к тд Л ♦ Породы
'.‘12 317 321 472 562 497 209 287 249 28,5 56,0 5,5 11,0 43,0 19,0 2,5 35,5 45,0 16.0 2,0 37,0 46,0 8.5 3,5 42,0 42,0 6,5 4,5 45,0 50,5 3,0 5,0 41,5 33,0 39,0 5,0 23,0 32,0 35,0 9,0 24,0 36,0 32,5 6,0 25,5 0,33 0,50 0,05 0,52 0,08 0,52 0,16 0,13 0,07 0,00 0,24 0,25 0,06 0,55 0,09 0,46 0,12 0,60 52,0 22,0 13,0 10,4 7,0 5,5 27,0 32,5 31,0 Глинистый сзвиец вне контактной зоны, обыкновенный глинистый сланец Адиноловый сланец, содержащий слюду, зона 3 Адиноловый сланец, хорошо раз- витый, зона 2 Темный адинол I Цреимуще- Светлып , I ственно кварц и , ,, J альбит, зона 2 Адинотовый сланец, кварц, альбит, хлорит и т. д., зона 2 гогот. ” ,
al fm с alk к тд 7i Породы
212 28,5 55,0 5,5 11,0 0,33 0,50 52 Глинистый сланец
249 36,0 32,5 6,0 25,5 0,12 0,60 31 Адиноловый роговик
мальное явление и возбуждает вопрос, играет ли вообще диаба-
зовый контакт роль при образовании метасоматических пород. Мо-
жет быть, адинолы 2-й зоны все-таки представляют район, в ко-
торый после затвердевания диабаза проникла кератофпровая
магма с своими легкоподвижными продуктами отщепления. Связь
с диабазом в таком случае является лишь постолько генетической,
несколько кератофировая магма в виде остаточного раствора диа-
базовой магмы была связана в общем с интрузией последней.
Сами адинолы очень богаты натром и бедны fm. Отношение тд
перемещено целиком в сторону Fe: или должны привноситься
импрегнированные богатые щелочами растворы и удаляться FeO,
а особенно MgO, или имеются налицо смешанные породы с обменом
и частичным удалением вещества. Мильх доказал, что здесь не
может быть и речи о настоящих смешанных породах. Высокое число
для si в породе показывает, что особенно действовали натросили-
катовые растворы. Незначительное содержание Н20 доказывает,
что эти растворы должны были обладать высокой температурой.
Тем не ^icnee это могли быть водные флюиды или обыкновенные
растворы, но температура была слишком высокая, чтобы при го-
сподствующих отношениях давления Н2О могла участвовать в кри-
сталлизации. Адиноловые сланцы зоны 3 й представляют по отноше-
нию к процессу обмена вещества переходный член. В них можно
£79
еще распознать привнос натра и удаление fm, а также замещение I
Н2О и обогащение Si02 (фиг. 50).
Все эти явления в диабазовых контактах хорошо помогли по-
нять ряд явлений при ином магматическом воздействии, хоть
многие подробности и до сих пор остались невыясненными. Диф-
ференциация, которая из базальтическо-габброидной магмы ведет
к кератофировому остаточному раствору, в природе происходит
в большом масштабе: из габброидных магм в широком смысле
слова образуются диоритовые, сиенитовые и гранитовые магмы. Из
каждого этого продукта дифференциации отделяется в дальнейшем
аплито-пегматитовая фа-а, которая является еще более богатой
легколетучими веществами и обнаруживает все переходы к гидро-
термальным остаточным растворам. Поэтому те же самые явле-
ния, как и в диабазовых контактных полях, будут встречаться и
в более поздних интрузивных стадиях магматической деятельности.
При этих процессах не менее трудно отличить метасоматические
изменения от настоящих инъекций частичных магм. Имеются также
налицо все переходы от влияния фазы пара или жидко-магматиче-
ской фазы до пневматолитического и гидротермального воздей-
ствия. Так, вблизи гранитных штоков часто встречаются несомнен-
ные парапороды, которые обнаруживаются благодаря особенному
отношению щелочей. Как уже было указано на стр. 31 глинистые
осадки являются в общем породами с преобладанием кали, в них
глина абсорбирует кали исключительно из смешанных щелочных
растворов. Поэтому при глинисто-мергелистом характере осадков
преобладание натра является указанием на более поздний обмен
веществ.
Во всяком случае надо подчеркнуть, что химическая петрогра-
фия осадков еще не настолько развита, чтобы можно было в каж-
дом случае считать подобного рода отклонения за вторичные. Также
и сами химические отношения в контактных полях являются еще
недостаточно исследованными.
Здесь могут быть два пути исследования, которые оба впер-
вые были подробно описаны несколько лет тому назад. Можно
попытаться объяснить разнообразие химических отношений на
большом числе отдельных анализов. Зто сделано Пигг ли
и в особенности Якобом в области магматической инъекции.
Хотя основные результаты анализов 'будут рассматриваться
в одном из дальнейших отделов, все же теперь можно ука-
зать на то, что в примере, исследованном Якобом, вместе с
сильной изменчивостью содержания СаСО3 сильно возраетает Na,0
и SiO9 при увеличении воздействия привносимых веществ. При
другом способе исследования в различных частях контактовой
области определяют средний состав путем валового анализа целого
ряда различных образцов, чтобы таким образом установить главные
изменения.Гольдшмидт1 исследовал таким образом породы об-
ласти Ставангер. Там также обыкновенный метаморфизм переходит
в слабо пневматолитический с повышенным содержанием NaJ) и SiO2,
1 До Гольдшмидта уже Квенсель (Quensel) и Га в ел и и сообщили ана-
лизы из области Кнебекаизе (Knebekaise)n Квикьок в северной Швеции, которые
дают точно такие же отношения, какие можно наблюдать в облаоти Ставангер.
IBO
а последний вновь переходит в настоящий инъекционный метамор-
физм. Нижепомещенная таблица дает в наглядной форме молекуляр-
ные значения (см. таблицу на стр. 186 —187).
Первые четыре породы едва обнаруживают влияние привноси-
мых веществ, может быть потому, что щелочи сами по себе явля-
ются несколько высокими тля глинистых пород. В пинчере 4 отноше-
ние к также достигло значения, лежащего ниже о,5. Щелочи под-
нимаются в породах, помещенных в столбцах 5 и 6, и там особенно
растет Na20 вместе с SiO2, порода обогащается альбитом часто
в виде больших кристаллов. Одновременно увеличивается содер-
жание SiO2, содержание fm несколько уменьшается. Легкое повы-
Фиг. 50. Диабазовая контактная зона. Дарнкопф (Гарц). По М ил ьху.
шение с позволяет предполагать, что здесь также было принесено
некоторое количество извести.
Более резкой является химическая разница между очковым и
слоистым гнейсом. Магматический материал, который в них инъе-
цирован, часто наблюдается очень отчетливо. Подобные примеры
известны из многих областей, хотя и менее подробно исследованы.
Альбит может проявляться в виде вкрапленникоподобных порфи-
робластов, и его образованию, как доказал Бекке, может способ-
ствовать привнос натра, например в альпийских породах.
Таким образом обогащение щелочью благодаря магматическим
продуктам отщепления, особенно в первоначально глинистых
породах, встречается довольно часто. Оно большею частью ведет
к фельдшпатизации, но отнюдь не всегда вновь образуется только
натровый полевой Ш iaT. Микроклин, микроклинпертит и ортоклаз
могут тоже образоваться этим путем, происходит также нередко
обогащение биотитам вблизи контакта. Так, Эрдмансдврфер
l@i
Пнеийяатепктичеенкй и кнъенц.иог;
Плотность 1 si ! ul fill С 1 ; | alk к тд с [fin •
2,788 231 47 34 1 1 3 ’ 16 0,71 0,32 0,09 2, 1 0
2,862 220 46,5 36 1,5 16 0,97 0,28 0,05 U| 0
2,8-38 230 41 35,5 7 16,5 0,60 0,32 0,12
2,814 244 37,5 37 9 16,5 0,48 0,35 0,23 9
2,812 264 40 33,5 9 17,5 0,56 0,37 0,27 2,21
2,777 267 37,5 28 13 21,5 0,43 0,33 0,47 1,73 И
2,735 287 37,5 25 8,5 29 0,53 0,17 0,30 1,8 И (
2,715 303 37,5 21 10,5 31 0,43 0,18 0,51 1. 'К С В
2,705 355 42,5 15 11,5 31 0,47 0,24 0,80 12
2,720 — 1 — 1 Г 1 । 1. .....1 Ц
2,652 416 46,5 10,5 6 37 0,55 0,24 0,55 । j 071||
2,629 499 47 9,5 1,5 42 0/48 0,20 (.17 J
632
г.-2та»иорфиз?л ь области Ставаигор»
р S Породы 'Минеральный состав
0,24 2,14 0,48 Кварцево-мусковито- во-хлорнтовый филлит (средн. 18) (Ставангер) 29,5 кварц, 10,5 альбит, 38 му- сковит, 18 хлорит + акцессорные
0.23 0,23 0,70 Кварцево-мусковпто- во-хлоритово-гранато- вый филлит (ср. 8) 27,5 кварц. 12 альбит, 36,5 му- сковит, 16,5 хлорит, 2 гранат, 3 ма- гнетит 4- акцессорные
—- 0,23 Кварцево-двуслюдяной гранатовый филлит (Вру) 30 кварц, 15 олигоклаз-альбит, 23 мусковит, 10 хлорит, 15 биогит, 5 клиноцоизит, 1,5 гранат 4-акцес- сорные
2,59 ““ Кварцево-двуслюдяпой гранатовый сланец (ср. 6) 33 кварц, 20 олигоклаз, 16 му- сковит, 8 хлорит, 15,5 с иотит, 2 клиноцоизит, 3 гранат 4- акцес- сорные
— 0,74 — Кварцево-двуслюдяной гранатовый сланец (ср. 4) 34 кварц, 22 олпгоклаз, 18 мг- сковит, 19,5 биотит, 1,5 клиноцои- зит, 3 гранат 4- акцессорные
— 0,25 — Альбнто - порфиробла- стический сланец (ср. 6) 31,5 кварц, 27 олигоклаз, 1 ка- лиевый полевой шпат, 0,5 муско- вит, 17,5 биотит, 5 апидот, 2 гра- нат 4- акцессорные
0.26 — — Богатый слюдой очко- вый гнейс (Бру) 24 кварц, 28 альбит, 22 калие- вый полевой шпат, 0,5 мусковит, 17,5 биотит, 5 эпидот, 2 граиат -j- акцессорные
0,27 2,13 — Очковый гнейс (Рос- хольмен) 27 кварц, 30 альбит, 20 калие- вый полевой шпат, 3 мусковит, 11,5 биотит, 4,5 эпидот, 2 гранат -J- акцессорные
— 2,10 0,90 Гнейс, темный слой, (Line) 31 кварц, 30 альбит, 20,5 калие- вый полевой шпат, 5 мусковит, 6 биотит, 5 клиноцоизит, 1 гранат 4* акцессорные
Гнейс, свет тый слой, (Line) 36,8 кварц, 41 олигоклаз-альбит, 8 мусковит, 7 клиноцоизит, 6,5 био- тит 4- акцессорные
1 — 1,07 Гранит (Вистнес Фир- лиг) 36 кварц, 26 альбит, 25,5 калие- вый полевой шпат -}- 7 мусковит, 3 биотит 4- акцессорные
1,56 _ Гранитовый аплит (На- версиес) 37,5 кварц, 29,5 альбит, 25 ка- лиевый полевой шпаг, 4 мусковит, 2,5 биотит 4- акцессорные
183
сопоставил анализы, которые должны дать ясное понимание о по-
добного рода процессах. Но рассматриваемые и сравниваемые
породы в отношении остальных веществ настолько различны,
что приводить числовые величины было бы мало убедительным.
Большею частью труднее доказать привнес кали, чем привнес
натра, потому что только в исключительных случаях образуются
породы, химизм которых не свидетельствует о чисто осадочном
характере. Где происходил привнес обеих щелочей, нам кажется, что
привнес кали вообще более ранний, чем привнес натра, связанный
большею частью с пневатолитическими фазами, хотя многие пегма-
титы и аплиты вблизи главных интрузивных масс богаче кали,
чем более от него удаленные.
Прекрасный пример этого правила, указанного в книге „Die
Leichtfluhtigen Bestandteile“, привел Эккерман из окрест-
ностей горы Мансьё. Если при некоторых силикатопневматоли-
тических процессах высокая температура вызывает подобного рода
явления, то она не имеет никакого значения для процессов, в которых
пневматолиз ведет к образованию рудного месторождения, и для
процессов гидротермально-магматического метасоматоза.
Происхождение щелочных остаточных растворов, богатых лег-
колетучими веществами, соответствует только одному акту в слож-
ной истории магматического процесса, и пневматолитический и
гидротермальный метасоматический контактовый метаморфизм
весьма разнообразны в отношении материала, условий темпера-
туры и давления и делают невозможным какую бы то ни было
схематизацию. Уже определенные контактные процессы в габбро-
перидотитовых магмах знакомят нас с новыми явлениями.
Лакруа в своих содержательных работах описал контактные
явления лерцолитовых магм в лейаровых породах Пиренеев. В кон-
тактной зоне, которая во всяком случае первоначально состояла
более из песчано-известковых, чем из глинистых пород, встреча-
ются на ряду с биотитом, пироксенами и амфиболами, полевые
шпаты, скаполит и турмалин, свидетельствуя об участии при
метаморфизме фтора, хлора и бора. Славику и Фишеру (Fiser)
удалось установить датолитовые роговики в контактном ореоле
диабаза Листица, и в Гарце известен у Магдешпрунга аксинит из
таких же контактных полей *. Скаполит, турмалин, аксинит и
датолит являются характерными минералами такого контактного
метаморфизма, который будет называться почти в настоящем смысле
слова пневматолитическим. Он гораздо лучше выражен вокруг боль-
ших глубинных интрузий, в особенности у магм, относительно
богатых Si, чем вокруг пластовых интрузий основных магм. Толь-
ко скаполитизация довольно часто также связана с основными маг-
мами. В сугцности здесь речь идет о настоящем процессе дестил-
ляции и испарения, которые происходят главным образом из оста-
точных растворов магматического затвердевания.
При подробном исследовании контактных полей в большинстве
случаев оказалось, что этот пневматолитический метаморфизм
1 Примечание редактора. В контакте трахп.типаритов е третичными мергелями
на горе Бык (близ Жетезноводека на Сев. Кавказе) ебраеовалаеь гранате-
датолитовая порода. А. Г.
является несколько более молодым, чем обыкновенный контактный
метаморфизм, или он действовал дольше и достиг максимума по-
сле того, как уже затвердели внешние части магмы. Таким обра-
зом главная масса пара была образована, как и ожидалось, во
время кристаллизаций в течение охлаждения. Она обязана своим
образованием’ дестилляции при охлаждении насыщенных растворов,
при процессе, обратном кипению. В отношении периферического
затвердевания интрузивных магм речь идет о привносе .вещества.
Сам дестиллят, обогащенный легколетучими составными частями,
находится внутри еще жидкого магматического остатка или по-
следующих подъемов остаточных раств ’ров.
В природе почти постоянно моя:по наблюдать изменения выде-
лившихся паров. Вынос руд принадлежит обычно к относительно
поздней стадии. В минеральном составе пород, подобных глини-
стым сланцтм и преимущественно бедных известью, обычно не со-
держится большого количества этих продуктов дестилляции. Наи-
более распространенными новообразованиями являются в данном
случае топаз, берилл и турмалин. Они находятся в связи с авто-
пневматолитическими изменениями уже застывших масс извержен-
ных пород и обнаруживают часто связь с раздробленностью крыши
интрузии.
В некоторых случаях эти турмалиновые и топазовые образова-
ния в прилегающих породах находятся в тесной свяш с пневма-
толизом оловянного камня. Уже ранее упомянутые грейзены во внеш-
них» частях изверженных пород так же, как и турмалиновые и
топазовые аплиты, не оставляют никакого сомнения с магматическом
происхождения F и В. Однако, имеются также и другие место-
рождения руд, связанные с турмалинизацией. Так, месторождение
колчедана в Клингенталь-Граслигце, связанное с Эйбеншюком,
содержит на ряду с серным, медным, мышьяковым и магнитным
колчеданами и пестрой медной рудой большое количество турма-
лина. Пневматолитические месторождения турмалиново-медного
колчедана, турмалиново-мышьякового колчедана, турмалинового
золотосодержащего кварца, турмалинового кобальта и турмали-
новой железной руды обнаруживают разнообразие сопровождаю-
щих руд. Известны даже турмалиновые серебряно-свинцовые место-
рождения.
Более близкое рассмотрение этих пневматолитических место-
рождений, в особенности наиболее хорошо исследованных место-
рождений оловянного камня, имеет также значение и для пневмато-
литического контактного метаморфизма, потому что благодаря этому
будет обращено внимание на сопровождающие явления, которые
могут происходить в виде метасоматических в контактном поле.
Особенно поучительный пример был описанБ е гер о м из Лау-
зитца. В роговиках контактного поля лаузитцской гранитной мас-
сы Бегер нашел места, которые были переполнены пегматитовыми
обломками. Они находятся в тесной связи с роговиками и посте-
пенно сами переходят в грейзен.
В нормальном пегматите почти совсем отсутств5 ет слюда; встре-
чаются кварц, калиевый полевой шпат, альбит-олигоклаз, светло-
бурый турмалин, магнитный колчедан, медный колчедан, пирит.
Наблюдающееся большое количество иголок силлиманита пока-
185
зывает, что в пегматитовую фазу существовали также водные алю-
мосиликаты. Пегматит местами изменяется в типичный грейзен-
полевые шпаты приобретали жирный блеск, становятся желто:
ватыми или зеленоватыми, на плоскостях спайности появляется
литиевая слюда. В конечной стадии полевой пшат часто бывает
вытеснен. Затем мусковит, литиевая слюда, флогопит на ряду
с кварцем принимают участие в образовании грейзена. Произошел
Mg - метасоматизм.
Под микроскопом можно хорошо проследить каждую стадию
образования грейзена. В дальнейшем образовании грейзена умень-
шается количество турмалина. Вследствие метасоматического изме-
нения появляются два важных продукта: возникает из пегматита
кварцитовидный грейзен существенно вследствие Si-метасома-
тизма, те же самые пары привносят сульфиды, в особенности
магнитный колчедан. Полевой шпат замещается кварцем. Сначала
кварц проникает по плоскостям спайности и распространяется
все больше и больше до тех пор пока от полевого шпата оста-
нутся отдельные гнезда или он будет целиком замещен. Богатый
слюдой грейзен образуемся из пегматита путем H-Li или Н- Mg-мета-
соматизм. Флогопитовый, мусковитовый грейзены и грейзен
с литиевой слюдой переходят друг в друга. Как слюды, заме-
щающие полевой шпат, так и кварц, сопровождаются значительным
количеством магнитног колчедана, медного колчедана, пирита.
Наблюдающийся также оловянный камень указывает на родство
образований с развитием оловянного камня. •
В общем вслед за гранитной интрузией и внешним затвердева-
нием наступила пневматолитическая фаза, которая воздействовала
на пегматит и окружающие роговики, при чем особенно обнару-
живаются метасоматозы Li, Mg, Н, Т и сульфидов. Обогащение бо-
ром (образование турмалина), повидимому, также и здесь отвечает
первой стадии.
Очень важным является наблюдение, что Mg (Mg-турмалпн,
хлорит, похожий на лейхтенбергит) прп подобного рода про-
цессах может быть привнесен в виде силиката Mg.
Несколько позднее Эско л а обратил внимание на образования
в Финляндии в районе Ориерви, которые обнаруживают, что эти
явления, мало принимавшиеся во внимании до выводов Бегера,
возможно встречаются довольно часто (антофиллитово-кордиерито-
вые породы). Сам Бегер объяснял зеленые, благодаря пенниновид-
ному хлориту, полосы в граувакковых роговиках Лаузитца как
пневматолитический метасоматоз магния, который произошел при
относительно высокой температуре, на что указывает новообразова-
ние турмалина. Когда также вместе с этим встречается вольфра-
мит, получаются отношения, близкие к контактметаморфическим
месторождениям вольфрама, которые недавно были описаны Гес-
сом и Ларсеном.
Второй пример позаимствуем из прекрасной работы Р о м а н г а
(Н. Romang).
Автопневматолитпческим месторождениям олова в Кинта соот-
ветствуют перимагматические и апомагматическпе образования
в осадочных окружающих породах. Внутреннему метасоматизму
соответствует внешний, который по отношению к агентам обнару-
186
живает все переходы от пневматолитического (высокая температура)
до гидротермального (низкая температура). При этом обнаружи-
вается дисперсия как во времени, так и в пространстве по отношению
к метасоматическим действиям, т. е. гидротермальное воздействие
происходит позднее, чем пневматолитическое, и преобразует ранее
образованные продукты (турмалин, например, будет разложен—
дисперсия во времени), с другой стороны, оно становится господ-
ствующим вдали от очага извержения. Это соответствует состоянию,
которое должно господствовать в дестилляционных трубах, посколь-
ко температура понижается кнаружи. Во внутреннем ореоле дол-
жны отлагаться высокотемпературные образования, тогда как оста-
точные растворы и пары могут перемещаться дальше кнаружи
(дисперсия в пространстве).
Рассмотренные примеры показывают, как автопневматолитнче-
ские явления, пневматолитическое образование рудных месторо-
ждении и пневматолитический контактный метаморфизм образуют
одно неразрывное целое. Все они находятся в тесном отношении,
с одной стороны, к магматической интрузии, термическому контакт-
ному метаморфизму, охлаждению и дифференциации, с другой
стороны, к гидротермальным, апомагматическим последействиям.
В своей совокупности они образуют комплекс явлений и продук-
тов магматического воздействия, и последние сами в своем про-
явлении тоже зависят от общих тектонических условий. Внутрен-
няя связь всех этих явлений очень затрудняет выделение отдельных
моментов, но, с другой стороны, она представляет источник, кото-
рый позволяет постоянно находить новые связи и отношения и
познавать единство природных явлений. Это становится особенно
ясным, когда мы обращаемся к главным явлениям при образовании
пневматолитических рудных месторождений и контактного мета-
морфизма, которые связаны не с бедными известью и глинистыми
породами, а с богатыми известью илп же с карбонатными породами
(известняк, доломит, мергель).
Уже раньше мы цвидели, что продукты дестилляции магмы
в первоначально карбонатных породах находятся в гораздо боль-
шем количестве, чем в глинистых или богатых кварцем породах.
Большая часть контактно-пневматолитических рудных месторо-
ждений находится в известняках, доломитах или мергелях и стоит
в связи с распространенными метаморфическими перемещениями
внутри этой группы пород. Это основывается на высокой способ-
ности к реакциям карбоната при повышенной температуре. Боль-
шая часть выделяющихся из магмы паров состоит из хлоридов,
флюоридов, сульфидов, арсенидов тяжелых металлов или их ком-
плексных соединений. Но между последними и карбонатом проис-
ходит обмен с отщеплением СО2. Однако водные содержащие
кремнекислоту растворы реагируют также при высокой темпе-
ратуре с карбонатами, связывая Si02 и вытесняя СО2. Кроме того,
общая проницаемость большинства разбитых трещинами карбо-
натных пород является большей, чем глинистых сланцев. Места
карбонатных контактов таким образом с самого начала предста-
вляют предопределенные пути для процесса испарения. Еще боль-
шее значение они приобретают, когда при невысоком давлении
вследствие нагревания происходит частичная диссоциация СаСО..
137
Вследствие удаления С02 остаются, раз начал действовать пнев-
матолитический процесс, открытыми ходы, которые Гольдшмидт
метко называет дымовыми трубами (Schornstein). Иногда пневмато-
лиз обнаруживается в известняках, которые отделены от магмы
другими породами. Вдоль трещин или щелей, или капиллярно
удалялись пары, пе претерпевая обмена в большом масштабе, пока
не наталкивались на материал, благоприятный для реакции и
абсорпции.
Здесь происходит односторонне протекающий комплекс реак-
ций, и постоянный отсасывающий поток держит каналы притока
открытыми.
Так в местности Кинта (Малакка) (Н. Romang) во внешней
контактной зоне, которая сложена известняком, распознаются та^же
разнообразные метасоматические процессы. Например, у Северного
Тронох(Тг >h North) Ром ан г констатировал кальцитсодержащие
турмалиновые роговики, кварцсодеь жащие турмалино-флюорито-
вые роговики, зернистые мраморы с флюоритсодержагцими грана-
товыми жилками, флюорито-хлоритовье роговики с заметным со-
держанием сульфатов. Здесь отчетливо распознается, как и в дру-
гих местах, последовательность выделения или, лучше сказать,
последовательность метасо? атических процессов. Турмалин первой
породы обнаруживает в сильной степ ни зональное строение: от
почти бесцветного, богатого магнием ядра через голубые, бога-
тые основаниями зоны к коричневой оболочке. Флюоритсодер-
жащие апомагматические жилы со 1ержат в известняках на ряду
с большим количеством мышьякового и медного колчеданов и пе-
стро медной руды еще кальцит в качестве жильной породы. По-
видимому, здесь после процессов растворения карбонат мог вновь
образоваться в одну из последних стадий.
Классические работы по молодому метасоматическому метамор-
физму известняков имеются у Линдгрена (см. также Ребер,
Ес. geol. XI 19и5), Б ержа(19О9),Голь дшмидт(1911) иСпёрр,
Гар рей, Феннер (1У12).
Линдгрен подробнее исследовал явления в районе Клифтон
Моренси в Аризоне. В этой местности магма, вызвавшая контактный
метаморфизм, интрудировала под покрышку мощностью около 1 им
и относительно быстро застыла в виде кварцевого монцонита.
Вследствие этого термический контактный метаморфизм является
довольно слабым. Однако хорошо выражены стадии дестилляции
и фазы перемещения рудных растворов. Вероятно, кварцево-мон-
цонитовая магма нахо гилась в постоянной связи с более глубо-
кими частями магматического очага. Мелкозернистые песчаники
и глинеС'Ые породы отвердели, эпидот и роговая обманка были
образованы на ряду с магнитным колчеданом и пиритом. Глини-
стые известняки были метаморфизованы в эпидото-гранатовые по-
роды с магнетиюм и медным колчеданом в качестве сопровожда-
ющих руды минералов; местами встречаются в большом количестве
также авгит, гематит, цинковая обманка. Жилы обладают двусто-
ронними контактными полосами. Все это указывает также на
незначительное общее нагревание, так как в контактных зонах
воздействие столь неболь них интрузивных масс незначительно по
сравнению е общим воздействием. Часто прямо у зальбанда обна-
188
руживается значительное образование эпидота, которое от почти
неизмененной породы переходит в гранатовую зону. В чистых
известняках будет также образовываться гранат, тогда как доломи-
тизирование и доломитовые известняки давали больше повода к об-
разованию тремолита и в незначительной степени диопсида. На
ряду с этим шла мраморизация. Гранаты, образовавшиеся подобным
путем, были анализированы и оказались почти чистыми известко-
во-железистыми гранатами^ андрадитами. При контактном метамор-
физме должен наблюдаться привнос вещества, главным образом
SiO3 и Fe2Os. Никакого увеличения объема не замечается, одновре-
менно были вынесены С02 и часть СаО (метасоматоз). Линдгрен
высчитал, что с 1 м3 выносится 460 кг СаО, 1190 кг С02, а дол-
жно быть привнесено 1380 кг S102 и 1180 кг Ге2О3, чтобы обра-
зовать из известняка чистый андрадитовый роговик. Постоянно
находящийся налицо магнетит увеличил бы еще больше количество
железа.
В районе Клифтон Моренси пневматолитический контактный
метаморфизм связан целиком с кислыми магмами. Диоритовые
порфириты не оказывают почти никакого влияния на прилегающие
породы. Соответственно образованиям интрузий и дифференциации
наблюдается преобразование минералов, соответствующее высоким
температурам, которые в других местах находятся в средней кон-
тактовой воне, и на ряду с пневматолитическими процессами
встречаются довольно часто и процессы гидротермальные. Они
вели к образованию жил кварца, пирита, медного колчедана и
цинковой обманки. В кварцах этого жильного образования нахо-
дятся в большом количестве жидкие включения, которые были
определены как водные растворы с обильно растворенными солями
тяжелых металлов. Эти гидротермальные привноси интенсивно
серицитпзировали и ппрптпзировали прилегающие породы. Повиди-
мому, благодаря сульфидсодержащим и частично богатым кали
растворам была растворена часть CaCOs. Для незначительно из-
мененного и гидротермально разложенного известняка типичными
являются следующие молекулярные значения.
Гвдрстергяапьмый метагаерфкзв довосяк-гсвсга кгвестикна
района Кпнфтсн ВЗоремсм в Аркэане.
si al fin с alk mg соя Il s Породы
80,5 *91,5 2,5 34,5 62,5 0,5 4 71 24,5 0,5 0,97 66 0,93 10,5 18 3 31 21,5 Серицито-хлоритовый извест- няк (рудник Джой) Тремолитсодержащий извест- няк, удаленный на 20 см от вышеназванного известняка с sz = 30,5, с магнетитом, пири- том, медным колчеданом, цинковой обманкой в контакте с пиритовыми жилками (Си, Zn, Fe связаны с S)
189
13 Грубегмап и Ниггли
Замечается обогащение водой на ряду с сульфидным метасо-
матозом. Оно характеризует большинство гидротермальных метасо-
матических процессов. Подобного рода преобразования встречаются
также в районе Клифтон Моренси внутри изверженных пород
и обнаруживают в таком случае большое сходство с пропилитл-
зацией.
Район Клифтон Моренси представляет пример преимуще-
ственно водных продуктов дестплляции и остаточных продуктов
магматического застывания. Хлор и фтор не накапливаются.
Пегматитовые растворы нигде не интрудировали. Таким образом
предполагается, что гранитовая до кварцево-монцонитовой магма
при быстрой интрузии, связанной с уменьшением давления, отдала
большую часть легколетучих веществ, в особенности Н20, и рас-
творенных в ней составных частей. Н2О концентрировалась про
охлаждении только в незначительной мере в остаточной жидкости:
удержавшаяся часть, обогащенная вследствие быстрого затверде-
вания, концентрируется позднее, вслед за определенным измене-
нием давления, в форме чисто водных горячих растворов.
Нельзя провести границ между этим гидротермальным контакт-
ным метаморфизмом и настоящим пневматолитическим. Оба должны
рассматриваться, как и внутренняя и внешняя контактные
зоны при термическом метаморфизме, в качестве различных стадий
одного и того же процесса. При этрм должны развиваться пре-
имущественно первая или вторая стадия.
Исследованный Б е р ж а гранодиорптовый контакт Консепсион
дель Оро в штате Закатекас в Мексике является примером на-
стоящего пневматолитического метасоматоза. Мезозойские, почти
чистые известняки были в краевых частях превращены в везувиан-,
диопсид-, скаполит- и волластонитсОдержащие гранатовые роговики.
Вследствие пневматолитического привноси Si02, Fe2O3 и Al20s из
уже затвердевшего края гранодиорита, который предварительно
абсорбировал некоторое количество СаСО3, образовались очень
сходные породы. Повидимому, благодаря диффундирующим газам
по обе стороны контактовой границы произошел полный обмен
веществ.
Еще более разнообразны явления в районе Христиании. Гольд-
шмидт описал подробно отдельные пневматолитические процессы;
позаимствуем пз его сообщений следующее Ч Во время интрузии
эссекситовых до гранитовых магм мощность покрывающих осад-
ков в среднем примерно будет равна 1,5 км, что соответствует
давлению приблизительно в 400 атм. Давление таким образом
является средним. Испарение, а равно вскипание легколетучпх
и среднелетучих веществ, как галоидов, сульфидов (?), хрупких ме-
таллов, могло происходить в местах незначительнейшего сопроти-
вления или наисильнейшей абсорпции именно на этих глубинах,
в особенности после начавшейся кристаллизации магм.
Действительно, здесь замечается интенсивный пневматолиз,
в особенности в контакте с известняками. Последние мраморизованы
пли превращены в известково-силикатовые породы. В то время, как
обыкновенный метаморфизм с началом магматического затвердева-
1 Р. N i g g 1 i, S. 14G u. £.
«90
ядя Почти-закончился, согласно наблюдениям Гольдшмидта,
главная дестилляция, за немногими исключениями, происходила
в течение кристаллизации. В некоторых местах, как например,
южнее Драммена, отчетливо наблюдается, что главные места
испарения связаны с трещинами (трещины дегазирования), кото-
рые позднее могли быть использованы последующими подъ-
емами магмы. Дестилляция, возможно, является естественным
следствием освобождения Н20 из соединений во время процесса
охлаждения. В таком случае НаО реагировала па щелочной хло-
рид по схеме:
NaCl + Н20 = NaOH ф- НС1.
Удаляющиеся газы могли таким образом заключать в себе, иа
ряду с хлоридом цинка, сероводородом и т. д., также и свободную
соляную кислоту- Где подобная смесь газа проходила вблизи
карбонатных пород, последние являлись абсорпционной средой.
Во-первых, была связана свободная соляная кислота, и реакция
ZnCl2 4- H2S (ZnS) + 2IIC1
вследствие этой абсорпции (образование СаС12 или СаЕ>, а также
везувиана и т. д.) принуждена итти постоянно вправо.
Характерно, но еще недостаточно объяснено в районе Христиа-
нии то своеобразное обстоятельство, что относительные количевтва
привнесенных веществ, а также их метасоматический остаток
очень сильно колеблются, так что в одном и том же контакте
изверженных пород можно встретить месторождения цинковой
обманки, железных руд и колчедана. Фаза пара поэтому не могла
иметь всюду одинаковый состав и изменялась подобно тому, как
меняется хлоридовый и флюоридовый пневматолиз (например,
хлорид Аарфольда (Aarvold) и флюорид Хертеколлена). Частично
это ведет обратно к временному изменению дестиллята в течение
охлаждения, при чем одновременно происходит перемещение глав-
ных мест испарения.
Именно в районе Христиании, так же как и в других местах,
имеются последовательное обогащение металлами Fe, Bi (Zn, Pb,
Си), последовательная дестилляция, которые станут попятными,
если принять во внимание вышесказанное (стр. 172). Величина
давления пара отдельных хлоридов видна из следующих дан-
ных. Точка кипения при давлении в 1 атм. для А1С1а и SiCl4
лежит соответственно при 183 и 58°. FeClg также обладает высо-
ким давлением пара и возгоняется уже почти при 280°, BiCl3 кипит
при 440°, ZnCl2—при 700°, РЬС12 — около 900° и СиС12— около юоо.
Последовательность, отнесенная к хлоридам, была бы таким обра-
зом последовательностью уменьшающегося давления пара, как
и следовало ожидать для дестилляции охлаждения. Естественно,
имелись налицо не только простые хлориды; давление пара за-
висело от отношений смеси (могут встречаться максимумы и ми-
нимумы). Но интересно, что эти простые соображения делают
весьма понятным явление, что привнес кремнекислоты в общем
произошел во время привнося железа1.
!Спёрр, Гарре й, Фенпер дают следующую последовательность
привнося веществ в контакте кварцевого монцонита с известняками в руднике
13* 8S3
Наиболее распространенными пневматолитическими минералами
окрестностей Христиании являются те, которые имеются в ниже-
следующей таблице (Goldschmidt, loc. cit, стр. 216):
Металлы Напважнейшие минералы Металлы Напважнейшие минералы
1. Железо 2. Цинк 3. Медь 4. Свинец 5. Марганец б. Висмут Андрадит, окисленная железная руда, ге- денбергит, сульфид- ная железная руда Цинковая обманка Медный колчедан Свинцовый блеск Андрадит, геденбергит Висмутовый блеск 7. Серебро 8. Молибден 9. Кобальт 10. Сурьма 11. Бериллий 12. Церий Свинцовый блеск, цинковая обманка Молибденовый блеск Кобальтовый блеск, мышьяковый колче- дан Висмутовый блеск и другие сульфидные руды Гельвин Ортит
Металлоиды и их скислы Наиважнейшие минералы Металлоиды и их скислы Нанважнейшив минералы
1. Кремнекпс- лота 2. Фтор 3. Сера 4. Хлор • Силикат скариовой по- роды, кварц Флюорит Сульфидные руды Скаполит 5. Мышьяк 6. Борная кис- лота 7. Титановая кислота 8. Фосфорная кислота Сульфидные руды (Турмалин), аксинит Титанит Апатит
Имеющей наибольшее значение рудой района Христиании
является цинковая обманка, наиважнейшими пневматолитическими
Долорес в (Матехуале, Мексика): Al-Si, Si, Si-Fe и другие металлы. Самые
1лаввые преимущественно частично метасоматическп возникшие минера ты обра-
зуются в следующей последовательности: 1) почти бесцветный алюминиевый
диопсид, 2) гроссуляр и везувиан, 3) волластонит, 4) геденбергит, 5) андрадит,
6) флюорит, кварц, металлические сульфиды (медный колчедан, пирит, мышья-
ковый колчедан, магнитный колчедан, цинковая обманка, свинцовый бтеск),
7) сульфид металла (на ряду с кварцем и флюоритом).
t'. Привнос вещества произошел при кристаллизации магмы в то время, как
уже затвердели внешние части. Последовательность отделения сульфидов в от-
ношении сульфидов скандинавских пород является обратной. Вероятно, здесь
речь идет о более гидротермальных растворах или же играет роль удаление от
жидкого магматического остатка. Но общая последовательность, как видно,
сходна с той, какая наблюдается в Христианин.
IS2
силйкатовыми породами являются андрадитовый и геденбергитовый
скарны!, а также скаполитовые породы.
Андрадит и геденбергит (в особенности последний часто содер-
жит марганец) являются важнейшими контактными минералами
в известняках, образовавшихся благодаря пневматолитическо-мета-
соматическому процессу. Об их образовании могут дать ясное
понятие следующие уравнения;
2FeF3 -}- зСаСОо = Fc2O3 ф- 3CaF2 4 ЗСО2,
а также
2FeGL 4- ЗСаСО, = Fe.,O,4- ЗСаО» 4- ЗСО.„
кроме того
Fe2O3 4- 3CaSiO3 = Ca3Fe2Si3Oia,
пли
Fe3O4 4- 4CaSiO8 4- SiOa = Ca3Fe2Si3Or3 4- CaFe(SiO3).3.
Андрадитовые скарны — скарны окисного железа, геденберги-
товые скарны — скарны закисного железа. Им соответствуют
при отсутствии SiO2 гематитовые и магнетитовые контактные''ме-
сторождения2. Лиеврит (часто содержащий марганец) и железо-
содержащий эпидот не отсутствуют в контактных породах Христиа-
нии, но являются несколько менее типичными для соответствую-
щих условий внутренней зоны.
Подобные отношения, какие наблюдаются в районе Христиании,
встречаются часто. Однако рассмотрение предыдущих примеров,
пожалуй, достаточно доказало, насколько каждая петрографическая
провинция обладает своими особенностями.
Вследствие разнообразия прилегающих пород упомянем еще
только один пример, прежде чем сделать попытку дать общий
классификационный обзор. Это касается контактных продуктов
1 Название „скарн" дано шведскими горняками ппевматолптическп сильно из-
мененным карбонатным породам. Г е с с в 1919 г. предложил употреблять назва-
ние „тактит” для карбонатных пород, измененных вследствие магматического
прнвноса вещества. Название „тактит* употребляется американцами только
для темных силикатовых пород, но так как андрадит и геденбергит также
являются темными минералами, названиюскарн можно с одинаковым правом при-
давать расширенное значение.
2 Примечание переводчика. На Урале один из примеров контактного метамор-
физма с привнесем подробно описан А. Н. 3 а в а р и ц к и м („Гора Магнитная
и ее месторождения железных руд*.Тр. Геолкома. Нов. серия, вып. 122. Геологи-
ческий очерк месторождений горы Магнитной” — I часть работы „Результаты
разведок на г. Магнитной в 1926—28 гг.“ А. Заварицкий н Е. Гуткина.
Ленингр. 1930 г.)
В своей работе о месторождении горы Магнитной он приходит к выводу, что
оио образовалось в результате пневматолитического контактного метармофизма,
который произошел в зоне контакта гранитной мат мы с известняками. При чем
этот метаморфизм, по мнению автора, сопровождался привносом Fe и Si в кон-
тактную зону. Процесс метаморфизма существенно состоит в образовании гра-
ната и магнетита, которые замещают чистые известняки. Кроме образования
скарнов, упомянутому метаморфизму обязаны все изменения изверженных порот,
г. Магнитной А. Заварицкий различает в месторождении г. Магнитной две
фазы минерализации. К первой он относит: магнетит, гранат (андрадит и пироксен,
геденбергит или диопсид); ко второй: пирит, халькопирит, кроме того хлорит,
эпидот н вторичную роговую обманку. С. С.
193
в районе Филиппсбург в штате Монтана (Сев. Америка). Иа исходе
ранней третичной интенсивной складчатости интрудировали магмы
преимущественно диоритового, гранодиоритового до гранитового
состава. Они частично обогащены легколетучими веществами.
Богатый флюоритом гранит, а также скаполитсодержащие аплиты,
богатые турмалином аплиты и пегматиты являются прямым дока-
зательством этого. Самого различного рода осадки были интенсивно
метаморфизованы. Андалузит, силлиманит, биотит, кордиерит, тур-
малин были образованы в бедных известью глинах; скаполит, гра-
нат, везувиан, волластонит и эпидот — в известняках; форстерит,
диопсид, роговая обманка, эпидот, гранат, флогопит, шпинель,
корунд, гумит, брусит, маргарит, флюорпт, турмалин — в мергелях
и доломитовых породах. Кроме того, часто встречается магнетит
в виде сопровождающего минерала и иногда имеются также ред-
кие минералы, как людвигит и гюбнерит.
Среди веществ, дестиллировавших в боковые породы и там
связанных в виде минеральных образований, преобладают: фтор,
хлор, бор, железо (в виде галоида), натрий, кремний, может быть
также в некоторой степени марганец п калий, кроме того сера
в колчеданах. Хлор находится в скаполитах, фтор — в гумитах,
флюорите и людвигите, бор — в турмалине и людвигите, железо—
в метасоматических магнетитовых месторождениях, которые (как
и в других местах) связаны с известняками, а также в гранате и же-
лезном эпидоте, натрий — в скаполитах, в турмалине и полевых
шпатах, кремний—в силикатах, образующихся в чистых известняках.
Встречаются два типа подлинно контактнометаморфическпх
рудных месторождений, оба связанные с известняками: медно-
золотые месторождения в сильно метаморфизованных карбонатовых
породах, в которых встречаются диопсид, актинолит, гранат, му-
сковит и хлорит. Рудная масса состоит главным образом из пи-
рита, медного колчедана, магнетита, магнитного колчедана, с ко-
торыми связано самородное золото. Многие магнетитовые место-
рождения имеют обыкновенный облик. Жилообразные рудные
месторождения, которые разрабатываются на золото и серебро,
являются более позднего гидротермального происхождения. Обра-
зующие их горячие водные растворы содержали в большом коли-
честве кремнекпелоту, щелочные карбонаты и сульфиды и разла-
гали прилегающую породу.
Наконец упомянем, что Вейншенк и Монтану-Мургочи
(Montanu-Murgoci) уже весьма давно обратили внимание на пнев-
матолитическое воздействие при образовании гранато-везувиано-
вых роговиков.
В. Опыт классификации метаморфизма с привносом
вещества.
Обзор пневматолитических до гидротермальных экзогенных мета-
соматических процессов, находящихся в связи, с магмами, может
быть сделан различным образом, смотря по цели. Можно по-
строить подразделение по типу и форме магматической массы, от
которой большею частью исходят активные пары и растворы.
Проводят еще подразделение на плутонические и вулканические, т. е.
194
глубинно-магматические и более поверхностно-магматические явле-
ния, хотя и здесь также встречаются затруднения, которые
обусловливаются повсюду существующими переходами, но осо-
бенно тем обстоятельством, что метасоматизирующпе растворы
и пары все-таки часто происходят со значительных глубин, но
обнажающийся комплекс изверженных пород не дает понятия об
этих глубинах. Известны многие примеры, например Долорес,
Кобриза,-Веларденья, из которых, судя по незначительному терми-
ческому контактному воздействию (без мраморизации известняка)
и интенсивной разложенности изверженных пород, вытекает, что
позднее действовавшие пары и растворы происходят из глубоко
лежащих еще жидких частей магмы. С этим также согласуется
наблюдение Батлера (Butler), который доказывает, что в штате
Юта лакколиты вызывают только в небольшой мере пневматолити-
ческие действия. Из работ того же самого исследователя явствует,
что, с другой стороны, обнаженная изверженная масса не позво-
ляет делать никаких заключений о способе и интенсивности при-
вноси веществ в боковые породы. Как раз те штоки, которые
были вскрыты эрозией в самой верхней части, так что обнаружи-
лись только небольшие изверженные массы, окружены наиболее
интенсивными метасоматическими зонами. Это является понятным:
дестилляционная тенденция приводит пары и растворы в зону
крыши, которая имеет гораздо большее количество трещин,
чем более глубокие части. При дальнейшем обнажении извержен-
ных масс эти зоны сносятся и исчезают. Отсюда ясно, что особый
состав хорошо обнаженной изверженной породы имеет не-
большое значение. Перемещающаяся кверху магма дифференци-
руется и благодаря гравитационному отделению кристаллов с уве-
личивающейся глубиной испытывает изменение состава. Так, на-
пример, характерные своим пневматолитическим воздействием верхи
интрузивного штока штата Юта имеют преимущественно монцонито-
диоритовый состав, но более глубокие части имеют гранитовый,
до диоритового, облик. Во всяком случае вполне вероятно, что
пары и растворы происходят из этих последних частей, в которых
вследствие отделения кристаллов при медленном охлаждении мо-
гут накопляться легколетучпе вещества. Пары и растворы пере-
мещались затем вверх в трещиноватые, уже застывшие части и
породы, слагающие крышу, и в настоящее время находятся в
кажущейся тесной генетической связи с этими охлажденными
внешними частями магмы.
Все восходящие магматические пары и растворы должны та-
ким образом пониматься как члены комплекса дифференциации и
принадлежат, в первую очередь, не к определенным извержен-
ным породам, а составляют части магматической провинции. Стано-
вится вполне невозможным их причислять к магмам или их провин-
циям метасоматических процессов более низкой температуры (апо-
магматического характера). В таком случае часто многообразно
измененные растворы уносятся на такое большое расстояние от
первоначального магматического очага, что их генетическую связь
в природе совершенно уже нельзя распознать.
Интенсивность метасоматизма сама зависит от материала породы,
характера его трещиноватости, продолжительности действия, тем-
195
пературы, давления п состава действующих растворов. Необходимо
также принимать во внимание природу первоначального вещества,
как высший классификационный принцип. Действительно, Гольд-
шмидт различал четыре главных вида метасоматизма пород (не
только контактный метасоматизм в широком смысле слова):
1. Метасоматические превращения силикатовых пород и кремне-
кислых пород.
2. „ „ карбонатных пород.
3. „ „ солевых пород.
4. v „ сульфидных пород.
Кроме того, наблюдается имеющий небольшое значение мета-
соматизм в окисленных и углистых породах.
Дальнейшее подразделение Гольдшмидт делает по типу
привнесенного материала. Он различает для метасоматизма, пре-
имущественно в карбонатных породах, две группы:
1. Силикатный метасоматизм с привносом соединений металлов.
2. Силикатный метасоматизм с привносом металлоидов и со-
единений металлоидов.
Только для этих групп он выработал свою систему, и деталь-
нее их подразделяет следующим образом:
1. Силикатный метасоматизм с
привносом соединений метал-
лов.
I. Щелочной метасоматизм:
а) метасоматический обмен
щелочей;
б) связывание щелочей из-
бытком глинозема;
в) связывание щелочей Mg-
и Fe-силикатами;
г) связывание щелочей (и
глинозема) кварцем.
II. Магниевый метасоматизм.
III. Известковый метасоматизм.
IV. Железный метасоматизм.
V. Никкелевый метасоматизм.
VI. Другие метасоматизмы.
2. Силикатный метасоматизм с
привносом металлоидов и со-
единений металлоидов.
I. Фтор-хлор-боровый метасо-
матизм.
а) соединение с глиноземом;
б) соединение с полевым
шпатом.
II. Серный метасоматизм:
а) соединение серы за счет
железосодержащих си-
ликатов;
б) обогащение серой поле-
вых шпатов и полево-
шпатовых заместителей.
III. Водно-углекислый метасома-
тизм.
IV. Фосфорный метасоматизм:
а) образование апатита;
б) образование фосфорита и
алюминиевого фосфата.
V. Углеродистый метасоматизм.
VI. Кремнекислый метасоматизм.
Вне всякого сомнения, что детальная и совершенная разработка
по этому принципу может быть очень годной для некоторых целей.
Но следует отметить некоторую непоследовательность. Пожалуй,
нельзя говорить о метасоматизме (имя существительное) то силикат-
ном, то щелочном, так как силикатный (прилагательное) указывает на
первоначальный материал, а щелочной—на привнесенный. Согласно
IS&
Гольдшмидту метасоматизм есть процесс преобразования породы,
при котором в породу будет происходить привнос вещества, при
чем связывание или обогащение привнесенного вещества происхо-
дит путем определенных химических реакций, в которых прини-
мают участие как первоначальные, так и вновь образовавшиеся
минералы. Такое определение исключает чистые явления импрег-
нации, но они тоже встречаются при метаморфизме с привносом.
Метасоматизм аналогичен образованию псевдоморфоз (такой смысл
в это слово вкладывает Науман), и как различают псевдомор-
фозы преобразования и псевдоморфозы замещения, так будет наи-
более целесообразно различать метасоматизмы, т. е. о .щелочном
метасоматизме" Гольдшмидта говорить, как о метасоматизме с
привносом щелочей и его „силикатный метасоматизм® можно за-
менить термином метасоматизм с образованием силиката. В этом
смысле будут применяться в последующем изложении названия.
Однако сам Гольдшмидт обратил внимание, что соответ-
ственно сказанному выше об исследовании месторождений можно
устанавливать другие принципы подразделения. Различные мета-
соматозы можно объединить в характерные виды. На этом можно
основать главное геологическое подразделение Г Можно также по
механизму реакций произвести классификацию, как Ниггли
провел ее детально для образования псевдоморфоз.
Для метаморфизма горных пород на ряду с классификацией
Гольдшмидта был бы желателен гео яти ческий обзор связанных
с магматической деятельностью процессов, обмена веществ, кото-
рые подчиняются различным условиям температуры и давления.
В этом отношении классификация должна согласоваться с пред-
ставлениями Линдгрена, Эммонса, Эскола и Ниггли,
которые сделали попытку расчленить различные фазы магматиче-
ской деятельности. Что при этом встретятся большие трудности,
это ясно. Таким образом нижеследующий обзор может быть только
первой попыткой. Само собой понятно, что необходимо попутно
упомянуть автометаморфические процессы с изменением вещества.
Вместе с Б ер ж а и Ниггли противопоставляет интрамагма-
тичесхим образованиям перимагматические и апомагматическис.
Здесь употребляются два понятия, которые обладают определенной
эластичностью, так как каждое точное определение идет в разрез
с встречающимися в природе переходами.
Перимагматические образования получаются из перемещающих-
ся паров собственно еще жидкой магмы, жидких фаз и горячих
растворов при относительно высокой температуре. Сюда принадле-
жат периферические пневматолитические образования в узком
смысле, продукты магматической эманации и ката- или гипотер-
мальные растворы преимущественно магматического происхожде-
ния.
Все другие образования, возникающие из подымающихся в связи
с магматической деятельностью растворов, называются апомагма-
хТе химические изменения при привносе вещества, которые связаны с обра-
зованием рудных месторождений, будут естественно рассматриваться с точки
зрения месторождений прежде всего как сопровождающие образование руд явле-
ния. В таком случае сама собою получается систематика, соответствующая под-
разделению месторождений.
197
тическими. Связь с магматической деятельностью может быть при
этом геологически хорошо распознаваема. Приставка „апо“ от-
носится скорее к минеральному составу, резко отличающемуся от
минерального состава изверженной породы.
В отношении интрамагматически-жидкомагматических (ортотек-
тических по Гретону и Лофлину) образований существуют
такие большие различия, что генетическая связь может быть уста-
новлена только геологическими исследованиями. Вместе с Линд-
греном эти апомагматические образования можно дальше под-
разделять на мезотермальные и эпитермальные*. Последние образо-
вались из восходящих растворов при относительно низкой темпе-
ратуре и низком давлении преимущественно в связи с процессами
образования эффузивных пород. Условиям несколько более высо-
кой температуры и давления соответствуют мезотермальные обра-
зования, которые в большинстве случаев находятся в связи с ин-
трузивными телами. Конечно, между всеми категориями суще-
ствуют переходы.
Исходя из этой точки зрения, попытаемся сделать обзор мета-
соматических и пропитывающих (импрегнационных) процессов
магматического контактного метаморфизма в его наиболее ши-
роком смысле слова.
а) Явления перимагматичесного метаморфизма с привносом
вещества.
МЕТАМОРФИЗМ ПРЕИМУЩЕСТВЕННО В СВЯЗИ С ИНТРУЗИЕЙ (ПЛУТОНИ-
ЧЕСКОЙ).
I. Пневматолитический привнос щелочей. Речь идет о процессе
изменения вещества, при котором играет существенную роль об-
мен или привнос щелочей. В какой форме и с какими другими
веществами были привнесены щелочи, а также какого рода полу-
чились продукты является безразличным. Вышерассмотренные
примеры показали, что часто происходило перемещение S102, ме-
стами также и А1ЙО3. Относящиеся сюда явления можно примерно
различать следующим образом.
а) Фельдшпатизация, вследствие обмена щелочей или при-
вноси щелочей, имея в виду увеличение количества полевых
шпатов. Калифельдшпатизация и альбитизация могут происходить
отдельно. Процессы встречаются относительно часто в контактах
изверженных пород, однако следует подчеркнуть, что альбитиза-
ция преимущественно может происходить при низких температу-
рах. Как уже явствует из подразделения по Гольдшмидту,
щелочи особенно при избытке глинозема будут итти на образова-
ние полевых шпатов. В последнем случае может в результате
произойти сиенитизация богатых кварцем пород, какие описал
Брёггер из местности Фен в окрестностях Христиании.
Ь) Биотитизация (обогащение слюдой). Мусковитизация при
1 Термины мезотермальный и эпитермальный не соответствуют поздней-
шему подразделению на мезо- и эппвону. Мезо- и эпигидротермальные образо-
вания принадлежат главным образом к эпизоне.
198
привносе щелочей принадлежит частью сюда, частью она связана
с более низкими температурами.
с) Щелочно-авгитовые и щелочно-роговообманковые образо-
вания (см. стр. 178). Метасоматизм щелочей при высокой темпе-
ратуре находится преимущественно в связи с образованием пегма-
титов, инъекций и перимагматических золотосодержащих квар-
цевых жил. Так, например, в местности Россланд в Британской
Колумбии образование месторождений медного и магнитного кол-
чеданов, в которых содержится некоторое количество золота, со-
провождается обогащением прилегающих пород биотитом. В Кал-
гурли (Kalgoorlie) в Австралии прилегающие породы золототеллу-
ридсодержащих жилок, в особенности амфиболиты, сильно альби-
тизированы. Н2О в этих процессах не накоплялась. Все-таки часто
происходила кальцитизация, доломитизация и образование сери-
цита, как покажут нижепомещенные сопоставления анализов.
Температура метасоматического обмена будет уже несколько более
низкой, чем температура, характерная для собственно пневмато-
литического привноса вещества. Частично также образовывался
турмалин. Именно при такой классификации надо постоянно пом-
нить о промежуточных стадиях и о сложности процессов в мест-
ности.
2. Пневматолитический привнос Si, щелочных земель, глинозема и
тяжелых металлов. Эти процессы можно лучше всего выявить, если
первоначальный материал имеет относительно простой состав.
На стр. 187 было уже отмечено, что, кроме того, карбонатные породы
особенно способны связывать подобного рода вещества. Скарны
(тактиты) и пневматолитические известково-магнезиально-силикато-
еые породы, а также окисные с этим связанные метасоматические
рудные месторождения представляют наиболее подходящий при-
мер метасоматического метаморфизма высоких температур. Андра-
дитовые, геденбергитовые скарны, пневматолитические диопсидо-
гроссуляро-волластонито-анортито-везувиановые роговики (с монти-
челлитом, геленитом, форстеритом,' фаялитом и т. д.) являются
главными представителями этой подгруппы метасоматически из-
мененных карбонатных пород. Лиеврито-актинолито-эпидотовые
скарны, пневматолитические антофиллито-тремолито-куммингтонито-
амфиболовые роговики находятся с ними в тесной связи, но соот-
ветствуют, вероятно, условиям образования несколько других обла-
стей температуры, давления и концентрации.
ПоЭскола и Гейеру (Geijer), возможно также интенсивно
метасоматическое обогащение кварцитовых пород магнезией и желе-
зом, при чем образуются антофиллито-кордиеритовые породы. С
другой стороны, окремнение с сопровождающими минералами,
соответствующее высоким температурам, является не слишком
редким.
Большое число перимагматических, так называемых пирометасо-
матических, до гидротермальных, образований рудных месторо-
ждений находится в связи с пневматолитическим метасоматозом
только что установленного характера. Сами руды могут в таком
случае вытеснить составные части первоначальной породы. Здесь
следует вспомнить в особенности окисные перпмагматические желез-
ные месторождения и цинково-марганцовоокисные месторождения
199
типа Франклин Фе'рнес (Furnace.) (Нью Джерси), последние с рядом
особых цинковых и марганцовых минералов. Но в сульфидных
месторождениях на ряду с сульфидным метасоматозом обнаружи-
ваются подобные же процессы вытеснения. Месторождения медного
колчедана с пиритом, магнетитом и гематитом, как например,
в Клифтон Моренси и Бисби (Аризона), свинцово-цинковообманко-
вые месторождения, как месторождения Чихуахуа (Chihuahua) (Сан-
та Эвлалия), месторождения мышьякового колчедана и золота, ка-
кие имеются в нпккелево-платиновом прииске в Британской Ко-
лумбии, цинковообманковые месторождения, как месторождения
Шварцберга в Саксонии, месторождения магнитного колчедана, как
месторождение Мон Шемен в Валлисе, сопровождались скарновыми
образованиями.
Контактно-метаморфические шеелитовые месторождения Сев.-Ам.
Соединенных Штатов, недавно описанные Гессом и Ларсеноч,
находятся тоже в связи со скарновыми образованиями и Образова-
нием Ca-Mg-силикатовых роговиков. Так же ильменито-магнетито-
вые месторождения Цеболья (Колорадо), месторождения оловянного
камня и железа Питкаранта (Финляндия) и Лост Ривер в Аляска
имеют подобные преобразованные боковые породы, при чем такие
минералы, как титанистый гранат или хульсит (Hulsit) и педжепт
(Paigeit), играют некоторую роль.
Как пбказали примеры, некоторое обогащение рудами произошло
окольным путем через флюориды и хлориды. В других случаях
перемещались сульфиды, вследствие чего в природе встречаются
все переходы к обоим только что разобранным процессам.
3. Пневматолитический привнос фтора, хлора, бора, бериллия (лития)
и фосфора. Сюда следует причислить те контактнометаморфиче-
ские явления, которые отмечаются преимущественно образованием
фтор-,хлор-,бор- или фосфорсодержащих минералов при отсут-
ствии другого обмена веществ в широком масштабе.
а) Турмалиниэация, образование топаза, образование фторо-
литиевой слюды, образование берилла. Речь идет о процессах,
часто встречающихся совместно, особенно в относительно бедных
известью породах. Турмалиновые породы (лтоксуллианиты), турма-
линово-флюоритовые, топазовые и слюдяные, берилловые илиберилл-
содержащие метаморфические породы образуются этим способом
в качестве конечных продуктов. Местами замечается одновременный
интенсивный привнос Si02 (окремнение). Особенно подобного рода
явления могут находиться в связи с образованием месторождений оло-
вянного камня.
Грейзен является соответствующим автометаморфическим
образованием. Однако целый ряд других пневматолитических
образований рудных месторождений находится также в связи
с метасоматическими процессами этой категории. Штутцер со-
поставил в 1906 г. ассоциацию руд с турмалином, и с тех пор
были установлены новые типы месторождений. Здесь упомянем
только месторождения:
Турмалиново-медных руд типа Монте Мулатто в Предаццо.
Турмалиново-золото-кварцевые и золото-пиритовые жилы типа
Калифорнии.
Турмалиново-кобальтоворудные жилы типа Сан Хуан в Чили.
goo
Топазовые и турмалинсодержащпе железорудные месторождения
типа Фрамон (Вогезы) и Альтенберга (Штирия).
Турмалиново-серебряно-свинцовые месторождения типа прииско-
вого района Елена в Монтане.
Ь) Флюоритизация, образование аксинита, датолита, нусте-
рита, мансьёита, данбурита, людвигита, скаполитиэация, гумито-
хондродито-флогопитовое образование, частично также образо-
вание везувиана. В общем, это процессы того же характера, как
и предыдущие, но главным образом связаны с богатыми известью
и магнезией породами, в особенности с карбонатными породами.
Так, например, в области распространения оловянного камня в
Корнуэльсе в зеленых сланцах аксинит постоянно заступает
место турмалина. Таким путем образуется лимурит. Датолито-
вые роговики встречаются в граните Дартмора. Гумит, хондродит
и флогопит особенно охотно образуются на ряду с везувианом в
доломитовых породах, точно также фтористый диопсид — мансьёит
(гора Мансьё) (Mansjo). Образование скаполита за счет полевых
шпатов является перимагматическим процессом, связанным с раз-
личными магмами.
с) Апатитизация, скаполитиэация и амфиболитизация характе-
ризуют воздействие растворов апатитовожпльной группы, связан-
ных большею частью с габброидными магмами. В Касерес в Испа-
нии апатитовые месторождения находятся в связи с амблигонито-
выми жилами, содержащими оловянный камень. Боковыми поро-
дами являются частью импрегнированные турмалином и ипритом
цоизитовые сланцы, частью апатитизированные, доломитизирован-
ные и окварцованные известняки.
Титанистый метасоматоз встречается нередко в габброидных
апатитовых жилах. Возможно также, что в других случаях TiCl4
пли TiF4 проникают в боковые породы и претерпевают изменения.
4. Пневматолитический привнос S, As, Bi, частью в соединении с
тяжелыми металлами. H2S и родственные соединения или сульфиды,
арсениды и т. д. при высоких температурах могут действовать на
самые различные минералы путем метасоматического замещения.
Образующиеся таким путем метасоматические рудные месторожде-
ния были уже упомянуты.
По Гольдшмидту, часто с этим связана графитизация, а по
0 с к о л а — привнос Mg. Графитовое импрегнирование находится
также нередко в генетической связи со скаполитизацией.
Наблюдается также переход друг в друга и взаимодействие
различных названных процессов.
МЕТАМОРФИЗМ ПРЕИМУЩЕСТВЕННО В СВЯЗИ С ЭКСТРУЗИЯМИ ИЛИ ВУЛКА-
НИЧЕСКИМИ ОЧАГАМИ МАГМЫ (ВУЛКАНИЧЕСКИЙ).
Действующие вещества являются теми же самыми. Они могут
действовать внутри магматического очага или в виде эманаций извне.
I. Пневматолиз магматического очага (Herdpneuinatolyse). Уже
ранее упомянутые автопиевматолитические вулканические явления
имеют свои эквиваленты в пневматолитических изменениях стен
магматического очага, вплавленных глыб и т. д. Флюорит, апатит,
гумит, клиногумит, хондродит являются частыми минералами в
CGi
выбросах Соммы (известняки, выбропТейнйе магмой Везувия). Йо
санидин, лейцит, нефелин, факеллит, содалит, давин, микросоммит,
скаполит, гаюин, щелочная роговая обманка, биотит встречаются в
друзах, образующихся вследствие коррозии и обмена веществ
(Лакруа). Сложные явления этого рода были описаны Браун-
сом из области Лаахского озера, как пирометаморфозы. Здесь
играет роль настоящая фельдшпатизация (образование саниди-
нита).
Можно принять подразделение, аналогичное подразделению
(стр. 198), не детализируя, вследствие небольшого значения этого
метаморфизма для настоящего контактного метаморфизма.
2. Кататермальное фумарольное действие. Многие составные ча-
сти, выделяющиеся из экструзивной магмы при очень высокой
температуре, образуют возгоны, которые только в незначительной
степени воздействуют на окружающие породы. Только при более
поздних гидротермальных обменах происходит интенсивный мета-
соматоз. К тому же самые важные изменения типа автометаморфи-
ческих процессов происходят в самой затвердевающей породе.
Поэтому и здесь нет необходимости проводить дальнейшую клас-
сификацию.
в) Явления апомагматического метаморфизма с привносом ве-
щества.
МЕЗОТЕРМАЛЬНЫЕ ЯВЛЕНИЯ.
1. Гидротермальный привнос щелочей и обмен щелочей.
а) Фельдшпатизация. Альбит часто может образоваться этим спо-
собом при привносе вещества. Вероятно, адиноловые образование
произошли также благодаря гидротермальному процессу этого рода.
Серициг, хлорит, эпидот в таких породах являются имеющими
наибольшее значение сопровождающими минералами.
С золото-кварцевыми жилами апомагматического характера свя-
зана альбитизация боковых пород, как например, в некоторых ме-
стах Калифорнии. В особенности в амфиболитах хорошо обнаружи-
вается альбитизация.
Ь) Серицитизация. Гораздо чаще при апомагматическом обра-
зовании рудного месторождения встречается растворение Na в бо-
ковых породах, при одновременном относительном или совершенво
абсолютном обогащении К в форме серицита.
2. Гидротермальное окремнение (силисификация). Особенно бо-
гатые карбонатом породы часто бывают окремнены, при этом крем-
некислота по крайней мере частью выпадает в виде коллоидов.
Плотные кремнистые породы этого рода называют яшмами. В связи
с свинцово-серебряными рудными жилами, благодаря Линдгрену
и другим исследователям, стал известен подобного рода метасома-
тоз, например в Тинтике (Юта) и Аспене (Колорадо). Реже, вслед-
ствие одновременного привнося основных окислов, вновь образуются
одновременно Mg-,Fe- или Са-силикаты, хотя, конечно, трудно сде-
лать обзор всех процессов привноса и уноса зачастую сильно вы-
щелоченных пород. Скорее всего, привнесенные растворимые сили-
каты железа надо искать в различных хлоритах и соединениях
железа.
202
3. Гидротермальный привнос С02 и карбонатов. Серицитизация
и окремнение часто сопровождаются карбонатизацией. Извест-
няки будут доломитизироваться или образуется магнезит, сиде-
рит, марганцевый сидерит. Последнее указывает, что щелоч-
ноземельный карбонат был растворен в восходящих водах. Кварц
также будет замещаться сидеритом. С другой стороны, С0.2 может
также действовать только на разлагающиеся, особенно фемические,
силикаты, и таким образом благодаря обмену получается карбонат.
4. Гидратизация вследствие поглощения воды. Она происходит
большею частью параллельно с вышеуказанными процессами ура-
литизации, хлоритизации, серпентинизации, серицитизации, сос-
сюритизации, эпидотизации, в меньшей мере также цеолитизация и
каолинизация могут протекать без дальнейшего постоянного при-
внося вещества (но при уносе вещества) благодаря апомагматиче-
ским водным растворам вблизи рудных жил.
5. Сульфидный привнос и импрегнация. Особенно часто встре-
чается пиритизация боковых пород апомагматических рудных жил..
Другие сульфиды редко накапливаются путем импрегнации (напри-
мер, свинцовый блеск в узловатой (почковидной) руде (Knottenerz)
или путем метасоматоза.
6. Флюоритизация и баритизация и т. д., благодаря апомагмати-
чесним растворам имеют только подчиненное значение; все же
известны метасоматические явления этого рода.
ЭПИТЕРМАЛЬНЫЕ ЯВЛЕНИЯ.
Эпитермальные явления обмена веществ частично такие же,
как и мезотермальные. Между прочим, имеются два момента,
которые особенно следует принимать во внимание. Выщелачи-
вание и перемещение в туфах, аггломератах и других сильно
трещиноватых поверхностных породах будут гораздо более интен-
сивными, чем на глубине. Одновременно смешиваются восходящие
п нисходящие воды, гипогенные и эпигенные, происходит окисле-
ние, образуются H2S04 и сульфат. Сольфатаровое разложение и
преобразование, связанные с более поздними фумаролами вулка-
нических областей, представляют типы относящихся сюда про-
цессов?1
К упомянутым уже мезотермальным перемещениям добавляются
в качестве новых: распространенные каолинизация, образование алу-
нита и ярозита (например сульфатизация полевых шпатов), мета-
соматические образования опала, марказита, гипса и гидраргиллита,
цео ъитизация и т. д. Интересно, что адуляроподобные полевые шпаты
встречаются в сопровождении эпитермальных рудных жил. Что
автогидротермальное разложение вулканических пород, как пропи-
литизация, связано со всеми этими экзогенно происходящими про-
цессами, понятно само собой.
Метасоматическое преобразование пород, особенно в сопровожде-
нии магматической деятельности, является распространенным,
чрезвычайно разнообразным по своему виду процессом. Линд-
грен, Эскола и Гольдшмидт обратили особое внимание на
это обстоятельство, вследствие которого будет затруднительным
определение первоначального типа породы на основании химиче-
203
екого анализа метаморфического продукта. Однако нельзя забы-
вать, что имен ап локализация и спорадичность встречи столько же,
как и разнообразие, представляют типичные признаки пород, испы-
тавших перимагматический и апомагматический привнос вещества.
Обусловленная первым обстоятельством детальность изложения этих
процессов пе находится ни в каком соотношении с количественным
значением метаморфизма покровных пород. Отношение является
приблизительно тем же самым, какое существует между рудными
месторождениями и обыкновенными магматическими породами. Бла-
годаря разнообразию их изложение должно уделять относительно
гораздо больше внимания подчиненным рудным месторождениям,
чем изверженным породам, связанным друг с другом существен-
ными закономерностями.
Чисто термический и метасоматический контактный метамор-
физм в своем наиболее широком смысле слова тесно связаны;
первый дает главные процессы, к которым в изобилии присоеди-
няются второстепенные явления второго. Очевидно, что теперь поня-
тие „контактный метаморфизм4- получило объем, которого до сих пор
ему не придавалось. Названные процессы даже в геологической
смысле так тесно связаны и находятся в столь близком отношений
с магматической деятельностью, что в правильности этого расши-
ренного понятия не может быть сомнения. Всегда путем более
подробного определения „перимагматический, метасоматический
контактный метаморфизм44 можно сохранить старое более узкое
определение понятия.
е) йаъЕицконный и юета^зрфизм
emssbshhh.
Рассмотренные в последнем отделе примеры доказали, как из
магмы и остающихся при затвердевании остаточных растворов
происходят перемещения в боковые породы. Целые участки горных
иород могут быть наподобие штокверка пересечены жилами, про-
исшедшими из рудных растворов. В таких случаях отчетливо
установлено проникновение снизу инъецированного материала,
тогда как рассматривавшиеся в предыдущей главе породы обна-
руживают главным образом чисто метасоматические изменения,
при этом трудно минералогически отделить магматически эпиге-
нетическую и первоначальную составную часть. Здесь речь идет
не только о гидротермальных рудных растворах, которые могут
проникать в самые тонкие трещины и по линиям наименьшего
сопротивления в боковые породы. Пегматитовые остаточные рас-
творы всех стадий затвердевания гранита обогащенных минерали-
заторами магм, проходя через стадию жидких растворов до водных
силикатовых расплавов, вследствие внутреннего напряжения про-
никают с силой в уже затвердевшие части интрузивных масс,
часто на расстояние, измеряемое километрами, в окружающие их
породы. После кристаллизации из этих инъецированных растворов,
от которых опять отщепляются пары, образуется комплекс пород,
имеющих общее название инъекционных пород. Инъецированная
часть, как таковая, может остаться отличимой (механическая
инъекция), но само собой понятно, что метасоматические перемеще-
224
ппя могут быть опять связаны с инъекцией, и таким образом будут
происходить смешанные породы, которые делают невозможным
механическое разделение на привнесенную и первоначально суще-
ствовавшую составную части. Вследствие этого само собой полу-
чается нерезкое отделение этой группы явлений от только что
рассмотренных. В практике называют инъекционным метаморфизмом
контактные явления, вызванные преимущественно пегматитовыми
растворами и сопровождающими их парами при привносе вещества.
Пегматиты 1 являются типичными образованиями расплавов,
содержащих относительно большое количество легколетучих ве-
ществ. Они произошли из щелочных остатков главной магмы и
обладают преимущественно лейкократовыми составными частями,
в особенности кварцем и полевым шпатом. Внутреннее напряжение
обусловливает возможность удаления. Пегматитовый раствор может
пройти все стадии до фазы, принимаемой за гидротермальную.
Уже в начале перемещения можно различать его свойства (магмати-
ческое, магматически-жидкое, жидко-газообразное, жидко-гидро-
термальное, гидротермальное), смотря по времени интрузии и по
условиям давления. Разнообразие комбинаций изменения условий,
связанное с разнообразием состава (смотря по стадии, в которую
происходит последующая интрузия), определяет структуру. Если
увеличение объема будет большим, так что наступает отделение
пара, то будут образовываться панидиоморфнозернистые породы
аплитового характера. Такое же влияние может оказать очень
быстрое падение температуры. Если газообразные растворы или,
короче говоря, легколетучие составные части постоянно будут
поступать снизу, то канал может оставаться открытым, и в нем
происходит только медленное отложение грубозернистых составных
частей. Наконец, притекающий дестиллят будет непрерывно изме-
нять свой состав, пока не достигнет характера гидротермальных
растворов.
Аплиты при их мелкозернистости являются таким образом
частью пегматитовых растворов, затвердевших при других усло-
виях, а частью переходными продуктами от гранита к пегматиту.
В одной и той же жиле встречаются поэтому переходы обоих
этих типов. В краевых частях часто преобладает аплит, в средних
частях жилы—грубозернистый пегматит, и в центре жилы встре-
чаются даже чисто гидротермальные образования, как кварц. Или
переход происходит, как в апофизах, в направлении удаления
от очага интрузии. Аплит кнаружи переходит в пегматит и дальше
нередко жильный кварц или в карбонатные образования. Более
молодые кварцевые жилы часто встречаются в гранито-пегматито-
вых областях. С другой стороны, настоящие пегматитовые жилы
прорезывают аплитовые породы той же самой интрузии, тогда
как обратный случай встречается реже.
Для пегматитового образования является типичным неравно-
мерное распределение минералов и неравнозернистость: на ряду
с гигантскими кристаллами находятся микроскопически тонкие
аггрегаты. Минералы, особенно выкристаллизовавшиеся в послед-
1 Об этом см. Р. Niggli „Die leichtfliichtigen Bestand telle im Magma", от-
куда заимствованы эти сведения.
14 Грубеяман и Ниггли.
205
Фиг 51. Разветвления пегматитовой жилы в гнейсе.
Лауфенбург. Швейцария.
нюю очередь, содержат довольно часто включения жидкостей или
имеют газовые поры.
Исследования кварца гранитных пегматитов Ларсеном,
и Райтом (Wright) показали, что для его образования является
вероятной температура около 575° (точка перехода а-кварцщ?
д^р-кварц). Таким образом температура образования пегматита
часто падает ниже 575°. Часто можно распознать различные стадии
образования пегматита. Пегматитовые жилы скопляются около
тектонически напряженных мест, но большею частью они прорезают
массив и боковые породы вдоль и поперек, особенно в крыше
изверженной массы.
В осадочных породах
они нередко идут до
плоскостям слоистости
и часто вытянуты в ви-
де шнура, состоящего
из отдельных линзо-
чек, иначе говоря, пе-
риодически вздуты,
что следует приписать
влиянию давления.
В краевых частях они
во многих случаях вы-
звали грубую перекри-
сталлизацию или пнев-
матолитическое разло-
жение боковых пород.
В них могут быть
включены обломки бо-
ковой породы. У кон-
ца они местами интен-
сивно разветвляются и
образуют в втом слу-
чае целую инъекцион-
ную систему. Велико-
лепный пример этого
рода известен у Лау-
фенбурга в Шварц-
вальде (швейцарский
берег Рейна). На фиг. 51 показана целая инъекционная система.
Можно также распознать линзообразный характер некоторых
слоистообразных ответвлений. Боковая порода белого гранитного
пегматита является осадочным гнейсом. В частности хорошо за-
метна краевая грубая кристаллизация^ особенно хорошо развит
груболистоватый биотит. В тонких жилках часто заметно влияние
боковой породы (от коррозий до ассимиляционных явлений). Оно
проявляется в полевошпатовом составе или в наличии особых
минералов. Так, например, в Обервальде наблюдалось, что в апли-
товых жилках, которые идут через амфиболитовые .линзы, грубые
иголочки роговой обманки выкристаллизовались на большом рас-
стоянии ОТ 8ТИХ ЛИНЗ.
В молодых гранитах часто прекрасно развиты инъекционные
205
контакты, как в Бергелле, где третичный гранит до кварцевого
диорита прорывает почти всю незадолго перед тем образовавшуюся
систему покровов.
Также в южном Тессине (окрестность Беллинцоны) хорошо
выражены такие молодые инъекции послеальпийской складчатости.
Но и в карбоновых интрузиях центрального массива обнаружи-
ваются частью интенсивные явления инъекций, часто связанные
с расплавлением самой гранитной магмы. Дюпарк и Мразек
занимались такими явлениями в массиве Монблан, Хуттенлохер
и другие исследователи—в Аарском массиве. Особенно хорошо
можно изучать контактные граниты в области Бельальпа (Bellalp)
и ледника Алеч, где заметно раздробление крыши и частичная
ассимиляция глыб.
Здесь речь идет о полиметаморфических породах, о явлениях
того же самого рода1, какие описаны Босвортом (Bosworth)
в граните Рос-оф-Мул,
Ниггли и Швенке-
л е м—в Шварцвальде
и Гольдшмидтом—
в районе Ставангер.
Там, гдё в покровных
породах имеются на-
лицо гранитовые ин-
трузии, инъекция в
общем является такой,
что можно резко отде-
лить изверженную и
боковую породы. Обра-
зование настоящих
инъекционных сме-
шанных типов и боль-
ших ассимиляций про-
Фмг. 52. Горнблендит, сильно гнъецированный
аплитовой магмой и превращенный в „изверженную
брекчию*. Обервальд. Валлис.
исходит реже.
Известное исключе-
ние в понимании фран-
цузских петрографов,
невидимому, представляют допермские граниты Пиренеев. Ио
своеобразный взгляд, что граниты заняли здесь свое место путем
медленной ассимиляции, возможно, как недавно отметил Эрдмане-
дёрфер, является неправильным. Однако контактные явления
примерно на 100 —150 м в глинистых сланцах более интенсивны,
чем где-либо в другом месте.
Согласно Лакруа, например, биотитовый гранит из Верхнего
Ариежа (департамент Ариеж, вост. Пиренеи) обнаруживает в отно-
шении сланцев и кварцита следующие контактные отношения.
Образовались не роговики и узловатые сланцы, а гнейсы и слюдя-
ные сланцы. Составными частями являются кварц, биотит (анда-
лузит), силлиманит, турмалин, гранат, кордиерит, а также мусковит.
1 Некоторые фотографии, любезно предоставленные нам Фером, явтяютея
типичными для подобного рода инъекционных пород; см. также книгу Ни г гл и
„Die leichtfluchtigen Bestanateile im Magma*.
U* 207
Полевой шпат увеличивается в направлении к краевым частям
гранита. Образование полевого шпата (фельдшпатизация, гранити-
зация) сводится к импрегнации богатыми щелочами эманациями
магмы. Инъекционные явления заметны в топких и самых малень-
ких гранитовых жилках. Гранит изменен очень мало, потому что
самые сланцы вследствие образования щелочей предшествующей
ассимиляции приняли уже подобный состав. В контакте извест-
няк метаморфизован в мрамор, глинистый известняк в грана-
товый, апидотовый, везувиановый, волластонитовый, диопсидовый,
амфпболовый роговики. Полевые шпаты встречаются также и
в контактовых полях. Вследствие больших различий в отношении
вещества весьма существенно изменялся в направлении контакта
гранит путем ассимиляции с последующей дифференциацией вы-
равнивания. За такие эндоморфные ассимиляционные фации при-
нимают роговообманковый гранит, кварцевый диорит, диорит, но-
рит, роговообманковый перидотит. На востоке контактовой области
часто имеются богатые турмалином и эпидотом жилы. В западной
части гранитных массивов, как в Керигют-Милласе (Querigut-Mil-
las) имеются также узловатые слюдяные сланцы наряду с полево-
шпатовыми роговиками. Пневматолитические магнетито-андрадито-
геденбергитовые месторождения встречаются в известняке. Апли-
товые и пегматитовые жилы отходят от гранитного массива, но не
секут его, и являются таким образом апофизами. Они показывают,
что пегматито-пневматолитическая фаза выделилась уже до затвер-
девания и во время затвердевания, а не представляет последующего
подъема магмы. Здесь также заметны включения в эндоморфных
гранитовых фациях карбонатных пород.
Таким образом, затвердеванию и частичной ассимиляции, по
Лакруа, предшествовала здесь всюду сильная импрегнация
щелочными и другими газообразными растворами. Пары уже не
имели характера преимущественно рудных растворов, как при
дестилляции во внешние части с несколько более низкой темпера-
рой. Магмы этих глубин, согласно Мишель-Леви (гранит из
Фламанвиля), являются грандиозным аппаратом гранитизации. Кон-
тактный метаморфизм становится региональным глубинным мета-
морфизмом.
Типичные инъекционные породы принадлежат преимущественно
находящимся на глубине комплексам пород разнообразного мета-
морфизма, при чем особенно характерно, что с инъекцией очень
богатых водой растворов была связана складчатость. В общем
эти явления вызывают не те гранитные интрузии, которые принад-
лежат к концу периода складчатости (поздние), а, наоборот, не-
сколько болев ранние магмы, внедряющиеся во время периода склад-
чатости или под сильной нагрузкой. Это совершенно естественная
зависимость от условий во время магматической деятельности, ко-
торую между прочим часто неверйо объясняют. Подбирая примеры
контактных явлений обыкновенного характера, ведь доводили же
до абсурда инъекционный метаморфизм, особенно тщательно изу-
чавшийся французскими исследователями.
Во многих случаях, может быть, целесообразно говорить о тезо-
контактовом метаморфизме. Однако Вейншенк, который ввел
это понятие, скорее подразумевал давление интрузии, вызванное
2СЗ
магмой, чем одновременное тектоническое давление. Но мы не
должны забывать, что магматическая интрузия* является только
частичным актом общего тектонического явления.
Все эти обстоятельства, понятные по существу, обусловливают
то, что мы в этом отделе, который должен быть преимущественно
посвящен рассмотрению контактного метаморфизма в покровных
породах, можем принимать во внимание явления инъекции и рас-
плавления не в той мере, как это необходимо для понимания
метаморфизма древнейших пород. Было бы очень желательно,
чтобы началу инъекции, как ее обнаруживают гранитные штоки
в покровных породах, было уделено в будущем больше внимания.
Если при этом нельзя обнаружить полного разнообразия, какое
должно встречаться при комбинированном метаморфизме и высоком
содержании воды магм, то все-таки можно в небольшой степени
распознать некоторые аналогии, которые способствуют пониманию
сложных явлений. Яркая противоположность между гнейсо-гра-
нитными контактами и несогласными ороговикованными гранит-
ными контактами, которую особенно отмечал Ле пси у с, будет
в таком случае менее резко обнаруживаться (ср. также выводы
Берга в работе „Granitstocke und Gneismassive1*).
В отношении химических условий здесь уже, между прочим,
рассматривались некоторые примеры, они должны прежде всего
доказать изменчивость даже в пределах одной инъекции. Так,
Якоб произвел большое число анализов из части зоны инъекции
Верхнего Валлиса, исследованной Фером. Они относятся глав-
ным образом к тем частям, которые были затронуты гидротер-
мальными последействиями, так что кальцит часто встречается
в качестве последнего выделения из инъецировавших растворов.
Породы анализированной серии происходят из очень незначительной
области. Имеется налицо вся серия подъемов вплоть до последних
подъемов аплитовой магмы. Естественно, в этой сложной области
не вполне еще выяснено, что следует приписывать привнесу
вещества, а что первоначальным различиям. Может быть, в после-
довавшем альпийском метаморфизме также произошли изменения
вещества. Однако благодаря серии анализов становится отчет-
ливым, как быстро меняется общий химизм в таких зонах, и так
как некоторые явления постоянно встречаются вместе с явно
увеличивающейся инъекцией, то их и следует связать с этой
инъекцией.
Серия II из Обервальда (см. стр. 210) с увеличением жилкообраз-
ной инъекции отчетливо обнаруживает увеличение содержания SiOa
и щелочей. Но и al должно быть также привнесено. Изменение вели-
чины й доказывает, что кварц и альбит были вновь образованы пре-
имущественно из инъецированных растворов. С увеличением с свя-
зано также увеличение С02. Кальцит выкристаллизовался из раство-
ров одним из последних. Этот привнос карбоната приобретает
значение в серии IV из Фишербаха. Опять si возрастает с увеличе-
нием количества жилок гидротермального происхождения и умень-
шается fm. Произошел обмен щелочей, заметен привнос Na. Эти отно-
шения в основном обнаруживает серия VII выше Фпша (см. стр. 211).
Характер этих инъекций таким образом является совершенно
определенным. Альбит, кварц и кальцит представляют вновь
S09
Серия II. Обврвальд.
Породы ив мн-ьгнцмонной зоны Верхнего Еэплгся.
Биотитовый сланец с нварцем, биотитом, серицитом, хлоре*
том, эпидотом, альбитом и акцессорными минералами.
81 al Д'" С alk к с//ш h Р И СО г Плотность
105 251 178 310 342 32,5 34,5 47 41 47 52 36 27,5 13,5 5,5 3,5 8 2 16,5 11 12 21,5 23,5 29 36,5 0,89 0,39 0,64 0,37 0,18 0,35 047 0,53 0 30 0,07 0.22 0,06 1,24 1,98 36,5 19 22 21 12,8 0,1 0,8 0,3 0,8 0,2 2,5 1,8 1,8 1,0 0,6 0,6 7,0 2,5 2.87 2,74 2,74 2,69 2,62 Жилкоподобная инъекция, увеличи- вающаяся книзу. В большом количестве плагиоклаз и микро- пертит. Биотит-* ыу- 1 сковит. Эпидот
образованные из растворов минералы (преимущественно). Фер смог
доказать, что в более раннюю пегматитовую стадию инъекции среди
полевых шпатов господствует микропертит и отсутствует кальцит.
Уже приводившиеся выше анализы из области Ставангер,
обработанные Гольдшмидтом, позволяют распознавать подобные
же отношения, однако, исключительное господство Na там не так
резко выражено, а кальцит среди новых продуктов отходит на
второй план. Химизм первоначально осадочных пород благодаря
смешению их с изверженным инъекционным материалом прибли-
жается больше к химизму аплитовых жил. Последние два анализа
были произведены из таких именно пород.
Настоящим интенсивным зонам инъекции и смешивания соот-
ветствуют сопоставленные ниже ана 1зы. Речь идет об инъек-
ционных породах Шварцвальда и Лауфенбурга (Швейцария) (ана-
литик Л. Хецнер).
Горные породы, у которых величина si равна 378, 338, 247 и 271
(см. стр. 212), происходят из участка в несколько квадратных
метров и обнаруживают различные стадии пронизывания краснова-
тым аплитовым и пегматитовым материалом с si = 410. Разделение
обеих смешанных частей микроскопически не всегда возможно
произвести, а в образце возможно только в общих чертах. Породы
стати схожими (гомогенезированными).
Примесь осадочного материала очень хорошо видна из относи-
тельно больших чисел fm и почти постоянного отношения тд. Но
излишек глинозема почти совершенно исчез: он меньше, чем
в аплитовых породах, содержащих в небольшом количестве
мусковит.
Таким путем образуются типы, которые почти в полной мерс
обладают составом изверженных пород, а не характером более
молодых гранитовых дифференциаций (большею частью гравито-
сиенитовой) долины Альба. Образование щелочей хорошо выра-
жено. Величина отношений щелочей к очень изменчива. Инте-
ресно, что почти чистый в образце гнейс (si =271) обнаруживает
значительное преобладание натра. Невидимому, как это также
ею
Серия IV. Фишербах.
Серицит, хлорит, подчиненный эпидот, альбит, кварц, биотит, акцессорные минералы.
al fin С alk к c)fm h 1> ti co, Плот- ное tb Породы
103 43 ' 37 4 16 0,80 0,43 0,11 34,5 0,4 3,7 2,88 Альбит, содержащий
126 45,5 34 2,5 18 0,80 0,29 0,41 0,08 30 0.1 4,0 —— 2,91 серицито-хлорятовый
1S3 44,5 33,5 5,5 16,5 0,56 0,17 24,5 0,5 2,7 — 2,81 филлит
197 43,5 30,5 7 19 0,41 0,39 0,24 29 0,5 3,7 2,82 Еще отчетливый
288 44,5 20 10 25,5 0,22 0,50 0,47 19,5 0,6 2,6 2,0 0,8 2,72 филлит, увеличиваю-
324 29,5 18,5 37 15' U,32 0,32 2,0 14 0,2 34 2,71 щпеся кварцево-аль-
370 31 18 32 19 0,24 0,34 1,7 15 0,0 1,6 30,5 2,70 | бито-кальцпевыежил-
456 32,5 15 32,5 20 0,15 0,15 2,2 2 0,2 1,5 32,5 2,68 (, ки (также микропер- тит массивный до слоистого)
Серия VII. Выше Фиша.
Серицито-альбитовый гнейс с кварцем, олигонлээ-альбитом, серицитом, хлоритом (эпидотом),
филлитовые акцессорные минералы.
si al fm С alk к mg h 1> ti 00a Плот- ность Порохи
288 42,5 33 6,5 18 0,65 0,39 27,5 0,3 3 2,79
295 43 31 8,5 17,5 0,62 0,41 31,5 0,2 2,8 5,5 2,78
360 43,5 25,5 13,5 17,5 0,63 0,43 21,5 —— 2 14 2,75
434 42 28 12 18 0,60 0,38 26 0,2 2,1 5 2,75 Много кальцита в виде лннз
420 43 19,5 16,5 21 0,59 0,33 21 0,2 1,8 19 2,75 и слоев
444 39 22,5 17 21,6 0,50 0,28 20,5 0,5 2,2 17,5 2,72
464 36,5 18 21,5 24 0,25 0,41 15 0,6 1,7 21,5 2,72
£2 Инъекционные народы из Лауфенбурга (Швейцария) в южной краевой частя Шварцвальда.
si ___ о? fm -з all: ft ti P Породы
443 46 7 8 39 0,41 0,35 0,7 Белый аплит-пегматит; женный; изверженный чисто извер- материал для
« = 397
1 410 48 9 8 35 0.45 0,22 1,0 Красный аплит, поверженный материал
318 тот же самый, что и у инъекцион- ных пород («« = 338, «i = 378, si= 247)
41 20 10 29 0,47 0,45 OK. 1 ok. 0,5 Слоистая текртура с не- большой осадочной
| 338 uS ,примесью
23 10 29 0,51 0,41 OR. 1,6 ok. 0,4 Слоистая текстура, пер-
247 33 36 воначально осадочная часть больше
9 22 0,41 0,48 OK. 3 ok. 0,25 Неправильная „волокни- стая" (flasserig) порода Красноватая
полевотип а-
• с небольшим количе- товая инъ-
271 33 36 21 0,33 ством чистого инъек- ционного материала екция
10 0,48 OK. 2,3 ok. 0,3 Осадочный гнейс. Обра-
1 397 42 31 0,52 0,31 1,3 зованне щелочей без существенного само- стоятельного инъек- ционного материала
17 10 OK. ok. 0.25 Белый волнистый гнейс, сильно инъеци-
Для рованный
с р а в пени Я
369 45 12 7 об 0,48 0,25 — Жильный гранит из Лауфенбурга (ана-
270 83 25 12 25 0,41 0,52 — литик 11 иг г л и) Гранит долины Альба, Тифенштейи
(аналитик Г и р ши)
наблюдалось в других местах, при чисто имирегнационном обра
зовании щелочей часто преобладает Na. У белой инъекционной
породы, у которой si =397, совершенно невозможно узнать сме-
шанный характер.
Все здесь анализированные породы обладают относительно
высоким содержанием щелочей. Если мы сравним, например,
величину si ==271, принадлежащую типичному осадочному гнейсу,
с величинами, которые подходят к мергелистым глинистым сланцам
(например сланцы Ленне), то отчетливо будет видно, что в серию
пород были привнесены щелочи. Именно это характеризует
инъекционные зоны.
Наконец, особый тип контактного метаморфизма отметил
Г. Браунс при своих исследованиях области Лаахского озера,
именно пирометаморфизм. Его можно изучить на выбросах лаах-
ского трахита, и он представляет собой комбинацию пневматолити-
ческого метаморсфизма и метаморфизма переплавления. Среди огромного
количества включений Лаахской области прежде всего выделяются
санидиновые породы или санидиниты, состоящие из щелочного
полевого шпата, кордиерита, шпинели и корунда, на ряду с часто
встречающимся гиперстеном встречаются также биотит, силли-
манит и альмандиноподобный гранат.
Полевой шпат санидинита — преимущественно натровый орто-
клаз; плагиоклаз встречается в подчиненном количестве. Санидинит,
по Браунсу, имеет интрателлурическое происхождение и образо-
вался из некогда кристаллических и контактнометаморфических
сланцев при воздействии газов, выделяющихся из находящейся на
глубине магмы (еще до интрузии лаахских трахитов). Ход
преобразования можно проследить под микроскопом во всех стадиях,
и он свидетельствует об участии высоких температур и горячих
растворов. Прежде всех исчезает кварц, он переходит, невиди-
мому, в расплав, и его кремнекислота идет на новообразования
полевого шпата, кордиерита и гиперстена. Андалузит явился
причиной образования силлиманита, шпинели, корунда и полевого
шпата.
Биотит выкристаллизовался опять таковым же или вошел
в кордиерит, тогда как силлиманит, со своей стороны, мог перейти
в шпинель, корунд и щелочной полевой шпат. Гранат мог пере-
плавиться в стекло, способное воспринимать щелочи. Из расплава
он был в состоянии частично опять* выкристаллизоваться, но часто
вместо него образовывались гиперстен, биотит, шпинель, магнетит
и корунд.
В генетическом отношении здесь выявляется, что с процессами
расплавления и превращения связан пневматолитический привнос
богатых щелочами и в особенности натром паров, и вследствие
этого усложнились метаморфические явления. Они изменчивы от
места к месту, старые остатки встречаются вместе с новообра-
зованиями, устойчивые парагенезисы—на ряду с неустойчивыми,
откуда можно видеть, что преобразования не смогли дойти до
конца. Браунс в качестве источника обильного пневматолити-
ческого привнося предполагает на глубине нефелино-канкринито-
сиенитовый массив, от эманаций которого произошел пирометамор-
физм. Часть явлений могла принадлежать к области автовневма-
£13
4
толиза и в главе о пневматолизе уже была нами принята во
внимание (стр. 111).
Родственные явления встречены Бержа при его исследованиях
содержащих андалузит включений кордиеритового андезита из
Липари. Из 33 включений 16 были исследованы микроскопически;
при этом оказалось, что 14 являются кордиеритовыми породами,
содержащими андалузит и силлиманит. Здесь также под влиянием
расплавления произошло большое количество преобразований,
прежде всего переход андалузита в силлиманит с образованием
параллельных сростков. Ядра андалузита и силлиманита окай-
млены смесью кордиерита и полевого шпата, в котором наблюдается
большое количество шпинели и железных руд. Глиноземистые
- силикаты, как биотит, гранат и кордиерит, претерпели сплавление
и коррозию. Пневматолитическое влияние отступает все-таки на
второй план.
d) Комбинированный шеташорфизм в покровных
породах»
Виды метаморфизма в покровных породах, рассмотренные здесь
более или менее по отдельности, естественно встречаются в ком-
бинациях, когда одновременно действовали различные факторы,
благоприятствующие метаморфизму. Уже упоминалось о совмест-
ном действии метаморфизма нагрузки с дислокационным метамор-
физмом и последнего с контактным метаморфизмом. В этом отно-
шении Альпы также представляют разнообразные примеры.
Геологическое изучение особенно может помочь разобраться
в мелких постепенных различиях. Явления, характерные для
определенной области, обусловлены именно специфическими геоло-
гическими процессами и могут быть истолкованы как совместное
действие разных факторов. После всего сказанного не будем здесь
входить подробнее в постановку этой проблемы. В главе, где
вопрос идет о метаморфических провинциях, будет об этом ска-
зано. Здесь только еще упомянем о метаморфизмах, следующих
часто непосредственно друг за другом.
Бекке указывал в свое время на то, что горная порода,
которая вследствие орогенических движений будет перемещаться
с поверхности на все большую глубину, обнаруживает в своем
облике своего рода двилсение вперед благодаря превращению
и прпспособлению к существующим в каждой зоне условиям, что,
например, можно подтвердить целым рядом пород: глина, глинистыи
сланец, филлит, слюдяной сланец и сланцеватый гнейс. ^Каждой
названной стадии соответствует определенный типичный мине-
ральный состав. Но в природе может встретиться также и обратное
явление, ретрометаморфизм (или, короче, ретроморфюз)^. е. идущий
в обратном направлении метаморфизм, если порода вследствие
орогенического движения будет перемещена из более глубоких
зон в более верхние, благодаря чему разрушаются типичные формы
прежнего более высокого развития и замещаются формами, свой-
ственными метаморфизму низкой ступени. Бекке назвал это
явление диафторезом (5ta?9ei&w —я разрушаю), а породы этого типа
£Н
развития диафторитами (когда это происходит в небольшой сте-
пени — диафторитическими)\
В качестве прекрасно выраженного примера диафторитического
гнейса им был приведен гнейс Келлереха(Ке11ег]осЬе),к югу от долины
Инна у Шваца (Тироль). Макроскопически он имеет вид аркозоподоб-
ного полевошпатового филлита, но в .качестве главных составных
частей содержит карлсбадские двойники микроклина и биотит,
окаймленный темнозелеными хлоритовыми примазками, кроме того,
отчетливо распознаются остатки гранитового гнейса. Сверх того,
в массе породы наблюдаются иногда угловатые посторонние вклю-
чения и шлиры, так что речь идет о первоначальном гранито-
гнейсе, который вследствие геодинамическпх процессов принял
фил гитообразный облик. В Альпах с их высоко развитым орогене-
зисом очень распространены филлитовые гнейсы, филлиты и сери-
цито-хлоритовые сланцы и т. д., „которые, возможно, прежде
пережили лучшие времена* и впоследствии испытали ретромор-
физм. Они большей частью имеют определенный матовый, нр
глянцевитый облик, вызванный более или менее сильной серици-
тизацией полевых шпатов, а также сильно распространенной хло-
ритизацией биотита. Если один слой перекрыт другим, можно
более или менее отчетливо распознать следы более ранних стадий.
Бекке, между прочим, правильно обратил внимание на горные
породы группы Крейцек (Kreuzeck), на массы пород Антхольцер
и Чигат, а также на Етцтальскую группу в восточных Альпах.
В центральных Альпах можно указать на породы массивов Готтарда
и Бернины и на группу Сильвретта. Из области молданубских слю-
дяных сланцев в Вальдфиртель, нижне-австрийской лесной области
(Waldviertel) недавно Леопольд Кёлбль (Kolbl) упомянул
о слюдяных сланцах из местности Мессерн, которые благодаря
идущему в обратном направлении метаморфизму произошли из
первоначального тектонического катагнейса и наконец, идя дальше
гем же самым путем, могли даже принять облик настоящего
филлитообразного диафторита *.
4. в древнейших городах,
В предыдущих главах мы стремились показать на примерах
явления метаморфизма горных пород, которые не допускали ника-
кого сомнения в метаморфизме, как таковом, и сопровождающих
его условиях. Это давало возможность рассматривать главным
образом относительно молодые явления, которые соответствовали
всегда последним крупным геологическим событиям. Наблюдения
1 Примечание переводчика. У нас известны на Алтае примеры регрессивного
метаморфизма. Так, Н. А. Елисеев „Об алтайских диафторитах* (Геолгиз. Пе-
чатается) описывает сланцы Прнпртышья в Рудном Алтае с отчетливыми сле-
дами диафтореза, который выражается в замещении андалузита серицитом, гра-
ната хлоритом и серицитом, биотита хлоритом и серицитом с выпадением избы-
точного железа в виде крапин-железного блеска.
По мнению Елисеева причиной превращения андалузито-гранатовых слю-
дяных сланцев в филлиты, послужили тектонические нарушения, приуроченные
к одной из фаз варисцийских складчатости.
В некоторых случаях андалузит частично превращается в дистеи. При каких
условиях совершалось превращение андалузита в дистеи, не выяснено.
показывают, что преобразования пород часто мотут быть вызваны
разнообразными внешними условиями. Новое образование пород
вследствие метаморфизма наблюдается в действительности так яге
хорошо, как и образование изверженных и осадочных пород, оно
является необходимым следствием определенных геологических
условий.
При рассмотрении теперь той части земной коры, которая
в виде так называемых древнейших пород подвергается новейшим
геологическим процессам, но которые, как показали детальные
исследования, уже многократно испытали геологические преоб-
разования, само собой становится понятно, что и здесь должен
происходить метаморфизм пород. Ведь, если предположить, что
все эти древнейшие породы претерпели по крайней мере одно
большое тектоническое преобразование, которое служит для раз-
граничения, потому что оно не происходило в находящихся над
ними более молодых покровных породах, то мы должны допустить,
что древнейшие породы будут главным образом метаморфическими
породами. А поэтому не является произвольной гипотезой, как это
утверждают, если о „кристаллических сланцах", древнейших поро-
дах, будем говорить как о метаморфических породах. Логический
вывод на основании наблюдений в покровных породах ведет
к этому предположению, а изобилие несомненно первоначальных
магматических образований в древнейших породах указывает,
что последние' как целое произошли при сложных условиях,
которые благоприятствовали их преобразованию. Таким образом
оказывается, что древнейшие породы являются настоящей родиной
метаморфических пород. В них мы опять находим в изобилии явле-
ния, которые более свойственны местному метаморфизму в покров-
ных породах. Процессы сходны, но не совсем: большею частью
совершенно отсутствует возможность сопоставления с неизменен-
ными породами. Если разновременный метаморфизм в покровных
породах является исключительным случаем, то он наблюдается до-
вольно часто в древних участках земной коры и геологическую
историю встречающихся там полиметаморфических пород выяснить
тем труднее, чем древнее породы, и поэтому не всегда удается
распутать их сложный генезис. Здесь только сравнение разных
областей преобразования пород может повести к выделению отдель-
ных частей. На основании сопоставления герцинских складчатых
древнейших пород и частей древнейших пород Альп обнаружи-
вается, какие изменения были в третичное время, и поэтому мы
должны сравнивать отдельные провинции между собой и с мета-
морфическими областями покровных пород. Но в таком случае
мы не можем также применять принцип непосредственного сра-
внения. Уже разнообразие явлений в покровных породах предосте-
регает нас от этого. Мы все же видим, как даже здесь от пункта
к пункту, от геологической единицы к геологической единице
встречаются индивидуальные особенности. И кто поручится за то,
что в древние периоды истории земли ход геологических процес-
сов был точно таким же, как и в более поздние периоды. Если
объяснение вообще возможно, то мы должны, конечно, принимать
характер действия факторов одинаковыми, считать, что функциональ-
ная связь сохраняется, но поэтому интенсивность и экстенсивность
Pili
воздействий не будут одинаковыми. Ведь можно с достоверностью
констатировать, что развитие земли идет в одном направлении.
Рассмотрим, например, в Европе орогеническую область гер-
цинских гор и сравним ее с альпийскими складчатыми горами.
Древняя часть гор естественно глубже эродирована, в большинстве
случаев до стадии зрелости. Поэтому там, в общем, поверхностные
(epidermal) явления встречаются в меньшей степени, чем в более моло-
дых породах. В связи с этим отчасти находится широкое распро-
странение магматических интрузивных масс. Для более позднего
периода, повидимому, все-таки следует предполагать уменьшение
магматической деятельности.
Все это должно приниматься во внимание при изучении обра-
зования пород и метаморфизма древнейших пород, но вместе с тем
можно на основании простых случаев составить представление
о происшедших процессах, и, пожалуй, благодаря исследова-
ниям, в особенности в Скандинавии, Финляндии, Америке, Англии,
Франции и Германии, уже можно было бы генетически объяснить
некоторые, казалось, весьма сложные комплексы древних пород.
Из множества этих исследований возьмем некоторые, чтобы пока-
зать, что выдвигаются те же самые проблемы, которые обсуждались
в предыдущих отделах.
Эско л а попытался объяснить происхождение пород района
Ориврви в юго-западной Финляндии. Находящиеся там архейские
породы распадаются на сильно и слабо метаморфизованные. К по-
следним, между прочим, принадлежат заканчивающие архейский
период граниты типа Кюстен (микроклиновый гранит). Метамор-
физованный олигоклазовый гранит и метаморфизованные осадки
или вулканические породы являются более древними и были под-
чинены .цериоду складчатости, имевшему место перед интрузией
микроклинового гранита. Подобные явления обнаруживают архей-
ские формации Швеции и Киуэтина (Сев. Америка). При геоло-
гических исследованиях выясняется, что магма олигоклазового
гранита интрудировала во время периода складчатости. Однако
жилообразные позднейшие внедрения также были захвачены оро-
геническими движениями. Контактный метаморфизм олигоклазово-
гранитовой магмы, частью одновременный с давлением, сильно
изменил древние осадочные и вулканические породы. Массы
молодого микроклинового гранита, с своей стороны, окружены кон-
тактовым ореолом и содержат много глыб, которые были в различной
степени ассимилированых.
Олигоклазовый гранит находится вместе с диоритами, габбро,
перидотитами и горнблендитами, которые частично пронизаны
аплитовыми шлирами и жилами. Обильно представлены амфибо-
литовые породы, состоящие преимущественно из плагиоклаза
и амфибола. Они всегда принадлежат к наиболее трудно объяс-
нимым метаморфическим продуктам, так как их химизм допускает
как мергелистое, так и изверженное происхождение. Жилообраз-
ный характер, а также структурные и текстурные реликты убедили
1Седерхольм назвал породы таких ассимиляционных зон мшматитами
(см. стр. 228), а явление регионального расплавления анатексисом или палинге-
незисом.
217
Эско ла, что исходными продуктами в изученной им области
были главным образом ортопороды. На ряду с амфиболитами
встречаются так называемые лептиты, метаморфические породы,
которые состоят преимущественно из полевого шпата и кварца
(геллефлинтовый гнейс, гранулит). Они, повидимому, происходят
из кварцевых порфиров, туфов и аггломератов. Между обоими
видами пород заключены мраморы. В то время как микроклиновые
граниты и к ним принадлежащие пегматитовые жилы относительно
резко отграничены от метаморфических известняков, и новообра-
зования обычно представлены диопсидом, роговой обманкой, ска-
политом и гроссуляром, олигоклазовый гранит обнаруживает
интенсивные пневматолитические контактные зоны со скарновыми
образованиями. Породами лептитово-мраморной серии, которые
образуются вследствие обыкновенного и пневматолитического кон-
тактного метаморфизма, вызванного интрузией олигоклазового гра-
нита, являются:
кордиерито-антофиллитовые, кордиерито-антофиллито-плагио-
клазовые, кварцево-кордиеритовые, кордиерито-плагиокчазовые
породы с биотитом или без него, кроме того андалузито-полевошпа-
товые и андалузито-слюдяные породы, плагиоклазо-биотитовые
гнейсы, куммингтонитовые амфиболиты, тремолитовые, роговооб-
манковые, пироксеновые, андрадитовые скарны, магнетитовые рого-
вики, месторождения колчедана. Кордиерито-антофиллитовые по-
роды должны здесь также быть метасоматического происхождения,
в особенности образующиеся из лептитовых пород путем при-
внося Mg. Точно так же куммингтонитовый амфиболит считают
образовавшимся из амфиболитов. Если относить сюда же настоящие
скарновые образования, то будет видно, что в этой древней серии
пород пневматолитический контактный метаморфизм имел большое
значение.
Подобные же ппевматолитическо-контактнометаморфическиепо'
роды, пережившие подобную же геологическую историю в Шве-
ции, имеются, по Эккерману, в районе горы Мансьё. Упомянем
здесь только найденные контактные минералы пегматитов и мета-
морфических известняков, из этого ясно видна аналогия с явлениями
в покровных породах (рубрика I охватывает, по Эккерману,
обыкновенные контактные минералы, рубрика 11—образующиеся
благодаря пневматолитическому воздействию) (см. стр. 218).
Нижепомещенная таблица (см. стр. 220) также обнаруживает,
по Эккерману, парагенетические отношения, сопоставленные
с таковыми же из Паргаса (Финляндия); эта местность была под-
робно исследована А. Лайтака'ри п описана как пневматолити-
ческо-контактнометаморфическая.
На ряду со многими сходными чертами заметны отчетливые
различия, которые здесь также каждому явлению придают инди-
видуальный характер. Эккерман предполагает, что в районе
Паргаса при метаморфизме температура и давление были выше.
Породы, имеющие сильную складчатость, в которых отчетливо
замечается перекристаллизация’ во время интенсивного действия
одностороннего давления, стали известным после петрографиче-
ского изучения Баклундом полуострова Таймыр на крайнем
севере Сибири. Однако здесь также со складчатостью, повидимому,
218
I. Пирит Кварц Рутил (иголочки в биотиге) Шпинель Кальцит Микроклин Альбит и кислый плагиоклаз Диопсид Волластонит Гроссучяр Везувиан Циркон Пренит Флогопит (вероятно содержащий Na) Калиевая слюда Титанит Апатит II. Флюорит Рутил (иголочки в биотите) Кальцит Плагиоклаз (основной) (Амфоделпт) Диопсид (содержащий геденбергит) Мансьёит (фтористый диопсид) Волластонит Паргасит Гроссуляр (андрадитовый, содержа- щий некоторое количество Mg) Скаполит Везувиан Циркон Ортит Пренит Хоидроднт Флогопит Тнтаиит Апатит
связана одновременная магматическая интрузия, которая повела
к образованию пород, соответствующих образованиям относительно
высоких температур. На ряду с этим скопились также роговико-
образные продукты простого контактного метаморфизма, которые
ни в чем не отличаются от упомянутых раньше. Вследствие позд-
нейших скалывающих движений в этих роговиках образовались
частью настоящие брекчиевидные породы, о которых речь шла
раньше.
Что Антарктика тоже имеет большое количество серий метамор-
фических древнейших пород, показывают исследования С т и л у э л а
(F. Stillwell) на земле Адели, где этому исследователю удалось устано-
вить продукты превращения древних основных экструзий и жил, не-
сколько более молодых гранитовых пород и разнообразных осадков.
Дислокационный и контактный метаморфизм, а также глубинный
метаморфизм обусловили разнообразие и диффузии растворов во
время перекристаллизации и привели к некоторой смене вещества.
Чарнокитоподобные породы принимаются как метаморфические, про-
блема образования амфиболита выступает на первый план. Сти-
луэл доказывает, что комплекс явлений в изученной им области
говорит за то, что первоначально вместо амфиболитов были базаль-
тические породы, и обстоятельно оспаривает взгляды Адамса
и Барлоу, которые опираются на исследования лаврентьевских
образований в округах Халибуртона и Банкрофт Ареале провинции
Онтарио (Канада). »
Адамс указал следующие пути образования канадских амфи-
болитов;
£19
220
Минер а ли Кальцит н я о Й Диопсид © я и 5 Апатит Графит Волласто- нит Флогопит Микроклин 1 Везувиан | Титанит Кварц Флюорит П аргаснт Пирротин Гроссуляр Хондродит «а <в я Манеьёит Пренит »первичя.)
Кальцит X X X X X + X X + X X X + X + X X А А
Скаполит X X X X X + X х + X X X X X 4- X — — — -
Диопсид X X X X X + X X + X X X + X + X — — —
Плагиоклаз - X X X X X + — + X X X X X X + X — —
Апатит X X X X X + X X X X X X X X + А А
Графит + + + + + + + + + — + + + + + — + —
Волластонит X X — X + X — + X X + — — + х — — —,. —
Флогопит ...... X X X + V + — X + X X + X — — X X А А
Микроклин + + + X X + + X — X X — — + + — —
Везувпан X X X X X — V X — X X X + А — \ — '— —
Титанит X X X X X + X X X X X X А — ~~ — —• 1— —
Кварц....... X X X X X + + 1 — X X X X X — + А — — — —
Флюорит + X + X X + — + — + — X X + — — — — —
Паргаснт . ... X X X X X + — X — А А — + X — — + А А
Пирротин + + + + + + — + — — + — — + — —. + — —
Гроссуляр X X X X А — X + X — А -- — х — — —
Хондродит . .... X — — — — + — X — — — — — + — — X / — —
Шпинель X — — — — — X — — — — + + — X — —
Мансьёнт А — — — А — А — — — — А — — — А А
Пренит (первичный). . Условные рбои А ачени ( - я: > 1 Z - и ай; < \ пай; I.GHO I теио ь Пар1 Маи 'асе оъё I на А ’ope 1 [ансь« А А А
1) Образовавшиеся путем метаморфизма основных жил, интру-
зий и экструзий.
2) Образовавшиеся путем преобразования мергелистого извест-
няка и мергеля.
3) Образовавшиеся путем метаморфизма с прпвносом вещества
пз известняковых горизонтов, прорванных гранитной магмой.
Первый и второй пути образования подтверждаются многими
примерами в покровных породах. Третья возможность образования
Л,о сих пор подробнее всего описана именно из Канады. Там
граппты в местах, где они прорвали известняки, имеют большое,
количество амфиболитовых включений. Этот способ образования
является вполне возможным, однако он нуждается еще в дальней-
шем исследовании.
Если соответственно этому для генетического истолкования амфи-
болитовых пород без тщательных геологических наблюдений,имеются
известные затруднения, то с тем же самым затруднением мы встре-
чаемся при изучении многих сланцеватых пород, которые состоят из
кварца, полевого шпата и темных составных частей — гнейсов. Здесь
обычно возникает вопрос, имеется ли налицо орто-, парапорода или
смешанная порода, и какому действию следует приписать гнейсифи-
кацию. В среднеевропейских древнейших породах давно уже было
сделано различие между формациями гнейсов, слюдяных сланцев
и филлитов. Гнейсы встречаются в качестве наиболее глубоких
членов, на которые налегают грубокристаллпческие, богатые слюдой,
но не имеющие полевых шпатов или бедные полевыми шпатами
сланцеватые породы (слюдяные сланцы), и наконец залегают тонко-
чешуйчатые серицитовые породы (филлиты). Геберт пришел
к заключению, что в Рудных горах главная масса гнейсов имеет
изверженное происхождение, и формации слюдяных сланцев так
же, как и филлитов, представляют контактное поле. При этом в кон-
такте с гнейсами произошло интенсивное разлистование, ассими-
ляция и инъекция. Как гнейсы, так и сланцы и филлиты обнару-
живают, между прочим, отчетливые следы динамических воздей-
ствий, и вопрос состоит в том: к какому времени принадлежат эти
воздействия и одновременны ли они с интрузиями или последовали
позднее их. Сюда же относится решение вопроса, является ли сланце-
ватость ортогнейсов первичной или вторичной. Может быть, здесь
также считают контраст между обеими возможностями большим,
чем он в действительности существует. Древнейшие породы позво-
ляют нам гораздо глубже проникнуть в земную кору, чем этого
можно достигнуть при исследовании покровных пород. Мы можем ви-
деть там те интрузивные массивы, которые во время складчатости
и к началу ее были уже вовлечены в общие тектонические преоб-
разования, так что все явления могли происходить при относи-
тельно высоких температурах и давлениях, и образование пород
продолжалось, пока не оканчивался цикл складчатости. Мы можем
себе очень хорошо представить глубоко лежащий магматический
очаг, который на большом протяжении в течение долгого времени,
соответствующего периоду складчатости, окружен почти одина-
ково высоконагретыми боковыми породами. В таком случае пневмато-
литические и газообразные растворы труднолетучих компонентов
проникают в боковые породы, захваченные сильными изменениями,
IS Гр}бенман и Впили.
321
Фиг 53. Птигматитовая складчатость пегматитовых
жилок в гнейсе. Бранде-Харун, Финляндия (го С ед ср-
хольму).
частью даже ассимиляцией, пли частичной резорпцпей, и это про-
питывание фиксирует метаморфическое состояние. В подобного рода
случаях, которые встречаются, может быть, в глубоких геосинкли-
налях, будет также трудно различать, происходит ли материал
всех пегматитовых жил из магмы или дело идет о „выпотах" боковых
пород. В Альпах вплоть до третичного времени на большом протя-
жении при незначительном повышении температуры метаморфи-
зовавшихся пород наблюдаются расселины с кварцем, карбонатами
и всеми теми минералами, которые часто наблюдаются в метамор-
фических породах (дистен, ставролит, гранат, друзы адуляра и аль-
бита и т. д.). Только часть циркулирующих растворителей проис-
ходит из более глубоко лежащих частей, растворенный материал
извлечен из приле-
гающих пород. Если
. мы представим себе
подобное явление на
глубине, связанное
с сильным подня-
тием геоизотерм (на-
пример, благодаря
магматической ин-
трузии в широких
пределах), то рас-
творы становятся
концен трированнее,
и выделяющиеся из
них минералы ста-
нут похожи на ми-
нералы пегматито-
вой фазы. Но в этом
случае также принимают, что растворитель (частично) образуется
из магматического очага. Выделяющиеся из магмы в этих
условиях легколетучие вещества растворяют более трудно-
летучие, как если бы они произошли из магмы зоны разлома.
Поэтому получается смешанный материал. Одна близость интру-
зивной породы не дает еще никакой гарантии о происхождении
вещества, это смогут дать только химические и подробные геоло-
гические исследования.
Поэтому мы в этом отделе должны еще подробнее заняться
явлением инъекции и ассимиляции, при чем нам опять могут ока-
зать помощь сопоставления в книге Niggli „Die leichtfliichtigen Ве-
s andteile im Magma". Мысль об инъекции была высказана уже
в 1826 г. Эли-де-Бом о ном и позднее Фур не. Но только в конце
прошлого столетия Мишель Леви придал инъекции более
ш ьрокое значение. Этот исследователь различает на ряду с железо-
магнезиальной магмой особую магму щелочную, которая „путем
вщного плавления („par fusion aqueuse") при содействии минерали-
8 торов способна переносить в более высокие горизонты преимуще-
ственно кремнекислоту, глинозем и щелочи и пропитывать ими
породы. Между тем инъекционная гипотеза совершила действи-
тельно победное шествие, завоевывая все большую территорию
и привлекая все большее число сторонников.
222
Характерной чертой инъекционных пород является исключительно
большая изменчивость в развитии не только в одном направлении,
как в парапородах, а во всех направлениях. Часто встречаются
(фиг. 53 и 54) плойчатые пегматитовые жилы, которые обусло-
влены внутренним давлением растворов, флюидальными явлени-
ями или одновременным различием в напряжении (инъекционная
плойчатость, птигматитовая плойчатость G е д е р х о л ь м а). Плой-
Фнг. 54. Птигматитовая складчатость аплитовых жилои. Ниланд. Финляндия,
(по Седерхольму).
Фиг. 55. Аплито-пегматитовая жила
с боковыми ответвлениями в гнейсе.
Шварцвальд (по Швенкелю).
чатость может произойти до, во время или после образования слан-
цеватости пород, если последняя вообще существует. Инъекция
проходит то поперек (жилки или жилы) с боковыми разветвлениями
или без них, то параллельно слан-
цеватости (фиг. 55).
Топкая разветвленность может
создать при определенных усло-
виях обыкновенные гнейсовые типы,
о которых только в том случае можно
с уверенностью говорить как об
инъекционных породах, когда за-
метна связь с жилами.Все боковые
разветвления следуют в обшем
линиям наименьшего сопротивле-
ния (плоскости сланцеватости, сты-
ки слоев и т. д.) Типичной в этом
смысле является фиг. 56 с явле-
ниями загиба у краев жилы, ко-
торые отчетливо видны благодаря
расположению боковых апофиз.
Общая инъекция может также
быть преимущественно линзо-
образной до слоистообразной (фиг. 57). В подобного рода областях
лучше всего развита инъекционная плойчатость. Произошло интен-
сивное расслоение прилегающих пород. Целые участки пород про-
низаны неправильными, нередко линзообразными слоями. Иногда
они состоят только из вытянутых в ряды прядей кварца и поле-
вого шпата. Инъецированную часть, смотря по физическим усло-
виям, или бывает легко отличить или получаются микроскопически
15*
223
„однородные" смешанные породы. В первом случае большей ча-
стью минералы прилегающих пород, особенно биотит в краевых ча-
Ф«г. 56. Характер изгибания боковых пород у краевой части разветвляющемся
пегматитовой жилы (по Барлоу).
стях пегматитовых жил, стали грубокристаллическими под влия-
нием минерализаторов (фиг. 58 и 59). В других местах в слюдя-
Фнг. 57. Большие полевошпатовые кристаллыи (F) и груболи-
стсвын биотит в краевой части пегматитивой линзы. Лау-
фенбург. Шварцвальд.
ных сланцах и гнейсах полевые шпаты являются порфировыми,
совершенно неправильными или же вытягиваются в пряди (а
также скопляются в краевых зонах больших пегматитовых жил).
224
В классической книге „Memoires sur 1с granite de Rostrenen, ses
apophyses et ses contacts", Барру а в 1881 г. описал эти
Фиг. Б8. Инъекционный гнейс. Тессин.
явления из французской Бретани. Он прекрасно доказал, как эти
полевошпатовые пряди местами находятся в непосредственной
связи с апофизами, и тем самым определяется путь, которым про-
ник алй щелочные пары и рас-
творы. Совершенно подобные
явления можно заметить кое-
где в наиболее внутренней
зоне в контактовой области
Христиании, a j большем мас-
штабе в шварцвальдских дре-
внейших породах. В очковых
пегматитовых шлирах среди
гнейсов (повидимому, без вся-
кой связи с другими пегма-
титовыми жилами) большие
полевошпатовые кристаллы
пограничной зоны вместе с
груболпстоватым биотитом
указывают выход газообраз-
ных щелочных растворов.
Если такое проникание ста-
новится более региональным,
то образуются микроскопиче-
ски гомогенные породы неспо-
койного облика со слоистой
(до флюидального подразделе-
ния составных частей) или
слоисто-плойчатой текстурой.
Породы имеют правильный,
Фиг. 59. Тип инъекционного гнейса. Лау-
фенбург. Шварцвальд. (Масштабом служит
вечное перо).
225
пятнистый вид, как смесь перца и соли, часто можно также
наблюдать очень тонкую полосчатость. Фиг. 59 дает некоторое пред-
ставление об облике подобных типов пород. Но параллельно пло-
скостям слоистости и сланцеватости мог также проникнуть мате-
риал, застывший скорее в виде аплитов. Особенно типичные при-
меры этого были получены взрывами у Лауфенбургской электро-
станции (Шварцвальд).
Там происходит интенсивное изменение между красным аплитом
и богатыми биотитом полосами, при чем отчетливого пограничного
контакта не наблюдается. При
этом чисто изверженный ма-
териал может преобладать на-
столько, что биотлтовые слои
местами, возможно, составляют
только 1/20 часть общей массы.
Можно было бы думать о диф-
ференциации по полосам, но
при наблюдении в поле это не
подтверждается, так как толь-
ко биотитовые слои являются
слишком неправильными и ча-
сто изменяются благодаря не-
ожиданному уплотнению в ти-
пичные гнейсы. Фельдшпати-
зированные гнейсовые облом-
ки, вплавленные в мощные
слои, подтверждают взгляд
разлистования магмой осадков
или уже кристаллических
сланцев. Прекрасный пример
этого дан исследованиями
Феннера докембрийских
гнейсов Нью Джерси (Сев.
Фиг. 60. Тип коктаита гранита с гнейсом. Америка). На фиг. 60 виден
Нью-Джерси (по Феннеру). постепенный переход гранито-
вой породы в полосчатую гней-
сообразную породу с богатыми биотитом слоями. Намеки на такие
слои имеются налицо также в уже затвердевшей гранитовой породе.
Подобного рода явления понятны только в том случае, если при-
нять, что процесс инъекции и гранитизации шел спокойнее и ме-
дленнее, чем образование псевдоморфоз, и не обладал характером
стремительных пневматолитических поздних интрузий. В течение
того времени, когда общая масса пород была вязкой, проис-
ходило перед затвердеванием отделение паров и растворов,
которые благодаря импрегнации и послойной инъекции вызвали
общую гранитизацию (см. фиг. 61 и 62). Но уже нами было под-
черкнуто, что не все жилковатые породы должны прямо прини-
маться за породы, инъецированные посторонним материалом.
Холмквист недавно попытался создать номенклатуру для
такого рода жилоподобных образований (Adergesteine). Он кратко
называет их венитами и подразделяет на следующие генетические
типы:
226
1. Сингенетические вениты. Жилкообразная текстура образова-
лась при нормальной перекристаллизации под влиянием односторон-
него давления. Холмквист, невидимому, приписывает этим
образованиям особенно большое значение в древнейших породах
и сюда же причислил не-
которые из прежде упомя-
нутых.
2. Эпигенетические ве-
ниты. Жилки в действи-
тельности представляют вы-
полнения полостей разры-
ва, иногда выполняющая пх
масса выкристаллизовалась
из более или менее одно-
родных растворов.
а) Боковые секреционные
вениты. Материал образу-
ется из прилегающих пород
при высокой и низкой тем-
пературе.
Ь) Инъекционные вениты
или настоящие артериты.
т ей
виотитавый гнейс гранчлит
первичные/килы
Фиг. 61. Гранулитовая интрузия в биотитовый
гнейс, в краевых частях грубые чешуйки био-
тита (по Швенкелю).
Инъецированный материал имеет изверженное происхождение.
Большие области инъекций никогда, конечно, не являются
свободными от явлений оплавления, и благодаря им возникли тео-
Фиг. 62. Интрузия гранулита в биотитовый гнейс.
Долина Вильдшарбаха. Шварцвальд (по Швенкелю).
рии оплавления, раство-
рения ИЛИ ассимиляции.
Процесс вплавленпя
может быть примерно
следующим: нагрева-
ние прилегающих по-
род, которое происхо-
дит от магмы, является
настолько значитель-
ным, что породы начи-
нают размягчаться, на
ряду с этим имеет зна-
чение растворяющее
действие жидкой маг-
мы, вследствие чего
может происходит бо-
лее или менее полное
смешение магмы с за-
хваченной породой, и
здесь также благодаря
диффузии приобретает значение обмен веществ. Часто расплавле-
ние бывает частичным, продолжают сохраняться только обломки
вплавленных пород, и затем они могут измениться частью вслед-
ствие контактного воздействия, частью вследствие инъекции.
Подобные явления имеются в финляндских гранитах рапакивщ
и в гранитах Онас на южном берегу Финляндии (фиг. 62), а также
в районе Готтардского и Аарского массивов.
227
На ряду с такими более местного характера явлениями впла-
вления, по Седерхольму, имеется громадная зона вплавления
и инъекции на южном берегу Финляндии, простирающаяся вплоть
до южной Швеции. В этой зоне, вследствие се чрезвычайного
протяжения, можно предполагать не одно только простое вплавле-
ние при посредстве интрузивных пород. Напротив, скорее можно
предполагать, что громадные глыбы более древних докембрийских
осадков и изверженных пород опустились на глубину, где темпе-
ратура была достаточно высокой, чтобы размягчить весь комплекс.
На таких глубинах
(тектосфера)они вхо-
дят в соприкосно-
вение с распростра-
ненными подземны-
ми магматическими
63. Гранит с вплавленными обломками основных
. пород (по Седерхольму).
очагами и послед-
ними инъецируются,
переплавляются,
вследствие чего об-
разуются виды по-
род самого различ-
ного рода, которые
дают удивительное
разнообразие всех
типов метаморфизма
смешанных пород,
вплоть ^образования
мигматита Ч Раз-
ного рода интерес-
ные сообщения об этом можно найти в отчетах („Compte rendu")
11 Международного геологического конгресса (Стокгольм).
При общем региональном переплавлении благодаря анатексису
или палингенезису может образоваться масса различного рода миг-
мат; тов. На ряду с происходящими вследствие инъекции артери-
тами образуется изверженная брекчия в условиях полного раздро-
бления древних пород на мелкие куски и нового склеивания (Wie-
derverkittung) обломков с помощью магматического материала 1 2
(фиг. 52 и 63). Прп слоистообразной смене жилок и пород можег
образоваться полосчатый гнейс. Складчатость жилок ведет к пти-
гматитам. Если жилки встречаются в виде сетки, то Седер-
холь м называет их сетчатыми породами или дгттионитами,
а порода с неясными шлировыми образованиями называется небу-
литам. Он считает, что благодаря таким явлениям прежние гранито-
гнейсы были вновь возвращены в магматическое состояние и под-
верглись новой кристаллизации. Такие палингенетические (вновь
образованные) гранитовые породы встречаются на всем южном
берегу Финляндии между Ганге и Гельсингфорсом (ультрамета-
1 При опенке этих явлений прежде всего может иметь значение полимстамор-
физм, а также должно приниматься во внимание, что магматическое воздействие
в архейскую эру могло быть более интенсивным, чем в более поз типе времена.
2 Ссд<*рхольм недавно назвал такие образования «ivauiuma.nu.
228
морфизм). Дэли считает, что подобные явления могут наблюдаться
при размягчении крыши гранитовых и диоритовых батолитов
и обрушении ее, при чем такие обломки одновременно с метамор-
физмом испытывают вплавление. На этом он развивает свою син-
тектическую гипотезу дифференциации. Почти подобным же образом,
расплавлением и метасоматизмом, в 1899 г. Хегбом объяснил
образование сиенита в контакте гранпта и гранит-порфира с диа-
базом в массиве Гагунда в средней Швеции.
С недавних пор особенно актуальным является вопрос магма-
тического вплавления известняков, которое легко себе можно пред-
ставить, если оно происходит при 1289° и при давлении в 110 атм
(440 м вышележащей породы), так что карбонат не распадается
и не выделяет углекислоты. Этого рода случаи были уже известны
из района Халибуртон в Онтарио, Канада (Адамс и Барлоу,
1894)-и др. мест. 1 рёггер упоминает ряд других мест в своей
новейшей работе об области Фен в Телемаркене юго-западнее
Христиании. Путем исключительно детального и основательного
исследования и рассмотрения всех геологических условий он при-
ходит к тому, что в районе Фен при последовательном увеличении
вплавления известняка и связанном с ним метасоматозе можно рас-
познать ряд новых типов смешанных пород, как это должно показать
следующее сопоставление, при чем необходимо принять во внима-
ние, что сильно щелочные магмы могут с самого начала содержать
некоторое количество СаС03.
Древнейший гранит с пиелитом и мелтейгитом дал фенит
с 11/3—6% первичного СаСО3 или твейтосит с 3 — 12°/о первич-
ного СаСО3.
Пйолит-мелтейгпт с карбонатитовой магмой больших глубин дал
голлаит с количеством СаС03, достигающим 50% или козенит
с 55 — 60% СаС03.
Фенит или твейтосит с карбонатитовой магмой больших глубин
дал рингит с 40 — 80% СаСО3.
Небольшое количество силикатовой магмы с преобладающим
карбонатитом и, возможно, с некоторым количеством доломита дал
сёвит с 67—80% СаСО3Иб — 13°/о доломита ИЛИ раухагит с 90,5%
(Са, Mg, Fe, Мп) С03.
Происхождение карбонатитов Брёггер установил путем боль-
шого количества наблюдений, что СаС03 в большом масштабе был
включен без разложения в первичную магму, в ней переплавлен и
при затвердевании ее таким же способом выкристаллизовался из
магмы, как и остальные компоненты, давая с последними частично-
эвтектические прорастания.
На ряду с высоким давлением незначительная кислотность рас-
плавленной магмы возможно обусловливает процесс вплавления
карбоната. Поэтому фояитовые и ийолитовые магмы являются
особенно подходящими для этого, что подтверждают соответствую-
щие явления в районе ийолитов и умптекитов финской Лапландиш
равно как и из Кайзерштуля (южная Германия). Чтобы лучше пошив!
роль СаС03 при этих расплавлениях, следует напомнить, что при
многих металлургических процессах употребляют СаС03 в каче-
стве флюса. Ниггли и Эйтелем были также произведены
экспериментальные исследования карбонато-силикатовых расплавов.
Отдел Ш. ПРОДУКТЫ МЕТАМОРФИЗМА В ИХ
РАЗЛИЧНЫХ ФОРМАХ РАЗВИТИЯ.
О продуктах метаморфизма неоднократно говорилось в предыду-
щих главах. Нельзя описывать явления без изложения результа-
тов. Общий обзор минеральных ассоциаций, образовавшихся бла-
годаря метаморфизму, необходимо все-таки сделать в этом отделе;
следует объяснить установленные общие закономерности и необ-
ходимые понятия, чтобы с их помощью во II части работы при-
ступить к специальной систем атйке.
При описании метаморфической породы следует указывать
минеральный состав (включая химизм), структуру и текстуру. Для
подразделения метаморфических пород в пределах самостоятельно
рассматриваемого класса приходится принимать во внимание только
эти факторы. Мы не можем различно именовать по всем этим
свойствам соответствующие породы, если они возникают из раз-
личных исходных продуктов или обязаны другим условиям пре-
образования, не говоря уже о том, что в номенклатуре получи-
лась бы большая путаница, если представить себе, как часто,
например в древнейших породах, трудно определенно установить
исходный продукт и характер метаморфизма. Правильное на-
звание должно даваться по макроскопическому и микроскопи-
ческому изучению образца. Хотя, по нашему мнению, это
является единственно правильной точкой зрения, все же предъ-
идущее изложение не должно оставлять никакого сомнения, что
мы придаем большое значение определению исходного материала
и характеру метаморфизма. Между тем это можно более детально
выразить путем приставки или прилагательного к собственному
названию породы. Приставки „орто“ и „пара" говорят об извер-
женном или осадочном происхождении; „туфогенный", „мигмати-
ческий", „инъецированный" являются легко понимаемыми при-
лагательными; термины „контактно-метаморфический", „дислока-
ционно-метаморфический", „пневматолитическо-метасоматический"
позволяют легко различать между собой породы. В этом смысле мы
будем говорить об орто- или параамфиболите, дислокационно-мета-
морфическом, или контактно-метаморфическом, или пневматолити-
ческо-метасоматическом параамфиболите и т. д. При этом одно
и то же обозначение „амфиболит" находится в полном соответствии
с минеральным составом, химизмом, частично со структурой
и текстурой всех этих различным путем образованных продуктов.
. К этому нас также вынуждают данные. рассмотрения принци-
•4юв метаморфизма. Мы познакомились в соответствующих главах
с факторами, определяющими продукты, и увидели, как суще-
ственно температура, давление и химизм обусловливают минераль-
ный состав. Подчиненное значение имеют геологические процессы
и исходный материал, которые вызывают определенные отношения
230
этих факторов. Но в структурах и текстурах отражаются также
определенные для всякого метаморфизма условия. Поэтому ми-
неральный состав, структуру и текстуру надо кратко изложить
в одной главе, охватывающей все виды метаморфизма.
ГЛАВА ШЕСТАЯ.
МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ МЕТАМОРФИЧЕ*
СНИК ПОРОД.
Еще на стр. 82 при физико-химическом обзоре стало очевид-
ным, что подразделение продуктов метаморфизма должно произво-
диться по температуре, давлению и концентрации. В общем, можно
сказать, что вследствие обратимости химических процессов при
изменениях температуры и давления каждый минерал обладает
своим критическим уровнем, который он большей частью не может
покинуть без того, чтобы не претерпеть изменения. Но из этого
дальше следует, что также и минеральные аггрегаты, т. е. раз-
личные метаморфические породы подобным же образом связаны
с определенными давлениями и температурами, т. е. с определен-
ными зонами. Эти физические отношения, как известно, в опреде-
ленных границах с известным постоянством изменяются в
земной коре с увеличением глубины, и на различных глубинах
господствуют вполне определенные факторы, которые налагают
характерный отпечаток на происходящие там процессы. Если
теперь минеральный аггрегат или горная порода вследствие оро-
генических процессов или благодаря магматической интрузии
попадают в иные условия давления и температуры, то они
должны снова приспособиться к этим последним и соответствен-
ным образом измениться. Только незначительное число минералов
остаются по отношению к этим факторам нечувствительными
и, несмотря на все изменения, которые может претерпевать горная
порода в земной коре, остаются устойчивыми. Их называют кос-
мополитами или .проходящими" минералами. К ним относятся
только не содержащие Н20 тела простого состава, в особенности
кварц, рутил, титанит, магнетит, кальцит1, и альбит, которые
согласно опытным данным проходят через все ступени глубин.
Седерхольм первый подал мысль о различных типах мета-
морфизма в разных глубинных зонах земной коры. Американ-
ским геологом Ван-Хайзом, в своей работе о метаморфизме гор-
ных пород, было указано на разнообразие метаморфических пород
одинакового химического состава и впервые сделан последователь-
ный обзор их происхождения в различных зонах земной коры.
Ван-Хайз устанавливает (не принимая во внимание наиболее
верхней зоны выветривания) две физико-химических зоны. В верх-
ней температурные условия и характер давления вызывают глав-
1 Кальцит при высокой температуре не является устойчивым, однако его
разложение задерживается на глубинах высоким давлением, поэтому там СОа
не может удаляться.
231
ньтм образом ассоциации с положительным тепловым эффектом
(образование минералов путем поглощения воды и т. д.). В более
глубокой зоне, напротив, господствуют диссоциации с отрица-
тельным тепловым эффектом (отдача воды, распадение компо-
нентов и т. д.). На ряду с этим устанавливаются еще три зоны,
для которых является руководящим механическое или хими-
ческое действие давления: в более верхней, зоне разрушения,
давление преимущественно вызывает катаклаз, в средней ком-
бинируются механические и химические влияния давления,
и в нижней происходит перекристаллизация под влиянием односто-
роннего давления. Последнюю называют поэтому „зоной течения
пород11. Теоретически можно произвести деление на две физико-
химические зоны согласно экзотермическим и эндотермическим
процессам (по ассоциациям и диссоциациям). Практически они
будут нерезкими, потому что положительные процессы происхо-
дят также в глубоких частях земной коры, а некоторые отрица-
тельные процессы в верхних и, следовательно, связаны с ассо-
циациями и диссоциациями. Ван-Хайз в своей большой работе
о метаморфизме допускает также вышеупомянутое подразделение.
Он вводит опять две зоны, из которых более глубокая (зона
анаморфизма) характерна объединением нескольких компонентов
в один и господством эндотермических процессов. Верхняя зона
(зона катаморфизма) подразделяется на два пояса: пояс выветри-
вания и пояс цементации, в последнем образующиеся пустоты
выполняются выделениями веществ из циркулирующих в нем рас-
творов. Образование минералов состоит в распадении одного ком-
понента на несколько, процессы преимущественно экзотермиче-
ские. Такое деление проведено также в более новой работе Лисс
и М э д (Leith und Mead).
Нижеприведенное подразделение сохраняет формально понятие
„зон“ и напоминает обозначениями нормальную последователь-
ность этих зон в земной оболочке. Между тем как по существу оно
является более или менее естественным делением согласно полей
Р—Т, которые для различного химизма выражаются разными
абсолютными величинами. И так как именно ненормальные усло-
вия ведут внутри земной коры к метаморфизму, то естественная
последовательность не всегда выдерживается. Таким образом ..зона-
есть понятие индивидуальное и физико-химическое. Так для дан-
ного химизма минеральный состав, соответствующий более низким
температурам, при новых условиях может уже преобразоваться,
тогда'как совершенно так же характеризуемое состояние другого
состава остается вполне неизмененным. Кроме того, при этом играют
большую роль местные благоприятные условия, способствующие
скорости изменения (см. главу о кинетике).
За исключением пояса выветривания оказывается целесообраз-
ным подразделение на три зоны: эпи-, мезо- и1 катазону.
а) Эпизона, эпиметаморфизм. Сюда относятся образования, для
которых имеют значение относительно низкие температуры и давле-
ние нагрузки, во время которого, возможно, имеющееся налицо
неравномерное напряжение может повести к очень сильному
влиянию одностороннего давления. Возможность перемещения велика:
поэтому нередко механическое преобразование породы имеет перс-
232
вес, и оно будет больше, если господствующее незначительное повы-
шение температуры не очень благоприятствует перекристаллиза-
циям. Это может частично быть компенсировано имеющимся
в избытке запасом воды. Образуются преимущественно богатые
ОН, или Н20, или И минералы. Во внешней зоне нормального кон-
тактового поля могут также существовать условия, благоприят-
ствующие этого рода преобразованиям, и к той же самой зоне при-
надлежат гидротермальные метасоматические изменения с привно-
сом вещества.
Ь) Мезозона, мезометаморфизм. Речь идет о зоне образований
и преобразований, для которых характерны средние температуры
и часто уже большие давления нагрузки. Однако может возни-
кнуть значительная разница в одностороннем давлении и повести
к „происходящим без разлома-1 деформациям. Минеральный состав
часто является совершенно своеобразным, но иногда наблюдаются
в нем одновременно эпи- и катаметаморфпческие минералы. Таким
образом мезозона является вместе с тем и переходной зоной.
с) Катазона, катаметаморфизм. Сюда причисляются все про-
дукты метаморфизма, которые образовались при относительно
высоких температурах; давление может быть большим или незна-
чительным. Нормально в земной коре более или менее однообраз-
ное давление будет связано с высокими температурами. Мине-
ральный состав катаметаморфических пород очень приближается
к составу, который получился бы при затвердевании из расплава.
Но расплав все же представляет естественную границу этой
области образований. На нижепомещенной таблице приведены
с наивозможнейшей простотой руководящие факторы для трех зон.
Руководящие факторы отдельных зон.
Зоны Температура Гидростатическое давление Одностороннее давление (стресс) Преобладающий тип метамор- физма
Эпизона Умеренная Большею частью незна- чительное Часто силь- ное, может отсутствовать Механический и химический Образование преимуще- ственно содержащих воду силикатов
сЗ и о со О и2 Средняя Преимуще- ственно сильное Часто очень сильное, может отсутствовать Преимущественно хими- ческий
Катазона Высокая Во многих случаях очень сильное Преимуще- ственно слабое, часто совер- шенно отсут- ствует Химический (медленная пе- рекристаллизация, часто с сохранении формы)
233
Теперь следует попытаться вывести на основании физико-хими-
ческого обзора составные части, типоморфные 1 для эпи-, мезо-
и катаметаморфизма, и одновременно указать более подробные
условия для той или иной зоны. При этом целесообразно итти
в обратной последовательности, выводя прежде всего минераль-
ный состав пород катазоны из исследования расплавов. При этом
следует придавать особое значение зависимости минерального
состава от химизма а.
Катазона. Катаметаторфизт.
Так как метаморфические породы граничат с зонами темпера-
тур, при которых уже происходит расплавление пород, то иссле-
дование продуктов кристаллизации из расплавов ориентирует нас
в минеральном составе катазоны. Из исследований с сухими рас-
плавами Геофизической лаборатории в Вашингтоне получены для
целого ряда важных комбинаций минералов метаморфических
пород катазоны руководящие указания об их устойчивости при
высокой температуре и обыкновенном давлении. В природе, в общем,
при метаморфических явлениях в катазоне высокая температура
и относительно высокое давление связаны между собою. Однако
влияние давления, как это прежде было указано, часто переоце-
нивается, оно в конденсированных системах вообще не имеет
большого значения. Поэтому для наиболее важных петрогенетиче-
ских систем можно получить диаграммы полей по принципам,
приведенным в главе IV (стр. 85).
Исходной точкой рассмотрения пусть будет бинарная система
СаО — Si02, которая была исследована Е. Шефердом и Ран-
кином (Е. Shepherd and G. Rankin', а также Фергюсоном и
Мервином (J. Eerguson and Н. Merwin). Выше 900° при атмо-
сферном давлении она представляет петрографически имеющую
большое значение систему СаСО3 — Si09, потому что выше этой
температуры С02 при обыкновенном давлении больше не входит ни
в одну из твердых фаз, а образует газовую фазу С02.
От 500° до температур начала плавления концентрационная
диаграмма 1 2 3 распадается, по современным данным, на 17 участков
(фиг. 64) (пунктиром отмечен не исследованный подробно неболь-
шой участок совместного существования волластонита с псевдо-
волластонитовыми смешанными кристаллами). Пятью соедине-
ниями являются: SiO2, (SiO4. Si02) Са2, (SiO4) Са2, (SiO5. Si02) Ca3,
(SiO6) Ca3 и СаО, т. e. на ряду с окислами имеются два тппа сили-
катов, в каждом из которых присутствуют две стадии силисифи-
кации. В разбираемом температурном интервале SiO2 встречается
1 Е. Бекке внес предложение называть типоморфными компоненты горных
пород, которые являются особенно типичными для данного состояния, возник-
шего благодаря метаморфизму. Породы, которые образованы из со тавных
частей, тнпоморфных исключительно для одной зоны, поэтому можно соответ-
ствующе называть тгы аморфными породами (см. стр. 82).
2 Так как об условиях океанических отложений солей говорилось уже выше
(стр. 75—87), то эти породы можно здесь не принимать во внимание, а подвергнуть
подробному рассмотрению только силнкатовые, карбонатовые и окисные исход-
ные материалы
3 Фиг. 64 похожа на фиг. 31 на стр. 73.
234
в трех частично устойчивых модификациях, в виде а-тридимита,
а-кварца и p-к варца. Соединение (S104. Si02) Са2 образует две
частично устойчивых модификации (псевдоволластонит и волла-
стонит), (Si04)Ca2 —три (a-p-'j-модификации). Волластонит и псевдо-
волластонит в незначительной области могут давать смешанные
кристаллы. Температуры, которые ограничивают двухфазовые поля,
приведены на диаграмме так, что сразу можно установить, какие
изменения произойдут в устойчивых фазовых комплексах, если
только изменятся концентрация или температура. С точки зрения
метаморфизма горных пород особенно интересной является реак-
ция, происходящая при 1900° в твердом состоянии:
(Si04) Ca2-[-CaOX(Si05) Са3.
Фиг. 64. Бинарная система СаО — Si02, имеющая также
значение для СаСО3—SiO2 при t° свыше 900° и обыкновен-
ном давлении (молекулярные проценты).
Парагенезисы: тридимит ф- волластонит, кварц ф- волластонит,
волластонит встречаются действительно в - природе в катазоне.
Силикаты других типов, очевидно, так легко будут реагировать
с ПфЭ и СО2 при более низких температурах, что их едва ли
следует принимать как существенные минералы метаморфических
пород. При давлении газа в 120 атм. Эйтель (W. Eitel, Z. f.
Kristallographie) получил в системе СаО — Si02—С02 соответ-
ствующий спёрриту (spurrit) силикат Са(СО)3 • 2Ca2(SiO4), который,
однако, кристаллизуется в ромбической сингонии. Невидимому,
естественный спёррит (триклинный) является устойчивым только
при более низких температурах. Он при 1200° превращается в син-
тетический продукт.
Системы СаО — А1203— 8102, а также СаС03 — А1203— Si02 при
низких давлениях и высоких температурах указывают на те усло-
вия устойчивости, которые влияют на метаморфизм известняков,
известковых мергелей, известковистых песчаников при темпера-
туре выше 1000° и атмосферном давлении. На фиг. 65 тройная
233
система, согласно экспериментальным данным Ранкина, расчле-
нена на устойчивые трехфазовые поля, возникающие непосред-
ственно при температуре ниже разжижения. Указанные темпера-
туры отмечают начало плавления. Если во время охлаждения
происходят простые изменения модификаций для одной фазы,
то это тоже отмечается.
С общей точки зрения учения о метаморфизме представляет
интерес соединение: зСаО • А1,О3 • SiO2 = (SiO4 • 2А1О,) Саа =
= (SiAl2Og) Са3, образующееся, по опытам Ранкина, при t° 1335°,
следовательно, почти при той же самой температуре, какая ука-
зывается" для конца кристаллизации комбинации:
(SiO4) Са,, (ALOJ Са, (А1,08 • 2 А1,О3) Са5.
Фкг. 65 Система СаО—А1203— Si02- Трехфазовые поля при вы-
сокой температуре по данным исследований температур плавления
(молекулярные проценты).
Тг=тридимит; Qu—кварц; Ап=анортит; Si = силлиманит; Кс=ио-
рунд; Ge = геленит, Wo = волластонит; Pswo == псевдоволластонит;
Е = (SiO4) Са,; а-, р-, ^-модификация; Н = (SiO.- Si02) Cas; L =
= (SiO?,)Cas, T = (Al,06)Ca3; U= (Ai20fi • 2Al,os) Ca,: V = (Al,o1)Ca;
Y = (Ala06 4AlaO3)Ca3.
Реакция такова:
(SiOJ Ca2+(AW Ca±-(SiAl208) Ca8.
При более низких температурах четырехугольник EUVG разо-
бьется уже не на два, а на четыре трехфазовых поля. Фиг. 65а
дает ясное понятие о новом устойчивом парагенезисе.
Подобная смена парагенезисов должна лежать в основе под-
разделения на зоны метаморфических пород. Вторая реахщия
согласно результатам наблюдения в природе должна иметь место
236
в той же самой тройной системе в дру гом месте. Отнако, интересно,
что среди попучающихся продуктов не имеется гроссуляра (извест-
ково-глиноземистого граната). С этим согласуются опыты, кото-
рые показали, что этот гранчт после расплавления дает дру ие
продукты кристаллизации. Однако гроссуляр может часто образо-
ваться как контактный минерал при немного более низких темпе-
ратурах, при чем вопрос, связано ли его происхождение с устой-
чивой реакцией, имеет только второстепенное значение. Как уже
доказывалось раньше (стр. 48), высокое давление благоприят-
ствует образованию граната. Точка состава (SiO4)3 попадает
в трехфазовый треугольник волластонит — анортит — геленит.
Посколько от образования граната не происходит никаких
изменений в трехфазовых полях, реакция должна была бы быть
следующей:
Д1 Д] Д1
1,6 (Si04. SIO2) Ca2+(SiO6 -SiO2) А1°2) Са2-2<ЗЮА Ca*
волластонит анортит геленит гроссуляр
Ниже этой температуры равновесия треугольник Wo — Ап — Ge
подразделился бы на три трехфазовых поля, которые соответствуют
парагенезисам:
волластонит — гроссуляр — геленит
волластонит — гроссуляр — анортит
геленит — гроссуляр — анортит
В природе действительно находят гранат и геленит, связанными
друг с другом, как в первпчных образованиях, так и в форме
псевдоморфоз. Комбинация волластонит—гроссуляр также является
частой, реже встречаются тройные комбинации.
Петрограф, который исследует закономерности минерального
состава метаморфических пород, имеет право признавать такие
реакции, о которых экспериментально еще ничего неизвестно.
Являются ли они сами по себе стабильными или метастабильными—
вопрос второстепенный. Если они возникают в виде устойчивых
реакций, то температура реакции в зависимости от давления при-
обретает еще большее значение. Если мы рассмотрим с этой точки
зренпя общую систему СаО—А1й03—SiO2, то можем, опираясь на
экспериментальные исследования и наблюдения в природе, сказать
следующее.
Парагенезисы вправо, вверх от линии волластонит—геленит—
корунд (фиг. 65) соответствуют в общем известным ассоциациям
Только в главных парагенезисах силикатным минералом является
кварц, а гроссуляр представляет в дальнейшем тройное соеди-
нение.
Условия, имеющие при катаметаморфизме существенное значе-
ние, ниже этой области отливаются от условий при затвердевании
расплава тем, что будут происходить вполне возможно следующие
две реакции:
1. Волластонит -|- анортит ф- геленит гроссуляр,
при падении температуры и уменьшении объема идет вправо;
1S Грубспмэг и Hgr-.-Tj, BST
2. Волластонит 4- анортит гроссуляр -'г кварц,
прп патении температуры и сомнительном положении объема идет
вправо.
Соединения влево вниз от линии волластонит—геленит—корунд
неизвестны в качестве метаморфических минералов. Напротив,
волластонит, геленит, корунд, а также гроссуляр часто образуются
совместна с кальцитом. Это обозначает, очевидно, что при более
высоких давлениях алюминат кальция и богатые кальцием сили-
каты реагируют с С02 с образованием СаС03. Может быть, в таком
случае возникают здесь также такие промежуточные соединения,
как сперрит. В общем при таких условиях кальцит расширит свое
поле до волластонит-гроссуляр—геленита и корунда. Конечно,
возможно также, что однажды образованный алюминат Са и бога-
тый Са силикат потом опять изчезнут благодаря гидролизу и кар-
бонатизации. -
Таким образом оковывается, что фиг. 66 парагеиезисов является
результатом наблюдений. Ясно видно ее отношение к диаграмме
затвердевания. Кроме названных реакций и кроме расширения
поля карбонатом кальция, имеется еще реакция:
С02 4- волластонит 4- геленит дТ гроссуляр 4- CaCOs.
Предполагается, что она идет вправо при падении температуры
и умешшении объема. Таким образом получающаяся общая диа-
грамма разбивается на девять трехфазовых парагеиезисов, которые
можно считать характерными для условий ката оны. При метамор-
физме глинисто-песчаных известняков рассматриваются только те,
которые находятся влево от вертикальной линии, исходящей из
вершины треугольника SiO2. Они являются следующими:
1) Кальцит -|- волластонит -|-гросуляр.
2) Кальцит--гроссуляр 4-геленит.
3) Кальцит -j-геленит -ф корунд; парагенезие, имеющий второ-
степенное значение: геленит-* апортит-|-корунд.
4) Гроссуляр + геленит -|- анортит.
5) Волластонит 4- гроссуляр -(- кварц.
6) Гроссулляр-)-анортит-(-кварц.
Везде еще нужно принимать во внимание СО2 как газовую
фазу, тогда система становится четверной: С02—СаО—Al20s—SiO2.
Комбинации, находящиеся вправо от вертикальной линии, отхо-
дящей от вершины треугольника SiO2 (фиг. 66), являются относи-
тельно богатыми глиноземом. Подобные породы содержат обычно
тоже значительные количества MgO и FeO, а также Fe203 и, сле-
довательно, могут быть только позднее классифицированы. Приве-
денные 6 главных парагеиезисов позволяют провести систематику
тех пород, которые называются известково-силикатными роговиками.
Например, волластонито-гроссуляровый роговик, волластонитовый
роговик и т. д. встречаются часто в качестве крайних случаев.
В природе отношения усложняются еще вследствие того, что
имеются два минерала, которые большей частью, но не всегда,
относятся к простой системе. Таковыми являются скаполит и везу-
виан. Скаполит, содержащий постоянно Mg и обыкновенно Н,
а также F иля С1, сообразно отношению RUO: А12О3: Si08 почти
238
йопадает на линию гроссуляр—СаО(СаС08) (несколько ближе к вол-
ластониту). Он, повидимому, может образоваться вместо парагене-
зиса гроссуляр -{- волластонит -|- кальцит и, может быть, встречается
в парагенезисе с геленитом. Мейонитовая молекула скаполита
лежит на линии связи анортита с СаСО8. Их точка состава пона-
дает в поле гроссуляр—анортит—геленит.
Принимая во внимание эти два обычных минерала, невидимому,
является целесообразным сделать следующее подразделение:
1. Главная группа, примерно соответствующая полю волласто-
нит—гроссуляр—анортит—кварц.
Главные типы: кварц-]-волластонит-(-гроссуляр; кварц-{-анор-
титгроссуляр (иногда скаполит).
2. Главная группа, примерно соответствующая полю волласто-
нит—гроссуляр—анортит—геленит—кальцит.
Главные типы:
волластонит гроссуляр -|-
4-кальцит
гроссуляр -]- геленит 4-каль-
цит |
гроссуляр -|- анортит -}- геле- I
нит.,' '
или вместе с
везувианом,
а также ска-
политом.
3. Главная группа,
породы или мраморы
кварца.
При рассмотре-
нии термического п
пневматолитиче-
ского контактного
метаморфизма дей-
ствительно много-
кратно обращалось
внимание на поро-
ды, которые состоят
из этих минералов.
При этом также упо-
миналось, что необ-
ходимый для обра-
зования известко-
вого силиката
риал (SiO2)
имелся или
мате-
уже
был СоСО-
привнесен пневма-
толитически. Подоб-
ные породы образу-
ются в обоих слу-
корундсодержащие известково-силикатовые
без волластонита, гроссуляра, везувиана,
SiO2
ВМ/ШТШб
силлиманит
андалузит
кальии т+геленит * корунд
КйРУЩ
ПНПРТ11Т
анортит
силлими-
ПНОРТЦТ
нит
KOPVHU
ггпень-г
геленит
K.CfbUL'-
Фкг. 6S. Паэагенезисы в системе СаС03—А1203-510г,
катазона (молекулярные проценты).
чаях; это отчетливо указывает, что при установлении номенкла-
туры не следует основываться на способе происхождения. Кроме
того, подобные спликатовые породы встречаются также при катаме-
таморфизме, не особенно затронутом магматическими процессами.
Этот первый пример показывает, как на основании эксперимен-
тальных данных и приняв во внимание природные явления, можно
целесообразно построить классификацию метаморфических пород.
16*
239
Геофизической лабораторией в Вашингтоне была исследована
также система MgO—СаО—SiO2. Эти исследования дают сведения
о вероятном минеральном составе песчаного доломита и доломи-
тизированного известняка при высоких температурах и низких
давлениях. Наблюдается то же самое явление, как и в системе
СаО—А12О3—Si02: здесь также встречаются соединения, которые
до сих пор не были найдены в качестве контактных минералов.
Вследствие образования смешанных кристаллов система является
очень сложной, так что можно только отметить основные черты
подразделения трехфазовых полей непосредственно после затвер-
девания. Мы не будем больше вдаваться в рассмотрение преобра-
зований, уже отмеченных в системе СаО—Si02. Они, естественно,
происходят тем же самым образом. Температуры будут изменяться
лишь при образовании смешанных кристаллов.
Кристаллические впды системы MgO—СаО—SЮ2, едва ли наблю-
давшиеся до сих пор в качестве минералов, являются следующими:
(SiO4)Ca2, (SiO6)Ca3, (SiO5 • Si02) = окерманит,
а также соединение двойной соли
S = 2(SiO4 SiO2)Ca2 (SiOB • SiO2) .
Последнее соединение образует с
(Si04 • SiO2)Ca2 и (SiO5 • Si02)gt2
очень сложные смешанные кристаллы. Однако для более точного
понимания еще отсутствуют некоторые детали. Соединение S можно
также представить как
(SiO4 Si02)2 . (SiO5 • Si02)
т. е. в виде двойной соли Ca-Mg-силиката вместе с окерманитом.
Волластонит и монтичеллит образуют также в незначительной
мере поля смешанных кристаллов. Непрерывное образование сме-
шанных кристаллов происходит между нлиноэнстапштом и дио-
псидом (энстатита авгит,магнезиальный диопсид). Фиг. 67 в общих
чертах изображает трехфазовые i оля, установленные после затвер-
девания (включая однофазовые и двухфазовые поля, обусловлен-
ные образованием смешанных кристаллов), что особенно побу-
ждает к дополнительной проверке образований смешанных кри-
сталлов в метаморфических породах, содержащих волластонит. Это
показывает, как вследствие экспериментальных исследований воз-
никают новые проблемы.
Для этой системы можно также провести сравнение с наблю-
дениями в природе и представить в диаграмме основное положе-
ние классификации сюда относящихся катапород.
Данные опыта показывают, что кальцит при относительно высо-
ких температурах м^кет существовать совместно с магниевым
силикатом. Таким образом ЬЮ2 реагирует сначала с Mg-карбона-
товой частью, происходят дедоломитизация (см. стр. 162). Посколько
при высоком давлении может еще существовать кальцит, соеди-
нения окерманита и А исчезают совершенно, точно так же как
L и Е. Если мы отбросим прежде всего образование грамматита
240
(соответствующего, может быть, несколько более низким температу-
рам), то в результате получается подразделение полей, указанное
на фиг. 68.
Оно вполне соответ-
ствует наблюдающимся
отношениям, только вме-
сто клиноэнстатита на-
блюдается почти всегда
ромбический пироксен,
имеющий тот же самый
или близкий состав. При
более низких температу-
рах, невидимому, каль-
цитовое поле распростра-
няется несколько даль-
ше, в то время как вме-
сто монтичеллита наблю-
дается комбинация каль-
цит—ди опсид— форстерит.
В таком случае диаграм-
ма принимает вид фиг.
68а. Как было доказано
выше, роговые об панки по-
являются также при
определенных условиях
высоких температур и
высоких давлений; ив-
CqO ИдО
Фиг. 67. Система СаО— MgO—Sio3 по исследова-
ниям температур плавления, трехфазовые noia при
высокий температуре (молекулярные проценты).
Wo = (Si04 SI02) С а, волластонит, псевдоволла-
стоиит; Н = (SiOj • Sl?2) Саз; Е = (8Ю4)Саз; А =
= окерманит (Si06 • SiOj) Ef.. S = (Si04 • Si0pa®®3-
•(SIOs-SiOa)g
«8»мг. 68. Система CaCO3—WgCOs—SiOa по наблюдаемым пара-
генезисам в катазоне (молекулярные проценты).
вестно, что* некоторые изверженные породы содержат - роговую
обманку. Отношения устойчивости между группами смешанных
241
кристаллов авгитов (пироксенов) и роговых обманок, между про-
чим, еще неизвестны. Повидимому, более повышенное содержание
воды благоприятствует образованию роговой обманки. В разби-
раемом случае среди роговых обманок особенно обращают на себя
внимание следующие:
Грамматит (тремолит) и актинолит
(SiO6 • 3SiO2)(Mg,Fe)8Ca,
купферит, гедрит, антофиллит, преимущественно
(SiO6 • 3SiO2) (Mg,Fe)4,
часто содержат некоторое количество глинозема. Таким образом
при принятии во внимание грамматита можно сделать следующее
сопоставление:
1. Главная группа соответствует примерно полю S1O2—волласто-
нит—энстатит.
Главные типы: а) кварц-|-волластонит-{-диопсид,
Ь) кварц-]-Диопсидообразный авгит или (-(-) грамматит.
2. Главная группа соответствует примерно полю волластонит-
кальцит—форстерит.
Главные типы: а) кальцит-}-волластонит-]-Диопсид или делится
надвое грамматитом;
Ъ) кальцитмонтичеллит-}-диопсид 1 а также кальцит-]-ди о-
диопсид 4- монтичеллит -]- форстерит J псид 4~ форстерит,
иногда здесь также встречается грамматит.
3. Главная группа — содержащие периклаз горные породы без
волластонита и диопсида.
Главные
типы:
а)
Ъ)
кальцит -]- монтичеллит -|-
4- периклаз
монтичеллит -]- форстерит
4- периклаз
а также каль-
цит -]- форсте-
рит-]-периклаз.
Встречающиеся усложнения здесь еще легче видеть, чем в ранее
рассмотренной системе. Особенно часто наблюдаются фторсодер-
жащие минералы группы гумита, которые могут образоваться вме-
сто форстеритапериклаз. Таким образом эти минералы должны
быть причислены ко 2-й и 3-й главным группам. В особенности
часто имеются:
хондродит
гумит
клиногумит
2(SiO4)Mg2 • Mg(F, 0Н)2
<(SiO.)Mg2-Mg(F, ОНЦ
4(SiO4)Mg2 • Mg(F, 0Н)2.
Фторсодержащий диопсид называется мансьёитом.
О подобного рода породах многократно говорилось при изло-
жении отдельных метаморфизмов.
Система MgO—СаО—А12О3 не имеет большого значения, так как
в породах встречается вообще вместе о A12OS и Si02. Алюминаты
Са не участвуют в породообразовании, потому что при высоком
£42
давлении' в катазоне поле кальцита распространено настолько,
что могут встречаться только комбинации:
кальцит-J-корунд-j-шпинель и
кальцит 4- шпинель -(- периклаз.
Интересные образования смешанных кристаллов ипинели
с А12О3, а также возможность гексагональной модификации А],О«
заслуживают особого
внимания. Мраморы,
содержащпе корунд,
шпинель или перик-
лаз, нередки.
Для понимания ме-
таморфических пород
наиболее глубоких зон
исключительное значе-
ние имеет новое иссле-
дование условий за-
твердевания в системе
MgO—А1203—Si02.
Ясное представле-
ние о подразделении
трехфазовых полей,
происходящем после
затвердевания, дает
фиг. 69. Наблюдался
кордиерит, состав ко-
торого, невидимому,
колеблется между
/Si06 • SiO2 • SiO2\ А14 га, л сил а,л а
\SiO6-SiO2 /Mg2 и (Ь1О6 • ЬЮ2 • biU2)2Mg2
SiD2
кличоэнстатит.
(pOPcTePWi
пироп
[призматин
\ к пене рупии
• сапфирин
силлиманит
силлиманит
шпинель
^гершлаз
[SiOzJ
’колВие
PUT
ноэнсга
тит
<1360 /силлиманит
SiOd
кт
PUT
силлима-
нит
(№5
кордиерит
шпинель
форстерит
периклаз
<ПСО°
кордиерит
шорствьит
шпинель
<1370'
шпинель
шпинель.
корунд
_ <^75° \
КОрУНО
Фиг. 69. Система MgO — А1303— Sio3 по исследова-
ниям температур плавления (молекулярные проценты)
Если мы рассмотрим природные явления, принимая во внима-
ние модификации Si02 (в природе преимущественно кварц) и заме-
щение силлиманита андалузитом, то получается большое сходство.
Здесь также, повидимому, может встретиться при высоких давле-
ниях гранат пироп. Его точка состава лежит в поле кордиеритД-
-|-форстерит-(-шпинель. Таким образом реакция должна быть
таковой:
кордиерит форстерит -f- шпинель дД пироп.
После того как появилась возможность образования пиропа,
повидимому, происходит еще второе изменение, а именно сле-
дующее:
форстерит -J- кордиерит дД клиноэнстатит 4- пироп.
Кроме того, в природе известны минералы сапфирин, призматин
и корнерупин, однако они встречаются настолько спорадически,
что несомненно соответствуют неустойчивым отношениям. Так же
дюмортьерит и грандидиерит являются алюмосиликатами сложного
состава и встречаются редко. Их точка состава (как-точка состава
24S
пиропа) помечена на диаграме фиг. 69. Небольшие примеси железа
не обусловливают, пожалуй, никаких новых соединений, а входят
в молекулу форстерита, энстатита, шпинели, пиропа и кордиерита.
Впрочем из фиг. 69 можно вывести имеющую большое значение
для катаметаморфизма диаграмму фиг. 70, не принимая во внимание
последних указанных изменений. Она заключает в себе основные
типы комбинаций, которые встречены в гранато-оливиповых рого-
виках, эклогитах (гранат и авгит), кордиеритовых, силлиманитовых
и шппнелево-корундовых роговиках, а также в кордиерито-грана-
товых гнейсах. Однако, прежде чем мы проследим эти отношения
дальше, можно вывести на основании существующих данных еще
одну, имеющую большое значение, диаграмму.
«5»мг. 70 Система MgO—Д1203—Si0.2. Комбинация катазоны.
(Основные типы энл гита, гранате оливиновых пород и раз-
личных роговиков) (молекулярные проценты).
Рассмотренные 4 системы:
СаО—А1203—SiOa
СаО—MgO—Si02
СаО—Mg—А1203
MgO—А1203—SiO2
являются краевыми системами четверной системы СаО—MgO—
А1203—Si02. Еще не вполне известны кристаллизационные отноше-
ния внутри этой системы, однако ее можно разложить на частичные
системы (Teilsystem), отношения которых можно рассмотреть. Одной
из этих л*тко могущих быть представленными частичных систем
является та, в которой Si02, как минерал, является общим для
всех комбинаций. В природе таким породообразующим минералом
244
является кварц. Эту систему можно представить строго тройной,
так как четвертый компонент Si02 кристаллизуется в виде кварца.
Концентрационный треугольник Са—MgO—А12О3 надо разделить
на треугольники,
четвертой фазой
является кварц.
Из фиг. 65 — 70
можно легко выве-
сти диаграмму, ука-
занную на фиг. 71,
в которой уже при-
нята во внимание
гроссуляровая реак-
ция1. Дополнитель-
но, принимая во
внимание немногие
опытные данные,
можно вывести фиг.
72, которая дает об-
щий обзор мине-
ральных отношений
катам етаморфиче-
ских, богатых Si02
пород. Опытные дан-
ные являются сле-
Фиг. 71. Система МдО—Д1203—СаО о кварцем в каче-
ства четвертой фазы. Парагенезнсы катазоны.
лиевый полевой шпат, при содержании кали и Н20—биотит. Между
прочим, биотит возможен только при относительно высоком содер-
жании А1203.
3. Вместо энстатит-авгита преимущественно встречаются дио-
псидового характера авгит-[-ромбический пироксен (ортоавгит).
На фиг. 72 видно, что получающиеся в таком случае главные
типы являются следующими:
I. Кварц калиевый полевой шпат биотит плагиоклаз - сил-
лиманит (или андалузит) 4- кордиерит.
Крайние типы: а) без анортитовой молекулы, иногда с альбитом,
Ь) без кордиерита,
с) без андалузита, а также силлиманита
соответственно обрамлению поля.
Таковы силлиманитовые гнейсы, андалузитовые, плагиоклазо-
биотитовые, андалузито-кордиеритовые, плагиоклазо-кордиеритовые,
плагиоклазо-кордиерито-андалузитовые роговики’. Сюда будут при-
числяться также призматино корнерупино-сапфириновые породы,
вероятно как неустойчивые типы.
2. Кварц калиевый полевой гипат биотит 4- плагиоклаз кор-
диерит -[-ромбический пироксен.
Крайние типы: а) без ромбического пироксена,
Ь) без плагиоклаза, но иногда с альбитом,
с) без кордиерита,
d) иногда также без каких-либо двух этих минералов.
Этим комбинациям, между прочим, соответствуют обыкновенные
биотитовые гнейсы, биотито-плагиоклазовые гнейсы, плагиоклазо-
гиперстеновые роговики, плагиоклазо-гиперстено-кордиеритовые
роговики. Вместо парагенезиса гиперстен -J- плагиоклаз 4- ортоклаз
можно здесь поставить биотит 4 ортоклаз 1 2. Встречаются также
альмандиновидные гранаты.
3. Кварц-[-калиевый полевой шпат (± биотит) ф- плагиоклаз
-}-ро кбический пироксен диопсид.
авгит
Крайние типы: а) без диопсида,
Ь) без плагиоклаза, но иногда с альбитом,
с) без ромбического пироксена.
Таковы плагиоклазо-гиперстеновые роговики, авгитовые, авгито-
плагиоклазовые гнейсы (авгитовые сланцы и эрлановая порода
(авгито-плагиоклазовая) в очень редких особых случаях), плагио-
клазо-гиперстено-диопсидовые и плагиоклазо-диопсидовые роговики.
4. Кварц (± калиевый полевой гипат)-(-плагиоклаз-)-диопсид 4*
-|~ гроссуляр.
' Крайние типы: а) без гроссуляра,
Ь) без плагиоклаза,
с) без диопсида.
Комбинациям соответствуют плагиоклазо-диопсидовые роговики
и авгито-плагиоклазовые породы (Erlanfelse), гроссуляро-плагпокла-
1 Название роговик (Hornfels) употребляется преимущественно для контактно-
метаморфических пород, тогда как гнейсом обозначают сланцеватую породу,
состоящую в общем из кварца, полевого шпата и темных составных частей.
2 См. стрелки на фиг. 72.
2ГЩ
зо-диопсидовые роговики, кварцсодержащие диопсидо-гроссуляро-
вые роговики и т. д.
5. (± кварц ±калиевый полевой гипат)-j- гроссуляр диопсид-\-
4~ волластонит.
Здесь, согласно вышесказанному, везувиан может входить
в минеральный состав. Сюда принадлежат : гроссуляро-волласто-
нито-диопсидовые, везувиано-гроссуляро-диопсидовые, везувиано-
волластонито-диопспдовые роговпки и их более простые члены.
Встречается ли постоянно скаполит вместе с кварцем, это еще
большой вопрос.
Фиг. 72 охватывает очень большую часть катапород.. В нее,
однако, не входят не содержащие кварца породы, а также осо-
бенно богатые Fe или Мн и К. Спрашивается, можно ли для
таких парагенезисов составлять также частные диаграммы? Ве-
роятно, можно составить обзор катамраморов. Общим минералом
был бы СаСО3. В качестве общей широко распространенной фазы
должна была бы приниматься в расчет СО.,. Если бы не было
никаких экспериментальных данных, то согласно фиг. 64 — 68
можно, было бы признать весьма вероятным устойчивое при вы-
соких ’температурах существование с кальцитом следующих мине-
ралов: волластонита, диопсида, монтичеллита, периклаза, шпи-
нели, корунда, гроссучяра и мелилита. Из магнезиальных алю-
мосиликатов сюда входит флогопит. Пироп был встречен в катаме-
тамор Ьических доломитах вместе с остаточным кальцитом. Монти-
челлит скоро уступил бы место форстериту. Везувиан, гумит,
хондродит должны также приниматься во внимание, как было уже
доказано в отдельных системах.
Как наиболее важные новые комбинации катаметаморфическпх
мраморов, содержащих MgO — SiOs — Ai2O3, следовало бы ожидать:
1. Кальцит периклаз Ц- фор-
стерит -ф- шпинель
2. Кальцит форстерит -j-
-ф- шпинель 4- флогопит
3. Кальцит 4- форстерит 4~ ’•
4- диопсид 4- флогопит
4. Кальцит 4- дионеи тф- вол-
ластонит 4-флогопит или везу- j
вий, а также их крайние типы )
Вместо форстерита пли диоп-
сида: монтичеллит, а также ми-
нералы группы гумита. Вместо
флогопита также обыкновенный
биотит.
Группа оливиновых роговиков, гранато-оливиновых роговиков,
эклогитов, корундовых, корундо-шпинелевых, корундо-плагиоклазо-
шшшелевых и плагиоклазо-шпинелевых роговиков, а также ката-
наждака (Katasmirgel) настолько отчетливо следует из указан-
ных диаграмм, что на этом подробно не будем останавливаться.
.Богатыми железом минералами катазоны являются фаялит,
геденбергит и андрадит. Кроме того, встречаются магнетит и дру-
гие железные руды. Они образуют в комбинации с кальцитом
и сопровождающими минералами скарны.
Среди марганцевых силикатов, которые могут образоваться
при высокой температуре, следует прежде всего упомянуть
содержащие марганец гранаты (спессартин), родонит, марганецсодер-
жагцие авгиты (например бланфордит, фоулерит, марганцевый г еден-
бергигп), марганецсодержащие роговые обманки, марганецсодержащие
оливины (как тефроит, кнебелит, глаукохроит).
Более высокое содержание щелочей встречается в катазоне при отно-
сительно высоком содержании SiO2 в ав! итах (например жадеит,
хлоромеланит, эгирин) или также в амфиболах (рибекит, паргасит).
В таком случае исчезают глиноземистые минералы — кордиерит,
силлиманит, гранат, анортит.
Заместители полевых шпатов при низком содержании Si0.2,
очевидно, устойчивы только в пределах незначительного темпера-
турного интервала, особенно быстро их разрушает Н2О, между тем
как нефелин известен из катаметаморфических пород.
К специальным минералам, которые образуются в условиях
катазоны, следовало бы, помимо названных, прибавить:
Борсодержащие соединения — турмалин, аксинит, датолит, люд-
вигит. Фторсодержащие— топаз, флюорит. Бери 1ловыи силикат —
берилл. Акцессорные минералы: апатит, ильменит, хромит, пико-
тит, франклинит, графит, алмаз, оловянный камень, рутил, титанит,
перовскит,
Вольфра пит и шеелит встречаются в немногих контактово-пнев-
матолитических месторождениях. Соединения серы, нередко являю-
щиеся метасоматическими, имеют, в общем, при более высокой
температуре простой состав. Прежде всего нужно назвать: висму-
товый блеск, молибденовый блеск, мышьяковый колчедан, пирит, маг-
нитный колчедан, медный колчедан, борнит, цинковая обманка, реже
свинцовый блеск.
Само собой попятно, что области образования всех этих мине-
ралов или отдельных их комбинаций не совпадают. Как уже было
ранее (стр. 82) подчеркнуто, имеются чувствительные минералы
или смешанные кристаллы на ряду с такими минералами, которые
в широких пределах являются устойчивыми. В отдельных случаях
(среди гранатов особенно пироп и альмандин), повидимому,
давление также имеет большое значение. Все-таки, в общем, назван-
ные минералы местами образовались при несомненно сходных
условиях, так что при отсутствии других составных частей полу-
чается законченная общая картпна. Поэтому краткий вывод
о физико химических областях зон является вполне обоснован-
ным. Лучше всего это показывают неудовлетворительные попытки
Эско л а (Р. Eskola) дать широкое общее подразделение. Этой
области зон принадлежат главные типы изверженных пород,
которые как неметаморфические в нашем смысле слова здесь
не принимаются во внимание. Немногие минералы были до сих пор »-
найдены почти исключи(ельно в изверженных породах, в особен-
ности, в и лившихся породах, например лейцит, минералы содалито-
гаюино-нозеановой группы, мелилит. Они встречаются так же, как
санидин, в качестве автопневматолитических продуктов. В древ-
нейших породах часто встречаются метаморфические породы
катазоны. Своим образованием они обязаны большею частью со-
вместному действию различных факторов. Внутренняя контактовая
зона, пневматолитическая внутренняя зона, зоны главной инъекции
и ассимиляции имеют катаметаморфический характер. При совер-
шенно особых обстоятельствах при чисто дислокационном мета-
морфизме возникает минеральный состав этих высоких температур.
S4S
Так как внутри укачанного разнообразия минералов химизм
будет р ководящим фактором, который определяет парагенезис,
то деление катазоны, как и дру: их зон, должно итти по естествен-
ным химическим областям (гпчппам). Уже указывалось, как это
может произойти. Все же сначала в специальной части следует
выработать классификационную схему. В ней уместно обратить
внимание на имеющие большое значение отдельные процессы
и следует подчеркнуть, что благодаря неустойчивым парагенезисам
будет повышаться разнообразие пород.
2. тезометаторф^зм.
С частью катаминералов местами изогенетически связаны
составные части, для которых можно будет принять в основном
несколько другие области образования. „Более чувствительные"
катаминералы встречаются вместе с ними в такой ассоциации, что
нельзя предполагать одновременное возникновение. Иногдаотчетливо
распознается, как нормальный минеральный состав изверженных
пород или минеральный состав катаметаморфических пород, попа-
дая в условия несколько более низких температур, начинают
преобразовываться Естественно, разграничение не является резким;
может быть, влияние температуры также не всегда является един-
ственным руководящим фак.ором. Там. где преимущественно
начинают возникать содержащие Н2О минералы, более высокое
давление пара может действовать так же, как и п нижение темпе-
ратуры. В действительности мы встречаем также много минералов
мезозоны в качестве продукта кристаллизации вплоть до гидро-
термальных магматических растворов.
Наиболее ясную картину можно получить, если исследовать,
какие минералы последовательно замещают минералы катазоны.
Таким образом .мы одновременно встречаем замещающие друг
друга минеральные составы одного и того же общего химизма.
К сожалению, при этом мы можем опираться только на незначи-
тельное количество экспериментальных данных. Все же гидротер-
мальные минеральные синтезы дали определенные точки опоры.
В нашем распоряжении также имеется исключительно богатый
материал наблюдений над природными процессами.
Б системе СаО—А1203—Si02 кварц, кальцит и корунд существуют
в виде проходящих минералов (Durchlaufer). Встречается также
еще волластонит, в виде исключений его, может быть, могут заме-
щать спёррит или содержащие воду кальциевые силикаты (напри-
мер окенит, гиллебрандит). Нередко также встречаются (например
при неполной реакции или недостатке С02) волластонит, кварц
и кальцит. Кроме того, Са-спликат находится в роговых обманках.
Силлиманит и андалузит частично будут замещаться дистеном,
а частично, в присутствии щелочей и из ‘Ытка глинозема,перехо-
дят в светлые слюды. Геленит, анортит и богатый известью грос-
суляр являются устойчивыми только в относительно небольшом
температурном интервале. Их замещают члены ц >изит<>вого семей-
ства, изредка та-frfke так называемая известковая слюда (маргарит).
Менее частыми минералами окатываются одинаковою состава
родосодержащие алюмосиликаты лаусонит и гибшит (Hibschit).
249
Пренит
Al2
• 2H..0
Ca
Al2 \
преимущественно (SiO4)s I
Ca2 • H2 /
SiO6 • SiO2
встречается редко
Фкг. 73. Комбинации мезозоны в системе СаС03 —
SiOg.
в виде породообразующего минерала. Между прочим, он стал из-
вестным как продукт преобразования везувиана и диопсида.
Гораздо чаще, пожалуй, наблюдаются комбинации, явствующие
из подразделения треугольника (фиг. 73). Кварц, кальцит и цои-
зит частично образуют парагенезис с выпадением волластонита.
В системе MgO — СаО — Si02 почти полное замещение авгита
роговой обманкой является бросающимся в глаза признаком. При
этом, прежде всего,
лишенные извести
ромбические пирок-
сены уступают ме-
сто роговым обман-
кам, тогда как дио-
псид обладает бо-
лее обширной об-
ластью образования.
Все же иногда
его замещает исклю-
чительно граммати-
топодобный амфибол.
Неоднократно уж<*
подчеркивалось, что
в остальном аыфи-
бол-пироксены име-
ют более сложную
природу. Частично
или целиком вместо
ромбического пиро-
ксена встречаются бедные железом антофиллит, грюнерит, иногда
также куммингтонит, вместо диопсидового авгита грамматит и
актинолит. Хлорит, серпентин, тальк и брусит (которые здесь
могут встречаться) главным образом распространены в эпизоне.
Система MgO — А1203 — SiO2 встречается в природе не в таком
узко замкнутом виде, как в катазоне, что связано с прибавлением
почти свободных от магния ферри- и ферроалюмосиликатов. Среди
них имеющими наибольшее значение являются альмандин, ставро-
лит, эпидот-клиноцоизит и лиеврит, в то время как в слюде
(биотит, флогопит) (или даже в хлорите, а также в серпентине)
сконцентрирован Mg. На ряду с этим часто встречаются глино-
земсодержащие роговые обманки (гедрит и т. д.).
Биотит является среди содержащих щелочи силикатов как всегда
устойчивым. Все-таки было бы интересно состав этого смешанного
кристалла подвергнуть более подробному исследованию. Вероятно,
здесь не приведены все составы возможные в катазоне (начало по-
добного рода исследований сделано Зейделем (Seidel) и Ху р ши
25Q
(Hurschi). На ряду с биотитом встречается изогенетичсский муско-
вит. Частично он образуется на ряду с калиевым полевым шпатом,
частично вместо него. Богатые известью плагиоклазы едва ли
вновь образуются в мезозоне, так как в ней они начинают распа-
даться на альбит и эпидот (а также клиноцоизит). Альбит и бога-
тые натром плагиоклазы все-таки являются важными составными
частями. Совместно с названными минералами существуют также
натрсодержащие роговые обманки: паргасит, гастальдит, глауко-
фан, кроссит и т. д.
Ставролито-слюдяные сланцы и слюдяные гнейсы, дистено-слю-
дяные, гранато-слюдяные сланцы, амфиболиты, известково-силикато-
вые сланцы, глаукофансодержащие и многие родственные им по-
роды встречаются вместе с эпидотовыми породами, роговообманко-
выми и лиевритовыми скарнами.
Дислокационный и контактовый метаморфизм одинаково уча-
ствуют в образовании подобного рода парагенезисов. В предъ-
пдущих главах были приведены многие примеры. Они показали,
что резкое подразделение ни на катазону, ни на эпнзону невоз-
можно, но что для практических целей следует отмечать ату проме-
жуточную область.
Зв Эг1нзона9 эпитетаторфнзм.
Здесь господствующими минералами являются минералы гидро-
термального образования. Автометаморфические процессы в извер-
женных породах под влиянием остаточных водных растворов,
гидроте.рмально-метасоматические процессы контактного метамор-
физма и последние стадии образования друз указывают на ком-
плекс реакций, которые от минеральных составов ката- и мезозоны
ведут к продуктам эпизоны. С другой стороны, диагенетические
и автометаморфические процессы при образовании осадков мало
отличаются от процессов эпиметаморфизма. Изменения того же
самого рода, как изменения, которые при благоприятных обстоятель-
ствах ведут к полному преобразованию, распространены в различ-
ных породах, залегающих вблизи поверхности земли. Продукты
так называемого векового выветривания большею частью совершенно
не отличаются от продуктов эппметаморфизма. Прп метаморфизме
нагрузки, дислокационном и гидротермальном контактном метамор-
физме возникают нацело преобразованные эпипороды, с новым
минеральным составом, новыми структурами и текстурами. Глав-
ный минеральный состав существенно упрощается. Кварц и каль-
цит являются совместно устойчивыми, неполный ход реакции,
кроме того, часто допускает здесь изучать исходные вещества
на ряду с образующимися из них продуктами. Единственными
имеющими значение известковыми силикатами на ряду с редкими
породообразующими цеолитами, являются эпидот, цоизит и бес-
цветные, до зеленоватых, роговые обманки. Изредка могут встре-
чаться известьсодержащие хрупкие слюды, но этот вопрос по-
дробнее еще не был исследован (см. таблицу на стр. 252—253).
Среди гранатов больше встречается Mg- и Мн-содержащий
альмандин, но он также часто превращается в хлорит. Ее-си-
ликаты представлены здесь разного рода хлоритом, ткргтгитом,
25)
Глаиные минеряц
Зоны Si । Са * t Mg Si + Са Si 4- М& Fa Mg, Fe + «| ± Si S
Э п я з о и а Кварц Доле Кальцит Дьюилит Магнезит МИТ Гидро- магнезит Брусит Кварц + -Г кальцит Грамд Akthi Серпентин Тальк Стилпно- мелан Хло атит юлит Хлоритоид рит Альмандпя (часто мар-1 гаиецсодв ] жащий) 1 |_ к Го 1 1| I с L
Мезозона Кварц Кальцит Вруснт (Гилли- бр андит) (Окенит) Грамм Актин Роговые Спёррит (Хл> Вне атит о л ИТ обманки Куммннг тоннт Антофиллит Грюнерит Гедрит Кмпферит (Группа гу- мита) рит) тпт Флогопит Альмандин (Пироп) Ставролит!
Катазона Кварц Кальцит Периклаз Роговые Волласто- нит Пироь Диое ОмЗ Монти Ромбическ. пироксены (Ромб, ав- гит) обманки Оливин Группа гу- мита сеиы 1СИД ацит челлит Биотит 1 Флогопит 1 Кордиера! Гранат Шпинель (Сапфирин призматви кориерупв ГеденберЛ гит Андраде I
£32
17
ные составы зон.
L | Si 4- Са 4- 41 j л Mg, Те Si 4- (Те) 4- Na «1-; 41 -Г к Si 4- AI + K4-Fe-| Mg Si+ Al Fe 1 Т1
1 1 Эпидот I Цоизит Альбит Парагонит Глаукофан Серицит Серицит- феигит Серпцит+ + руда + 4 хлорит Серицит Сидерит Пирит Гематит Магнетит 1 Титанит Рутил
и Роговые об- । манки Эпидот Цоизит । II Лиеврит Богатый на- тром пла- гиоклаз irr Щеточные роговые об- манки Лазуревый камень Фенгит Мусковит (Калиевый пол ев. шпат) Биотит » я Да стен Гематит Пирит Магнетит Титанит Рутил
Основной плагиоклаз 1 Анортит Геленит 1 Гроссуляр 1 Везувиан * Скаполит || Плагиоклаз Жадеит Щелочные роговые об- манки Щелочной авгит Лазуревый камень Калиевый полевой пшат Биотит Андалузит Силлныа-, пит * Магиетит (Пирит) Магнитный колчедан Титанит Рутил Ильменит Перовскит
17 Грубекман и Няп ди.
253
из
Главное подразделение видов вютаморфизма по зонам.
Дислокационный метаморфизм и метаморфизм нагрузки Термический контактный метаморфизм Контактный метаморфизм при привноое вещества
Эпизона Деструктивный (катакластнческнй) и конструктивный дислокационный метамор- физм на незначительной глубине Слабый геотермический метаморфизм (метаморфизм нагрузки) Наиболее внешняя кон- тактная зона Эпитермальный в мезотермаль- ный апомагматический метаморфизм с привносом вещества Гидротермальный метаморфизм
Мезозона Конструктивный (без разлома) дислока- ционный метаморфизм при средней на- грузке Внешняя до средней и внутренней контакт- ной зоны Перимагматический, пневматоли- тический (а также кататермальный) контактный метаморфизм. Внешняя инъекционная зона
Катазона Наиболее глубокая зона дислокацион- ного метаморфизма при одновременной сильной нагрузке или комбинированный дислокационный и контактный метамор- физм Внутренняя контакт- ная зона Перимагматический, пневматоли- тический контактный метаморфизм. Главные виды инъекционного мета- морфизма и метаморфизма вплавле- )1ИЯ
255
Сравнительная таблица минеральных составов
Изверженные породы Нормальные изверженные и метаморфи- ческие породы Преимуществеппо метаморфические породы
Тридимит Лейцит Анортоклаз Нефелин, мелилит Содалит Нозеан, гаюин Базальтическая роговая об- манка Кварц Ортоклаз, микроклин, мусковит Плагиоклаз, пертит и микропертит Роговая обманка Авгит Биотит, флогопит Частично гранат Оливин, монтичеллит Магнетит, ильменит, гематит, пирит, апатит, циркон, рутил, шпинель, титанит Примечание. Само собой понятно, принимаются во внимание только первичные компоненты настоящих извсрженныл пород. Серицит Парагонит, шахматный альбит, цоизит, эпидот, везувиан, скаполит Грамматит, актинолит, уралит, волластонит Нефрит, глаукофан, антофиллит, гедрит и т. д. Жадеит, геденбергит и лиеврит Хлорит, хлоритоид, хрупкая слюда Ставролит, дистен, силлиманит, андалузит, грос- суляр, кордиерит Форстерит, гумит и хондродит, серпентин, тальк
стиллномеланом, шамозитом, серпентином, талоном. Они также
замещают биотит на ряду с гепатитом, магнетитом- и серицитом
(мелкочешуйчатая разновидность мусковита). Железистые хрупкие
слюды (хлоритоид, оттрелит, сисмондин) при высоком содержании
глинозема и незначительном щелочей представляют некоторое раз-
нообразие при изучении их под микроскопом. Среди полевых
шпатов существуют до относительно низких температур только
альбитовые разновидности. Парагонитообразные слюды наблюдаются
реже, глаукофан принадлежит к тем роговым обманкам, которые
встречаются вплоть до эпизоны.
Серицито-кварцевые породы, особенно если они имеют тонко-
сланцеватую текстуру, называются „филлитами". Типичными пред-
ставителями эпиметаморфизма являются филлиты, хлоритовые
сланцы, хлоритоидные сланцы, тальковые породы, серпентин, эпи-
дотовые породы, известковые филлиты, а также всякого рода ката-
кластические породы.
Некоторые породы зон.
Кварцевый, серицитовый, известковый филлиты, стилпио
g мелаио-магнетитовые сланцы, гранато-известковые филлиты, хло-
° ритоидовые, хлоритовые, глаукофановые, тальковые сланцы, слан-
я цеватый серпентин, горшечный камень, эппдотовый роговик, квар-
<х> цит, всякого рода катакластическне массивные породы, порфи-
роиды
Мусковптовые, мусковито-биотиговые, биотитовые, эпидото-
слюдистые, дистеновые, ставролптовые, актинолитовые сланцы,
нефритпты, амфиболиты, гранатовые, гранулитовые сланцы, слю-
дяные, роговообманковые, гранатовые, эпидотовые гнейсы, глау-
кофановые породы, мраморы, кварциты, эпидотовые, роговообмап-
ковые, лневритовые скарны
Биотитовые, биотито-плагиоклазовые, пироксеновые, силлима-
нитовые, кордиеритовые, гранатовые гнейсы, биотитовые, граиато-
бпотитовые сланцы, гранатовые, волластонито-диопсидовые по-
роды, кордиеритовые, андалузитовые роговики, андрадитовые н
геденбергитовые скарны, гранулиты, эклогиты, жадеититы, авги-
товые породы, мраморы, кварциты.
Сводки, представленные в трех таблицах (см. таблицы на
стр. 254—255 и на этой странице), дают возможность понять глав-
ные черты физико-химического подразделения зон.
Это последнее сопоставление, конечно, ни в какой мере не пре-
тендует на полноту. Однако большое число общих минералов
все же обращает на себя внимание и частично объясняется тем,
что громадное количество минералов может образоваться как ш
расплава, так и из водного раствора, а также тем, что условия
катазоны подобны условиям образования изверженных пород.
Чтобы выяснить влияние отношений в различных зонах, следует
изучить, как ведут себя отдельные минералы и породы в различ-
25G
ных зовах, другими словами, проследим, как могут они изменяться,
если орогенические процессы их перемещают в более верхнюю
или в более нижнюю зоны. При перемещении из наиболее нижней
зоны в одну из выше лежащих можно произвести, например, сле-
дующие наблюдения над минералами и породами:
*
а) Минералы.
Ильменит катазоны распадается на рутил п магнетит или пере-
ходит при наличии извести в титанит и магнетит. „Титаноморфит"
(т. е. центральное ильменитовое зерно окружено титанитовой зоной)
очень часто встречается в амфиболитах.
Оливин превращается в условиях мезозоны в лучистый камень
или переходит при взаимодействии с полевым шпатом в гранат.
Первое изменение наблюдалось Бекке (Веске) в габбровых поро-
дах Вальдфиртель, а раньше Тёрнебомом (Tornebohm) в швед-
ских породах. Последнее преобразование было очень отчетливо
видно в соссюритовом габбро района Аллалин. В эпизоне оливин
серпентинизируется, и это явление настолько известно, что нс тре-
буется особых примеров.
Гранат многих эклогитов превращается в мезозоне в смесь
роговой обманки и полевого шпата или в смесь биотита и поле-
вого шпата, потом в цоизит и эпидот, а в условиях эпизоны
совершенно пли частично в хлорпт.
Переход авгита глубокой зоны в роговую обманку и, наконец,
в эпивоне в хлорит можно очень хорошо наблюдать в эклогитовых
амфиболитах и амфиболитах долины Ётца (Oetz), а также он изве-
стен во многих габбровых породах.
Плагиоклаз катазоны распадается в условиях мезозоны на аль-
бит и анортит. Последний затем превращается в цоизит, первый
продолжает либо сохраняться, либо переходит в серицит.
Калиевый полевой гипат встречается в катазоне часто в виде
микроклина, в таком случае происходит распад на микропертит
или микроклин-микропертит, часто также на шахматный альбит
(Schachbrettalbit), а в более верхней зоне в серицит. Имеется
большое количество подобного рода примеров и прослеживание
их является одной из многих задач, которые- придают такую пре-
лесть изучению полиметаморфических пород и метаморфических
ортопород.
Ь) Породы.
Если проследить преобразования, которым подвергается застыв-
шая на глубине порода, например грубозернистый порфировидный
гранит, когда он перемещается вверх благодаря сносу кровли или
путем поднятий при горообразовании и при последовательном
прохождении во время дислокационных процессов условий, хара-
ктерных для ката-, мезо- и эпизояы, то в глаза бросаются следу-
ющие явления. **
В катазоне вкрапленниковидные полевые шпаты и кварц гра-
нита принимают овальную форму и располагаются своими наиболее
длинными диаметрами параллельно друг другу, при этом исчезают
все больше и больше небольшие индивидуумы этих минералов.
Биотит располагается приблизительно параллельно одной из пло-
скостей и обволакивает „глазки" светлых компонентов. На больших
глубинах, на которых происходит это преобразование, физические
условия, особенно температура, подобны тем, при которых затвер-
дела порода. Однако действие одностороннего давления, прибли-
зившегося к гидростатическому давлению, проявляется путем
перекристаллизации компонентов, которые изменяют только свою
форму и положение, при чем появляется плохо выраженная кри-
сталлизационная сланцеватость. Минеральный состав гранита про-
должает полностью сохраняться, т. е. при новой кристаллизации
после распада появляются те же самые компоненты, и благодаря
собирательной кристаллизации происходит новое увеличение зер-
нистости; при этом небольшие зернышки переходят в большие.
В конечном результате этого преобразования появляется такич
образом грубозернистый гнейс, который по минералогическому
составу и текстуре во многом еще напоминает первоначальный
гранит, так как на больших глубинах старое сложение с большим
трудом поддается изменению. Исчез только порфироввдный облик,
потому что большие компоненты поглотили малые. Примеры таких
или сходных преобразований дают многие гранито-гнейсы наиболее
глубоких горизонтов древних пород, например в Финляндии.
В средней зоне имеет значение хорошо выраженное односторон-
нее давление, вследствие чего будут раздробляться большие
зерна кварца и полевых шпатов. Однако перекристаллизация
преобладает над механической деформацией вплоть до исчезно-
вения всяких следов последней, и результатом взаимодействия
обеих при одностороннем давлении являются более или менее
линзообразные и прожилкообразные аггрегаты новообразовавшихся
кварца и полевых шпатов почти одинаковой величины. Таким
образом здесь также исчезла разница между вкрапленникоподоб-
ными кристаллами и окружающей их средой, и большие кри-
сталлы распадаются на небольшие, а маленькие кристаллы, на-
против, вырастают. При этом твердые растворы полевых шпатов
вследствие низкой температуры не сохраняются как таковые,
а распадаются на простые молекулы. Ортоклазовое и альбито-
вое вещества первоначального щелочного полевого шпата стано-
вятся микропертитами. Из плагиоклазов хорошо сохраняется оли-
гоклаз, но часто также происходит распадение Ca-Na полевых
шпатов на альбит и цоизит. Большие биотитовые табличкп пор-
фировидных гранитов переходят вследствпе перекристаллизации
в аггрегат небольших зерён биотита, которые благодаря их строго
параллельному расположению вместе с линзами полевого шпата
и кварца обусловливают хорошо выраженную сланцеватость породы.
Таким путем сильно кристаллизационно-сланцеватый среднезерни-
стый гнейс, образующийся в средней зоне, часто приобретает
такую измененную структуру, что его происхождение с полной
достоверностью часто можно установить только химическим ана-
лизом и, кроме того, переходами и формой залегания. Многие из
приведенных здесь данных были собраны С ед ер хольмом в из-
мененных гранитах верхних частей финляндских древних пород.
Хорошо выраженный пример метаморфизма гранитовой породы
в условиях эпизоны представляют породы Рофна (Граубюнден).
258
Первоначально это были гранит-порфиры, которые теперь обнару-
живают все стадии преимущественно механического метаморфизма.
В одной части пород кварц обнаруживает волнистое погасание,
в другой они имеют раздробленные каемки (Mortelkranz) или даже
целиком раздроблены, тогда как ортоклаз приобретает линзовидные
формы с оттянутыми коицами. Наконец, в третьей части оба бес-
цветных компонента деформированы в тонкие прослои раздроблен-
ных аггрегатов. Находящиеся в граиит-порфире плагиоклазы со-
хранились в виде катакластических форм только в мало измененных
типах, они затем перекристаллизовываются в новый свежий аль-
бит, слюду и цоизит. Биотит первоначальной породы стал еще
неустойчивее, так как он быстро перешел в аггрегат эпидота,
магнетита и титанита („мелкие яйцевидные формы14). Основная
масса гранит-порфира, состоящая из ортоклаза, в меньшей степени
из плагиоклаза и кварца, испытывает, по крайней мере в конечных
стадиях, вместе с частью обломков вкрапленников полную пере-
кристаллизацию в серицитовую слюду и кварц, которые разде-
ляют кварцевые и ортоклазовые линзы. Как раздробленные аггре-
гаты, так и новообразования располагаются таким образом, что
конечным результатом преобразования является отчетливо парал-
лельный гнейс, сланцеватость которого образовалась частично из
механической, частично из кристаллизационной сланцеватости.
Разница в величине зерен первоначальной породы здесь также
сглаживается, хотя еще отчетливо можно распознавать старые
вкрапленники в кварцевых и ортоклазовых полосках.
В качестве второго примера преобразования пород могли бы
служить породы габбрового ряда, которые в виде диабаза изли-
лись в докарбоновый период. В более поздние периоды истории
земли этот "диабаз не только путем последующего перекрытия
осадками, но также путем тектонических перемещений попал
в более глубокие части земной коры и очутился таким образом
в условиях глубинного метаморфизма. Эти процессы могут по-
служить причиной следующего: в эпизоне произошло, на ряду
с раздроблением известково-натровых полевых шпатов диабаза,
химическое преобразование последних в эпидот и альбит. Присут-
ствующий оливин будет серпентинизироваться; авгит диабаза перей-
дет в хлорит.
В виде конечного продукта образуются зеленые сланцы. Ката-
кластические явления будут в них встречаться в небольшой
степени, так как обычно довольно тонкозернистые компоненты
первоначального диабаза легко подвергаются перекристаллизации.
В области мезозоны перекристаллизация и обмен веществ про-
исходят интенсивнее; катакластические следы отсутствуют, ново-
образования более грубозернисты. Авгит диабаза переходит в ро-
говую обманку, оливины вместе с анортитовыми молекулами основ-
ных плагиоклазов образуют гранаты, тогда как альбитовые со-
ставные части этих плагиоклазов выделяются сами по себе и со-
ставляют светлую составную часть образующихся гранатовых амфи-
болитов. В таких породах очень часто наблюдается, как призмы
роговых обманок под влиянием господствующего одностороннего
давления расположились в параллельном направлении (кристал-
лизационная сланцеватость). Многочисленные амфиболиты долины
£59
Ётца (Oetz), Шварцвальда, группы Монблана и т. д. подтверждают
этого рода метаморфизм.
В условиях катазоны диабаз может перейти в эклогит— по-
роду, которая в условиях высокого давления может также, повиди-
мому, образоваться как первично магматическая. Авгит способен
быть устойчивым, т. с. при его перекристаллизации опять по-
является пироксеновый минерал, только часть его молекул соеди-
няется с альбитом диабазового плагиоклаза и образует жадеит,
который затем, смешанный изоморфно в твердом растворе с обык-
новенным авгитом, выкристаллизовывается в виде омфацита.
Оливин и анортит снова дают гранат, последний иногда образуется
из авгита. Текстура большинства эклогитов массивна, т. е. их ком-
поненты расположены без всякого порядка, что свидетельствует
о господстве гидростатического давления во время их развития,.
Многие альпийские эклогиты могли бы служить примерами
этого вида преобразования. Следующие пять анализов должны до-
казать полное химическое сходство диабаза и его возможных
дериватов.
Днабаэ (Левей, Мадрас) Зеленый сла- нец (Ретен, Швеция) Амфиболит (Шварцвальд) Эклогит (Эй- бневальд, Шти- рия) Эклогит (де ди- на Зулъц, Ти- роль)
SiO3..... 00,88 49,18 49,65 50,13 44,06
TiO, . . . . 0,63 — 2,18 — 2,29
Л1а03 15,65 15,09 15,59 14.37 17,63
Fe9Og FeO } 10,85 12,90 1,83 8,33 | 13,02 3,49 9,96
СаО.. .... 11,76 10,59 10,02 12,85 11,50
MgO 6,03 5,22 6,04 6,46 7,19
к-20 1,56 1,51 1,21 0,14 0,91
Na,0 2,01 3,64 3,72 2,35 2,92
И20 0,30 1,87 0,51 — 0,29
V 99,65 100,00 99,08 99,32 100,23
Удельи. вес . . 3,01 — 3,00 —- 3,54
В качестве еще одного примера можно проследить изменения
глинистых осадков; они будут перемещаться с места своего
образования па земной поверхности в глубокие зоны земной коры,
вследствие перекрывания их отлагающимися породами и склад-
чатых процессов, и таким образом попадают в условия катазоны,
где испытывают влияние магматической деятельности.
В условиях эпизоны глина, состоящая существенно из каоли-
новых частиц и кварцевых зернышек и содержащая также че-
шуйки слюды, полевошпатовые частицы, а равно гидроокись же-
леза и известь, преобразуется через промежуточные стадии слан-
цеватой глины и глинистых сланцев в филлит. Катаклаз, в общем,
отсутствует вследствие природной пластичности глинистого веще-
ства. Одностороннее давление вызывает плойчатость, которая так
£SO
Молекул яр ные количества.
И al fm С о№ k с|Д» н ।
121 22 11 30 7 0,31 0,52 । 0,73 1,14 Диабаз (Левен, Мад- рас)
116 Л 41,5 27 10,5 0,22 0,45 0/4 — Зеленый сланец (Рё- тён, Швеция)
ИЗ 22 41,5 26 10,5 0,18 0,52 0,62 3,89 Амфиболит (Шварц- вальд) Эклогит(Эйбисвальд, Штирия)
114 19 44 31,5 5,5 0,03 0,50 0,71 —
92 22 45,5 25,5 7 0,18 0,50 0,5'/ — Эклогит (долина Зульц. Тироль)
К ним также близки i сонтак! ово-ме тамор( (ические пар! шороды, например:
118 20 49 22 9 0,14] 0,42 0,45 —, Плагиоклазе во-гипср- стеиовый роговик (Аарфольд, Хри- стиания)
Кроме ТОГО, уПОМЯ! 1ем по эоды с проис 0 сход хожде] НЫМ X тня: пмизмс ш и разлитого
133 18 55 17 10 0,35 0,44 0,31 Содер. со. Эппдотовый сланец (Вернина) (Эпидот.хлорит, аль- бит, лучистый ка- мень, руда, каль- цит, акцессорп. ми- нералы)
123 15,5 59,5 17,5 7,5 0,19 0,60 0,30 Амфиболит (Айроле) (Рог. обманки, аль- бит, биотит, кварц, эпидот, хлорит, ак- дессорн. минерал.)
116 25,5 49 16 9,5 0,08 0,58 0,33 Эпидото - хлорито- альбитовый гнейс (долина Баш.е, Вал- лис)
120 23 49,5 18 9,5 0,32 0,45 0,36 Амфиболит (Пиора) (Рог. обманки, оли- гоклаз, кварц, эпи- дот. биотит)
характерна для филлитов. Аллотигенные кварцевые зернышки
глины растут в филлите дальше. При содействии существующих
полевошпатовых частичек глина может перейти в тонкочешуй-
чатый серицит, чешуйки которого придают плоскостям сланцева-
тости филлита типичный шелковый блеск. Кроме того, совершенно
таким же путем могут образоваться хлоритовые чешуйки. Подоб-
ного рода постепенный переход глины через стадию глинистых
сланцев в серицитовый филлит и серицитсвый сланец наблюдается
всюду очень часто и много раз был описан. В случае особого
богатства глиноземом и FeO часто возникает хлоритоид (сисмондин).
Образуются хлорптоидовые филлиты или хлоритоидовые сланцы.
Если образовавшйся филлит будет перемещен в мезозону,- то
261
существующие там благоприятные для кристаллизации условия
сказываются прежде всего на росте отдельных компонентов за счет
других и в исчезновении части аллотигепных составных частей.
Поэтому серицит будет иметь больший размер чешуек (грубочешуй-
чатый) и таким образом переходит в мусковит. Многие прежние
мутные (загрязненные) кварцевые зерна растворяются и опять вы-
деляются в впде чистого кварцевого вещества вокруг остающихся
зерен кварца. Имеющийся налицо хлорит делается неустойчивым и
превращается в бпотит. Катакластические следы в общем отсут-
ствуют. Прежняя, ранее образовавшаяся плойчатость остается нена-
рушенной п во вновь образованных компонентах. Преобразование
всюду происходит путем перекристаллизации. Филлит превращается
в слюдяной сланец—процесс, который часто можно хорошо просле-
дить в краевых зонах кристаллических центральных Альп. Если
подниматься по поперечным долинам в более высокогорные части,
то особенно ясно замечается, как филлит всюду становится более
грубочешуйчатым и на плоскостях сланцеватости мусковит и биотит
все отчетливее формируются в виде отдельных листочков. При из-
бытке глинозема часто образуются альмандин, ставролит или дпстен.
Если наш слюдяной сланец переместится в катазону, или если,
например, глинистый сланец контактно метаморфизуется, то прежде
всего возникают новообразования полевого шпата. Мусковит перехо-
дит под влиянием высокой температуры в ортоклаз, который нередко
сопровождается безводным глиноземистым силикатом (силлимани-
том, а также андалузитом), а иногда также гранатом или кордие-
ритом. Чешуйки биотита сохраняются, но размер их увеличивается
Кристаллизационная сланцеватость при этих новообразованиях
соответственно условиям наиболее глубоких зон проявляется не-
сколько менее отчетливо, чем при развитии слюдяного сланца в сред-
ней зоне. Такими осадочного происхождения гнейсами или рогови-
ками являются многие гнейсы Альп, Шварцвальда, Рудных гор
Богемского леса, Скандинавии, Канады и т. д., которые принад-
лежат к наиболее древним осадочным формациям, а также многие
породы наиболее внутренних контактных зон.
Химическая аналогия дериватов глин трех зон явствует из
следующих анализов:
Слаиц. глина (Ревель, Эст- ляндия) Филлит (Пен- внг, Саксония) Слюд, сланец (Мунциг у Мей- сеина) Гнейс (Обер- вольфах, Шварцвальд)
SiO2 60,40 64,87 66,21 64,44
TiO2 . — 1,83 —— 1,70 18,18
18,68 18,37 18,60
Fe2Os 7,16 0,84 —
FeO.. • — 5,37 5,34 6,24
GaO.. . . . . • 0,43 0,62 0,41 0.07
MgO 2,89 2,22 1,24 2,98
K2O 4,70 8,01 3,80 3,19
Na,0 0,21 — 2,16 0,46
ЩО 6,04 4,20 2,04 2.10
Главные составные части 99,41 101,33 Серпцнт1 Хлорпт > Кварц J 99,83 Мусковит Бпотпт Кварц 99,90 Слюда Полев.шпат Спллпманпт Кварц
SS2
Si al fm c alk к mg c'fm
232 43 38,5 1,5 17 0,56 0,30 0,04 Глинистый сланец (Вермонт, Сев.-Амер. Соед. Штаты), кварц, серицит, хлорит, руды, акцессорные минералы, глинистые вещества
213 49 36,5 1,5 13 0,88 0,21 0,04 Красный серйпито-хлориговый филлит (Гарвера, Грау- бюнден), кварц, серицит, хлорит, гематит
220 46,5 36 1,5 16 0,67 0,28 0,05 Гранатовый филлит (область Ставангер, Норвегия), кварц, мусковит, хлорит, альбит, гранат, акцессорные ми- нералы
219 42 39 3 16 0,56 0,42 0,07 Кордиеритовый роговик (Гарц), кварц, кордиерит, био- тит, ромбический авгит, акцессорные минералы
329 40 40 3 17 0,b3 0,44 0,08 Глинистый сланец (Вермонт, Сев.-Амор. Соед. Штаты) (как сланец, имеющий si = 2311).
816 38 36 8 18 0,72 0,38 0,22 Хлоритоидно-ставролитовый кварцит (Люкманье, Грау- бюнден), кварц, биотит, ставролит, хлоритоид, немного серицита, акц ссорные минералы
317 42 40 2 16 0,71 0,42 0,05 ЭккерскиЙ гнейс (Гарц), полевые шпаты, кварц, слюда, (кордиерит, акцессорные минералы)
*93
si al fm c «77; ll ™g Clflll
188 189 48,5 45 38 40 3,э 10 0,61 0,28 0,09 Хлоритондовый филлит (Бриг, Валлис), кварц, хлори- тоид, серицит, акцессорные минералы Хлоритондовый филлит (Сев. Корнуэльс)
1 14 0,64 0,46 0,03
188 46 36 7 11 0,71 0,45 0.18 Андалузито-кордиеритовый роговик (Рпкан), кварц, по- левой шпат, слюда, андалузит, кордиерит, акцессорные мн-
пералы
211 31,5 6 15 0.60 0,39 0,19 Серицитовый филлит (Симплонский тоннель)
205 231 38 47 42 34 5 15 16 0,64 0,71 0,26 0,32 0,13 Двуслюдяпой сланец (Тремола), кварц, биотит, муско- вит, акцессорные минералы Кварцево-мусковито-хлоритовый филлит (Ставангер,
3 0,09 Норвегия), кварц, мусковит, хлорит, альбит, акцессорные минералы
230
41 36 35,5 42 7 16,5 14 0,60 0,67 0,32 0,41 0,12 Кварцевый двуслюдяной гранатовый фи тлит, (Бру, Ста- вангер), кварц, мусковит, биотит, олигоклаз, альбит, хло- рит, гранат, акцессорные минералы
203
8 0,19 Плагиоклазо-кордиеритовый роговик (Колаае, Христиа- ния), кварц, полевые шпаты, биотит, кордиерит, акцессор- ные минералы
— -
152 46 , 32 6,5 15,5 0,58 0,28 0,21 Сисмондиновый филлит (долина Банье, Валлис), сери-
164 30 16 0,60 0,33 цит, сисмоидин, хлорит, кварц, магиетит (i гранат и акцес- сорные минералы)
46 50 8 0,26 Гранатовый роговик (Валлис), гранат, кварц, мусковит, биотит, акцессорные минералы, немного кальцита Шпинелево-кордиеритовый роговик (Гарц), шпинель,
158 33,5 13 0,73 0,33
3,5 0,11
кордиерит, полевой шиат, акцессорные минералы (.’ андалу- зит)
Кроме того, выше сопоставлены молекулярные значения хими-
чески сходных пород различной метаморфизации (см. таблицы на
стр. 263—264).
Как по анализу, так п микро-
скопическому составу (измерение
с помощью окуляр-микрометра) можно
высчитать процентный минералогиче-
ский состав. Для примера возьмем
кварцево - мусковите - биотито-гранато-
вый филлит из Бру, в местности
Ставангер (Норвегия), в котором био-
тит при выделении рутила кажется
несколько хлоритизированным,и имею-
щийся налицо немного цоизитизиро-
ванный плагиоклаз определен как
олигоклаз - альбит (Ан10 АЬ£Ю), пирит
SiO.> .. . .
тю;.. . .
A12O, .
FfigOa . .
FeO . . . .
MnO . . .
MgO . . .
CaO . . .
Na2O .
K,0 .
рД.
s.........
H.,0 — 10a°
IkO-HOo0
60,02
0,80
18,50
1,32
5,65
0,07
2 42
1,66
1,81
4,02
0,08
0,05
0,17
2,92
100,09
и апатит, как акцессорные минералы,
встречаются в виде очень небольшого количества (см. V. М. Gold-
schmidt. .Jnjektionsmetamorphose im Stavangergebiet11, S. 70—72).
20е
Плотность —ь-==2,83«.
4
Кроме того, были сделаны следующие анализы и пересчеты:
Гранат (Бру) Клиноцоизит (Гослереавд) 1 Биотит (бысчн- чанный Бру)
SiO, ... ... 37,03 39,06 35,1
TiO, . . . 0,34 3,9
А1Д. 19,61 32.57 16,5
FeJ), . 1,43 1,68 5,3
Feb 34,34 0,29 15,6
MnO 12,28 Следы —
MgO 0,83 — 8,1
CaO. 4,23 24,53 —
Na.,0 —. — 1.5
K,0 ........ . —_ 8,7
ФО — 2,01 5,1
100,00 100,14 99,8
Фосфорная кислота считается за апатит, сера за пирит, О,2О°/о
ТЮ2 за рутил (сагенит в диафторитовом хлорите), затем количество
альбит-олигоклаза принимается примерно за 15% в массе породы,
количество граната вышеупомянутого состава равно 1,5°/о; остаток
СаО идет в счет клиноцоизита. Мусковит можно считать равным
23%, количество вторичного хлорита 1О°/о. Затем получается оста-
ток, который идет в счет биотита и кварца. При этом биотит при-
нимается равным 15%, таким образом получается для него выше-
1 Е. Weinsclienk, Zeitschr. f. Kristallogr., S. 166.
265
приведенный состав, который хорошо сходится с составом биотита
из биотитового гранита и тоналита.
Следующая схема дает понятие о пересчете (см. табл, на стр. 263).
Данные пересчета хорошо сходятся с микроскопическими опре-
делениями. Пересчет можно проверить, высчитывая плотность
породы кз плотности отдельных минералов.
% Минералы Уд. вес Объем
30,00 Кварц 2,6495 0,11323
15,00 Альбит-олигоклаз (Ап10) 2,637 0,05688
23,00 Мусковит 2,85 0,08070
10,00 Хлорит 2,991 0,03343
15,00 Биотит .... 3,05 0,04918
4,93 Клиноцоизит 3,37 0,01463
1,50 Гранат 4,16 0,00362
0,20 Рутил 4,25 0,00047
0,20 Апатит .... 3,22 0,00062
0,10 Пирит 5,18 0,00019
99,93 Сумма равна удельному объему С,35296
породы
Пересчитано на 100% 0,35321
Из этого следует, что высчитанная плотность породы рав-
няется 2,831.
Путь, по которому преобразуются минералы при переходе из
одного вида породы в другой или из одной зоны в другую, различен.
Новый компонент может быть пеевдоморфнообразным, следова-
тельно, более или менее отчетливо сохранять форму первоначаль-
ного компонента и заступать его место. Прекраснейшие псевдо-
морфозы образуются при незначительном давленип, а также при
сильном гидростатическом давлении. Напротив, сильное односторон-
нее давление, вследствие его стремления к изменению формы,
является здесь задерживающим моментом. В качестве примера
служит переход авгита в роговую обманку (уралитизация), роговой
обманки в биотит, граната в эпидот, основного плагиоклаза в аль-
битовый плагиоклаз.
На всех глубинах очень часто имеется паразитное преобразование,
т. е. внутри первоначальных минералов возникают то без всякой
ориентировки, то ориентированные новообразования других компо-
нентов. Сюда принадлежат многие переходы ортоклаза в серицит
(см. фиг. 101), плагиоклаза в соссюрит, граната в половой шпат,
роговой обманки или в хлорит или в эпидот, диаллага в гранат
и везувиан и т. д.
Наконец, способ преобразования может также быть элейтеромрф-
ным (eleutheromorph), т. е. новообразование по своей форме совер-
шенно не связано с формой первоначального минерала. Этот способ
преобразования проявляется в интенсивнейшей перекристаллизации.
Он господствует главным образом в областях метасоматического
метаморфизма и может возникнуть путем отложения вещества на
23В
% Минералы SiOj TiO, AlsOj Fe._O, FeO MnO MgO CaO Na3O KSO P.O, s H3O
0,20 Апатит __ 0,11 — — 0,08 —
0,10 — -Г — — 0,07 —— — — — 0,05 —
0,20 — 0,20
15,00 Аль бит-олигоклаз 9,92 — 3,18 — — — — 0,32 1,58 — — — —
1,50 Гранат 0,52 о,и 0,32 0,04 0,45 0,07 0,04 — — — — — —
4,93 Клиноцоизит 1,92 — 1,61 0,0 J 0,01 — — 1,19 — — — 0,10
23,00 Мусковит 1 10,41 — 8,84 — — — — — — 2,71, — — 1,04
10,00 Хлорит 2,57 — 2,07 0,40 2,78 — 1,17 — — — — — 1,01
15,00 Биотит 5,57 0,58 2,48 0,79 2,34 — 1,21 —1 0,23 1,31 — — 0,77
30,00 30,00 1
99,93 60,91 0,80 18,50 1,32 5,65 0,07 2,42 1,62 1,81 4,02 0,08 0,05 2,92
1 Для совершенно точного пересчета следует также принимать во внимание некоторое количество Na.2O.
267
прежних зернах, путем совершенной перекристаллизации и путем
химического взаимодействия иескольких компонентов. Сюда отно-
сится большая часть минералов совершенно перекристаллизованных
пород. Почти каждый их компонент может служить в качестве при-
мера.
Остатки компонентов первоначальной породы, которая продол-
жает сохраняться в ходе метаморфизма, удобно называть рели-
ктами. По характеру первоначальных пород,"следовательно, должны
иметься осадочные реликты и реликты изверженного характера,
которые как первичные реликты можно противопоставлять тем
реликтам, которые продолжают сохраняться при переходе метамор-
фической породы из одной зоны в другую и которые следует
называть вторичны ни реликтами Дпаллаг первоначально габбро-
вой породы, который продолжает сохраняться, является первичным
реликтом (изверженного характера) среди омфацитов вновь образо-
ванного эклогита. Омфацит эклогита, продолжающий сохраняться
при переходе в среднюю зону, является вторичным реликтом среди
роговых обмапок вновь возникшего амфиболита.
Преобразование пород в общем происходит очень медленно
при перемещении их из одной зоны в другую. Иначе минеральные
компоненты, характерные для ката- и мезозоны, никогда не смогли
бы попасть в область, доступную для нашего изучения. Силикато-
вые компоненты пород неособенно чувствительны по отноше-
нию к изменениям давления и температуры, и раз достигнутое
равновесие быстро не исчезает, несмотря на изменение приве-
денных факторов. Особенно в породах, которые образование
в области более высокой температуры и давления, встречаются
черты этого первоначального характера, если эти породы попадают
в область более низких температур. Таким образом, можно еще
отчетливо распознать прежние состояния многих, преимущественно
механически деформированных, гранитов эпизоны, так же как
и многих амфиболитов с эпидотизпрованными плагиоклазами и хло-
ритизированными роговыми обманками в этой же самой зоне (то
в реликтах плагиоклазов и роговых обманок, то в похожих на
псевдоморфозы новообразованиях).
Как и всюду в природе, между отдельными группами пород
имеются переходные породы, которые их объединяют; мы же только
по необходимости принуждены подразделять, в целях удобства
обозрения и понимания.
- —-
ГЛАВА СЕДЬМАЯ.
СТРУКТУРА МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД.
В петрографии обычно понятия „структура“ и „текстура" нс
отделяются, так что оба названия почти принимаются за синонимы,
но нередко также их и разделяют. В таком случае под структурой
понимают сложение породы в смысле развития формы и относитель-
ных величин составных частей; структура особенно обусловлена
порядком процессов минералообразования, во времени; на ряду с этим
2G8
текстуру понимают как стерео метрическое сложение, вызванное опре-
деленным пространственным расположением составных частей.
Определение этих понятий в особенности оправдывается тогда,
когда структура и текстура обязаны своим возникновением раз-
личным генетическим отношениям, а это случается часто.
Структуры вависят от присутствия или отсутствия последователь-
ности в выделении и обусловлены особым вещественным комплексом,
из которого образовалась порода (жидкий расплав или водный
раствор, перекристаллизация в твердом состоянии). Структура
является функцией химического состава породы и господствующих
во время ее образования температуры, давления и времени, а
также зависит от так называемой силы кристаллизации, способ-
ности к кристаллизации и скорости кристаллизации образующихся
минералов.
Текстуры менее тесно связаны с вещественной сущностью по-
роды, а зависят большею частью от внешних условий. Так, напри-
мер, в метаморфических породах направление и относительная
величина дифференциального давления, действующего во время
образования породы, вызывают преимущественно характерные
для метаморфических пород текстуры. Но благодаря этому же
давлению образуются раздробленные формы составных частей,
вследствие чего процессы, обусловливающие структуру и текстуру,
не всегда строго можно отделить. Все же в общем существует
независимый генезис обоих явлений, и можно указать отдельно
структуру и текстуру каждой породы. Поэтому подразделение их
обосновано и играет существенную роль в описании пород.
Рассмотрим сначала структуры. Относительно изверженных по-
род было указано, как их типичные структуры вызваны главным
образом определенной последовательностью в выделении, изменчи-
востью в скорости кристаллизации и способности кристаллизации,
а также всевозможными реакциями в течение застывания. Одновре-
менное эвтектическое насыщение всей магмы вызывает структуру,
для которой характерно ограничение в развитии форм всех составных
частей. Между этими структурами и структурами метаморфиче-
ских пород поэтому существует некоторое сходство, так как при
перекристаллизации, при которой тело породы как целое, остается
твердым, должно происходить подобное же ограничение в развитии
форм, и оно будет еще более значительно. Но постепенное пре-
образование, которому способствуют в большинстве, случаев опре-
деленные температура и давление, действующие в капиллярах,
и, может быть, отчасти также интрамолекулярно присутствующий
растворитель, а также способ давления могут влиять на форму
новообразований; самая выкристаллизация из расплава при одно-
временном застывании всех составных частей является таким раз-
нообразным процессом, что образующаяся в результате структура
должна выразиться несколько иначе. Все же можно провести опре-
деленную аналогию в тех случаях, когда при метаморфизме из
старых минералов развиваются новые; нередко наблюдаются также
явления, которые доказывают сходство с структурами преобразо-
вания и резорпционными и реакционными каемками в извержен-
ных породах. В таком случае необходимо самым тщательным изу-
чением стараться отыскать разницу. Если научный термин должен
18 Грубенман и Ниггли.
269
выражать сущность изучаемых веществ, то и структуре мета-
морфических пород следует давать собственное название. Для этого
было предложено наименование кристаллобластическая структура
(от pkaaieiv — расти, пускать ростки), которое должно дать картину
процесса перекристаллизации, существенно состоящего в отложе-
нии вещества на старых и вновь образованных зернах. Формы,
которые при этом возникают, образуются при постоянной простран-
ственной и вещественной конкуренции и в соприкосновении с со-
если у соответ-
седними индивидуумами, и только в том случае,
ствующих веществ
имеется особая боль-
шая склонность к раз-
витию собственной
формы или имеются
налицо особенно бла-
гоприятствующие ус-
ловия для образования,
они принимают свою
индивидуальную фор-
му развития (см. фиг.
74).
Кристаллобластиче-
ская структура хара-
ктеризуется главным об-
разом следующими при-
знаками-.
I. У всех составных
частей часто отсут-
ствует хорошее разви-
тие форм кристаллов,
там каждое зерно со-
Фмг. 74. Типичная нзясталлобластическая структура, прикасается с СОСед-
Гкейс, Мадро, Миссис. X никели. Увел. 12. ним и находится в
борьбе с последним за
обладание пространством, поэтому образуются линзообразные,
округленные или сильно изрезанные формы. Особая форма минералов
часто только намекает на то, что минерал к ней „стремится*
(подобно тому, как это бывает и в простых кристаллических ми-
неральных аггрегатах). Так, кварц, а также гранат обычно при
возникновении наблюдаются в округлых зернышках, даже в усло-
виях определенно выраженного одностороннего давления. Роговые
обманки, а часто также авгит, если они встречаются совершенно
без кристаллографических очертаний, все же всегда вытянуты,
так что призматический облик имеет стремление проявиться.
При этом обнаруживается, что определенные минералы во всех
породах и при всех условиях образования достигают более высо-
кой степени развития формы, чем другие минералы. Отдельные
незначительной величины минералы образуются в виде совершенно
ограненных кристаллов, у иных возникают только некоторые, но
постоянно повторяющиеся кристаллографические грани, тогда как
другие не имеют хороших кристаллографических очертаний.
Указанные здесь взаимоотношения должны также иметь зна-
270
чение при наименовании. Хорошо кристаллографически развитые
составные части метаморфических пород поэтому можно- называть
по аналогии с идиоморфными индивидуумами изверженных пород
идиобластами, Напротив, плохо ограненные минералы той же породы
ксенобластами, аналогично ксеноморфным составным частим мас-
сивных пород. Определенные минералы, как гранат, рутил, титанит,
как правило, имеют хорошее кристаллографическое огранение,
тогда как у других повсюду развиты только некоторые грани
(например, роговые обманки, слюды), между тем как большая
часть, подобно кварцу и кальциту, в большинстве случаев не обла-
дает никакими кристаллографическими очертаниями. Таким обра-
зом можно установить кристаллобластический ряд, в котором каж-
дый член по отношению к последующему является идиобластиче-
ским, т. е. обладает своей собственной формой.
Причину этого явления относят к большей или меньшей силе
кристаллизации отдельных минеральных видов. Составные части
с большей кристаллизационной силой могут успешно бороться
за пространство для своих собственных форм, они в состоянии
вытеснять другие молекулы или комплексы молекул. Относительно
характера этой силы кристаллизации и по настоящее время нет
удовлетворительного объяснения. Бекке говорит по этому поводу:
„Что здесь называется силой кристаллизации, для этого будет,
вероятно, найдено точное выражение при более детальном и глубо-
ком изучении". Леман (О.Lehmann') видит в силе кристаллизации
удерживающую и одновременно направляющую силу (молекуляр-
ная направляющая сила), которой он приписывает способность
выполнять значительную механическую работу, что, впрочем, было
уже известно Лавалю и Бунзену. Анд ре приводит ряд
поучительных примеров о давлении растущих кристаллов, что
отчетливо доказывают случаи, при которых вполне образованные
кристаллы находятся взвешенными в какой-нибудь твердой среде.
Это отчетливо явствует, когда минералы погружены в осадочные
породы, как, например, относительно часто встречающиеся в гли-
нах прозрачные кристаллы гипса, сама прозрачность которых
доказывает, что глина во время их роста была оттеснена в стороны.
За это же говорят заключенные в глинах пирит и марказит. Сюда
также принадлежат находящиеся в медном колчедане кристаллы
пирита рудных жил в Гарце, в которых пирит, вероятно, воз-
ник позже, чем медный колчедаи. При вытеснении вещества
может, пожалуй, играть роль очищающее действие перекристалли-
зации. Так, Беккенкамп (J. Beckenkamp) наблюдал, что при
переходе плотного раковистого известняка в грубокристаллический
удаляется углистый и железистый пигмент и скапливается в крае-
вых частях зерен. Также были констатированы разрывы, расслоен-
ность и даже сланцеватость прилегающих пород благодаря давле-
нию роста.
В последнее время вопрос о сущности и значении силы кристал-
лизации изучался особенно Беккером и Дэй, Брунсом и
Мекленбургом, а также Т а б е р о м. Опыты показали, что кри-
сталл, лежащий на гладкой плоскости, в насыщенном растворе
может расти, поднимая значительный положенный на кристалл
груз, при чем внешние его ребра непрерывно стремятся разрастаться
18*
271
вниз. Возникает своеобразное утолщение, но рост происходит лишь
тогда, когда в растворе одновременно не существует никаких
ненагруженных зародышей. В первую очередь растут последние,
и только если они отсутствуют, то большая часть работы будет
направлена на преодоление нагрузки.
Объясняется это явление, повидимому, следующим образом.
Между кристаллом и основанием следует предполагать тонкий
слой раствора, обусловленный адсорпцией и капиллярностью.
Ребра кристалла, как линии пересечения двух относительно ме-
дленно растущих плоскостей, представляют места, в которых
особенно выявляется ненасыщенный характер внешних слоев кри-
сталла.
Поэтому здесь из раствора будут выбираться необходимые
для кристаллизации составные части при постоянном обновлении
адсорпционного слоя, и стремление к росту будет столь велико,
что должна проделываться значительная работа. Все же эта
работа будет выполняться только в том случае, когда у не-
нагруженных зародышей не имеется других возможностей роста.
Весьма возможно, что соответственно различному структурному
строению кристаллов при одинаковых внешних условиях разные
минералы ведут себя различно, так как в нормальных условиях,
как предполагал Ретжерс (Retgers), свойственны различные „наи-
большие величины". Стремление к собственной форме, можно
думать, таково, что кристаллическим видам с большей силой
кристаллизации свойственна способность отодвигать прилегающие
минералы и таким путем образовывать нормальные плоскости
огранения. Но отношения, пожалуй, будут еще более сложными.
Из опытов Беккера, Дэй и Табера следует, что в первую
очередь растут зародыши, для роста которых требуется наимень-
шая затрата энергии. Поэтому, если существует много зародышей
в породе, находящейся в условиях одностороннего давления, бу-
дут расти попеременно те, которые в данный момент находятся
в условиях наименьшего давления. Из этого следует, что лучше
всего образованные кристаллы почти всегда представляют ново-
образования, которые возникли местами, и для которых не суще-
ствовало большого числа зародышей. Мюгге (О. Miigge) обратил
внимание, что пересыщение действует в подобном же роде. Пере-
сыщения, ведущие к ускоренному росту, возможны лишь в том
случае, если отсутствуют зародыши. Рост после уничтожения
последних может, однако, происходить настолько быстро, что чуждые
составные части будут просто заключены внутри. В таком слу-
чае образуется так называемая ситовидная структура (фиг. 75,
контактовый гпейс), или тонкая пигментация. При таком образовании
больших, хорошо ограненных кристаллов в перекристаллизовав-
шихся под влиянием одностороннего давления породах следует
принимать в расчет также и другие факторы. Новообразования
вносят разнообразие в породу. Появляются дифференциальные
односторонние давления, которые часто влекут за собой только
мгновенное отставание в росте остальных компонентов породы.
В таком случае происходит рост в направлении тонкого слоя
раствора, а следовательно, и развитие формы. Наконец, мы должны
иметь в виду, что во многих случаях можно встретить определен-
27г
ную последовательность минеральных новообразований, которые
также отражают развитие форм.
Из всех названных факторов некоторые имеют местное значе-
ние, другие — для большой области. В действительности, полу-
чается нечто подобное структуре изверженных пород. Если сопо-
ставить кристаллобластические ряды различных пород, то увидим,
что они часто говорят о том, что все-таки можно выявить общую
Фкг. 75. Ситовидная структура. Кон-
тактовый бяотитовый гнейс. Теосин.Хни-
коли. Увел. 25.
последовательность, вероятно, имеющую значение не для всех
случаев. По до сих пор сделанным наблюдениям и опытным дан-
ным кристаллобластический ряд представляется следующим: тита-
нит, рутил, железный блеск, гранат, турмалин, ставролит, дистен,
эпидот, цоизит, пироксен, рого-
вая обманка — брейнерит, доло-
мит, альбит, слюда, хлорит,
тальк — кальцит — кварц, пла-
гиоклаз — ортоклаз, микроклин.
В этом ряде наилучшей формой
огранения обладает титанит,
а наихудшей—микроклин. Встре-
чаются исключения из этой по-
следовательности; кроме того,
наблюдается обратная последо-
вательность в ряде, связанная
с особыми условиями образова-
ния составных частей, в опре-
деленных типах пород. Так, на-
пример, приведенный на первом
месте титанит в некоторых ам-
фиболитах и хлоритовых слан-
цах, где он образуется при раз-
рушении титанистого железня-
ка, развивается совершенно не
самостоятельно в виде „ободка •титаноморфита"; то же самое про-
исходит и с эпидотом. Гранат, большею частью хорошо образован-
ный в эклогитах катазоны, принимает в мезозоне округлые формы,
вследствие краевых преобразований в роговую обманку. Устано-
вление кристаллобластических рядов при исследованиях всех видов
метаморфизма является благодарной работой, потому что это путь
для познания более глубокой сущности процесса образования
кристаллов.
Приведенный кристаллобластический ряд представляет (с неко-
торыми исключениями) ряд с уменьшающимся удельным весом,
или с увеличивающимся молекулярным объемом. В метасомати-
чески образованных месторождениях минералов обнаруживается
также индивидуальное развитие форм. Линдгрен, например,
дает следующую кристаллобластическую последовательность:
рутил, турмалин, мышьяковый колчедан, пирит, магнетит, барит,
флюорит, эпидот, пироксен, амфибол, сидерит, доломит, альбит,
слюда, свинцовый блеск, цинковая обманка, кальцит, кварц, орто-
клаз. Но здесь вместе с тем отражается в структуре последова-
тельность привноси чуждых веществ, так что часто можно конста-
тировать нарушение нормальной последовательности.
278
2. Если встречаются грани в минералах метаморфических
пород, то они всегда принадлежат к наипростейшим часто
встречающимся формам. Речь идет здесь о плоскостях, которые
физически обозначаются приблизительно как плоскости спайности.
Богатые гранями кристаллы никогда не наблюдались. Следова-
тельно, там где встречаются развитые формы кристалла, наблю-
даются медленно растущие, в известной степени наиболее устой-
чивые грани. Образующиеся в ходе метаморфического процесса
плоскости будут постоянно замещаться наиболее простыми. С другой
стороны, почти совершенно отсутствуют скелеты кристаллов, кото-
рые возникают вследствие особенно быстрого роста ребер и углов
при очень большой скорости кристаллизации. У некоторых мине-
ралов развиваются хорошо только известные грани. Так, у слюд
и родственных им хлоритов развивается всегда (001), тогда как
края пластинок обычно извилисты или лапчаты, даже часто
выглядят совершенно растрепанными. Роговые обманки образуют
призму спайности (110), иногда также (010), дистен (100) и (010),
рутил — призму, гранат (110), карбонат —ромбоэдр и т. д. Плоско-
сти спайности из всех плоскостей кристалла,. повидимому, часто
обладают наименьшей поверхностной энергией, а также наиболее
устойчивым внешним строением, поэтому они появляются чаще
всего.
Наконец, можно еще сослаться на то, что двойники в перекри-
сталлизованных породах встречаются в общем реже, чем в мас-
сивных породах. Исключение представляют сильно сжатые мета-
морфические породы, в них часто развиваются двойники давления.
Может быть, это имеет значение для определенных гнейсов, содержа-
щих в большом количестве микроклин, и для отдельных эклогитов,
пироксены которых имеют сходную с плагиоклазом пластннчатность.
Хрупкие слюды почти всегда также раздвойникованы. Зато отно-
сительная редкость образования двойников в альбите метамор-
фических пород представляет хорошо известный факт каждому,
кто изучал горные породы под микроскопом. Двойники в роговых
обманках, эпидотах, слюдах и хлоритах встречаются в метаморфи-
ческих породах реже. Это, согласно Мюгге, можно объяснить
медленностью образования минералов в названных породах, тогда
как двойники преимущественно возникают при быстрой или нару-
шенной кристаллизации.
3. Один из наиболее характерных признаков кристаллобла-
стической структуры связан с включениями. В то время как
в массивных породах включения образуют только хорошо огранен-
ные зародыши кристаллизации, в метаморфических породах каж-
дая составная часть может включать другую, что свидетельствует
об одновременном происхождении всех составных частей. Тела,
которые еще более увеличиваются в размерах, благодаря обиль-
ному привнесу материала обволакивают, пока не начнут отодви-
гать в сторону, те небольшие лежащие на их пути зерна, которые,
может быть, начинали растворяться или остановились в росте.
Эти последние часто развиты кристаллографически лучше, чем
минералы, в которые они включены, или чем другие большие тела
их типа, которые не наблюдаются в виде включений. Так, напри-
мер, в эклогитах рутил, заключенный в большом количестве
874
в гранате, представляет, как правило, прекрасные тетрагональные
столбики. Напротив, более крупные самостоятельные индивидуумы
имеют неправильные угловатые формы. В этих же самых породах
небольшие гранаты, заключенные в омфаците, большею частью
представляют отчетливые ромбододекаэдры, тогда как вкраплен-
никоподобные тела обладают гораздо менее отчетливыми кристал-
лографическими формами. Небольшие кристаллы, очевидно, легче
проявляют идиопластичность, чем большие. В подразделении вклю-
чений очень часто обнаруживается определенная закономерность.
Часто они распределены по пирамидам нарастания и именно таким
образом, что в одних зонах они почти совершенно отсутствуют,
в других присутствуют в большом количестве. Очень часто они ска-
пливаются то в центре, то в краевых частях. Первое, как закономер-
ное явление, наблюдается в гранатах эклогитов и родственных пород,
их центры почти нацело пронизаны рутилом и мелкими авгитами.
Нередко включения также отмечают границу между старым ядром
и вновь отложенным веществом. В сильно сланцеватых породах
включения охотно располагаются по текстурным плоскостям
и именно таким образом, что большие вкрапленникоподобные ком-
поненты, которые по форме и положению независимы от плоско-
стей сланцеватости, будут образовывать своими включениями
полосы, которые следуют плоскостям сланцеватости. Если такие
породы плойчаты, то плойчатость отмечают те минералы, у которых
видны включения. Это явление часто можно наблюдать у граната
в филлитах, у роговых обманок, в сланцеватых амфиболитах, а
также в биотитах и других минералах.
Исходя из наблюдений и принимая во .внимание характер
образования метаморфических пород, можно сказать, что каждый
минерал может находиться в виде включения в каком-нибудь
другом — это указывает, что не существует определенной кристал-
лизационной последовательности. Но в одной и топ же породе
может вариировать характер включений, что говорит об одновре-
менном образовании минералов. Однзко имеются многочисленные
исключения. Метаморфизм представляет продолжительный процесс
с определенной сменой физико-химических условий и, следова-
тельно, новообразований. Кроме того, и другие факторы могут
препятствовать определенным отношениям включений.
Гольдшмидт в своем прекрасном псследовании контактовых
пород района Христиании приводит, например, последовательность
в выделении составных частей, которую он наблюдал в этих породах,
и оказывается, что некоторые составные части встречаются только
как включающие минералы, другие только как включения.
В богатых кварцем роговиках кварц и биотит, а также отчасти
ортоклаз ситовидно пронизаны плагиоклазом, а последний,
в свою очередь, заключает в себе только иголочки апатита.
В некоторых гранатовых и пироксеновых роговиках первый
минерал постоянно является включающим, последний включением.
Подобное наблюдается и в других метаморфических породах.
Например, в некоторых эклогитах рутил встречается в виде
единственного включения граната, омфацит почти свободен
от включений, из этих двух главных составных частей только
гранат заключает пироксен. Во многих филлитах только вкраплен-
275
никоподобные минералы совершенно пронизаны составными ча-
стями основной массы, но при этом та или другая из составных
частей могут постоянно отсутствовать. Так, Ниггли наблюдал,
что в некоторых хлоритоидовых филлитах зоны Тавеч-Надельс
(Граубюнден) встречающаяся в виде вкрапленников хрупкая слюда
заключает в себе все минералы основной массы, исключая серицита.
В некоторых сходных случаях в местах возникновения нового
минерала не могли сохраниться определенные минералы основной
массы, потому что их вещество было использовано новообразо-
ванием.
Последовательность бывает определенной только в метасомати-
ческих метаморфических породах. В пневматолитическом кон-
такте очень часто происходил привнос вещества Si и А1, а также
Fe, Bi, Zn, Pb и Си при изменении температуры в направлении от
высоких к более низким, что заметно в последовательности обра-
зований. За перимагматическим метасоматическим процессом сле-
дует также нередко более поздняя апомагматическая стадия
и придает общему ходу метаморфизма определенную тенденцию.
Наконец, также имеются образования „диафторических процессов",
которые непосредственно примыкают к главному метаморфизму,
и отчетливо распознаются как более молодые.
4. Зональная структура представляет в большинстве метамор-
фических пород более редкую и менее выраженную закономерность,
чем в массивных породах. Исключение из этого представляет до
известной степени плагиоклаз. В магматических породах, как
известно, в ядре преобладает более трудноплавкая анортитовая
часть, тогда как в- зонах в направлении кнаружи скопляется
более легкоплавкая альбитовая часть. Это удовлетворительно
объясняется законами генезиса смешанных кристаллов: плагио-
клазы принадлежат к I типу застывания (Бакхейс, Розебум)1,
при котором компонент с наивысшей точкой плавления выделяется
раньше всех, тогда как в дальнейшем ходе застывания все время
происходит выделение смесей с более низкими точками плавлений.
У плагиоклазов метаморфических пород в особенности мезо-
и эпизон встречается, как правило, обратная изверженным породам
зональная последовательность — альбит скопляется в ядре, анортит
в оболочке, что часто можно наблюдать в гранито-гнейсах, хлори-
товых сланцах, амфиболитах, гранулитах и т. д. Эту обратную
зональную последовательность плагиоклаза, на которую первый
обратил внимание Бекке, почти называют законом, но при этом
следует заметить, что химические и оптические различия зон менее
значительны, чем в плагиоклазах массивных пород2. Между прочим
Гольдшмидт нашел, что в некоторых альбит-порфиробластовых
сланцах наблюдается нормальная, но плохая зональная структура.
1 Ср. Day, A. and Allen, Е. Т. Isomorphism and thermal Properties of the
Feldspars.
® Объяснение явления следует искать в условиях образования плагио-
клаза кристаллических сланцев. Плагиоклазы выделяются при своем новообразо-
вании в атом классе пород из водных растворов, поэтому возможно, что при-
чина упомянутых фактов лежит в условиях растворимости плагиоклазов. Все
опытные данные говорят о наиболее легком растворении анортита и наиболее
трудном растворении альбита. Промежуточные ступени смесей между этими
276
Амфиболы часто имеют сильно двупреломляющее ядро с не-
значительным волнистым погасанием, что указывает на централь-
ное скопление молекул лучистого камня, но часто край сложен
лучистым камнем, а центр из обыкновенной роговой обманки.
Зональная структура иногда также наблюдается у эпидотов, авги-
тов, главным образом у всех тех минералов, которые представляют
изоморфные смеси нескольких простых молекул. Эта структура
обусловлена изменением вещества в поступающих растворах вслед-
ствие разложения краевых частей или уноса вещества, а также,
пожалуй, взаимодействием с другими соседними компонентами (реак-
ционная каемка) т. е. теми способами происхождения, которые
существующие закономерности делают вполне понятными.
Первый из вышеназванных факторов является решающим в ме-
тасоматически метаморфизованных породах.
5. На ряду с особыми кристаллобластическими формами развития
имеет значение голокристаллическое строение метаморфических по-
род, как еще один из признаков их специфической структуры. Оно
обусловлено, вне всякого сомнения, генезисом этой группы пород,
который связан с перекристаллизацией. В и лившихся содержащих
стекло породах, которые подвергались механическим воздействиям,
постоянно также исчезает некристаллическая часть. Стекла, как
хорошо известно, имеют обыкновение расстекловываться при очень
незначительных изменениях температуры и давления. Исключения,
которые могут иметь место при эпитермальном метасоматозе, объяс-
няются условиями, приближающимися к процессам выветривания.
В таком случае могут происходить коллоидальные выпадения.
6. Наконец, можно еще указать на размер зерна составных
частей как на характерную особенность, которая тоже тесно свя-
зана с генетическими условиями. Механическое преобразование
ведет к уменьшению зерна и придает последним форму обломков.
Перекристаллизация вызывает то же самое, если она происходит
минералами теряют под воздействием растворителей больше анортита, чем
альбита, при чем анортит благодаря противоположным молекулярным условиям
будет несколько труднее растворяться, альбит несколько легче (ср. R. Muller.
Unte'rsuchungen uber die Einwirkung kohlensaurehaltiger Wasser auf einige Mine-
ralien und Gesteine. T. M. P. M., 1877.
— J. Lemberg Zur Kenntnis der Bildung und Umbildung von Silicaten.
— C. D о 11 e r. Einige Versuche uber die Loslichkeit der Mineralien.
— P. J a n n asc h. Uber die Loslichkeit des Labradors von der S. Paulinsei
in Salzsaure. N. J.. 1884, II, 8. 42).
Едва ли можно сомневаться в том, что в породах, превращающихся в метаморфи-
ческие, несмотря на все ограничение, которое получалось вследствие того, что
прп изменении тело породы оставалось твердым, характер растворимости до
известной степени будет влиять на выделение. Поя ому при перекристаллиза-
ции данное зерно плагиоклаза будет сначала охотнее образовываться из труднее
растворимого альбита и только в направлении кнаружи обогащаться легко-
растворимой анортитовой частью. Кроме того, при обмене растворов должно бы
также многократно происходить своего рода выщелачивание первоначального
смешанного кристалла, при чем из находящегося налицо зерна в раствор может
больше переходить анортит, чем альбит. Первый затем может, по Р и к е, опять
перемещаться в места незначительного давления к богатому теперь альбитом
ядру, и таким образом получается та зональность зерна, которая так
часто1 наблюдается в кристаллических сланцах. Небольшое число вон и их
неправильность естественно объясняются стесненными условиями образования,
их химическим различием, незначительной разницей растворимости смесей-
1 G. F. К е m р. Gabbros on the Western Shore of Lake Champlain.
277
за счет того или иного минерала: большие ортоклазы, например
распадутся на аггрегат серицита и кварца, зерна граната на кучки
эпидота и хлорита, омфацит переходит в закономерно прорастаю
щий комплекс из столбиков роговой обманки и плагиоклаза. Крош
того, повидимому, также в начальной стадии перекристаллизации
грубозернистых пород иногда происходит уменьшение зерна. Так
Седерхольм наблюдал в кварцах и полевых шпатах финлянд
ских гранитов перекристаллизацию, которая была связана с рас
падом этих составных частей на аггрегат небольших зерен. Есл1
механическое и химическое преобразования идут рука об руку
то возникает стремление
к равномернозернисто
сти, при чем большие
зерна будут разрушаться
тогда как маленькие пу
тем перекристаллизации
опять вырастают. Интен-
сивная перекристаллиза
ция в общем ведет к уве-
личению размера зерна,
что отчетливее всего вы-
ражено при переходе
филлитов в слюдяные
сланцы и гнейсы, плот-
ных известняков в мра-
моры (собирательная кри-
сталлизация). В этом от-
ношении многое дает се-
рия фотографий шлифов
(фиг. 76, 78) от микро-
кристаллических до мезо-
Фиг. 76. Микрокристаллический известняк.
X никели. Увел. 12.
и микрокристаллических
известняков, заимство-
ванных из работы Гр у-
бенмана о естественных строительных камнях и кровельных
сланцах Швейцарии. Хорошо известную аналогию этого явления
представляет увеличение зерна при кипячении осадков в лабора-
тории, а также переход снега в фирн и лед ледников.
С другой стороны, в роговиках некоторых известковых силика-
тов наблюдается большая незакономерность в форме, величине и
распределении составных частей. Это часто имеет значение в еще
большей мере для контактовых пород пневматолитического про-
исхождения, к которым принадлежат грубокристаллические по-
роды, тогда как в обыкновенных роговиках зерно может быть тон-
ким и плотным (корнубианитовый гнейс), что едва ли встречается
среди других метаморфических пород. Размер зерна позволяет,
впрочем, сделать подразделение кристаллобластических структур.
Если рост всех компонентов происходит равномерно, то в ре-
зультате получаются гомеобластические разновидности структур.
Но если определенные минеральные виды растут скорее, то обра-
зуются гетеробластические структуры. Действительно, среди мета-
морфических пород имеются породы с совершенно одинаковым раз-
378
мерой зерен их компонентов. Но, с другой стороны, господствуют
такие различия в размере зерна, какие едва ли можно наблюдать
в изверженных поро-
дах—одна составная
часть может быть в
сто, даже в несколько
сот раз больше рядом
находящегося компо-
нента другого типа. Го-
меобластические, струк-
туры можно тоже под-
разделить по форме со-
ставных частей сле-
дующим образом:
а) Гранобластиче-
ская (или зернистая)
структура (фиг. 79,80)
выражающаяся в том,
что составные ча-
сти породы, зерна или
аггрегаты зерен имеют
округлые, угловатые
пли извилистые гра-
ницы между собой.
При этом расположе-
ние зерен часто бывает
совершенно беспоря-
дочным, но иногда по-
рода несколько слан-
цев ата. Эклогиты, не-
которые гранулиты и
амфиболиты, большин-
ство кварцитов и кри-
сталлических карбо-
натовых пород, а так-
же большое число
обыкновенных контак-
тово -метаморфических
пород (роговики) гра-
нобластичны. Мозаич-
ная, мостовая (Pflaster-
struktur), сотовая (В:е-
nenwabenstruktur), ро-
говиковая (фиг. 81) и
другие названия упо-
требляются для этой
структуры.
Седерхольм на-
Фиг. 77. Среднекристаллический известняк (мрамор).
Граубюнден. X ниноли. Увел. 12.
Фаг, 78. Грубокристалличесннй мрамор. Тессин.
X ниноли. Увел. 12.
зывает ее циклопипиче-
ской, Ш а л ь х — габброидной (в амфиболитах.) Своеобразную стру-
ктуру начальной стадии контактового развития преимущественно
у глинистых пород, которая особенно заметна в микроскоп, пред-
279
ставляет образование конкреционноподобных узлов. Последние
состоят из того же самого вещества, что и сама порода, только
в них, повидимому, собрано больше углистого пигмента. В даль-
нейшей стадип метаморфизма эти узлы снова пропадают. На их
Фиг. 79. Граиобластичвоная структу-
ра. Среднекальцитовый мрамор. Лаас.
Тироль. X николи. Увел. 13V2.
«8>мг 80. Гранобластическая стру-
ктура. Катабиэтито-ортонлазовый гнейс.
Финляндия. X николи. Увел. 30.
месте или около них могут возникнуть другие узлоподобные или
похожие на снопы скопления минералов, которые состоят из аь-
Фиг. 82. Лепидобластичесиая (чешуй-
чатая) структура. Хлоритовый сланец,
Чиаввнна. Италия. X нииоли. Увел. ЗЗ’/а-
Фиг. 81. Роговиковая структура. Кон-
тактный биотитовый гнвйо. Граубюн-
ден. X николи. Увел. 13*/а.
далузита, кордиерита, биотита или мусковита. Подобного рода
формы приводят к гетеробластическим роговикам.
Ь) Лепидобластическая (чешуйчатая) структура (фиг. 82 и 83),
встречающаяся в сланцах, главные составные части которых пред-
ставлены слюдой, хлоритом, тальком или другими листоватыми
280
минералами, как, например, у некоторых слюдяных и хлоритовых
сланцев и гнейсов.
С) Нематобластическая и фибробластическая (пли волокнистая)
структура (фиг. 84, 85 и 86), при которой порода состоит из пере-
Фиг, 83 Лепидобластическая оснзв-
ная масса в порфиробластической
структуре. Двуслюдяной сланец. Тироль.
X николи. Увел. 25.
Фиг. 34. Нематобластическая (во-
локнистая) структура. Цоизитовый ам-
фиболит. Saualpe. Нернтен. X николи.
Увел. 11.
путанных волокнистых компонентов, например в топких актиноли-
товых сланцах, нефрититах и т. д.
Фиг. 85. Тонконсматобластическая
(волокнистая) структура. Альбитовый
амфиболит. X николи. Увел. 30.
Фкг. 86. Фибробластическая (тонко-
волокнистая) структура. Нефритит.
X николи. Увел. ЗЗ'/г-
По особому характеру взаимных отношений составных частей
можно различать следующие структуры:
а) Пойкгьлобластическая структура (фиг. 87), у* которой более
крупные ксенобластические индивидуумы одной составной части
располагаются так, что образуется грубозернистая основная ткань,
281
в которой вдоль и поперек или также по сланцеватости лежат глав-
ным образом небольшие идиобласты других составных частей имеется
(сходство с пойкилитовой структурой, иногда также с офитовой
структурой изверженных пород). Они свойственны некоторым зе-
леным и глаукофановым сланцам, где основная масса образована
альбитовыми ксенобластами, а включения идиобластическими ро-
говыми обманками и эпидотом. Однако ситовидная (см. стр. 273) и
пойкилобластическая структуры также встречаются в роговиках
контактового метаморфизма.
Ь) Диабластические структурные формы (фиг. 88). Это такие
структуры, при которых отдельные составные части обычно про-
растают друг друга и взаимно проникают в виде стебельков (также
как в эвтектических прорастаниях). При этом наблюдаются в виде
кустообразных разветвлений радиально- или параллельноволокни-
Фиг. ST. Пойкилобластическая стру-
ктура. Эпидото-хлорнтовый сланец. Фи-
онней. Валлис. X никели. Увел. ЗЗ’/а-
Фиг. S3. Диабластичесная стру-
ктура. Амфиболит. Долина Ётца. Ти-
роль. Поляр, свет. Увел. ЗЗ’Д.
стые образования. Кроме того, дпабластическая структура при
кристаллизации в очень суженном участке может распространяться
только в одну сторону. Она развивается также, если происходит
в краевых частях химическое взаимодействие между двумя минера-
лами, В последнем случае, как правило, образуются одна или
несколько радиально-лучистых зон вокруг центра, который предста-
вляет остаток одной из составных частей. В таком случае можно
говорить о келифштовой структуре (фиг. 89) (от хёкиоо; — скорлупа
ореха). Если пронизывающие друг друга минералы такого размера,
что являются оптически определимыми, то структура будет назы-
ваться микродиабластической И криптеЬиабластической (фиг. 90), если
минералы распознаются только при наиболее сильных увеличениях.
Все эти диабластические структуры типичны для амфиболитов,
образующихся из эклогитов. В них омфацит преобразуется в микро-
или криптодпабластпческий комплекс зеленой роговой обманки
и плагиоклаза. При взаимодействии граната с прилегающими
ппроксенами образуются вокруг граната келифитовые зоны, которые
состоят из радиально, стебельчатой роговой обманки и магнетита
2S2
с плагиоклазом в качестве выполняющей массы. Келифитовая
структура представляет структуру так называемых реакционных
каемок (reaction rims) п вследствие реакционного принципа подоб-
ного рода образования встречаются также в магматических породах.
Фиг. 89. Келифитовая структура.
Гранатовый амфиболит. Ашбах. Долина
Ётца. Тироль. Поляр, свет. Увел. 25.
Фиг. 90. Криптодиабластическав ос-
новная масса в порфиробластической
структуре. Гранатовый амфиболит. До-
лина Зульца. Тироль. Поляр, свет.
Увел. ЗЗ’/а-
Фиг. 91. Мирмекит в полевом шпате.
Двуслюдяной гнейс. Тессин. X николи.
Увел. 25.
Точное Изучение существующих различий является необходимым,
особенно принимая во внимание разные возможности происхождения
эклогитов. Таких простых отношений, как представлял себе Эскола,
вероятно, не существует.
В структурах целого ряда гней-
сов наблюдаются мирмекитовые
образования, которые имеют опре-
деленное сходство с микродиабла-
ртическимп прорастаниями.
Мирмекитом (фиг. 91) называют
неправильные изогнутые стебельки
кварца, прорастающие плагиоклаз
(Седерхольм) и червеобразный
кварц .(Мише ль Леви, Лак-
руа). Он был подробно исследо-
ван Бекке и другими. При этом
было установлено, что мирмекито-
вые образования примыкают глав-
ным образом к калиевому полевому
шпату, который может быть цели-
ком замещен ими. Количество квар-
ца в мирмеките стоит в связи с со-
держанием анортитовой молекулы,
и число кварцевых стебельков тем больше, чем богаче известью
плагиоклаз. На этом наблюдении Бекке основал свою гипо-
тезу, что образование мирмекита есть вторичный процесс, кото-
рый состоит в замещении калиевого полевого шпата плагиокла-
233
зом. При этом К замещается Na и Са, и свободной кремнекислоты,
которая может пойти на образование кварца, должно быть тем
больше, чем больше входит Са, так как наиболее богатые анортитом
плагиоклазы являются одновременно наиболее бедными кремне-
кислотой.
Седерхольм в новой работе „On synantectic minerals and
related phenomena" (922)внес дальнейшие дополнения к этому важ-
ному вопросу, который потому заслуживает особого интереса, что
мирмекит встречается как в метаморфических породах, так и
в изверженных. При образовании мирмекита речь идет как об авто-
метаморфических, так и об аллометаморфических процессах, даже
возможно, что часть названных так прорастаний представляет про-
стую эвтектическую плагиоклазо-кварцевую кристаллизацию. В та-
ком случае, где речь идет о действительном замещении большею
частью кислым плагиоклазом калиево-полевошпатового вещества(как
постоянно в метаморфических породах), мирмекитизация предста-
вляет только особый случай процесса, который называют альбити-
зацией. Если почти чистый альбит замещает калиевый полевой шпат,
то свободной кремнекислоты совершенно не будет. Однако в этом слу-
чае встречаются интересные явления, которые были также описаны
Бекке. Альбитовая масса с таким же расположением осей, как и
у замещаемого ею калиевого полевого шпата, часто неоднородна,
а состоит преимущественно из очень коротких, чередующихся пла-
стинок двойника по альбитовому закону (шахматный альбит—Schach-
brettalbit). Наконец, следовало бы также обратить внимание на
структуры распада полевых шпатов (пертит, реже антипертит) и
некоторых других минералов (например сагенитовая „ткань11 из иго-
лочек рутила в биотите). Шнейдерхён (Н. Schneiderhohn
Metallund Erz, 1922, XIX) изучил подробно это явление в рудахи раз-
личает среди эмульсообразныхраспадов клетковидные, гнездовидные
или петлевидные структуры распада, пластинчатые структуры,
ориентированные вкрапления и эвтектоидные картины распада.
В породах с гетеробластическим строением возникает тип стру-
ктуры, который внешне имеет большое сходство с порфировой стру-
ктурой изверженных пород и поэтому до настоящего времени на-
зывался псевдопорфировым. Впредь эту структуру можно называть
порфиробластической (фиг. 92 и 93), при чем следует различать
большие кристаллы — порфиробласты (аналогично вкрапленникам)
и тонкую главную массу породы — основную ткань.. Сходство с пор-
фировой структурой является, между прочим, только формальным,
а не генетическим. Вкрапленники в порфировых породах древнее
основной массы, а в порфиробластических кристаллических сланцах,
напротив, большие кристаллы образованы почти одновременно с не-
большими индивидуумами основной ткани, или они даже моложе
последней, так как иногда можно доказать, что они разъели и заме-
стили небольшие составные части основной ткани (собирательная
кристаллизация). Как пример одновременного возникновения пор-
фиробластов и основной массы и образования последней в твердой по-
-роде можно привести, по Б е к к е, следующее уже подробно описанное
нами на стр. 103 наблюдение: у порфиробластов развиваются иногда
хорошо выраженные вытянутые участки (Streckungshofe). Эти вытя-
нутые участки возникают вследствие того, что перпендикулярно к на-
284
правлению наиоолыпего давления, следовательно, в направлении
очень незначительного сжатия, основная ткань отделяется от псевдо-
вкрапленников, при чем пустоты в момент возникновения заполняются
новообразованиями, которые отличаются от основной ткани по размеру
зерна, окраске, а также по -характеру состава. Кроме того, очень
часто участки основной ткани будут захвачены растущими порфир-
областами, иногда обнаруживая связь в своем расположении
с пирамидами нарастания, а также с плоскостями сланцеватости
или слоистости, при чем включения могут настолько сильно скучи-
ваться, что возникает ситовидная структура. В дислокационно-
метаморфических породах известна одновременность образования
Фиг. 92. Неотчетливая порфиробла-
стическая структура с гранобластиче-
ской основной массой. Биотито-альби-
товый сланец. Долина Банье. Валлис.
X николи. Увел. 131/,.
Фиг. 93. Порфиробластическая стру-
ктура с лепидобластической основной
массой. Серицитовый филлит с порфи-
ров/астами граната. Шиееберг. Ти-
роль. Поляр, свет. Увел. 331/2-
порфиробластов с дислокациями; она сказывается в разнообразных
текстурных особенностях.
Минералами, которые часто встречаются в таких породах в виде
порфиробластов,являются: гранат, роговая обманка, биотит (а также
иногда мусковит), хлорит, хрупкая слюда, альбит, ставролит, турма-
лин, дистен, эпидот, цоизит, магнетит. В гетеробластических рогови-
ках порфиробласты идиобластического характера представлены
чаще всего андалузитом, а также кордиеритом, биотитом, лучистым
камнем пли роговой обманкой. В диабазовых роговиках (адинолах)
в виде вкрапленников встречаются лучеобразно расположенные
актинолитовые аггрегаты.
Порфиробласты большею частью имеют довольно хорошую соб-
ственную форму, но известны также и другие случаи. Альбит, на-
пример, часто как порфиробласт ксенобластпчен. Один и тот же
минерал, как, например, хлоритоид, может быть то идпобластич-
вым, токсенобластичным.Фиг.й4—96 дают об этомясное предста-
вление. На фиг. 97 видно начало образования порфиробластов.
Наблюдаются бесформенные большие пятна, целиком заполненные
минералами основной ткани. Эти пятна имеют большую аналогию
19 Гр}бенман п Нпггли.
285
с местами преобразования в метастабильных металлах. Вспомним
об оловянной чуме (Zinnpest) и болезни Ф о р с ь е (Forcierkrankheit).
Вероятно, также имеется и внутренняя аналогия,—порода одно-
временно заражена в различных пунктах. Образование порфиро-
бластов в дислокационно-метаморфических породах преимуществен-
но происходит н эппзоне и мезозоне.
Относящаяся сюда основная ткань обычно состоит из минера-
лов, которые в общем отличаются от порфиробластов. Сходство
с последними встречается редко. По характеру развития можно
опять различать гранобластическую, лепидобластическую или
нематобластическую (зернистую, грубо- или тонкочешуйчатую,
Фиг. 94 Порфиробластическая стру-
ктура. Хлоритоидовый сланец. Идио-
бластический хлоритоид является двой-
ником Граубюнден. X нииоли. Увел. 32.
Фиг 95 Порфиробластическая стру-
ктура. Хлоритоидовый сланец. Грау-
бюнден. Поляр, свет. Увелич. 32.
волокнистую), а также микродиабластическую структуры. При-
мерами порфиробластической структуры при лепидобластической
основной ткани являются многие хлоритовые сланцы с порфиро-
бластами магнетита, филлит с гранатами, парагонитовые сланцы
с большими кристаллами дистена и ставролита, амфиболовые сланцы
типа пятнистых (Amphibolgarbenschiefer). В эклогитовых амфи-
болитах часто встречается диабластическая, иногда также не-
матобластическая основная ткань с гранатом в качестве порфири-
бластов.
Если до сих пор говорилось о структурах метаморфических
пород, принимая главным образом во внимание имеющиеся налицо
условия, то теперь надо еще обратить внимание на некоторые осо-
бенности, встречающиеся преимущественно при метасоматическом
и инъекционном метаморфизмах и при метаморфизме вплавления.
При каждом хпмическп законченном метаморфизме встречается
в широком смысле слова внутренний метасоматоз: в старых мине-
ралах образуются новые. Поэтому псевдоморфные структуры очень
часты, т. е. преобразование может иметь место при сохранении
внешней формы исходного продукта. Различные типы» особенно
286
распознаются при внешнем метасоматозе, т. е. при привносе веще-
ства.
Прекрасные примеры альбитизации опубликованы Сундиусом
и Гейером из района Киируна (Kiiruna). Там зеленокаменные
породы и конгломераты обогащены альбитом. Вместо пироксенов,
лабрадоров и зерен титанистого железняка основных излившихся
пород, главными минералами являются роговые обманки, альбит
на ряду с лабрадором, акцессорные минералы представлены эпидо-
том и скаполитом, к которым прибавляются лейкоксен, биотит, хло-
рит, известковый шпат, серицит, кварц. Роговые обманки большею
частью образовались с сохранением формы пироксенов. Но особен-
Фиг 9S. Порфиробластическая стру-
ктура. Хлоритондовый сланец. Ксено-
бластичесний хлоритоид имеет сито-
видную структуру. Граубюндеи. X «и-
коли. Увел 11.
Фкг 97. Развивающаяся порфиро-
бластическая структура. Хлоритоидо-
вый сланец. Граубюнден. Поляр, свет.
Увел. 21.
ный интерес представляет то, что местами основной лабрадор при
нолном сохранении формы был преобразован в альбит. Это возможно
только при привносе Na20, и анализы действительно указывают
на перемещение этого вещества. —
Это явление часто наблюдается в основных лавах и спилитах
палеозойского горообразовательного цикла. Дьюи и Флет (Н. De-
wey and J. Flett) подробно его описали в шаровых лавах. Оно, без
сомнения, стоит в связи с дифференциацией кератофировых магм
и относится к тому же самому комплексу явлений, как и образо-
вание адинолов.
Яшмовидные породы часто обнаруживают при процессах окремне-
ния присутствие оолитовых структур В других случаях мета-
соматическое изменение идет от трещин. Возникают жилковидные
и петлевидные образования псевдоморфоз. Часто хорошо рас-
познается проникновение нового вещества в старое.
Структуры, подобные письменному граниту, образуются в позд-
ние стадии метасоматоза. Халькографический метод исследования
для рудных месторождений метасоматического типа может дать
ь*
287
Много нового в понимании этих разновидностей структур, но пока
еще нет систематической обработки.
Структура инъекционных пород также еще недостаточно исследо-
вана. Она не всегда бывает однообразной. Неоднократно происходит
смена кристаллобластическпх, аплитовых, пневматолитических и
контактовых структур по слоям, в виде пятен и совершенно не-
правильно. При чисто жилковидной инъекции можно в жилках
нередко распознать отчетливую последовательность кристалли-
зации, соответственно смене дестиллята (дестилляционного канала,
по Я к о б у). По краям жилок часто выделяется полевой шпат,
тогда как в середине происходит обогащение кварцем. Краевые
Фмг 98. Слюда, корродированная
инъекцией (из включения в постботниче-
сном граните). Аитонимн. Финляндия.
Поляр, свет. Увел 25.
Фиг 99. Гранит с вплавленным диа-
базом. Бухто идные формы, ситовид-
ное строение фемичеоких составных
частей. Рагунда. Швеция Поляр, свет.
Увел. 25.
части биотита очень легко перекристаллизовываются в грубые во-
локна.
Для многих инъекционных пород с осадочным субстратом, за-
тронутом инъекцией, характерно, что слои темных составных ча-
стей с гранобластическим строением и часто ситовидные слюды
и роговые обманки сменяются лейкократовыми слоями, в которых
кварц имеет своеобразные зубчатые края, а полевые шпаты очень
часто выражены микроклином (фиг. 91). Встречаются также мирм-
питовидные и, может быть, эвтектические прорастания кварца и по-
левого шпата, и очень часто наблюдается волнистое погасание всех
светлых компонентов, особенно кварца. Почти постоянно бесформен-
ные полевые шпаты пронизаны небольшими округлыми зернышками
кварца ’.
Если была инъецирована массивная порода, то различить обе
составные части довольно трудно. В таком случае иногда возникают
1 Коррозионные каемки и коррозионные поля, которые глубоко входят в по-
левошпатовые индивидуумы, имеются налицо так ясе, как и в пегматитах. Ско-
пление часто хорошо образованного альбита кое-где представляет главную со-
ставную часть этих нолей.
288
очень правильные зернистые формы. Нередко, например в некоторых
породах Финляндии, полевые шпаты, подвергающиеся инъекции,
являются большими вкрапленниковидными микроклинами, так что
образуются порфировидные структуры. Во всех инъекционных по-
родах, напротив, слюда местами имеет исключительно форму изъ-
еденных обрывков (фиг. 98), что, вероятно, можно частично припи-
сать коррозии парами. В других случаях инъекционную часть и
первоначальную часть нельзя структурно отделить — образовался
более или менее однообразный тип.
Для пород вплавления в отношении их структурного характера
нельзя дать никакого исчерпывающего описания, и приведенные
Фиг. IOO Бластогранитоеая стру-
ктура Биотито-ортоклазовый гнейс.
Кима. Финляндия. X ннноли Увел.ЗЗ’/г-
Фиг IOI. Бластопсаммитовая стру-
ктура. Биотитовый гнейс из мезо- или
эяизоиы. Маирхофен. X нкноли. Увел. 25.
здесь указания имеют только цель побудить к дальнейшему изуче-
нию их. Характерным для этой группы пород является их не-
спокойный шлировый внешний облик, который вызван неполной
резорпцией частей вплавленной породы. Некоторые такие обломки
могли только размягчиться или были только контактно затронуты
или инъецированы, так что наблюдается частая смена структуры
пятнами. В таких породах встречается также неправильное концен-
трическое строение, вызванное постепенным уменьшением резор-
пцпи. Если вплавленные обломки являются основными, а породы,
в которые они вплавлены, являются более кислыми, то первые
как бы разрыхлены по краям, при чем темные составные части
друг от друга отодвигаются и одновременно увеличиваются. Но
кислая порода по сравнению с включениями будет богаче темными
составными частями, которые однако не обладают формами биотита
или роговой обманки обыкновенных изверженных пород, а, напро-
тив, в краевых частях резорбированы и изрезаны заливами, стано-
вятся ситовидными, пятнистыми, при чем пятна то светлые, то
темные и часто содержат Черные магнетитовые выделения (фиг. 99).
В общем, характер всех составных частей в породах вплавления
239
гораздо менее автоморфен, чем в настоящих массивных породах,
что, однако, не соответствует порфировым или порфировидным
типам, в которых вкрапленники будут иметь хорошие кристалло-
графические очертания. Такие структуры могут образоваться
вследствие того, что компоненты пород вплавления под влиянием
кристаллизаторов расплавленной породы снова выделяются в виде
больших кристаллов. Это же самое влияние особенно наблюдается
при вплавлении в граниты, местами вследствие сходства с пегма-
титовой структурой и образования вкрапленникоподобных микро-
клинов. Кристаллы пород вплавления могут также сохраниться и
расти дальше. В этом случае может образоваться зональная стру-
ктура с значительным химическим различием между ядром и крае-
вой частью; такой случай, повидимому, имеется на острове Скай, где,
как сообщает Харкер, лабрадоровые вкрапленники окружены обо-
лочками богатых альбитом полевых шпатов. Напротив, в порфи-
ровидных гранитах Финляндии, которые резорбировали другие по-
роды, часто наблюдается (по личному сообщению С е д е р х о л ь м а),
„что большие кристаллы разрушены", следовательно, исчезает
порфировидная структура’. Во вплавленных включениях базальти-
ческих, а также трахитовых лав обычное явление представляют
центрические структуры. Особенно часто упоминаются в литера-
туре лучеобразно расположенные зоны пироксенов и кварцевых
зерен. Брекчиевидные структуры возникают вследствие скоп-
ления вплавленных обломков.
Конечным состоянием при вплавлении были бы совершенное рас-
творение и новая кристаллизация по законам, имеющим силу
для магм. На месте кристаллобластическон структуры появляется
в таком случае структура изверженной породы.
Остальные метаморфические породы стремятся в своем развитии
к полной перекристаллизации и образованию чисто кристаллобла-
стических структур. Очень часто эта цель полностью достигается,
так что не остается никаких следов от структуры исходной породы,
об этом свидетельствуют некоторые альпийские гнейсы, большинство
слюдяных сланцев, эклогитов, амфиболитов и т. д. Но во многих
случаях можно еще распознать остатки старых структур, полу-
прикрытых новыми структурами. В этом случае говорят о реликтовых
структурах или, поСедерхольму, о палимпсестовых структурах.
Подобного рода остатки могут быть гранитового, офитового, пор-
фирового происхождения, и в таком случае эти старые массивные
породы будут более или менее отчетливо выступать среди кристал-
лобластических новообразований. Подобные случаи можно бы проще
всего обозначать приставкой бласто, вследствие чего для только
что названных структурных форм получаются названия бласто-
гранитовый (фиг. 100), бластофитовый, бластопорфгировый. Они от-
четливее всего и чаще всего встречались в породах эпизоны,
подвергнувшихся преимущественно механическому воздействию,
где, например, можно легко распознать большие кристаллы перво-
начальных полевых шпатов, кварца и т. д. среди аггрегатов облом-
ков или зонально расположенных новообразований слюды, эпидота,
цоизита и т. д. и тем самым распознать структуры первоначаль-
ных пород. „Очковая структура" некоторых гнейсов тоже тол-
куется как реликтовая структура.
290
Структуры первоначальных осадков могут также обнаружи-
ваться в реликтовых структурах и детально подразделяются
на бластопсефитовые, бластопсаммитовые (фиг. 101) и бластопели-
товые, смотря по тому, идет ли речь о частичном сохранении стру-
ктуры брекчий конгломератов, песчаников или глинистых пород.
Псефитовая структура изредка бывает целиком вамещена кристал-
лобластами, так как гальки первоначального конгломерата можно
еще распознать даже при совершенной перекристаллизации по пят-
нистой резкой смене минерального состава. Бластопсаммитовая
структура может сохраняться вплоть до гнейсов при расположе-
нии многочисленных зе-
Фиг. 102. Катакластичесная структура. Ободки
раздробления (Mortelkranze). Гранит, гранито-гнейс.
Шёлленен. Ури. X никели. Увел. 12.
рен кварца, напоминаю-
щем песчаники. Бласто-
пелитовая структура на-
блюдается только в на-
чальных стадиях пере-
кристаллизации глини-
стых пород, например, у
глинистых сланцев. Уже
в филлите она большею
частью полностью исче-
зает. Глинистые породы
принимают легче всего
чисто кристаллобласти-
ческие структуры и в
мезозоне и эпизоне обыч-
но переходят в порфиро-
бластические породы.
Как среди грубозер-
нистых массивных по-
род, так и среди подоб-
ных осадков может раз-
виться порфирокласти-че-
ская структура, которая
очень близко напоминает
порфиробластическую и
бластопорфировую, но генетически она, как указывает название,
катакластического происхождения, при чем воздействию катаклаза
смогли противостоять более крупные зерна, как, например, кри-
сталлы полевого шпата или кварца, тогда как из остальных зерен
(также катакластических) образуется род основной ткани (обло-
мочная каша), в которой крупные кристаллы выступают в виде
глазков, наподобие вкрапленников. Эта структура чаще всего наблю-
дается как тип реликтовой структуры в механически деформиро-
ванных гранитах. Если чисто механическая деформация идет на-
столько далеко, что все компоненты первоначальной породы будут
разбиты и растерты (ободки раздробления — Mortelkranz, см. фиг. "102),
то получается чисто катакластическая структура (подробное под-
разделение катакластических пород см. стр. 139), когда, обычно
еще можно бывает делать заключение об исходном продукте по
характеру смеси обломков.
Подразделение структур по зонам. Как минералы, так и структуры
293
связаны более пли менее с определенными условиями образования.
В то время как в эпизоне прежде всего возникают бластопсефитовые,
бластопсаммитовые, бластогранитовые п бластопорфировые рели-
ктовые структуры и вследствие катаклаза порфирокластические
и чисто катакластические структуры, или у легко перекристалли-
зующихся глинистых осадков образуются тонкие кристаллобласти-
ческие структуры с зачатками порфиробластов, — мезозона, при гос-
подстве преимущественно химических реакций, особенно при одно-
стороннем давлении, является родиной типичных кристаллобласти-
ческпх структур как в их гомеобластических (лепидо-, немато-,
диабластических), так и в гетеробластических формах развития;
реликтовые структуры встречаются гораздо реже, чем в предь-
идущей зоне. Наконец, в катазоне господствуют более или менее
грубозернистые гранобластические формы пород. Перемещение
породы из одной зоны в другую влечет за собой на ряду с изме-
нением минерального состава и смену структурных отношений.
Структуры эпизоны, вызванные катаклазом, переходят в соответ-
ствующие кристаллобластические, так как при опусканиях на боль-
шие глубины химические реакции в условиях одностороннего да-
вления постепенно становятся главенствуюхцими. То же самом^про-
изойдет, если катамртаморфическая порода попадает в условия
•мезозоны.
ГЛАВА ВОСЬМАЯ.
ТЕКСТУРА МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД.
В текстуре метаморфических пород выражается простран-
ственное расположение составных частей. Особенно своеобразный
отпечаток накладывает на породы тип образования, т. е. метамор-
физм, который имеет то большее, то меньшее значение. По своей
сущности текстуры метаморфических пород можно разделить на две
большие группы:
1. Отраженные текстуры (Abbildungstexturen) (реликтовые, на-
лимпсестовые текстуры).
2. Текстуры сингенетичные с метаморфизмом.
В первом случае расположение составных частей обусловли-
вается текстурными отношениями, господствовавшими до перекри-
сталлизации,— в новых текстурах отражаются старые текстуры.
Последние сами могут быть первичными, т. е. свойственны осадоч-
ному или магматическому первоначальному материалу, но также
возможно, что они возникли вторично в более раннюю стадию ме-
таморфизма.
Сингенетичная группа текстур обусловливается расположением
составных частей, которые возникли одновременно с преобразова-
нием. Структура и текстура представляют результат одних и тех жр
общих условий. В этом случае различают чисто механически обусло-
вленные текстуры и текстуры, вызванные перекристаллизацией.
Эги два типа текстур в отдельных случаях трудно различимы
Уже в главе о дислокационном метаморфизме упоминалось, что
28Я
магматическим состоянием породы, при
Фиг. 103 Оолитовая текстура. Микрооолитовый из-
вестняк. Вяулион Сбыин. свет. Увел. 12.
часто имеются налицо оба типа текстур, т. с. получающиеся те-
кстуры зависят от руководящих факторов до и во время перекристал-
лизации. Поэтому мы должны при изучении останавливаться
на совокупности явлений и рассмотреть прежде всего текстуры
исходных пород.
Особенно характерными для изверженных пород являются
текстуры без всякою направления или массивная и флюидальная.
Первичная пористость и часто связанные с этим мандельштейновые
текстуры обусловлены
котором большую роль
’ играли газы.
В жильных и глу-
бинных породах иногда
также встречаете я слая -
цвватая текстура, осо-
бенно в краевых зо-
нах. В некоторых слу-
чаях последнюю сле-
довало бы но ее свое-
образной сущности по-
нимать как первичную
флюпдальную тексту-
ру, В других случаях
она обусловлена да-
влением, которое раз-
вивается между вне-
дряющейся магмой к
боковыми породами и
способствует тому, что
таблитчатые, листовые
и стебельковые кри-
сталлы внутри еще
жидкой магмы распо-
лагаются своими наи-
большими плоскостями
перпендикулярно направлению давления (первичная сланцева-
тость давления'). Эта последняя текстура может в направлении
к центру постепенно переходить в массивную. Явление первичной
полосчатости было неоднократно в последнее время констатировано
в изверженных породах. Ее возникновение, пожалуй, обязано диф-
ференциации застывающей магмы. Повидимому, в большей части
архейских гнейсов сохранилась первичная полосчатость, на что
особенно обращает внимание Гики (Giekie). Подобная полосчатость
может также быть вызвана инъекцией аплитовых магм в темные
богатые биотитом сланцы. Шлировые текстуры также имеют сход-
ство с теми, какие могут возникнуть при инъекциях и вплавлениях.
Вследствие вышесказанного для некоторых гнейсов трудно уста-
новить, обязаны ли они своим развитием чисто магматическим или
более поздним метаморфизующим процессам. Особенно это имеет
значение, если интрузия и застывание происходят во время дис-
локационных явлений. Протобластез, как определенный автомета-
морфический процесс в затвердевающей, находящейся в -особых
293
условиях изверженной породе, связан постепенными переходами
с кристаллобластезом (перекристаллизация в твердом состоянии
при развитии кристаллической структуры). Катаклазу соответ-
ствует как уже было упомянуто на стр. 155, протоклаз.
Породы осадочного происхождения неоднократно обнаруживают
параллельное положение своих листовых и стебельчатых состав-
ных частей, зависящее от процесса отложения, вследствие чего
происходит первоначальная листоватость (Foliation) или-слоистость.
При крупных листочках вместо этого развивается чешуйчатая
структура, характерная черепитчатообразным расположением со-
ставных частей. В брекчиях и конгломератах нередко также обра-
зуется тип грубопарал-
лсльной и грубочешуй-
чатой текстуры, вслед-
ствие перемещений в
текучей среде. Хими-
ческие отложения: ан-
Фиг. 104. Оолитовая текстура. Известняк грубооолн-
товый. Лауфен. Берн. Сбыкн. свет. Увел. 12.
гидрит, гипс, как и
псаммиты, зернисты
вплоть до плотных аг-
грегатов с беспорядоч-
ной текстурой, тогда
как оолитовой, тексту-
рой многих карбонатов
выражается центриче-
ская текстура, т. е. ра-
диально - лучистое или
скорлуповатое распо-
ложение индивидуу-
мов (фиг. 103 и 104).
Если магматические
или осадочные породы
будут метаморфизова-
ны, то должно после-
довать особое располо-
жение составных ча-
стей вследствие имеющегося налицо распределения вещества
или вследствие неоднородности условий во время метаморфизма,
или же вследствие обоих обстоятельств. Если на преобразующуюся
породу действуют, как это часто случается при термическом мета-
морфизме и при метаморфизме на больших глубинах, преимуще-
ственно гидростатическое давление и равномерно распределенные
температуры, то для развития ориентированных текстур играет
роль только уже имеющееся распределение вещества. Сохранению
таких особенностей противодействует диффузия и капиллярная
циркуляция газообразных, флюидных и жидких растворителей.
Диффузия для силикатовых составных частей в кристаллизую-
щемся состоянии может быть не очень большой и является крайне
незначительной на плоскостях ограничения отдельных зерен. Все
же Я твердом состоянии при высокой температуре происходят
реакции, которые также связаны с небольшими перемещениями
вещества, как доказывают разнообразные опыты Кобба, Хедваля,
294
Эйд ел я (J. Cobb, J. Hedvall, К. Endel) и других. Капиллярность
сама по себе, как показали Джонстон (J. Johnston) и Адамс,
при высоких давлениях не может вызывать значительной цирку-
ляции воды. Однако по другим причинам (внутреннее напряже-
ние и т. д.) газы и жидкости могут проходить через поры и спо-
собствовать обмену веществ (диффузии). Происходящая при высокой
температуре собирательная кристаллизация в большинстве случаев
противодействует сохранению первоначальных текстур. Наблюдения
показывают, что при подобного рода метаморфизме часто перво-
начальные текстуры в деталях исчезали, но сохраняли общий
характер распределения вещества (например перемежающаяся
слоистость осадков). Даже при метасоматическом метаморфизме
может встретиться последнее, если проникающие растворы свя-
зывали отдельные слои различным способом.
Дислокационно-метаморфическим покровным породам и многим
глубинных! породам часто свойственна определенная текстура. Это
параллельная текстура, которую в отдельных случаях называют
сланцеватой, линзовидной, слоистой или полосатой текстурой, на-
конец также линейной текстурой. Сложение постоянно плотное,
ранее существовавшая пористость исчезла.
Сланцеватая текстура встречается в тех метаморфических по-
родах, для которых часто употребляют название „кристаллические
сланцы". В ней наблюдается более или менее совершенное парал-
лельное расположение составных частей по плоскости, с чем может
быть связана очень различная отдельность по этим же плоскостям.
Это обусловливается тем, что направление наиболее хорошо выра-
женной спайности некоторых минералов, как слюды, хлорита, талька
и роговых обманок, располагается параллельно во всей породе,
или вследствие того, что зернистые минералы менее хорошей
спайности, как полевой шпат, кварц и др., приняли плоско-
эллипсоидальные формы в какой то одной плоскости и по этим
плоскостям легче всего могут отделяться. Часто обе формы слан-
цеватости могут встречаться совместно.
Сланцеватость может соответствовать чисто механической де-
формации или быть кристаллизационной сланцеватостью. Последним
названием мы обозначаем всякую некатакластическую сланце-
ватость, безразлично, является ли она отражением кристаллической
сланцеватости, или представляет слоистость, или образовалась не-
посредственно *.
Кристаллизационная сланцеватость не связана с присутствием
листоватых или стебельчатых составных частей, потому что
имеются, например, хорошо выраженные сланцеватые гранулиты
и кварциты, в которых сланцеватость обусловлена тонкими квар-
цевыми пластинками. Однако, как правило, преимущественно гос-
подствуют пластинчатые и линейные формы. Наилучше рассланцо-
1 Имеются авторы, которые употребляют название „кристаллизационная
сланцеватость" только постолько, посколько речь идет о сланцеватости по „прин-
ципу Рике“ в условиях воздействия одностороннего давления. Однако, неви-
димому, необходимо употреблять вообще название сланцеватость, которая
имеется налицо при преимущественном кристаллобластезе. Понятие, установлен-
ное Бекке, охватывает также все случаи, которые в настоящее время следует
отделять, потому что прежнее объяснение было слишком узким.
295
ванными породами постоянно являются те, в которых преооладают
листоватые компоненты с прекрасно выраженной спайностью, как
Фиг. 105 Тонкосланцеватая текстура. Кровельный
сланец. Фрутиген. Берн Обман, свет. Увел. 55
Фмг. 105. Тонкосланцеватая токстура. Кровельный
сланец. Мартини. Валлис. Увел. 55.
слюда, хлорит или
тальк. Роговая обман-
ка, имеющая хорошую
спайность, тоже дает
породы с резко парал-
лельной текстурой.
Богатые карбона-
том, кварцем и поле-
вым шпатом сланцы
обнаруживают по мень-
шей мерс слабо выра-
женную отдельность,
даже при отчетливо
параллельном располо-
жении и плоских фор-
мах этих компонентов.
Столбчатые кристаллы
турмалина, дистена и
ставролита очень ча-
сто совсем не распола-
гаются по плоскостям
сланцеватости, так же
как и гранат, который
только в исключитель-
них случаях под воз-
действием односторон-
него давления прини-
мает плоские формы.
Можно сделать и даль-
нейшие наблюдения,
что либо листоватые
формы плоскостей
сланцеватости совер-
шенно параллельны,
либо только приближа-
ются к параллельному
положению и согласно
этому различают на-
стоящую и чешуйчатую
сланцеватость.
Кровельные сланцы
Фрутигенаи Мартпныг
(фиг. 105 и 106) обна-
руживают весьма тон-
косланцеватую тексту-
ру. Дело идет о перво-
начально тднкой слои-
стости и ее реликтах,
неотчетливая кристаллизационная сланцеватость видна на фиг. 107;
а на фиг. 108 заметна уже более отчетливая кристаллизационная
29S
сланцеватость. Иногда можно распознать, что в сланцеватости или
вообще в расположении линейных составных частей господствует
одно направление, в та-
ком случае говорят
о линейной ИЛИ полосча-
той текстуре (фиг. 100
И 111).
Для более точного
различия упомянутых
и других модифика-
ций ' сланцеватости
всегда необходимо ку-
сок сланца рассмо-
треть с трех сторон
(фиг. 110):
а) На главном раз-
ломе (Н. В.— Наир t-
bruch) параллельной
сланцеватости преиму-
щественно видны пла-
стинчатые и линейные
составные части
Ь) На продольном
разломе (L. В.—-.Langs-
bruch), перпендику-
лярном сланцеватости,
но параллельном по-
лосчатости, линейные
составные части и ли-
стоватые минералы
(чешуи) наблюдаются
в виде линий.
с) На поперечном
разломе (Q. В. — Quer-
bruch), перпендику-
лярном сланцеватости
и полосчатости, линей-
ные компоненты на-
блюдаются в виде то-
чек, листоватые—в ви-
де линий.
Как видиаяйщ по-
перечных и Продоль-
ных разломах, между
листоватыми п линей-
ными составными ча-
стями, которые доми-
Фкг. 107. Кристаллизационная сланцеватость (не-
отчетливая). Кровельный сланец. Валлис. X николи.
Увел. 55.
Фиг. 108. Кристаллизационная сланцеватость (отчет-
ливая). Гнейс. Босио rpacco. X николи. Увел. 12.
нируют на главном
разломе, попеременно
располагаются слои
более твердых зернистых составных частей, большею частью
кварца или полевого шпата или обоих вместе, так что зернистые У
ft листоватые слои лежат параллельно друг другу. Там, где слои
особенно отчетливо отделяются друг от друга окраской и мощ-
ностью, текстуру называют полосчатой ИЛИ слоистой —тип стро-
Фиг. 109. Линейная текстура. Кварцевый порфир. Ури (заимствована
у Гейма „Ceologle der Schweiz", Bd. II.), Va «ат. вел.
ения, который нередко может возникнуть от инъекции кислой
аплитовой магмы. Последний взгляд поддерживается в настоящее
время различными исследователями;.
Особую модификацию представляет линзовидпая или „волокни-
стая" (fiaserig) текстура (фиг. 112, 113, 114), которую можно прини-
Фиг. НО. Сланцеватая (пла-
стинчатая) текстура (см. теист
на стр- 297).
Фиг. Ill Линейная текстура.
мать за переходный член между массивной и сланцеватой текстурами,
и которая характерна для многих гнейсов. При несколько неполной
сланцеватости породы пластинчатые, до линейных, более мягкие
составные части (слюда, серицит, хлорит, тальк, роговые обманки
и т. д.) изгибаются вокруг выпуклых и in п тоских линз более твер-
298
дых составных частей (кварца, полевого шпата пли обоих вместе,
граната и т. д.). Эти лин-зы довольно часто возникают из кристаллов
пли изометрических зерен и аггрегатов зерен. Очень часто под ми-
кроскопом такое первоначальное зер-
но по его нечистому материалу можно
отчетливо отличить от чистых ново-
образований, которые расположены
в краевых частях линз. Иногда мож-
но также проследить как первона-
чально сильно выпуклые линзы ста-
новятся все более плоскими, пока не
возникнет кажущаяся гладкой рас-
сланцованная порода, в которой в
действительности при более точном
рассмотрении наблюдаются сплюсну-
тые линзы,—явление, которое доволь-
но часто можно наблюдать в альпий-
ских рассланцованных Гранитах и
гнейсах. В гнейсах линзы состоят из
зернистых аггрегатов полевого шпата
Фиг. 112. Линзовидная («волок-
нистая"— (flaserig) текстура (см.
т^нст на стр. 297).
и кварца, в слюдяных сланцах только из аггрегатов зерен кварца.
Очень часто в этой текстуре первоначальный ортоклаз превра-
тился частично в чешуй-
чатый серицит, который в
форме тонкой пленки обво-
лакивает линзы полевого
шпата,
Наконец, еще имеются
изогнутые или плойчатые
текстуры (фиг. 115), у ко-
торых вместо гладких илп
чешуйчатых главных пло-
скостей сланцеватости заме-
чаются волнообразно изо-
гнутые или пересекаю-
щиеся под острыми углами
плоскости, между которыми
находится твердый цемент.
Особенно склонны к этому
слюдяные сланцы и филли-
товые породы, а также это
часто наблюдается в гней-
сах и других породах, осо-
бенно часто в ядрах мульд
и сводов верхних зон, по-
роды которых еще имели
Ф; г 1’3 Линзовидный гнейс. Готтард. возможность переместиться
Почти в нат. вел. в одном направлении. Такая
плойчатость иногда не за-
висит от характера и формы составных частей, и проходит попе-
рек последних; ето ясно доказывает, что при преобразовании мине-
ралов породы не была нарушена плойчатая текстура филлитовых
239
пород, а сохранилась в виде реликтовой (фиг. 117) (гелпцитовая
текстура' Вейншенка). В одной и той аге филлитовой породе
можно иногда распознать вторую плойчатость, так называемую
плойчатость крестообразную (Kreuzfaltelung) (фиг. 116).
Уже это краткое описание главных текстурных типов не оста-
вляет никакого сомнения в том, что дело идет главным образом о
продуктах воздействия одностороннего давления, при чем, однако,
первоначальное расположение может быть предопределяющим на-
правлением. Таким образом, как хорошо известно, в первоначально
пелитовых осадках или при перемежаемости их с другими слоями
часто постепенно образуется сланцеватость, при чем слоистость н
сланцеватость идут бо-
Фмг. 1!4. Линзовидная текстура. Кровельный сланец.
Сальваи. Валлис. Обынн. свет. Увел. 55.
лее или менее парал-
лельно друг другу.
Основными вопроса-
ми, которые обсужда-
лись при рассмотре-
нии этих текстур, явля-
ются следующие:
1) В каком отноше-
нии участвовали в рас-
положении материала
первоначальное разно-
образие и* действовав-
шее во время метамор-
физма неравномерное
давление.
2) В какой связи
стоят главные стру-
ктурные элементы к
действующему одно-
стороннему давлению
и напряжению.
3) Какие из факто-
ров являются руково-
дящими для кристал-
лизационной сланцеватости, и при каких обстоятельствах воз-
никает, несмотря на действующее одностороннее давление, тек-
стура, отклоняющаяся от сланцеватости.
4) Какие известны до сих пор закономерности относительно
кристаллографической ориентировки отдельных составных частей.
Разрешение этих вопросов имеет исключительное значение. Рас-
познаваемая в шлифах и полевых образцах микротектоника может
дать геологу разнообразные указания в отношении последователь-
ности, размера и направления тектонического напряжения. Не сле-
дует пренебрегать этими явлениями, ибо нельзя понять отношения
в целом, если они не были изучены в частностях. Как можно пред-
ставить себе общую тектонику района, не зная характера и способа
реагирования отдельных материалов на тектоническое воздействие?
Геолог,петрограф и исследователь тектоники должны совместно рабо-
тать над разрешением этого вопроса. Образец и шлиф должны
быть точно ориентированы, полевое и микроскопическое наблюдения
300
должны приниматься во внимание не потому, что с определенными
текстурами постоянно связаны определенные минеральные ком-
плексы, а потому что текстуры в известном смысле представляют отра-
жение внешних и предшествовавших условий метаморфических
Фиг. 115. Плойчатая (зигзаговая) Фиг. IIS. Плойчатость ирсстообраз-
текстура. ная (Kreuzfaltelung).
Фиг. 137. Плойчатый гнейс. Люк-
манье. Сев. Тессин.
процессов. В последнее время, напрпмер Корнелиусом, справед-
ливо было отмечено, что минералогический состав и текстура могут
быть в широкой мере независимыми
комплексами явлений, и что даже во
время складчатости метаморфизован-
ные породы сохраняют иногда перво-
начальные текстуры. Дело идет о том,
чтобы распознать особые отношения,
которые в одних случаях вызывают
сланцеватую текстуру, а в других-г-
реликтовую.
Минеральный состав, который су-
щественно обусловлен температурой
и гидростатическим давлением, при-
нимается во внимание при обсужде-
нии вопроса о текстурах .только по-
столько, посколько текстура опреде-
ляется расположением имеющихся
составных частей. Эта частичная не-
зависимость минерального состава и
текстуры, используемая в виде аргу-
мента против дислокационного мета-
морфизма. основана, как уже об этом
раньше упоминалось, на неправиль-
ном понимании термина. Мы называем
дислокационно - метаморфизованными
не только интенсивно механически
измененные породы, но все породы
складчатой области, измененные во
время и вследствие дислокации, посколько в процессе прямо не
участвуют магматические явления.
Если раньше Шарп, Харкер, Беккер, Хоскинс, Ван-
20 Гр pennas ц Ниггля. 301
Хайз, Рид (Read) и Голланд, Лисс (С. Leith) и др. зани-
мались техническими проблемами дислокационных текстур, то за
последние десять лет и альпийские петрографы последовали их
примеру. Ниггли в своем исследовании хлоритоидных сланцев
восточной части Готтардского массива обратил внимание на упо-
мянутые обстоятельства, а в Австрии Зандер и Шмидт осо-
бенно углубились в отмеченные здесь вопросы.
Глава, в которой говорится о дислокационном метаморфизме,
познакомила нас с различными понятиями, связанными с его прояв-
лениями, и показала, что в районах, подвергшихся сильной дисло-
кации, плоскости скалывания и скольжения имеют большое зна-
чение. Тектоно-кластическая деформация, так называемая милонитовая
сланцеватость, представляет главным образом сланцеватость выжи-
мания, отражение плоскостей скольжения. Вместе с Зандером
можно, кроме того, выставить следующее предположение: каждая
механическая неоднородность, существовавшая в теле породи до dtфор-
мации, например какого-нибудь типа параллельная текстура, слои-
стость и т. д., часто предопределяют дифференциальное движения,
так что при почти любой деформации породы, эти предуказанные
текстуры используются и вырабатываются частичны ни движениями,
так как при этом затрачивается наименьшая работа. Частое совпа-
дение слоистости и сланцеватости является необходимым след-
ствием разнородности исходных материалов, разнородности, кото-
рая раньше не принималась во внимание.
При дифференциальных движениях большая ось эллипсоида де-
формации постоянно располагается приблизительно параллельно
плоскости скольжения, следовательно, параллельно хорошо выра-
женному направлению движения. Отношение между эллипсоидом
одностороннего давления и эллипсоидом напряжения не предста-
вляет в таком случае простой параллельности. Благодаря частичным
движениям в катакластически деформированных породах возникает
вынужденное регулирование строения, которое при разнородном
материале может повести к полосчатой дифференциации. При этом
само собой получается, что листоватые минералы своими плоско-
стями пластинок, а столбчатые минералы направлением вытянуто-
сти стремятся располагаться параллельно плоскости скалывания.
Даже у анизотропных минералов Тренером, Зандером и др.
было также констатировано отчетливое, механически обусловлен-
ное регулирование строения, в особенности у кварца. Послед-
ний в сланцеватых милонитах нередко обнаруживает следующие
особенности в расположении: кварцевые зерна располагаются пре-
имущественно так, что , (больший показатель преломления) нахо-
дится более или менее перпендикулярно к плоскости скольжения
(плоскости сланцеватости), т. е. направление оси а приближается
к направлениям вкалывающих плоскостей (правило строения кварца
Тренера). Несомненно это стоит в связи с анизотропным хара-
ктером твердости кварца.
Берндт (G. Berndt) установил следующие средине отношения
сопротивления в кварце (см. таблицу на следующей страницеЬ
Таким образом кварц имеет параллельно с большее сопротивле-
ние. Кварцевое зерно будет лучше всего приспособлено в отноше-
нии напряжения, господствующего в породе, подвергшейся диффе-
«02
Сопротивление tajcM’ Твердость (Ritzharte)
давчевию на разрыв ва ивгкб
II с . .... . . . 25000 1160 1400 78,3
_ с . ........ 22800 850 920 59,4
ренциальному движению, когда параллельно наибольшей оси эллип-
соида деформации 1 расположится направление, перпендикуляр-
ное с. Кроме того, раздробление кварца будет происходить преиму-
щественно перпендикулярно с. Кристаллографической ориентировке
при механическом преобразовании гораздо реже соответствует про-
странственная, т. е. наименьший диаметр зерна параллелен с. При
этом в подчиненном размере может произойти склеивание зерен (бла-
годаря обмену растворов?). Механически обусловленный характер
строения представляет таким образом состояние? приспособления
к существующим механическим условиям. Он при знании свойств
минералов исходной породы до известной степени предопределен
Если подобного же рода тектопобластические породы1 2 попадают
в условия, которые благоприятствуют перекристаллизации, то, само
собой понятно, произойдет путем кристаллобластеза определенное
отражение обусловленное характером строения. Закономерные на-
растания уже ориентированных кристаллических зародышей,
образование псевдоморфоз с одинаковыми осями, а так же диф-
ференциальные движения капиллярной циркуляции растворов
в породе, вызванные милонитизацией — все действуют одинаково
в этом отношении. Образуется бластомилонит, у которого отчет-
ливо видна зависимость кристаллобластического новообразования
от механически приобретенного строения. Так как у ясно выра-
женных кристаллизационно-сланцеватых пород в общем можно на-
ходить сходное строение, как и у тектонокластических, то весьма
вероятно, что кристаллизационная сланцеватость преимущественно
принимается за позднейшее отражение предшествующих механиче-
ских деформаций. Однако следует избегать этого ложного заклю-
чения. Что произойдет, если параллельно с филлонитизацией при
большой нагрузке идет кристаллобластез? Если бы новообразования
росли в разрез механически обусловленному строению, то тратилась
бы добавочная работа, и не было бы к тому же достигнуто по-
стоянное состояние равновесия, так как за созиданием тотчас
следовало бы разрушение. Текстуру кристаллобластеза, происхо-
дящего во время деформации (деформационный кристаллобластез),
таким образом почти невозможно отличить от непосредственно
последующей отраженной кристаллизации (Abbildungskristalli-
1 Наибольшая ось эллипсоида деформации (напряжения) соответствует наи-
меньшему сжатию. В идеальном случае (главные направления одностороннего
давления параллельны главным направлениям напряжения) эллипсоид напряже-
ния расположен обратно эллипсоиду одностороннего давления.
2 Зандер говорит о филлитизацпи вследствие милонитизации и получив-
шийся продукт называет филлонитом.
19* 3OS
sation) механического преобразования, имевшего место при тех же
самых условиях, Кристаллизационная сланцеватость вследствие де-
формации соответствует при новообразовании минимуму производимой
работы. Она представляет, как и пластическая сланцеватость, наиболее
совершенное приспособление к господствующим отношениям и условиям
напряжения. Изложенные на стр. 271 опыты Беккера и Дей
(G. Becker and A. L. Day) подтверждают этот принцип.
Таким образом в горных породах, подвергшихся сильному воз-
действию движений, кристаллизационная сланцеватость будет в опре-
деленной степени отражением плоскостей скольжения, безразлично,
происходит ли первоначально механическое преобразование или
сначала кристаллобластическое. Это положение, выяснению кото-
рого особенно содействовали работы Зандера и Шмидта (прин-
цип Зандера и Шмидта), повидимому, идет в разрез с понима-
нием, которое встречается в прежних изданиях этой книги, что
кристаллизационная сланцеватость представляет отражение глав-
ных натяжений, а также главных односторонних давлений. Но
противоречие это не является обоснованным, оно вызвано тем, что
прежде мало принимались во внимание дифференциальные дви-
жения и первоначальная разнородность в породах. .
Для теоретического объяснения кристаллизационной сланцева-
тости, как известно, Бекке впервые применил принцип Р и к е. Мате-
матически он выражается в уравнении: 9 = a. Zt2, при чем 9 обо-
значает понижения точки плавления и Zt силу Сжатия, которое
испытывает тело.
Материальной константой является а, которую для процесса про-
стого расплавления при условии усилий, не переходящих пределов
упругости, можно приближенно вычислить. В таком случае пониже-
ние точки плавления будет пропорционально квадрату напряжения.
Затем ппринцип Рике говорит, что при одностороннем давлении
(или растяжении) на вещество, находящееся в своем насыщенном
растворе, наступает понижение растворимости (Loslichkeitsernied-
rigung), которое пропорционально квадрату напряжения. Процесс
обратим: при исчезновении давления растворенное вещество опять
выкристаллизовывается, и если имеются налицо зародыши кри-
сталлов, которые не претерпевают давления, то кристаллизация
происходит именно около них.
Этот принцип был применен к кристаллизационной сланцева-
тости следующим образом: между компонентами горной породы цир-
кулируют в виде „горной влажности“ (Bergfeuchtigkeit) их насы-
щенные растворы. Вследствие тектонических процессов давление
определенного направления будет оказывать влияние на компоненты
и большею частью именно на те поверхностные элементы, которые
перпендикулярны давлению, но если эти поверхностные элементы
располагаются по направлению давления, то они последнему почти
не подвергаются. Таким образом, „наиболее сильно сжатые места
зерен растворяются, тогда как менее всего сжатые места нарастают,
поэтому зерна, очевидно, в направлении наибольшего сжатия вслед-
ствие растворения будут укорачиваться, в направлении же наимень-
шего сжатия—вытягиваться" (Бекк е).
Принцип Рике представляет только особый случай уже ранее
упомянутых формулировок Гиббса (W. Gibbs). Все эти формули-
ровки выведены из предположения статических отношений. Глав-
ные оси одностороннего давления в данном случае идут парал-
лельно главным осям напряжения, и общая формулировка такова:
перпендикулярно к наибольшему механическому напряжению
происходит наибольшая растворимость. При давлении она идет
в направлении наименьшей оси эллипсоида деформации. Однако
состояние напряжения представляет руководящий фактор для
этих явлений, и если эллипсоиды одностороннего давления
и напряжения по положению не соответствуют друг другу,
то формулировка частично изменяется по отношению к состоянию
натяжения. Поэтому у пород, претерпевших сильные движения и
скольжения, эллипсоид деформации которых приближается своей
наибольшей длиной к плоскостям скольжения, кристаллизацион-
ная сланцеватость будет более или менее отражением этого явле-
ния. Принцип Гиббс—Рике—Бекке и принцип Зандера—Щмидта не
находятся в противоречии. Они представляют крайние случаи для
пород, не претерпевших движений, и пород, испытавших сильные дви-
жения, и переходят друг в друга. Сланцеватость там, где пло-
скости скольжения почти не образуются и не являются на-
стоящими плоскостями перемещения, представляет более или
менее отражение главных напряжений, которые, с своей стороны,
обусловливаются односторонним давлением и разнородностью
материала. Где плоскости скольжения действительно существуют
и представляют открытые пути для циркуляции раствора, там
возникает сланцеватость по плоскостям скалывания (Scherfla-
chenschieferung). Само собой понятно, что то и другое яв-
ляется следствием тектонических условий. В общем в эпизоне
и в мезозоне) мы часто должны встречать сланцеватость второго
типа.
Вышеуказанные принципы, а также тектонические усложнения
и уклонения, господствующие во время дислокационного метамор-
физма, вызывают большое разнообразие в образовании текстур. Изуче-
ние последних может дать исследующим тектонику ценные ука-
зания. Некоторые примеры, заимствованные из работы о хлори-
тоидных сланцах Готтардского массива и из работ Зандера и
Шмидта, доказывают связь между текстурой и деформацией.
Начинающаяся изоклинальная плойчатость часто отчетливо ука-
зывает на развитие так называемого кливажа путем плоскостей
скольжения, который как целое расположен косо к слоистости,
но так как он проходит параллельно среднему крылу складок,
то все же в его направлении отражается первоначальная слои-
стость. В связи с ней чаще всего стоит определенное расположе-
ние порфиробластов.
Такая зона скольжения, выраженная складками и грубо кри-
сталлической структурой, была уже приведена на фиг. 37, стр. 103.
Грубая кристаллизация в филлитах указывает на повышенный
обмен растворов в этом направлении. Вели плоскости скольжения
находятся на небольших промежутках, а средние крылья складок
при дифференциальных движениях разрываются, то возникает
сланцеватость путем повторной плойчатости (Umfaltung). Прекрас-
ные рисунки этого типа опубликованы Альб. Геймом и Ал-
805
ленспахом1, некоторые из них воспроизведены на фиг. 118
(а и Ь) и 119.
Новая кристаллизация вызывает в направлении плоскостей
скольжения сланцеватость, которая как целое идет параллельно
Фиг. 118. Тан называемый кливаж вы-
жимания (Ausweichungsclivage) в гнейсах.
Тессин. По Альб. Гейму
слоистости, потому что в местах
перегиба целиком исчезает те-
кстура.
Внутри более крупных скла-
док в средней части крыла име-
ются образования, одно из кото-
рых, например, хорошо видно на
фотографии шлифа (фиг. 120) —
в верхней части поля зрения
имеются параллельные, более
темные линии. Одновременно на
этой фотографии можно разгля-
деть выклинивающиеся линзо-
образные сростки карбоната.
Обмен раствора шел рука об
руку с деформацией, как ука-
зывают новообразования хлори-
тоида. Серия пород, с которых
сняты эти последние фотографии,
отмечена порфиробластами хлоритоидов с полями удлинения
(StreckungshOfen). С первого взгляда кажется, что порфиробласты
совершенно не ориентированы и не имеют прямого отношения
к остальным текстурным направлениям в породе, они своим
Фиг. 119. Сланцеватость, обусловленная повторной плойчатостью
(Umfaliung). По Альб. Гейму.
расположением противоречат положениям, имеющим значение для
кристаллизационной сланцеватости. Но при более тщательном изу-
чении, мы очень часто можем распознать тесные отношения, кото-
рые не оставляют никакого сомнения, что дело идет об одновремен-
1 Vierteljabrschrf. d. naturf. Gea. ZUrich. Jahrg. 1900, XLV.
306
пых образованиях, связанных с динамическим воздействием. Хара-
ктерна фиг. 122, иа ней темные кристаллы представлены хлори-
тоидами. Можно отчетливо-распознать, что они находятся в свет-
лых зонах и расположены более или менее параллельно друг
Фиг. 523. Н.’нваж плсйчатости. Хло-
ритовой Сланец. Линзы из карбоната,
кварц частично преобразован в хло-
рит. Граубюнден. Обыкн. свет. Увел. 13.
Фиг. 123. Зоны вытяжения (Streckungs-
hofe) с мусковитом и кварцем вокруг
порфиробластов хлоритоида. Хлорито-
вым сланец. Темные полосы в основ-
ной массе лимонит. Граубюнден. X ни-
коли. Увел. 21.
другу. Светлые зоны соответствуют положению плоскостей сколь-
жения (с слабо волнистой плойчатостью) и располагаются косо
к слоистости, отражение которой
мы видим в сланцеватости. Вслед-
ствие грубозернистой перекристал-
лизации они становятся более свет-
лыми, чем мелкозернистая основная
масса, и представляют пути рас-
творов. Внутри этих полос суще-
ствовали благоприятные условия
для новообразования хлоритоидов.
Таблички хрупкой слюды лежат
внутри этих зон скольжения более
или менее параллельно одному на-
правлению, которое, быть может,
соответствует направлению второй
группы плоскостей скольжения
(Gleitflachenschaar), одновременные
тектонические наблюдения нахо-
дятся в полном согласии с этим
толкованием. Шлиф является при-
мером того, что можно друг от друга
отличать образование плоскостей
скольжения и сланцеватости па-
Фкг. S22. Закономерное расположу-
ние порфирзбластов хлоритоида (па- i
раллельно второй плоскости скольже-*
ния). Светлые зоны являются грубо
перекристаллизованной основной мае-,
оой. Хлоритондовый сланец. Надельс
Обыкн- свет Увел. 10.
307
раллельно слоистости в породах, подвергнувшихся небольшому
Дифференциальному движению, тогда как, что уже выше было
подчеркнуто, при сильных движениях происходит сближение этих
а
с
Фиг. 123. Схематические зарисовки заполненных кварцем поло-
стей разрыва (Zerrungshohlraume) вокруг порфиробластов хлори-
тоида. Хлоритоидовые сланцы. Надельс (а, Ь) и Гарвера (с).
направлений. По обеим сторонам хлоритоидного кристалла нахо-
дятся секреционно выполненные полости разрыва на эти поло-
сти уже было обращено внимание (стр. 103 —104). Некоторые
80S
схематические фигуры (фиг. 123, 124, а также фиг. 121) позаим-
ствованы из статьи о хлоритоидных сланцах. Они нагляднее, чем
длинное описание. С другой стороны, в той же самой области
имеются трещины в
хлоритоидных порфи-
робластах, которые не-
зависимо от кристал-
лографической ориен-
тировки располага-
ются более или менее
параллельно друг дру-
гу. Они представляют
отражение тектониче-
ского воздействия на
уже сформировавши-
еся кристаллы (фи-
гура 125).
Особенный интерес
представляют следы дви-
жения, которые встре-
чаются в порфиробла-
стах. Речь идет о текс-
Фиг. 124. Смена основной массы вокруг кристалла
пирита о выполнением полостей разрыва кварцем и
хлоритом. Хлоритоидовый сланец. Граубюнден.
турных включениях
и их перемещении. Реликты основной ткани характерным
образом перемещены в порфиробластах по отношению к первона-
чальной слоистости или предшествующей сланцеватости, которая
раньше обозначалась как „гели-
цитовая плойчатость“ (helizitische
Falterung), т. е. как сохранив-
шаяся плойчатость, происшед-
шая до образования порфиробла-
стов. Но, однако, наблюдения в
большинстве случаев приводят
к убеждению, что дело идет об
отражении дифференциальных
движений, происходивших во
время или после кристаллобла-
стеза, на что уже было обращено
внимание в работе о хлоритоид-
ных сланцах, из которой заим-
ствованы схематические фиг.
126 и 127 (а и Ь). Шмидт осо-
бенно подробно занимался такими
явлениями, и К р и г е (L. Krige)
привел для них интересные при-
меры из гранатовых сланцев
долины Пиора.
Не менее важные заключения
Фиг. 125. Тектонически обусловленный
разрыв хлоритоидовых кристаллов, кото-
рые располагаются более или менее па-
раллельно независимо от ориентировки.
Хлоритоидовый сланец. Гарвера. Обыкн.
свет. Увел. 27.
о деформациях может дать изу-
чение характера складчатости пород с кристаллобластической
структурой. Альб. Гейм и Алленспах (op. cit.), а также
Зандер тщательно работали над этим вопросом. Следующее пра-
303
вило имеет большое значение как для макроскопических наблю-
дений, так и для микроскопических. „Складки тем мельче и много-
численнее, чем менее мощны элементы слоистости основной ткани".
Особенно хорошо наблюдается это явление в Альпах в склад-
чатом метаморфизованном трпасе, где часто относительно слабо
складчатый кварцит или доломит сопровождается многократными
острыми складками глинисто-мергелистых сланцев. В местах
перегиба складок исключительно часто встречаются секрецион-
ные новообразования кварца, кальцита, доломита и т. д. Ал лен-
спа х пишет об этом следующее: „Между глинистыми слан-
цами и доломитовыми слоями в месте перегиба свода (фиг. 128)
имеются кажущиеся зияющими трещины, но при скрещенных
николях оказывается, что участки плотно выполнены кварцем,
который занял без всяких промежутков все, даже самые мель-
чайшие уголки. Это явление отчетливо указывает на то, что
Фиг. 12Э. Кручение порфиробластов хлоритоида, распознаваемое
по включениям. Кручение продолжалось и во время роста.
он здесь не может быть первичным, но образует секреции. Он
постоянно встречается только там, где может образоваться полость.
Поэтому следует ожидать, и это всецело соответствует наблю-
даемым фактам, что кварц никогда не встречается в раздавлен-
ном среднем крыле. От мест перегиба по направлению к крыльям
он выклинивается и совершенно отсутствует в сжатых частях
крыльев. Отдельные кварцевые индивидуумы являются продол-
говатыми, и можно распознать все переходы от нормальных
до индивидуумов с сильным волнистым погасанием. Очень инте-
ресно положение отдельных кристаллов.
Все складки одной области обнаруживают одну и ту же ориен-
тировку кристаллов секреции".
При описании следует придавать наибольшее значение количе-
ственным данным. Это имеет особенное значение для изучения
правила строения.
Шмидт первый прибегнул к помощи стат исти чес,кого метода
для изучения простых случаев сланцеватости. Были измерены
ориентировки возможно большего числа индивидуумов, и данные
310
были статистически обработаны. Метод имеет настолько большое
значение, что мы не можем отказать себе процитировать часть
работы Шмидта (W. Schmidt. „Statistische Methoden beim Gefil-
gestud um kristalliner Schiefer", 903).
Исследованные Шмидтом шлифы повсюду обнаруживали
гомогенную текстуру на сплошных участках, поэтому изучение
Фкг. 127. Кручение порфиробластов хлоритоида, распозна-
ваемое по расположению включений. Кручение происходило
един раз.
складчатости не входило в его задачу. Чтобы отдельные измере-
ния сделать сравнимыми, надо избегать вращения шлифа по отно-
шению столика микроскопа, что было достигнуто применением
столика с салазками.
„Для измерения и изо-
бражения повсюду бра-
лось па, = со кварца *.
Чтобы сделать работу
более быстрой, при изме-
рении всегда была вдви-
нута гипсовая пластинка
красного цвета первого
порядка. При этом пога-
сание устанавливалось,
когда наблюдался только
этот чистый цвет. Всегда
отыскивалось положение,
при котором шлиф путем
вращения по направле-
нию часовой стрелки пе-
реходил из голубого, че-
рез красный, в желтый.
В таком случае па, раз-
Фкг. S28. Плойчатый сланец из Пиц Урлауна. По
Алленпахуи Альб. Гей му.S — сланец.D—доломит.
Q—кварцевая секреция. Ds — сенрецня доломита.
реза было параллельно
вертикальной нити креста нитей, все остальные измерения ориен-
тировки были отнесены к этой же нити.
Получающиеся путем этого процесса азимуты паг были обрабо-
1 ад —показатель преломления обыкновенного луча.
ЗЦ
таны статистически, при чем они были подразделены на группы,
которые для кварца охватывали предел в 5°. Падающее на каждую
группу число поперечных разрезов, представленное ради сравне-
ния в процентах всего измеренного числа, дает соответствующее
правило строения кварца.
Эти числа можно также Хорошо представить в форме диаграммы
или в прямоугольных координатах, при чем абсциссы представляют
азимуты, а ординаты насколько относительно часто встречались в со-
ответствующих группах. Это изображение имеет то преимущество,
что плоскости диаграммы между двумя любыми ординатами пред-
ставляют общее число разрезов, попадающих в соответствующий
угол. Или ради большей наглядности изображения изберем "поляр-
ную систему координат, тогда возможно непосредственное сравне-
ние с другими направлениями соответствующих разрезов. Особен-
ное эначение это имеет потому, что имеется возможность ориенти-
ровать диаграмму на изображение шлифа.
При этом изображении в полярных координатах приходящееся
на, каждую группу число разрезов изображалось в виде прямой
по азимутам средних величин каждой группы (при атом необхо-
димо, чтобы нанесение азимута соответствовало делению столика
микроскопа для сравнения диаграммы со строением шлифа). Так
как оптической ориентировке несвойствен полярный характер,
такое нанесение можно сделать по обе стороны. Вследствие
этого диаграмма приобретает центр симметрпи и двойную ось
вращения. Масштаб, в котором получается это изображение, при-
спосабливают к условия работы. В избранных примерах перво-
начально 1°/о выражался как х/з с и-
Следующие последовательно друг за другом точки были ради
наглядности соединены прямыми. Получающаяся таким образом
замкнутая площадь не играет той роли в изображении, как при
изображении в прямоугольных координатах. Значение имеет только
длина радиусов векторов. Это способ изображения страдает тем
недостатком, что в нем максимум частоты ориентировки не так
бросается в глаза, как минимум.
В каждой фигуре для сравнения были нанесены диаграммы
совершенно равномерного распределения ориентировки, пред-
ставленные кругом, у которого р = 2,7°/о.
На фиг. 129—135 представлена диаграмма расположения паг
кварца по отношению к сланцеватости, расположение кальцита
по отношению к сланцеватости, расположение трещин спайности
в биотите по отношению к сланцеватости.
Фиг. 129—132 показывают полученные таким путем диаграммы
строения кварца в кристаллизационно-сланцеватом кварците, в ка-
такластическо-сланцеватом биотито-плагиоклазовом гнейсе, ката-
кластическо-сланцеватом граните и кристаллизационно-сланцеватом
биотитовом сланце. Пунктирная линия указывает на направление
сланцеватости. Можно распознать справедливость прежде упомя-
нутого правила Тренера о строении кварца: <о кварца лежит
преимущественно в направлении сланцеватости.
На фиг. 133 и 134 изображен известково-слюдяной сланец
долины Канарья (южная часть Сан-Готтарда и долины Пиора),
SI2
не принимая во внимание узкий кварцевый слой. Здесь со кварца
преимущественно располагается, как это видно на фиг. 183,
под углом в 65° к сланцеватости и почти в том же самом на-
правлении находятся е кальцита (фиг. 134). Если принять, что
для кальцита (что следует ожидать согласно физического со-
стояния) положение равновесия является обратным кварцу,
Фнг, >29. Белый кварцит. Тристен-
кар (Отчетливая сланцеватость).
Фиг. 13Э. Биотито-плагиоклазовый
гнейс. Тироль (первоначально кристал-
лизационная сланцеватость, затем ка-
танластичесная).
Фиг. 139. Мусковитовый гранит, пор-
фировый. Уртнола. Обертерца. .
Флег. 132. Биотитовый сланец. Охснер-
каршнейд. (Кристаллизационная сланцева-
тость).
Фмг. 129—131. Статистические диаграммы расположения по, кварца по отношению
сланцеватости.
то получим совпадение диаграмм. Отклонение от направления
сланцеватости характерно для этой области, в которой встре-
чаются биотитовые поперечные сланцы Различные тектонические
влияния действовали последовательно, вызываемые надвигами
Фиг. 133. Известково-слюдяной сла-
нец. Тессин. Расположение па, кварца
по отношению и сланцеватости.
Фиг. 134. Известково-слюдяной сла-
нец. Расположение пу, кальцита по
отношению сланцеватости.
покровов, кульминацией Тессина и задерживающим влиянием
Готтардского массива. Порфиробластический биотит (поперечный
биотит) указывает вторую сланцеватость, поперечную главной
сланцеватости, она моложе главной сланцеватости, что доказал
Криге в своей работе о районе долины Пиора. На фиг. 135 виден
результат измерения трещин спайности в биотятовых пластинках.
Диаграмма была построена по группам в 10°. Поворот здесь
несколько больше, чем в предыдущих случаях (местонахождения
различные), и представлен хорошо выраженным максимумом.
Порфиробласты располагаются определенным образом не только
по способу, как упоминалось на стр. 300, но могут соответствовать
также второй фазе кристаллизации при сложных условиях. Оба
последних примера показывают, что правило строения может
также иметь значение и для других минералов.
Применение статистического' метода, к правилу строения есте-
ственно нуждается в знании всех условий, имеющих значение для
статистики. В этом отношении можно указать на работу Ниггли.
„Anwendung der statistishen Methoden auf Probleme der Mineralogie
und Petrologies Шмидт также рассмотрел подробно основные
положения. Необходимо получить большое количество данных, чтобы
устранить субъективность. Приложение теории вероятности пока-
зывает, что на основании диаграмм можно установить характер
направления.
Точно такое же исследование шлифов прп одновременном при-
нятии во внимание полевых наблюдений уточнит наши знания
и представления об отношениях текстур дислокационно-метамор-
фических пород к внешним условиям одностороннего давления в хо-
рошо тектонически изученных Альпах и тем самым в отдельных слу-
чаях разрешит вопрос о докристаллическпх и послекристаллических
деформациях. Такое изучение может также подробно объяснить
генезис пород в тектонически неизвестных областях, как видно
из упомянутых ранее исследований Баклунда таймырских пород.
Наблюдения, которые можно сделать в порфиробластах дислока-
ционно-метаморфических пород, кроме того показывают, как важно
для оценки текстур принимать во внимание разнородность пород.
Весьма возможно, что в других случаях, например при простой
кристаллизационной сланцеватости, ей можно приписывать суще-
ственную роль. Эту точку зрения неоднократно высказывал Мюгге.
В одной из последних работ его (Zeitschrift fur Kristallographie,
Bd. 59, 1924, S. 366-374) мы находим примерно следующую формули-
ровку его взглядов. Если разнородный аггрегат подвергается сжатию,
то различные составные части ведут себя различно: например, квар-
цевые зерна в пластической глине ведут себя по-другому, чем
окружающая глина. Как раз в этом случае в направлении выжи-
мания 1 вокруг каждого зерна возникают небольшие зоны удли-
нения, куда могут врастать новообразования. Если механический
процесс выжимания и отделения основной ткани от менее пласти-
ческого зерна происходит медленнее, чем рост новообразований
(а также скорость роста больше, чем скорость выжимания), то мы
находим у плоскости выжимания ориентированные новообразова-
ния, при чем пустоты не возникают. Путем полного замещения
и благодаря дальнейшему росту образующихся зародышей кристал-
лов возникает, наконец, однородная рассланцованная текстура.
Сам Мюгге этот способ объяснения противопоставляет другим
взгядам на происхождение кристаллизационной сланцеватости. Это
нам кажется неправильным. Упомянутые процессы несомненно
1 Примечание редактора. Т. е. перпендикулярно направлению давления. *4- Г
ян
гармонично укладываются в общей картине. Руководящим момен-
том для ориентированных текстур постоянно является неоднород-
ность внешних полей и вещества, новообразования принимают
такие форму и положение, чтобы производить наименьшую работу.
Однако употребляемое М ю г г е понятие довольно хорошо указывает,
что образование порфиробластов с отчетливыми зонами удлинения
и образование однородной кристаллизационной сланцеватости не
являются по существу чуждыми процес-
сами. Они отличаются только по характеру
выраженности, при чем играет роль отно-
шение механической скорости выжимания
к скорости новообразования.
Если мы посмотрим, как упомяну гые
текстуры дислокационно - метаморфических
пород распределяются по различным зонам,
то увидим, что кристаллизационная слан-
цеватость, как об этом упоминалось уже
раньте, бывает различна (сланцеватая,
чешуйчато-сланцеватая, линзовидная, по-
лосчатая), и не только в особенно хара-
ктерной для нее мезозоне, а также наблю-
дается в эпизоне п катазоне. Затем в эпи-
зоне вместо нее встречается иногда чисто
механическая сланцеватость и плойча-
тость, в то время как в наиболее глубо-
Фнг. S35. Гранатз-слюдянон
сланец. С. Готтард. Тессин.
Кристаллизационная сланце-
ватость основной массы с
поперечным более молодым
биотитом в виде порфиро-
бластов. Положение трещин
спайности по отношению к
сланцеватости.
ких зонах в условиях преимущественно гидростатического давле-
ния она может замениться массивной и полосчатой текстурами
(вследствие инъекции). В ядрах более глубоких синклиналей и
антиклиналей вследствие подобных же условий получаются
близкие результаты.
В инъекционных породах наблюдаются на ряду с массивными сле-
дующие текстуры: очковая, жилковатая и полосчатая, с переходами
всех этих форм друг в друга; в особенности последние часто на боль-
шом протяжении обладают удивительной закономерностью. Пере-
ход к очковой текстуре чаще происходит путем спорадического
утолщения слоев. Плойчатость инъекционных гнейсов (текстура
скоучивания, птигматитовая текстура, складчатая 1 (по Седер-
хольму), встречающаяся в очень причудливых формах, припи-
сывается движению, связанному с размягчением затронутых
инъекцией пород во время внедрения посторонних масс. Нередко
констатируются одновременные тектонические воздействия.
Текстура пород оплавления пр имущественно массивная. На ряду
с этим встречается также перемежаемость остатков сланцеватых
и полосчатых текстур. Флюидальные текстуры могут возникать,
когда составные части слабее размягченных пород выпадают из
общей связи и путем течения вплавленной магмы приводятся
в более или менее параллельное положение. Для более точного
изучения особых текстурных явлений пород вплавления необхо-
димо еще произвести более тщательное и широкое изучение ге-
незиса.
1 См. фиг. 53 стр. 222.
381
1 Преобладающие структуры Господствующие текстуры при дислока- ционном метаморфизме
Эпизона Катакластические порфиробласти- ческие реликтовые структуры. Порфиробластические структуры. (Метасоматические структуры) Топкосланцеватая (филлитовая),ка- такластическая сланцеватость, плойчатая (хелицитовая), те- кстура скручивания, зигзаговая текстура, сланцеватость, отра- жающая слоистость, отражение плоскостей скольжения
Мезозона Порфиробластические вплоть до г о мео бластических, диаб ластиче- ские, келифитовые структуры. (Метасоматические структуры) Кристаллизационная сланцеватость обычного, чешуйчатого, линей- ного, линзовидиого, а также по- лосчатого характера. Плойчатая слоистая текстура
Катазона Гомеобластические, главным обра- зом гранобластические, рогови- ковые, ситовидпые структуры. (Бластограннтовая, бластофито- вая) Лннзовидная до почти массивной. Полосчатая текстура (инъекция), птигматитовая плойчатость. Ста- тическая сланцеватость
В данной таблице представлены наиболее важные структуры
и текстуры по зонам (насколько это возможно, имея в виду
сложность явлений), в которых они особенно часто встречаются.
Фоугаы отдельностей и трещины метаморфи>
ческих пород»
Среди форм отдельностей, которые наблюдаются у извержен-
ных пород, пожалуй, только шаровые отдельности совершенно не-
свойственны метаморфическим породам. Напротив, полиэдрическая
и кубическая отдельности встречаются часто, но типичной формой
отдельности дислокационно-метаморфических пород является
плитняковая, которая редко отсутствует. В сланцах осадочного
происхождения она указывает на прежнюю слоистость или новую
сланцеватость, но в некоторых породах изверженного происхо-
ждения она также часто очень отчетливо развивается. В гнейсах
центральных массивов плитняковая отдельность часто располагается
параллельно трещинам отдельности покровных сланцев. Призма-
тическая или столбчатая отдельность иногда возникает вследствие
того, что плоскости двух сланцеватостей пересекаются под косым
углом (столбчатый гнейс, грифельный гнейс). В последнее время
Клоос и его ученики Опубликовали очень хорошие работы
о связи трещин с тектоникой, происходящей во время и после
магматического застывания. Их методы работы приложимы также
и для метаморфических пород.
Где в породах обнаруживаются явления вытягивания, как
правило, перпендикулярно" к направлению удлинения наблюдаются
318
отчетливые то более, то менее густо расположенные поперечные
трещины (перпендикулярно сланцеватости и вытягиванию). Их
также часто называют трещина ни растяжения, потому что они со-
ответствуют более сильному напряжению породы при растяжении,
вследствие чего получается разрыв. Перпендикулярно сланце-
ватости, но параллельно вытягиванию располагаются продольные
трещины. Они большею частью неровны и проходят параллельно
направлению вытягиванию. С плоскостями сланцеватости часто ехце
связана третья система главных трещин. Там, где встречаются
иногда все три вида трещин, которые при этом расположены то
перпендикулярно друг к другу, то более или менее косо, обра-
зуется, очевидно, кубическая или ромбоэдрическая отдельность.
Как простирание и падение слоистости и сланцеватости, так
и положение трещин, а также имеющееся вытягивание можно уста-
новить с помощью горного компаса. Для нахождения последних
Бекке дал следующие указания: записная книжка в жестком
переплете ставится вертикально на хорошо видимое обнажение
растяжения, и затем обычным способом при помощи горного ком-
паса определяется уклонение этого направления от вертикаль-
ного. Потом компас перемещается вертикально к линии удлинения,
и по отвесу определяется наклон по отношению к горизонтальной
плоскости.
Для обозначения растяжения на геологической карте приме-
няется знак простирания и падения, прибавляя последнему в най-
денном направлении еще стрелку растяжения с соответствующей
цифрой (жс), которая указывает угол падения растяжения. На-
правление растяжения часто выдерживается на большом участке.
В падениях растяжения встречаются большие колебания. Часто
простирание и падение значительно изменяется, тогда как растя-
жение остается удивительно постоянным.
ГЛАВА ДЕВЯТАЯ.
АССОЦВОЩИК МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД.
ПОНЯТИЯ .МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПРОВИНЦИИ"
И „СЕРИИ ПОРОД» МЕТАМОРФИЧЕСКОГО
ПРОИСХОЖДЕНИЯ.
Если мы станем изучать ассоциации минералов, возникаю-
щие путем метаморфизма одной (в отношении возраста) области
{геологической единицы), то распознаем родство образований между
собой. Это так и должно быть, потому что метаморфизм представляет
приспособление к новым физико-химическим условиям, а эти по-
следние в геологической единице связаны тесно друг с другом.
Если изучение отношений внутри минеральной ассоциации дает
нам указание на местные условия, то изучение различных место-
рождений, образовавшихся благодаря одному и тому же акту
21 Грубенмав в Ниггли 317
истории земли, дает нам возможность понимать влияние одних
и тех же самых факторов на различный химизм или различных
физических условий на один и тот же химизм. Понятию минераль-
ных ассоциации соответствует понятие более высокого порядка—
о провинциях ассоциаций, в нашем случае о провинции пород мета-
морфического характера.
Естественные родственные отношения между метаморфическими
породами будут, очевидно, встречаться там,' где мы распознаем
историю их развития, и описанная в предыдущих главах в общих
чертах систематика метаморфических пород представляет только
общий схематический краткий вывод закономерностей, найденных
при изучении различных провинций. При рассмотрении их речь
идет об родственных отношениях. Степень такого родства можно
понимать то более узко, то более широко. Для разграничения
петрографических провинций нельзя указать никаких правил. Не-
сколько распознается непосредственная связь между горными
породами во времени или пространстве, она должна изучаться;
в результате получается провинциальное родство различной сте-
пени и различного типа.
Изучать процесс, вызывающий метаморфизм, во времени можно
путем сравнительного рассмотрения продуктов и их геологического
положения. Если мы рассматриваем родственные связи главным
образом с этой точки зрения, то расхождение типов будет во времени.
В районе с выраженным контактным метаморфизмом, как правило,
наблюдается последовательность чисто термического, перимагма-
тическо - пневматолитического, апомагматическо - гидротермального
метаморфизма. При дислокационном метаморфизме последователь-
ность во времени не имеет большого значения. Однако более но-
вые данные о тектоническом горообразовании показали, что здесь
дело идет о длительных процессах, охватывающих иногда даже
несколько геологических эпох, и одной из наиболее важных задач
для геологов, работающих в петрографическом направлении в по-
добного рода областях, является установление последовательности
событий путем исследования получающихся продуктов в отноше-
нии минерального состава, структуры и текстуры. В обоих случаях
возможно найти образования, которые прошли преимущественно
одну фазу метаморфизма, и другие образования, которые прошли
вторую фазу метаморфизма; в таком случае только сравнительное
исследоварие в состоянии дать правильную оценку роли отдельных
факторов.
Но породы одной ассоциации могут быть образованы почти
одновременно, зато условия физико-химического характера про-
странственно вариировали в определенной зависимости. В таком
случае пространственные родственные отношения представляют
превосходный объект для исследования. Тип и природа контактового
метаморфизма зависят, например, от первоначального материала,
от расстояния от очага извержения и от путей дестилляции. Кон-
тактовое поле надо расчленить в физико-химическом отноше-
нии и связать разнообразие продуктов с этим разделением.
Если геологическая единица представляет единую геотектони-
ческую область или область единых орогенических движений, то
распознавание зависимости условий от места их нахождения
318
представляет одну из наиболее важных геолого-петрографических
задач. Естественно, можно встретить различные провинции как
в смысле времени, так и пространства.
При изучении этих зависимостей, при котором выявляется
связь геологии и петрографии, следует применять определенные
понятия. Под естественными сериями пород (это понятие было
введено Брёггером в 1894 г.) будем понимать породы, которые
соответствуют следующему определению:
„Породы одной гео логической единицы объединяются в одну серию,
когда они между собою связаны путем переходов и одинаковы по стру-
ктуре и текстуре, а также обладают в химическом и минералогическом
составах определенными общими и непрерывно изменяющимися при-
знаками*. Родство, выраженное этими признаками, возникает то
в зависимости от времени, то от пространства, то от обоих фак-
торов вместе. Однако и с другой точки зрения можно произвести
подразделение.
Метаморфические серии пород с приблизительно постоянными
физическими условиями, но у которых химизм представляет пере-
менную величину, должны обозначаться как изофизическая или го-
меофизическая серии. Поэтому породы, образующиеся из первона-
чально-химически сходного материала, которые были метаморфи-
зованы при различного рода условиях, однако генетически свя-
заны, надо называть геохимической или гомеохимической метамор-
фической серией пород. Подобного рода сравнимые породы после-
довательно распространяются от внутренней к внешней контакто-
вой зоне. Исследование серий выясняет смену минерального со-
става в зависимости от физических условий.
На чем покоится родство в таких сериях пород в идеальном
случае равновесия, показывает рассмотрение фиг. 31 (стр. 73). При
одинаковой температуре, но различном химизме должны бы были
возникнуть фазовые комбинации, пересекаемые одной из горизон-
тальных линий. Например, при 1000° и низком давлении в си-
стеме СаСОд — А12О3 — SiO2, смотря по составу, образуются: силли-
манито-анортито-корундовые, силлиманито-анортито-тридимитовые,
волластонито-анортито-тридимитовые, геленито-анортито-волласто-
нитовые, геленито-анортито-корундовые породы. При этом, смотря
по химизму внутри одних и тех же комбинационных условий,
вариируют количества отдельных минералов, вплоть до их исчез-
новения. Это является примером теоретически изофизической серии
пород.
Если, с другой стороны, мы представим вертикаль в диаграмме,
то образующиеся поля: волластонито-геленито-анортитовых или
волластонито-гроссуляро-анортитовых (или геленитовых) пород
могли бы быть, например, членами теоретически изохимической
серии пород. Одновременно они является различными дивариант-
ными комбинациями одного или нескольких моновариантных ура-
внений обмена, возникновение которых в пределах области обусло-
влено существующими факторами.
Второй экспериментальный пример представлен на фиг. 136.
В системе MgCl2—Na2S04—Н2О осадки, существующие совместно
с обыкновенной солью и раствором, находятся в зависимости от
температуры и химизма. На фигуре имеются две горизонтали
21
819
(для различных температур). Парагенезисы пересекаемых полей
соответствуют одной изофизической серии пород. Возможно, что
внутри одной провинции (с меняющимися физическими условиями)
существуют обе серии, или что одна метаморфическая провинция
представляла условия для одной серии, а другая провинция —
для другой серии. В таком случае члены двух серий, соответ-
ствующие друг другу по химизму, будут называться химически
коррелятивными (соотносительными) членами.
При изучении провинций пород метаморфического происхожде-
ния часто можно различать приблизительно изохимические серии
пород. Так как естественные процессы преобразования не всегда
вызывают устойчивые (а также метастабильные) парагенезисы, то
объяснение эмпирических факторов обыкновенно не столь просто.
С другой стороны, вследствие неполно протекающих реакции
и благодаря только частично благоприятным условиям (кинетика),
связь бывает часто более отчетлива, чем если бы всюду устана-
вливалось конечное состояние, так как небольшие химические
уклонения могут сохранить первоначальное состояние. Но понятие
серий пород охватывает, конечно, все естественные метаморфи-
ческие серии, безразлично — идет ли речь об отношениях равно-
весия или неравновесия. Впрочем, мы должны всегда стремиться
различать изогенетические минералы, т. е. минералы, в общем
возникающие одновременно, от реликтов и диафторических мине-
ралов. Отдельные серии пород можно в таком случае характери-
зовать большим количеством реликтового материала или значи-
тельным диафторезом. При более полном, более или менее изо-
генетическом кристаллобластезе прежде всего получаются выше-
приведенные отношения. Результат тот, что внутри геологической
единицы встречается целый ряд типов пород, которые различаются
только относительными количествами отдельных минералов или
среди них имеются переходы различных минеральных комбинаций.
Присутствие характерных минералов, находящихся в различных
количествах, связано также с геологическими условиями. Когда
породы сходного химизма, которые вследствие- различного про-
исхождения (например изверженные породы и мергелистые осадки)
первоначально обладали совершенно различными минеральными
составами, получили сходный новый минеральный состав, то это
называют явлением конвергенции. Провинция обнаруживает соответ-
ственно своей своеобразной геологической истории совершенно
определенный региональный характер, которому подчинены се-
риальные закономерности. В таком случае можно вместе с Эско ла
сказать, что в провинции имеется определенная фация или
определенные фации метаморфизма; эти термины говорят об одной
из серий изофизических пород или об одном семействе серий
изофизических пород. Здесь особенное значение имеет тип ком-
бинаций различных видов метаморфизма, которые определяют
местный колорит, поэтому получается разнообразие различных
провинций. Определяющий! моментом при этом: является отношение
между дислокационным метаморфизмом и метаморфизмом нагрузки,
или между контактовым и дислокационным метаморфизмами, или
же между термальным и метасоматическим контактными мета-
морфизмами.
320
Все же, если сравнить различные метаморфические провинции,
то очень часто можно распознать между этими провинциями
частично очень близкое родство, которое вызвано сходными
условиями во время метаморфизма; получаются гомологичные серии
пород, гомологичные провинции. Подобного рода широкие сравнения
помогают различать местные закономерности от общих, а также
обусловливают предел химической и физической изменчивости
иэосдизицеская-
" серия пороЯТ
изофизиазсаая
'TeptfplSopeol
Фкг. S3S Изофизичесиие и изохимическке серии пород. Объяснение их на призере
месторождения солей (см. стр. 319).
одного типа породы и одного семейства серий пород (или
одного семейства фаций). При полном сопоставлении всех семейств
серий пород (охватывая гомологичные серии пород, мировой тип
последних), а также со всеми семействами фаций, можно было бы
дать действительно хорошо обоснованную классификацию по зонам.
Но в настоящее время для общего обзора практически можно
провести только тройное подразделение зон. Семейства фаций,
как, например, попытался пх установить Эско л а (к сожалению,
пе всегда удачно и неполно),' почти ничем не отличаются от си-
стематики, которая приведена в предыдущих изданиях этой книги.
Затем часто вводят особые подразделения внутри зон, но они не
являются отчетливыми и ни в какой мере не заменяют обзорной
трехзонпой схемы, а только могут углубить и уточнить ее1
1 Во время печатания этой главы, написанной больше года тому назад, по-
явилась работа Тилли (С. Е. Tilley). „The Fazies Classification Metamorphic
Rocks". Принимая во внимание это, будут небесполезны повторение и более
близкое рассмотрение названных замечаний. Классификация фаций в основном
321
Мы пытаемся установить, что это эмпирическое определение серий
пород (и фаций), выведенное из отдельных наблюдений и сравне-
ний, должно быть решающим и для более точного разграничения
зон и групп. В будущем на них следует в первую очередь оста-
навливать внимание. При этом особенное значение имеет мнение
Бекке: „При подобного рода попытках полезно прилагать к изве-
стным и проработанным представлениям, которые уже являются
общим достоянием науки, и новое, которое можно поставить в связь
с уже хорошо известным, отметить сходство и обнаружить разницу“.
Можно позволить себе еще на паре примеров, заимствованных
частично из работ Гольдшмидта и Карстенса, частично из
исследовании в Альпах, дать ясное понятие об обсуждавшихся
здесь принципах.
Согласно Гольдшмидту, почти изохимической серией пород
в районе Ставангер является одновременно дислоцированная об-
ласть от внешней контактовой зоны к средней. Указанные раньше
(стр. 182) молекулярные значения следует ради удобства привести
еще раз.
si al fm С o!fc ft mg c fin ti P | cot 8 Порода и местонахождение
II
ш
IV
v
VI
244
264
267
37,5 37 9
40 33,5 9
16
16
16,5
16,5
17,5
21,5
0,71
0,67
0,60
0,32
0,28
0,32
0,09
0,05
0,12
2,86
2,76
2,30
0,24
0,23
2,14 0,49
0,23 0,70
— 0,23
0.48 0,35
0,56 0,37
0,43 0,33
0,23. 2,35
0,27 2,21
0,47 1,73
Кварчево - мускови-
то-хлоритовый фил-
лит, Ставангер
(ср. ив 18)
Кварпево-мусковито-
хлорит.- гранатов,
филлит, Сгаван-
гер (ср. из 8)
Кварцево -двтслюдя-
но-гранатов. фил-
лит, Бру
Кварцево-двуслюдя-
но-гранатовый сла-
нец (ср. из 6)
Кварцево - двуслю-
дяно-гранатовый
сланец (ср. из 4)
Альбитопорфиробла-
стический сланец
(ср. из 6)
сходна с классификацией по семействам серий пород и по семействам метамор-
фических петрографических провинций, которая автором этой книги предложена
уже много лет тому назад. Она «» в коей мере не может заменить обзорной
схемы, в основании которой лежит деление на зоны. Она может только в ча-
стностях эту схему углублять и уточнять, потому что чем точнее будет
проведена классификация фаций, а также классификация пород метаморфического
происхождения на гомологичные серии, тем отчетливее выявляется довольно
большое разнообразие. В таком случае не остается ничего другого, как доба-
вить к обзору главное подразделение на три зоны (до некоторой степени
семейства), как уже это очень подробно сделано в предыдущих изданиях этой
книги. Эсколаи Тилли остались неизвестными определения понятий одного
из авторов этой книги (см., напр., “Die Gesteinsassociationen undihre Entstehung",
S9S). Так, в настоящее время Т и л л и вводит в своей работе едва ли удачное
322
Минералогический состав явствует из следующего сопоста-
вления:
Общие минералы Особые минералы
Кварц, натровый плагиоклаз, (альбит, альбит-олигоклаз) Мусковит (сначала серицит, затем ста- новящийся более грубозернистым и увеличивающийся в количестве). Ак- цессорные минералы. Богатые из- вестью породы содержат некоторое количество клиноцоизита I. Хлорит II. Хлорит + немного граната Ш. Хлорит 4-биотит-(-немного гра- ната IV. Биотит + хлорит -|- гранат V. Биотит -j- гранат VI. Биотит -(- гранат + немного ка- лиевого полевого шпата
Проходящие минералы от эпизоны до мезозоны, образующие
серию пород, представлены кварцем, богатым натром плагиокла-
зом, мусковитом, клиноцоизитом и акцессорными минералами.
При повышении температуры появляются гранат и биотит вместо
хлорита и мусковита, наконец также немного полевого шпата
вместо мусковита. Таким образом условия метаморфизма были
таковы, что частью образовывался биотит, частью отсутствовал.
Гранат представлен марганецсодержащим альмандином. Структура
в общем показывает увеличение размера зерна от I к VI, порода VI
является порфиробластической. В последних породах встречен
амфибол, а также был констатирован хлоритоидный филлит.
К таблице на стр. 182 присоединены еще инъекционные породы.
В целом это представляет серию пород с различным притоком
вещества, метасоматическую инъекционную серию. О закономерно-
стях таких серий сообщалось уже раньше (стр. 204).
Исследуя контактовый метаморфизм в районе Христиании,
Гольдшмидт познакомил нас с более или менее гомеофизиче-
ской серией пород, а также вывел их физико-химическое значение,
что было указано на стр. 159—163. В данном случае мы имеем дело
с породами внутренней зоны контакта, и все процессы происхо-
дили в области катазоны. На приводимой таблице имеются моле-
кулярные значения некоторых пород с указанием их минераль-
ных составов.
понятие „изоградичные породы" („isograde rocks") для пород, которые принад-
лежат к изофизическим сериям.
Можно, впрочем, как только будут найдены более тонкие отличия, сравнивать
друг с другом не только отдельные породы двух провинций или частей про-
винций, но следует увязывать между собою и общие условия, так как один мине-
ральный состав реагирует на небольшие изменения условий гораздо интенсивнее,
чем другой. И чем точнее петрографически исследована геологическая единица,
тем разнообразнее будет становиться картина. Не случайно, что в петрографиче-
ски хорошо исследованных Альпах пет речи о проходящих (durchgehende) зонах,
хотя в других местах они еще признаются. При более подробном специальном
исследовании постоянно обнаруживается расчленение, которое даже передает
тонкости в тектоническом строении. Поэтому, повидимому, является мало удач-
ным, когда схематичность, свойственную понятию „зоны" в тройном делении,
проводят еще дальше, говоря об „изоградах" как о подзонах.
823
JO5 si al fm С alk к wg c}fm Порода и местонахождение
I 291 53,5 17,5 4 25 0,80 0,56 0,23 AHflanvsnTo-кордиеритовый роговик (Гунильдруд, Хри- стиания)
и 203 35 42 8 14 0,67 0,41 0,19 Плагиоклазо-кордиеритовый роговик (Коллас, Христиа- ния) Плагиоклазо-гиперстепо-кор- диеритовый роговик (Бер- гет) Плагиоклазо-биотитовый ро- говик, (Аарфольдаас)
III 135 33,5 46,5 7 13 0,67 0,50 0,14
IV 153 27 40 11,5 21,5 0,30 0,50 0,28
V 1(52 30,5 43,5 15,5 10,5 0,62 0,50 0,36 Плагиоклазо-гиперстеновый роговик (Сельвсбергет, Христиания)
VI 118 20 49 22 9 0,14 0,42 0,45 Плагиоклаз о-диопсидо-гипер- стеиовый роговик (Аар- фольд) Плагиоклазе-диопсидовый роговик (Коннерудколлен)
VII 162 20,5 31 31 17,5 0,55 0,65 1,00
Вся серия этих роговиков характеризуется следующими глав-
ными минералами:
Общие (проходящие) минералы Особые минералы
Кварц, ортоклаз, биотит, а также пла- гиоклаз, который с увеличением со- держания СаО в породах становится все более известковистым I- | Андалузит ф s П. | Кордиерит § g III. J Гиперстен ® и IV. - £ Е V ) ч - vf Гиперстен ) § £ ? Диопсид о v11. ) о
Кроме того, породы с гроссуляром -j- волластонитом ±: диопси-
дом везувианом.
Сюда также входят пограничные типы особого химического
состава при отсутствии отдельных минералов. Ряд: глинистый
сланец—мергелистый сланец—мергелистый известняк метаморфи-
зуется в катазоне как „роговиковые фации11.
С увеличением содержания извести плагиоклаз становится
более богат кальцием, андалузит исчезает и наконец замещается
гиперстеном, затем диопсидом и волластонитом. Кордиерит разви-
вается также только при избытке глинозема [al > alk ф- с).
Гольдшмидт в одной из своих работ сравнивал эту серию
пород с сериями, которые находятся в Высоких горах южной
Норвегии как продукт дислокационного метаморфизма („регио-
нальный метаморфизм11). В этом районе встречаются метаморфизо-
ванные породы, которые были преобразованы при различных
324
физических условиях. Можно найти химически коррелятивные
породы различного метаморфизма.
Типичным примером является следующий:
si al С alk С/т. ti №. h
Известково - силикато- вый гнейс 1 (Алмаас- крокен) . 17b 23 32 35,5 9,5 0,48 0,58 1,1 1,6 0,18 8 0,0
Известково- слюдяной сланец 2 (Ьуа) . . . 198 21,5 32,5 36 10 0,44 0,60 1,1 1,7 0,25 11 41
Большое содержание С02 и Н20 известково-слюдяных сланцев
не является никоим образом аргументом против изохимизма, так
как высокие температуры не позволили СО, и Н>0 войти в ми-
неральный состав известково-силикатового гнейса. Состав биотито-
плагиоклазового гнейса (Гольдшмидтом назван известково-
силикатовым слюдяным сланцем) показывает, что авгит и амфибол
являются существенными минералами только при относительно
высоком содержании с и низком значении al. Подобная порода из
Ланглетета (Langletet) с 46,5°/о битовнита, 31,5°/О биотита и
15,5°/, кварца, кроме того некоторое количество магнитного колче-
дана, магнетита и апатита имеет следующие молекулярные зна-
чения:
si al fm c alk к mg 7» ti Я
134 32 39 20 9 0,61 0,41 0,51 1,4 11
Наивысшую стадию дислокационного метаморфизма можно ми-
нералогически сравнивать с серией роговиковых пород района
Христиании.
Район Христиании Серия I Район Трондьеы Серия II
Андалузит + кордиерит Гиперстен + кордиерит Диопсид + гиперстен Альмандин + биотит (ставролит -|- мусковит) Биотит Амфибол + биотит ИЛИ ДИОПСИД + биотит
1 Минеральный состав:
Андезин 25,5%, пироксен 20%, калиевый полевой шпат 14,2%. амфибол 13,5%,
кварц 1-J,5% клиноцоизит 6,2%, скаполит 3,75%, титанит 1,75%, кроме того маг-
нитный колчедан и апатит.
2 Кварп 35,5%, биотит 27%, кальцит 16,5%, олигоклаз-альбит 16%, муско-
вит 3%, кроме того магнитный колчедан, апатит и органическое вещество
325
Серия Пород из Трондьема принадлежит также к катазоне, ее
переходу в мезозону. Во II серии отсутствуют кордперит и гипер-
стен. Капиевый полевой шпат замещается преимущественно био-
титом. Напротив, альмандин и ставролит, а также амфибол ветре- I
чаются только в серии П. Богатые гидроксилами и удельно тяжелые I
минералы господствуют во II серии. Температура метаморфизма, I
пожалуй, несколько ниже, тогда как давление могло быть выше, I
чем при преобразовании в районе Христиании. Согласно Э скола,]
тем же самым отличается метаморфизм района Ориерви от района I
Христиании.
Карстенс (С. Carstens) в своей работе о нижне-ордовичском I
вулканическом горизонте в районе Трондьем доказал, что во время I
каледонской складчатости существовали условия эпизоны. Бимарк-1
ская группа вулканических и осадочных пород метаморфизована I
точно так же и образует теперь более или менее изофизи-1
ческую серию пород, в которой принимают участие следующие I
минералы: эпидот до клиноцоизита, светлые роговые обманки, хло- I
рит, стилпномелан, марганецсодержащий альмандин, мусковит- I
серицит, альбит, кальцит, доломит, кварц, магнетит, пирит, маг-
нитный колчедан, титанит. Порфиробластические структуры встре-
чаются часто, затем можно распознать влияние одностороннего
давления и напряжения. О зависимости минерального состава от
химизма дает понятие следующая таблица.
т
с
ь
1
8г al fm 1 с 1 alk 61 mg с//л» fog Породы
103,5 21,5 54,5 I 18 6 0,03 0,G8 0,33 — Зеленокаменная порода с бесцветной рЗговой обман- кой, альбитом, хлоритом
118 24,5 46 20,5 9 0,02 0,58 0,45 4,2 То же самое, только с эпи- дотом и некоторым ко ти- че ством кальцита
146,5 24 46,5 15 14,5 0,02 0,66 0,32 Зеленокаменная порода с Сеспветной роговой об- манкой, альбитом, хлори- том. эпидотом
156 1G 51,5 28,5 4 0,03 0,39 0,57 44 Гранато-доломитовый филлит с альбитом, гранатом, хло- ритом, кварцем, доломи- том
95 15 79 4 2 0,87 0,17 0,05 — Магнетитовый филлит с му- сковитом, хлоритом, маг- нетитам
67,5 5 91,5 1,5 2 0,38 0,08 0,02 Темная порода с сталтао- меланом и магнетитом
Можно распознать, как роговая обманка и эпидот связаны
с повышением с п с низкими значениями со2, и стилпномелан
встречается только при высоком содержании FeO и одновременно
значительном содержании Si02-
Карстенс (Geol. Foren. i Stockh. F6rhandl, Bd. 46, 1924,
S. 246—253), считает, что метаморфическая порода, названная
8S6
темной (Schwarzfels), невидимому, представляет эпизональное обра-
зование эвлизите. Под эвлизитами понимаются породы, которые
состоят главным образом из магнетита, фаялита, пироксенов, грю-
нерита гранат. А имическая аналогия с стилпно-меланово-магне-
тиговой породой видна из следующего сопоставления:
81 al fm 1 с alk к mg Породы и местонахождение
67,5 б 91,5 1,5 2 0,38 0,08 Темная порода (район Трондьем)
67 1 S3 5 1 0,36 012 Эвлизит (гора Мансьё)
63 0 98,5 1,5 0 — 0,12 Эвлизит (Лобергет)
44 1 97,5 1 0,5 0,5 0,04 „ (Гилдинге)
61 2,6 92 I 4 1,5 0,28 0,03 „ (Франция, Коллббриер)
Гематитовые и магнетитовые полосы также принадлежат этой
группе метаморфических, богатых железом пород.
В 1912 г. после выхода основного параллельного исследования
Гольдшмидта, Ндггли опубликовал расширенную часть той
же работы, касающуюся хлоритоидных сланцев Готтардского мас-
сива. Последние представляют дислокационно-метаморфический
триас и лейас северной синклинальной зоны,. которая отделяет
Готтардский массив от Сомвикса и, наконец, от Аарского массива.
Молекулярные значения некоторых метаморфических пород слож-
ной серии таковы(см. таблицы на стр. 328 вверху).
Породы I и VI, а также Via были названы хлоритоидными
сланцами типа Надельс. Это светлосерый филлит с порфиробла-
стами хлоритоида. В основной массе встречаются кварц, серицит,
гематит, рутил, хлорит.
Породы IV и VII представляют хлоритоидные сланцы типа
долины Наустгсль-. красно-фиолетово-серый пятнистый и темно-
зеленый филлит с хлоритоидными порфиробластами. Более бога-
тое содержание хлорита, а также гематита и некоторое количество
лимонита обусловливают окраску.
Порода VIII {тип Гарвера 1\ является благодаря углистому веще-
ству темноокрашенным хлорптопдным сланцем.
Порода III {тип Рункахепщ) совершенно не содержит хло-
ритоида. Красный сланец характерен кварцем, лимонитом, гема-
титом, рутилом, ссрицптом и хлоритом.
Породы II и V {тип Соливабах) представляют зеленые узло-
ватые сланцы, не содержащие также хлоритоида.
Имеются налицо: кварц, хлорит, серицит, карбонат, лимонит,
гематит, (магнетит), рутил. Темные линзообразные узелки состоят
из бурого карбоната, который частично замещен хлоритом и фер-
ритом (см. фиг. 120).
Серия является прекрасным примером ряда вакономерностей.
Она гомеохимичпа, слабо мергелистые глинистые сланцы были
исходным материалом. Прежде всего обнаруживается независимость
образования хлоритоида от содержания SiO2. Величина si колеблется
от 169 до 494, весовые проценты Si02 от 49,91% до 7?,86%. Тип
простого хлоритоидного сланца обладает большим пределом ко-
32Т
328
Хллритоидные сланцы ееверо-воотока Готтардсиаго wiaecwsa (5юяднэр«02 эр ла яд).
jew si al fin e alk к W c//'n Л ti CO,
I 169 55 36 1 8 0,70 0,03 0.04 44,5 8,1
II 162 39 43 3 15 0,32 o;.r>i 0,03 56 2,6
III 213 49 36,5 1,5 13 0,88 0.21 0,04 50 8.2 0,7
IV 206 44 50 1,5 4 5 0,81 0,36 0,03 51,5 2,8
V 800 45 43,5 1.5 10 0,60 0,50 0,04 85 1,7 15 5
VI 371 39 45 10? 6 0,80 0,52 0.22 50 3 не onp.
Via1 388 40,5 43,5 2,5 13,5 0,56 0,37 0.05 49 4,2 следы
VII 437 40 45 4 11 0,83 0/> I 0,09 5.) 3,2
VIII 494 57 31,5 0 11,5 0,76 0,15 0,005 44 6 5,7
si al fin л alk к mg rlfm Л Порода и местонахождение
IX 575 45,5 48,5 3 3 0,86 0,32 0,06 36,5 Хлоритондовый кварцит (до- лина Пиора)
X 262 45 41,5 3,5 10 0,85 0,30 0,09 55,5 Хлоритондовый сланец (Рей- хеиау)
XI 188 48,5 38 3,5 10 0,61 0,28 0,09 — Хлоритондовый сланец (Бриг, Валлис)
XII 166 50 34,5 2 13,5 0,61 0,30 0,05 46,5 Хлоритондовый сланец (Во- начессе)
1 Новый анализ для наиболее грубых типов.
лебания в si, это широко распространенное явление в метаморфи-
ческих породах. Большая часть типично метаморфических мине-
ралов образуется независимо от содержания Si02, с кварцем или
без него. В хлоритоидсодержащих филлитах наблюдается большое
сходство величин al, fm, с и alk, а также в содержании Н20. Это
подтверждается нижеприведенным сопоставлением анализов из со-
вершенно различных провинций (см. таблицу на стр. 328 вниву).
Молекулярные значения некоторых других швейцарских хлорито-
пдных сланцев являются следующими (см. табл, на стр. 328 выше).
Главные значения не швейцарских типичных хлорнтоидных
сланцев, обозначенных в проекции кружком, являются следующими:
al fill С alk к тд clfm
1 189 45 40 1 14 0,64 0,46 0,03
2 8а 49 42 1 8 0,37 0,10 0,02
3 526 60 35 4 1 0,16 0,01 0,10
4 233 57 30 2 11 0,70 0,32 0,06
Б Б 44 44 39 1 16 0,49 0,45 0,02
6 173 37 55 0 8 0,76 0,07 0,01
7 102 55 30 1 14 0,56 0,34 0,04
8 97 50 36 0 14 0,40 0,43 0,01
9 96 49 34 — 17 0,63 0,23 —
10 96 45 36 2 17 0,70 0,08 0,06
11 89 49 42 1 8 0,37 0,10 0,02 1
Апуанские Альпы (по М о-
пассе)
Северный Корнуэл
Мэрилэнд
Леобен
Арденны
Местонахождение
Во всех случаях значения al и fm высоки, с низко, alk не пре-
вышает 17. Если мы назовем избыток глинозема al—(alk-\-c) — t,
то мы для анализов с I до XII получим следующие- значения
для t: 46; 21; 34,5; 38; 33,5; 23; 25; 45,5; 39,5; 31,5; 32; 34,5. Породы
богаты железом (тд поднимается только немного выше 0,5) и на ряду
с этим богаты также Н2О; К20 большею частью преобладает среди
щелочей. Если мы построим для определения предела химических
колебаний диаграмму, с si в качестве абсциссы, al, fm, с и alk
в качестве ординат, то соответствующие значения займут относи-
тельно узкие горизонтальные полосы. Если мы все анализы пере-
несем в концентрационный тетраэдр al-fni-c-alk (см. стр. 9), то
проекционные точки расположатся в довольно узко ограниченном
поле. Так как все анализы, за исключением одного (разрез 2/3),
попадают в разрез 1 (см. стр. 9), получается вполне удовлетво-
рительное изображение отношений на этой плоскости разреза
(фиг. 137). Сюда также включены анализы 11, III и V, которые не
содержат никакого хлоритоида; они попадают в поле хлорнтоидных
сланцев, даже если лежат близко к краю. Сравнение анализов
III и XII ясно доказывает, что причина различного развития может
лежать не в химизме (см. табл, на стр. 330).
То обстоятельство, что в общем анализированные хлоритоидные
сланцыбеднеещелочами, связано лишь с тем, что для анализа были
выбраны типичные, богатые хлоритоидом филлиты. В северной зоне
синклинали Готтардского массива (Тавочская мульда) господ-
329
si ' al i Л» i С 1 । alk к тд clf«i к
ш 212 49 36,5 1,5 13 0,88 0,21 0,04 50
хп 106 50 , 34,5 2,0 13,5 0,61- 0,30 0,05 40,5
ствовали во время альпийского горообразования условия, позв(
лившие образовываться хлоритоиду из хлорита и ферритов (ф- серп-
01
Фиг. 137. Хлоритоидовый сланец. Проекционное поле. (Сечение I в тетраэдре
al-fm-o-alk).
цит). При местных благоприятных условиях преобразование шло
дальше. Между тем как здесь же рядом можно наблюдать обыкно-
венные филлиты. В остальном видна отчетливая зависимость от
особых тектонических условий.
330
В том же самом тектоническом районе наблюдаются породы
с альбитом и эпидот-клиноцоизитом. Встречаются также филлиты
с порфиробластами магнетита. Мергелистые породы, известняки
и доломиты были преобразованы в известковые филлиты и нерав-
номернозернистые (микрокристаллические до мезокристалличе-
ских) мраморы.
Весь метаморфизм происходил в области эпизоны. Отсутствуют
гранат, ставролит, зеленые роговые обманки, грамматит, дистен,
биотит и груболистоватый мусковит. Молекулярные значения неко-
торых пород, сопровождающих хлоритоидные филлиты, являются
следующими:
si dl fm С alk к mg cifm h ti co2
170 42 33 3,5 21,5 0,47 0,39 0,11 26,5 2,3
179 39 32 5 24 0,36 0,40 0,15' 27 2,2 —
403 39,5 34,5 5 21 0,76 0,35 0,14 46 4,4 —
271 43 26 9,5 21,5 0,81 0,50 1 0,36. 21 3 3,4
220 43 26 11 20 0,50 0,42 0,41 17 3,1 5
168 25 23 45 7 0,86 0,69 1,94 22 1Д 40
Порода
Альбптсодержащие филли-
ты с порфиробластами
магнетита
Серицито-альбитовый гнейс
Серицито-хлорито-альбито-
вый гнейс с некоторым
количеством кальцита и
эпидота
Известковый филлит
Таким образом хлоритоид не встречается при более высоком
содержании щелочей; на ряду с серицитом образуется альбит.
0 увеличением СаО и более высоким содержанием А1203 обра-
зуется эпидот. Однако кальцит на ряду с Si02 остается постоян-
ным. Существуют единообразные фации метаморфизма, которые
можно непосредственно сравнивать с фациями района Христиании
и норвежских Высоких гор. Но такие сравнения возможны также
в узкой области альпийской складчатости, а также в полосе, окру-
жающей Готтардскийм ассив и представляющей одну геологическую
провинцию.
На фиг. 138 дается общий обзор тектонических соотношений;
предальпийские озера с их характерной формой дают ориентировку.
Большой, накрест заштрихованный комплекс Центрального массива
охватывает Аарский и Готтардский массивы, последний предста-
вляет южную узкую часть Центрального массива. Наиболее южная
(заштрихованная) синклинальная зона в общем комплексе является
родиной серии хлоритоидных сланцев. Центральный массив указы-
вает северный погружающийся край собственно альпийской гео-
синклинали. Готтардский массив, как наиболее южный, предста-
вляет переход от веерообразно построенного массива более или менее
аутохтонного характера в покровный массив. Им и пограничным
районом по направлению к Аарскому массиву отделяется большая
часть гельветских покровов. Одна -из главных структурных линий
Альп, которые в общем разделяют западные Альпы от восточных,
а именно поперечная зона кульминации Тессин—Фирвальдштетское
S3I
озеро, пересекает массив с юга на север. С юга широко распро-
страненные пеннинские покровы напирали на Готтардский массив,
Центр, пассивы Гвльветсшепокмй Петлмскивпо- Воп-Алетбскпикровы' НаВвин Пнеальгы
вьЦыжшя флиш) кривы июжиизеестнякАльпы изоны утесов
«ии#***"' --------
Ткгичн. .aiBSPWH. Ст.етт. направлениеАнтикг.импиипогвагин. Гвюажмиипо- Сбросы
породы гребней покровов зоныгзбьСнов (куль- пере^нзонылони-
HUHtpiuuj »ений(Вспрессий)
<&мг. 138. Тектоническая схема центпальной Швейцарии. Масштаб примерно
1:750 000.
332
и вблизи зоны кульминации, в области долины Бедретто, через
долину Пиора и Люкманье до долины Бленьо (val Blegno) все
послекарбоновые осадочные толщи, начиная с верхней юры, были
интенсивно собраны в складки и сжаты. В этой зоне сходных
пород, как и в северной Тавечской мульде, можно конста-
тировать высокую степень изменений в мезозоне. Восточная
часть, где Готтардский массив выполаживается, находится уже
целиком под влиянием восточно-альпийских тектонических эле-
ментов, там встречаются надвиги. Осадочные породы могли здесь
выжиматься, метаморфизм происходил почти исключительно в обла-
сти эпизоны. Таким образом всю провинцию можно разделить на
различные зонообразно расположенные геотектонические районы:
1. Зона мульды между Готтардскпм и Аарским массивами, как
внутренняя зона Центрального массива, обнаруживает преимуще-
ственно эпиметаморфизм.
2. Находящаяся под влиянием надвинутых пеннинских по-
кровов система южно-готтардских мульд (Скопи—Люкманье —
Гола-ди-Соста), метаморфизм которых стоит на границе между
эпизоной и мезозоной.
3. Зажатые массы между пеннинскими покровами и вздыблен-
ными массами в районе зоны кульминации с породами мезомета-
морфпзма охватывают долины Канарья, Пиора до Оливоне.
4. Плоско лежащие осадо'чные массы восточного склона Гот-
тардского массива в районе Оберзакса долины Люгнец с частично
интенсивной филлнтизацией и незначительной перекристаллизацией.
Обусловленная этим разница в минеральных составах метаморфи-
ческих фаций видна из следующих данных (см. таблицу на стр. 334).
Новые минералы представлены дистеном, биотитом, альманди-
новидным гранатом, ставролитом, зеленой роговой обманкой, грам-
матитом, флогопитом. Структура часто грубокристаллическая, хотя
речь идет о триасовых и лейасовых осадках. Нередко наблюдается
порфиробластическое развитие. О породах этого района уже гово-
рилось в отделе текстур. Приведенный пример указывает на свое-
образие и часто зональный облик метаморфических провинций.
Луиза Хезнер (L. Hezner) уже в 19.08 г. описала из южной
части Готтардского массива серию пород, так называемую серию
Тремола, как продукт преобразования преимущественно мерге-
листых, докарбоновых пород, которые раньше находились в зоне
гранитового контактного поля. Для многих этих пород характерны
сноповидные роговообманковые порфпробласты. Их основная масса
является то кварцитовой, то хлоритовой, то серицитовой. К ней
в верхней части мезозоны преобразованных пород часто приба-
вляется биотит. Химические отношения этой интересной серии
пород метаморфического происхождения видны из нижеследующей
таблицы (см. таблицу на стр. 335).
Минеральный состав соответствует породам долины Пиора,
с которыми серия Тремола имеет одинаковое тектоническое зале-
гание.
Наконец, упомянем еще исследованные Грубенманом
и В о й н о (Wоупо) 1 глаукофансодержащие серии пород Сан-Бернард-
1 И недавно Ch. Tschopp. „Eclogae geol. helv.“, vol. XVIII, 1924, p. 77 — 20G.
22 Грубенман и Ниггли. 333
£££
Район долины Пнора (геотектоническая область 3).
Si al fm С alk к тд clfm h ti co9 Породы Соотв. в районах 1 и 4
384 42 31 6,5 20,5 0,89 0,54 0,21 30 1,2 2,5 Двуслюдяной сланец (Люкманье)
85 34,5 52,5 1,5 11,5 0,89 0,71 0,03 28,4 2,3 — Бпотито-мусковитовый сланец Сернцито-аль-
85 33 49 9 9 0,89 0,75 0,19 15,4 3,4 — Двуслюдяной сланец битовый гнейс.
322 60 23,5 5,5 11 0,86 0,53 0,23 20,5 7 — Дистено-двуслюдяной сланец Серицпто-хло-
72 4 57 34 4 5 0,78 0,11 0,11 12 1,3 — Ставролито-бнотитовый сланец ритовый сланец. Хлоритондный
320 52 22,5 9,5 16 0,80 0,40 0,43 ? ' —, Гранато-слюдяной сланец филлит
295 50 27,5 7,5 15 0,80 0,17 0,28 32 3,5 — Гранато-слюдяной сланец
274 40 44 7 9 0,48 0,02 0,16 — 3,5 — Гранатовый „роговик"
319 36 35 18,5 10,5 0,98 0,35 0,53 27 3,7 9,8 Гранатовый филлит
410 39,5 27,5 24,5 8,5 0,36 0,25 0,89 ? — — Гранатовый филлит Эпидото-цоизи-
277 37 25 16 22 0,42 0,37 0,63 15 2,1 3,8 Двуслюдяно-альбитовый гнейс то-хлоритовый
96 30 44 17 9 0,82 0,62 0,39 22 1,5 — Эппдото-двуслюдяной сланец филлит. Из- вестк. филлит.
89 13 60,5 23 3,5 0,33 0,62 0,39 12 1,7 1,1 Роговообманковая порода Эпидото-альбп-
122 19 51,5 24 5,5 0,18 0,45 0,47 6,5 5,3 — Эпидотовый амфиболит товый гиейс
197 38 40 8 14 0,78 0,52 0,19 29 2,2 — Роговообманково-биотитовый фил- лит
113 24 29 41,5 5,5 0,67 0,58 1,44 — 1,7 26 Карбонато -цоизито-плагиоклазо- вый сланец 1 Кварцсодержа-
55,5 10 47 39,5 3,5 0,77. 0,85 0,84 — 0,6 67,8 Доломито-биотитовый сланец । щие серидито- { вне известняки
55 9,5 44,5 44,5 1,5 л 0,69 0,88 1 — 0,8 62 Доломито-биотито-дистеновая по- рода с ЮПИдотом 1 и доломиты [
ft al fin ° alk fc < W '7/m h ti co.
106 41 42,5 5,5 11 0,52 0,39 0,13 4 —
205 38 42 5 15 0,84 0,26 0,13 19 5,4
120 23 49,5 18 9,5 0,32 0,45 0,36 17 4,1 —
165 31 35 15,5 18,5 0,20, 0,50 0,45 17 2,8 .—
110 33,5 44 10,5 12 0,ie 0,69 0,24 28 2 .—
311 35 31 10 24 0,08, 0,51 0,31 16 1,5
214 22,5 30 9,5 18 0,34 0,49 0,32 19 5,4
181 39 29 15 17 0,42 0,41 0,51 33 2,3 - —
123 15,5 59,5 17,5 7,5 0,19 0,60 0,30 16,5 0,8
96 16,5 48 34 1,5 0,29 0,88 0,71 13 — —
90 17,5 51 22,5 9 0,27, 0,49 0,44 37 1 1 1 6,7 —
Породы серии Тремола
Двуслюдяно-хлоритовый
сланец с некоторым ко-
личеством граната, став-
ролита, днстена
Двуслюдяной сланец
Роговообманковый сланец
пятнистого типа, частью
о некоторым количеством
граната
Серый гранатовый „рого-
вик",
Плотный амфиболит
Цоизитовый амфиболит
Амфиболит
ского покрова в долине Банье (Bagne) в Валлисе как при-
мер дислокационно-метаморфической фации. Тералито-габброидные
излившиеся породы, туфовидные образования и осадки были пре-
образованы путем метаморфизма в однообразную сланцевую массу.
В ней можно различать три родственные главные серии породы:
1. Собственно празиниты (эпидот-альбитовые породы).
2. Собственно глаукофановые породы.
3. Глаукофано-серицитовые породы.
Минеральный состав собственно празинитов обусловлен альби-
том, эпидотом, сопровождаемых хлоритом, глаукофаном и иногда
кварцем. Вой но различает хлоритовые празиниты и празинитовые
гнейсы. Пограничная фация представлена карбонатсодержащим
альбитовым гнейсом. Одновременно встречаются переходы ко вто-
рой серии, в которой глаукофан играет главную роль. В глауко-
фановых породах можно распознать:
глаукофановые празиниты,
эпидото-глаукофановые породы,
глаукофанит, гранатовый глаукофанит,
серицитовый глаукофанит,
эпидото-кросситовая порода (эпидот большею частью в виде
пистацита),
богатые карбонатом эпидото-глаукофановые сланцы,
гранато-глаукофано-альбитовые сланцы.
Если серицит и кварц играют главную роль, то образуются
филлитовые породы, например глаукофано-серицитовые сланцы,
хлоритсодержащие й обыкновенные серицито-альбитовые гнейсы,
хлоритоидо-гранатовые филлиты и наконец, как крайний тип,
серицито-альбитовый гнейс.
Кроме того встречаются амфиболиты (с цоизитом, хлоритом,
гранатом), хлоритовые сланцы и эпидото-хлоритовые сланцы.
Можно сделать сопоставление некоторых молекулярных зна-
чений (см. таблицу на стр. 336).
В общем фации примыкают к серии хлоритоидных сланцев, между
22* 3S5
I
9£S
si at fm c Й W с/л» fl
102 27 40,5 21,5 6 0,30 0,66 0,53 26
116 25,5 49 16 9,5 0,08 0,58 0,33 15
115 26,5 42 21 10,5 0,22 0,47 0,51 40
405 35 29,5 15 20,5 0,33 0,36 0,51 28
118 17,5 48,5 20 14 0,21 0,47 0,42 27
118 19 48 16,5 16,5 0,10 0,39 0,34 29
138 20 56,5 7,5 16 0,11 0,50 0,13 21
139 17 57 6 20 0,10 0,50 0,11 20
108 7 60 21,5 11,5 0,10 0,29 0,35 13
117 19 40 31 10 0,28 0,41 0,71 15
77 10,5 51,5 32,5 5,5 0,27 0,50 0,63 24,5
415 45,5 30 5 3,5 20,5 0,42 0,35 0,12 33
245 41 34 4,5 20,5 0,42 0,32 0,14 36
244 40 33 4 23 0,43 0t3d 0,12 40
457 44 30 5 21 0,23 0,43 0,17 37,5
231 40 38 4 18 0,65 0,37 0,10 44
152 46,5 32 6,5 15 0,56 0,28 0,23 48
166 50 34,5 2 13,5 0,61 0,30 0,05 46,5
152 46 32 6.5 15,5 0,57 0,28 0,21 48
U co. Породы долины Банье, Валлис
4 — Эпидото-хлорито-альбитовый гнейс (празинит)
6.1 3,6 Празинит
5,6 — Хлоритовый празинит
2,1 — Празипитовый гнейс
8 — • Глаукофановый празинит
9 4,7 Эпидото-глаукофановая порода
5,4 — Глаукофано-альбитовый сланец
3,9 Глаукофанит
4,2 5,3 Кроссито-эпидотовая порода
5,3 13 Эпидото-глаукофаново-карбон ато- вая порода
9 26 Карбоиато-глаукофаиовая порода
3,5 — Глаукофансодержащий серицито- альбитовый гнейс
2,8 — Глаукофаисодержащий хлорито- вый празинит
4,3 — Глаукофаио-серицнто-альбитовый гнейс
3 —. Хлорито-серицито-альбитовый гнейс
4,5 — Хлорито-серицпто-альбитовый гнейс
3 Хлоритоидный (сисмоидиновый) сла- нец с гранатом и глаукофаном
3 — Сисмоидиновый сланец
3 — Сисмоидиновый филлит
тем как грубокриоталличность указывает на то, что обстоятельства
для метаморфизма были несколько более благоприятны, чем
в Тавечской мульде.
Таким образом примеров достаточно. Они показывают, что каж-
дая метаморфическая порода должна изучаться как член геоло-
гической единицы, к которой она принадлежит. Исследование
естественных отношений родства, сравнение серий пород и раз-
личных петрографических провинций придают исследованию прин-
ципиальное значение, выходящее за рамки местного. Итак, можно
сделать вывод, что породы надо изучать не только в образцах;
и их именно такое, а не иное состояние мы поймем только тогда,
когда будет принят во внимание характер связи между ними.
Ближайшей задачей является создание на этих основах реги-
ональной петрографии. Только путем сравнительных исследований
можно понять обилие процессов, которые представляют собою мета-
морфизм горных пород. Особенно в молодых горных цепях с много-
кратным и различного типа метаморфизмом на каждом шагу встре-
чается настолько богатая смена минерального состава, структуры
и текстуры, что часто трудно ясно выразить вое богатство форм.
Как велик и своеобразен ряд изверженных, инъекционных и оса-
дочных гнейсов, как богаты и обильны слюдяные сланцы и фил-
литы, которые имеются в наших коллекциях, происходящих из
глыбы Грейнер из серии Гургль и Хинтерпассейр в восточных
Альпах, из ущелья Тремола и долины Канарья на южном склоне
Готтарда, а также из многообразных филлитов комплекса сланцев
Бюнднера (из свиты блестящих сланцев французских геологов)!
Какой длинный блестящий ряд пород, начиная от наиболее ярко
выраженных форм метаморфических пород до едва намеченных
следов изменения в филлитах, произошел благодаря игре метамор-
физующих сил над многообразно изменяющимся веществом!
БИБЛИОГРАФИЯ РУССКИХ ИАБОТ, К ЮДШ-
ЩИХСЯ МЕТАМОРФИЗМА ГОРНЫХ ПОРОД.1
Банлунд 0.—Горные поводы Полярного Урала и их взаимные отношения.
X. Восточный склон в области гр. Ханема и Харава. Зап. Ак. Наук,
1912. XXV11I, № 3.
Банлунд 0.—О мплоиптах и тектонитах. Зап. Мин. О-ва. 1925, сег. II, часть 52.
Банлунд 0. и Толмачев И.—Заметка о горных породах, собранных в 1913 г. гидро-
графической 3 кс и ед. Сев. Ледов, океана. С 4 рис. и картой. Изв. Ак. Н.
1914, стр. 727-^736.
Безбородьно Н. И. — Явления ассимиляпип и инъекционного контакт - метамор-
физма на Подолпп. Зап. Уральск. Полит. Ивет., т. V, 1926.
Белянкин Д.—Об альбитовом диабазе из Красной Поляны и о контакте его со
сланпем. Изв. Спо. Пол. Инет. 1911,15, стр. 363.
Белянкин Д. С.—Материалы по описанию горных пород Калбпнского Хребта. Изв.
Геол. Ком., т 45, стр. 1131—1165, 1926.
Белянкин Д. С.—Об оливиново-кварпевом диабазе с р. Тюнг в Восточной Сибири.
Материалы Комиссии по изучению Якутск. ССР. Вып. 23, 1927.
Белянкин Д. С. и Безбородов М. А.—Контактно-метаморфические новообразования
в технике. Доклады Академии Наук СССР. 1929.
Болдырев А.—Петрография восточного Мурмана. Зап. Ак. Иаук, сер. VIII, 1913,
т. XXXI, № 8.
Борисов П.—О некоторых наблюдениях над выветриванием хлоритового сланца
из Кривого Рога. Прот. Отд. Геол, и Мин. Спб. О-ва. Ест. 1905, стр. 173.
Варданянц If. А.— К геолого-петрографической характеристике горной Осетин.
Тр. Сев.-Кавк. Ассоциации Научно-Исслед. Инет., № 6, вып. 1926.
Варданянц А. А.—К минералогии и петрографии Харанорского р-иа Забайкальской
Обл. месторождения вольфрамита и шеелита. Изв. Донск. Полит. Инет.,
1925, т. IX.
Вознесенский А, Попов К и Преображенский И.—Султан Упз-Даг (Туркестан).
Петрографический очерк. Изв. Спб. Полит. Иист., 21, 377, 1914.
Выдрин Д. И.— К вопросу об истории развития теории метаморфизма горных
пород. Геолразведпздат, 1933 г.
Герасимов А.—Геологическая кагта Ленского золотоносного района. III—6, 1907.
6/7, 1910, II—6, 1914. Геол, послед, в золотой, обл. Сибири.
Герасимов А. П.—Гпаниты окрестностей Констаптпповского прииска и их роль
в образовании золотых россыпей. Материалы по общ. и приклади. гео.ц.
В. 50. 1926.
Герасимов А. П.—К вопросу о возрасте древнейших свит на Северном Кавказе.
Изв. Геол. Ком. Ленинград, 1929.
Герасимов А.,—Контактио-измененные юрские породы в долине р. Малки (Сев.
Кавказ). Изв. Геол. Ком. 1916. XXXV. № 305.
Герасимов А. П.—Тешениты с г. Поры (Кахетий). Тр. Гл. Геол. Разв. Упр. ВСНХ
СССР. В. 2), Москва, 1931.
Гергенредер И. Ф.—Течение р. Иртыша между стапцпей Усть-Бухтармппской
и городом Устысаменогорском и краткий геолшический очерк Калбпнской
возвышенности. „Золото и Платина*, 1909, № 5, стр. 103.
Гинсберг А. С.—К петрографии Приазовской кристаллической полосы. Изв. Спб.
Полит. Инет., т. XXV, в. 1—2 (стр. 301).
Глинна К.—К вопросу о водных алюмосиликатах. Зап. Мин. О-ва. 1899, 37, 1899,
стр. 311.
1 Список русских работ, касающихся в той или иной мере метаморфизма
горных пород, составлен переводчиком
338
Грум-Гржимайло В. Об огнестойкости динаса. Журн. Мет. О-ва, 1910, № 1.
Грушевой В.—Аллавердское медное месторождение в Закавказье. Труды Ряавн.
Геол. Разв. Упр., вып. 1, 1930.
Деньгин Ю. — Верхне-Инахдинский массив основных пород. Тр. Вс. Г. Р. О.
№ 190, 1932.
Деньгин Ю—Геологические исследования в бассейне среднего течения р. Никой.
Г. К. Мат. по общ. и прпкладн. геол., в. 131, Ленинград, 1929.
Дорвиз В.—Кристаллические породы Северного Сахалина. Тр. Геол. Ком., 102,1915.
Докторович-Гребницкнй С.—Горные породы из Дашкесанского месторождения.
Зап. Геол. Инет. 1912, 4, стр. 23.
Дюпарк Д. и Мразек Л.—Троицкое месторождение железных руд в Кизеловской
даче на Урале. Тр. Геол. Ком., 15, 1904.
Дюпарк Л. к Сичч.—Медные месторождения Сыесертской дачи на Урале. Тр.
Геол. Ком. 1914, в. 101.
Елисеев Н. А.—Гранито-гнейсовая формация Сегозерско’-о района в Карелии.
Труды Леиингр. О-ва Естеств., т. ЫХ, вып. 4, 1929.
Елисеев Н. А.—К вопгосу о гепезисе месторождений Сегозерского горшечного
камня. Зап. Минер. О-ва, 1929 г., т. LVIII, вып. I.
Елисеев Н.—Об Алтайских диафтогитах. Геолразведиздат, 1933.
Заварицкий А. Н—Геологический очерк месторождений медных руд на Урале.
Труды Геол. Ком., вып. 173. Часть I. 1927 г.. Часть И 1929 г.
Заварицкий А. Н.—Гора Магнитная и ее месторождения железных руд. Труды
Геол. Ком., вып. 122. Часть I, II, III. 1922—1927 гг.
Заварицкий А.—Изменения в боковых породах Зыряновского месторождения.
Зап. Горн. Инет. 1917, III, стр. 176.
Заварицкий А —Об исследовании г. Магнитной в 1911 г. Зап: Горн. Мист., 1912, III,
стр. 362.
Заварицкий А. Н.—Перидотитовый массив Рай-из в Полипном Урале. Всесоюзн.
геол. разв. объединение НКТП СССР. М.—Лнг., 1932.
Заварицкий А. Н и Гутиина Е.—Результаты разведок на горе Магнитной, произ-
веден. в 1926—1928 гг. Изд. госуд. инет, по проектированию металлур-
гических заводов. Ленинград, 1930 г-
Зайцев А. — К петрографии Нпжие-Амурского района, с картой. Еж. геол, и мпп.
Рос. XIII, в. 7, стп. 186—196, 1911 г.
Зайцев А.—Общая геологическая карта России, лист 138, и геологическое описа-
ние Ревдинского и Верх-Исетского округов и прилежащих местностей.
Тр. Геол. Ком., IV, № 1, 1887 г.
Зверев В. Н.—Материалы для характеристики Томмотского золотоносного района.
Труды Гл. Геол, Разв. Упр., вып. 26, 1931 г.
Земятчекский П.—Фельдшпатизация известняков. Изв. Ак. Наук, 1916, 99.
Иванов, Л. Л.—Некоторые минералы и породы окрестностей г. Житомира, Тр.
Общ. Иссл. Волыни, П, 1910 г.
Иностранцев А.—Геологияеский очерк Повенецкого уезда Олонецкой губернии
и его рудных месторождений. Матер, для геол. России, т. VII, 1877.
Карпинский А —Об авгитовой породе деревни Мулдакаевой и горы Качканар на
Урале. Спб. 1869. Горн. Журн. 225, А» 4.
Карпинский А.— О некоторых метаморфических породах Урала. Г. Ж. 1887, II, 270.
См. также Г. Ж., 1880, I, 8Р>.
Клемм М.—Исследование над кристаллическими породами между р. Днепром
и Кальмиусом. Тр. Харыс. О-ва Ест., XI, 1877.
Коленио Б. — Геологический очерк Заонежья. Мат. для геол. России. 1885, XII,
стр. 23.
Коленио Б.—Петрографические эскизы. III. Кордиеритовые гранулиты и келпФи-
товая структура. Тр. Иист. Прикл. Мин. и Мет. НТО ВСЕХ, в. 24, Москва
1926. IV. кристалл, известняки кальцифпры Белой выемки. Тр. Н. И. Инет.
Петр, и Минер. МГУ, в. 8, М. 1928.
Коркинский Д. С.—Аягуз-Иртышский водораздел к востоку от хребта Чингиз.
Труды Вс. Геол.-Разв. Объед., вып. 1()8, 1932 г.
КоржиискиЙ Д. С.—Геология и петрология Экибастузского района. Труды Всес.
Геол. Разв. Об., вып. 155, 1932 г.
Коту ьскик В.—Геологические исследования в Витпканском золотоносном районе,
в 1909 г. Тр. Всес. Геол. Разв. Объед., в. 197, 1932 г.
Котульский В —Маршрутные исследования в Ленском горном округе в 1' 08 г.
с геол, картой Геол. иссл. зол. обл. Сиб., Ленек, р., в. 5, стр. 29»", 1910.
Котульский В.—Маршрутные исследования в Олекминском горном округе в бас-
339
сейнах правых притоков р. Б. Патона и левых притоков р. Хомолко в 1908 г.
С 5 рис. и геол. карт. Геол, иссл-.зол. обл. Спб., Лепскр., в. 6, 1910, стр. 1—90.
Исаснопсльский А.— Геологическое описание Невьянского горного окрчга. Тр.
Г. К., 26, 1906.
Кротов П. — Геологические исследования на западном склоне Соликамского
и Чердынского Урала. Тр. Геол. Ком.. VI, 1888.
Кротов П. — О нахождении гнейсов на западном склоне Среднего Урала. Изв.
Геол. Ком. 1886, № 1, стр. 9.
Кротов Б. — Петрографические исследования южной части Миасской дачи. Тр.
О-ва Ест. Каз. Ин., 1915, 47, в. I, Казань.
Кузнецов И. Г. — Геолого-петрографический очерк и генезис Карачаевского серебро-
свинцового месторождения. Тр. Г. К. Мат. по общ. и приклада, геологии,
в. П., Ленинград, 1924.
Кузнецов И. Г.—Краткий геологический очерк Балкарии. Изв. Г. К, 1924, т. XI.III,
К» 9.
Кузнецов И. Г. — Некоторые соображения о стратиграфическом и тектоническом
положениях слан пев. Главк, хребта. Изв. Геол. Ком., 1926, т.. XLV, № 3.
Куплетсний Б. М. — К петрографии Хибинских тундр. Контактная зона Хибинского
массива у северного Лявогорра и в окрестностях Ср. Имандры.
Куплетсний Б. М. — Материалы по петрографии Ново-Сибирских островов. Трут
Геол. Музея Акад. Наук СССР, т. VII.
Куплетсний Б. М.—Петрография Кольского полуострова. Изд. Ак. Наук СССР, 1932 г.
Ласнарев В. — Геологические исследования в юго-западной России. Тр. Г. К,
стр. 583, 1914.
Лебедев И. И. — Петрографический очерк района мышьяковых месторождений вер-
хог^ьев р. Ардона (Сев. Кавказ). Труды Сев.-Кавк. ассоциации Научно-
Иследоват. институтов. № 2, вып. 2, 1926 г.
Левинсон-Лессинг Ф. — Опыты пад перекристаллизацией горных пород в твердом
состоянии. Пав. Спб. Полит. Иист. 1911, XV.
Левинсон-Лессннг Ф. — О химической природе полевошпатовых амфиболитов. Изв,
Спб. Пол. Инет. 1911. См. также Очерки по систематике изверясенных пород.
III, О гранулите, там же. 1915.
Левинсон-Лессинг Ф. — Очерки по систематике изверженных пород, III. О гранулите.
Изв. Спб. Полит. Инет. 1915, XXIII.
Левинсон-Лессинг Ф. — Петрографическая экскурсия по р. Тагилу. Спб. Пол. Инет.
III, 1905.
Аевинсси-Лессинг Ф. — Петрографические исследования в Центральном Кавказе.
В книге „Через главный Кавказский хребет", под ред, Ииостраицева, 1896.
Левинсон-Лессинг Ф. Ю. — Успехи петрографии в России. Петроград, 1923 г. (ОбзО]
работ по метаморфизму).
Лсвиисон-Лессинг Ф Ю., Зайцев А. —К вопросу о давлении в тоннелях. Изв. Спб.
Полит. Иист. 1915, XXIV, 15. См. также примеч. к главе 13-й, № 58.
Левин-Лессинг Ф. Ю. (редактор) Немова 3. Н. Сборник анализов русских извер-
женных и метаморфических горных пород. 1930.
Лодочников В. —- Несколько интересных пород с южных отрогов Алтая. Зап. Мии.
О-ва, 1923, 51, в. 2, 424—454.
Лодочников В. Н. — К петрологии Воронежской кристаллической глыбы Русской
платформы. Мат. по общ. и прикл. геол., в. Л» 69, стр. 93—94, 1926 г!
Лукашевич О.— Неорганическая жизнь земли II, Жизнь горных пород. Спб, 1909.
Лучицний В. — Глинистые сланцы Крыма и один нз контактов их с изверженными
породами. Прот. Киевск. О-ва Ест. VHI. 1903.
Лучицний В. — Новая область развития гранулитов на юге Киевской губ. Изв.
Варш. Полит. Иист. 1913,1.
Лучицний В.— Петрографическое исследование кристаллических пород Баварского
леса. Зап. Киевск. О-ва Ест., 1903. VIII.
Лучицний В. И. — Петрографическое исследование кристаллических пород района
Курской магнптной аномалии. Ibid. 1926, в. VII. стр. 161—234.
Майеров Я. — Геологический очерк месторождений золота в Амурском бассейне.
Пред, отчет. Изв. Вост. Сиб.-Отд. Геогр. Общ. XX, А» 3, стр. 34.
Машковцев С. — К вопросу о беломорских друзитах. Тр. Ленингр. Общ. Естеств.
т. LV1I, в. 4.
Мейстер А. — Восточная окраина Ленского золотоносного района. Геологические
исследования в золот. обл. Сибири Ленек, золот. района, вып. X, 1914.
Мейстер А. — Геологическая карта Енисейского золотоносного района, К. 7.
1903 г.
340
I
йгйСТер А — Геологические исследования по восточной окраине Ленского эочо-
тоноеиого района в 1907—1909 г. Геол, исслед. в Ленек, з. р., вып. V.
Мейстер А. — Горные породы п условия золотоносности южной части Енисей-
ского горного округа. Геол, исслед. в золот. обл. Сибирп. Енисейский район,
вып. IX, 546. 1910.
Мейстер А. — Предварительный отчет об исстедованиях в районе р. Слюдянки
в 1914 г. Изв. Геол. Ком. 1915, XXXIV, 605.
Мелиорансний В. А. — Геолого-петрографические исследования в Приаргунском
районе. ТруДы Всес. Геол. Разв. Объедпп. вып. 128, 1932.
Йиилуха-Маклан М. — О динамо-гпдро-метаморфнческом происхождении гнейсов
из осадочных пород в Олонецкой губ. Зап. Мин. О-ва 1892, XXIX, 179—180.
Михайловский Г. — К пстрографиии северного Урала (Геологическое исследование
Кизеловской и Растесской дач). Тр. Варш. О-ва Ест., Отд. Физ. и Хим., IX,
1898.
Морозевич И. — Геологические, наблюдения вдоль Екатеринбурга Челябинской
ж. д. Пзв. Геол. Ком., 1897, 16, стр. 103.
Морозевич И. — О так называемой авгпто-гранатовой теории происхождения желез-
ных руд на Урале. Г. Ж., 1903, 2, стр. 73.
Обручев В. А. — Алтайские этюды. II. О тектонике Русского Алтая. Землеведе-
ние, III, 1915 г.
Обручев В. — Золото в Шатина. 1915, № 1—4, 5—10.
Обручев В. А. — Исторический очерк изучения докембрия и вообще кристалличе-
ских и метаморфических сланцев Сибири. Зап. Мин. О-ва, 1925, ч. 52, стр. 220—
439. (Исчерпывающая библиография по метам, и крист, сланцам Сибири)
Обручев В А. — Новые данные о тектонике Русского Алтая. Геолог. Вести, I,
стр. 203—210, 1915 г.
Обручев В. А. — О метаморфизме горных пород Олекминско-Витимской области
и его причинах. Геол. Вестник, 1917, III.
Обручеве.— Орографический и геологический очерк юго-западного Забайкалья
(Селенгинской Даурни). Геол, исслед., произв. цр линии Сибирок, ж. д-
XXII, ч. I. стр. 263-500, 1914.
Обручев В. А. Полевая геология. Москва—Ленинград, 1932 г. Т. I. Глава VII. На-
блюдения над метаморфическими породами.
Падалка Г А. — Белоусовский рудник на Алтае. Труды Геол. Ком., нов. сер., в. 163.
Падалка Г. Л. — Контактово-метаморфическое месторождение Самсибет в Киргизской
степи. Изв. Геол. Ком., 1926 Г., т. XLV. № 6.
Падуров, Н. Н. — Кристаллические сланцы Иртышских гор. Мат. по общ. и прпкладн.
геол., в. 88, Л. 1929.
Паффенгольц К. Н. — Граниты Малки и Мушта. Изв. Геол. К. 1924 г., т. XLHI, № 10.
Паффвнгсльц К. Н.— Дашкесан и Заглик. месторождения магнитного железняка и
квасцового камня в Ганджинском у. Азербайджанской ССР. Тр. Геол. Ким.,
в. 170. Новая серия. Ленинград, 1928.
Пилкген :о П. П. — Минералогия Зап. Алтая. Изв. Томск. Уннв,. кн. XII, 1915.
Пятницкий И. Геологические исследования в изумрудном районе на Урале. Изв.
Геол. Ком. 1929 г., т. XLVI1I, № 3.
Полканоз А. А.— Метаморфизм горных пород. Ленинград. 1931 г. (Курс лекций
в Л. Г. И.)
Полианев А. А. — Несимметричная дайка диабаза с побережья Кольского фиорда.
Труды Ленингр. О-ва Естеств., т. LIII, вып. 4.
Половинкина Ю. И. — К вопросу о строении и составе южно-русской кристалличе-
ской полосы. Изв. Геол. Ком. 1926, т. XLV, А» 7.
Половинкина Ю. Ир. — К стратиграфии Украинского докембрия. Вести. Г. К., 1928,
т. III, № 8.
Половинкина Ю. Ир. — Маршрутные геологические исследования по р. Уссою,
М. и Б. Амалату, Ципи и Витиму. (По материалам Демина А. А.). Труды
Гл. Геол. Разв. Упр., вып. 32, 1931.
Половинкина Ю. Ир. — Материалы к характеристике графитового месторождения
батки Власовской. Геол. Ком., Материалы по общ. и прикл. геологии, в, 134,
Ленитрад, 1929.
Попои Б.— Об исследованиях гнейсо-гранитов Лапландпи. Зап. Мин. О-ва, 1900, 38,
стр. 28 (прот.).
Попов Б. — Об экспедиции 1901 г. на Кольский полуостров для исследования про-
странства между озерами Номо и Имандра. Ibid. 1903, 40, стр. 52.
Прендель Р. — Кристаллические породы горы Крыма. Зап. Новор. О-ва Ест., 1886,
XL 189,
341
Преображенский П. — Породы Кандык-Таса. Изв. Геол. Ком. 1910. XXIX, стр. 265.
Пятницкий П. — Генетические отношения криворожских рудных месторождений. Тр.
И. П. М. и Петрографии, в. 9, Москва. 1924 г.
Пятницкий П.—Гидрогеологическое исследование Верхнеднеировско: о у. Екатериио-
славской губ. Отч. Екатерин, губ. земства. Харьков, 1895 г.
Пятницкий П. — Исследование кристаллических сланцев степной полосы юга России.
Тр. Харьк. О-ва Ест., 32, 103—425, 1898.
Пятницкий П. —Краткий предварительный отчет об экскурсии в берегам р. Днепра
от~г. Новогеоргиевска до Екатеринослава. Там же, 20, стр. 105, 1886.
Пятницкий П. — О некоторых особенностях в строении и стратификации кристал-
лических сланцев к югу от Кривого Рога. Тр. Харьков О-ва Ест., 30 1,1896.
Пятиицний П. О стратификации кристаллических сланцев к северу от Кривого
Рога. Там же, стр. 253.
Риппас К. — Геологическая карта Зейского золотоносн. района. Опись листа П—1,
1910.
Робинсон В. Н.—Геологический обзор области триаса и палеозоя бассейнов рек
Лабы и Белой на Северном Кавказе. Тр. Г. Р. Об., вып. 226, 1932, стр. 8—14.
Свитальсний Н. — Анортозитовые породы и пироксеновые кристаллические сланцы
юго-западного Прибайкалья. Изв. Геол. Ком., 1915, 999.
Свитальский Н. — Геологические исследования в Циникамском золотоносном районе.
Там же, 1915, в. 2.
Свитальсний Н. И. — Горные породы из скважины первой разведочной линии Щп-
гровского района Курской магнитной аномалии. Тр. Особой Комиссии по
исслед. Курских магнитных аномалий, вып. V, стр. 226—233. 1924.
Свитальсний Н. К вопросу о классификации кристаллических сланцев. Геол. Вести.,
1915, стр. 20, 150 и 300.
Свитальский Н. И —О некоторых видах кристаллических сланцев Забакалья и
Южного Прибайкатья. Зап. Мин. Общ., т LIII, стр. 142—192.
Смирнов Н. — Исследование явлений альбитизации в изверженных породах. Учен.
Зап. Моск. У нив. 1913.
Соколов Г. А. — Корундовые плагиоклазиты Каслинской дачи на Урале. Труды
Гл. Геол. Разв. Упр., вып. 56, 1931.
Соловьев С. П. — Геолого-петрографический очерк верховьев р. Ирика (юго-восточи.
подножье Эльбруса). Изв. Глави. Геол. Разв. Упр., в. 18, 1931.
Стратанович Е — К вопросу о происхождении железных и медиых руд. Горн. Жури,,
1903, I, стр. 214.
Стратанович, Е. и Федореи Е. — Генезис авгито-гранатовых пород по новым дан-
ным. Зап. Горн. Инет., 1910, I, стр. 48.
Строна А. — О некотор. ых друзитах Каидалакского залива Белого моря. Геол.
Ком. Мат. по общ. н прикчадн. геолог., в. 127, Ленинград. 1929.
Судовиксв Н. Г.— Материалы к петрографии центральной Карелии. Изв Главн.
Геол. Разв. Упр., 1931 г., вып. 51.
Сущинский П. — Геологические наблюдения в Каслинской даче Кыштымского гор-
ного Округа в области реки Б. Маук и ее притоков. Мат. для геологии
России. XXII, 221, 1904.
Сущинский П. — Материалы по изучению контактов глубинных горных пород
с известняками в юго-западной Финляндии. Тр. Сиб. О-ва Ест., т. XXXVI,
в. 5, 1912.
Таиатар И. — Некоторые соображения о генезисе Криворожских железных руд и
включающих их железистых кварцитов Юж. Иижем. 1916, № 78, стр. 152.
Тарасенко В.— Об изверженных горных породах юго-восточной части Киевской губ.'
Учен. Зап. Юрьевск. унив., 1916.
ТарасенкоВ.— О магнетитовой горной породе из с. Михайловки Винницкого у.
Подольской губ. Проток. Киевск. О-ва Ест. от 23 мая 1898.
Тимофеев В. М. — Мраморы Олонецкого края. 1920.
Тимофеев В. И. — Каменные строительные материалы Прионежья. Часть I. Квар-
циты и песчаники. Ленинград, 1927. Изд. Акад. Наук СЦСР.
Толмачев И. — Геологическое описание восточной половины 15-го и югозападной
половины 16-го листов VIII ряда десятиверстной карты Томской губ. Тр.
Геол. Части Кабин. VII, 1909.
Тульчинсний К. — Геологические исследования участка Кругобайкальской ж. д.
ст. Байская—Асламов мыс. Геол, исслед. Кругов, ж. д.. вып. I, 1904.
Усов А. — Пограничная Джунгария. Описание горных пород. Томск. 1911.
Усев И. — Район приисков Общ. Рудодела Тушетухаиовского и Цеценхановского
аймаков в Монголии — Гори. К. Зол. Изв. Томск., № 14—18, 1914.
342
Усов М. — Фации и фазы интрузивов. 2 Изд» Kj буч, Томск, 1232.
Федоров Е. — Горные породы Кедабека. Зап. Ак. Наук, 1903, XV, 3.
Федоров Е. и Стратановиц Е.—Генезис авгит о- гранитовых пород до новым данным.
Зап. Г. Инет., 1910, 2, 48.
Федоров Е. — Из результатов поездки в Богословский округ летом 1911 г. Зап-
Горн. Инет. 1910—12, 3, стр. 340.
Фздоров Е. — К вопросу об образовании зеленых сланцев. Изв. Г. К., 1887 (15 и 431).
Федоров Е-— Минералогическое и петрографическое описание берегов Белого моря.
Г. Ж. 1904, II, 98, 194, 368, III, 80.
Федоров Е. — Сиенито-гнейсы северного Урала. Изв. Геол. Ком. 1887, № 1, стр. 15.
Федоров Е. и Никитин В. — Богословский горный округ. СПБ., 1901.
Ферсман А. Е.—Пегматиты. Т. I, 1931.
Хлапонин А. — Амурско-Приморский золотоносв район. Vn, 1907.
Чернышев Ф.— Контакты диабазов с осадочными породами на западном склоне
Урала. Зап. Минер. О-ва, 1883, 18, 77.
Чернышев Ф. — Общая Геологическая карта России. Лист 139. Описание централь-
ной части Урала и его западного склона Тр. Ком. III, № 4, 1889.
Черский И. — Предварительный отчет о геологическом исследоваппи береговой по-
лосы оз. Байкала. Изв. В. Сиб. Отд. Геогр. Общ., 1880, XI, 1 и 2.
Чирвкнский —Ксенолиты, эрруптивпые брекчии и явления ассимиляции в докем-
брийских породах Киевского окр. и прилегающих частей Подолии. 1930.
Штукеиббрг А. — Геологический очерк дачи Верхне-Уфалейского заводз. Зап. Мии.
О-ва, 1886.
Штуиенберг А. — Геологический очерк Крыма. Мат. для геол. России. V, 1873.
Эдельштейн Я. — Геологический очерк Минусинского уезда. 1911.
Эдельштейн Я. — Енисейский золотой, район. XII. 1912.
Эдельштейн Я.— Северный и средний Сихога-алин. С 6 табл. Изв. ИРГО, 41, 1905,
в. 2, стр. 195—234.
f
ГЛАВНЕЙШАЯ ИНОСТРАННАЯ ЛИТЕРАТУРА
ПО Л9ЕТАЛЗОРФИЗВ1У ГОРНЫХ ПОРОД. 1
Adams, F.— On the origin of the amphibolites of the Laurentian Area of Canada
Journ. of Geol., 1909, vol. XVII, p. 1.
Adams, F. — The Basis of Pre-Cambrian Correlation. IL Journ. of Geol., 1909, vol. XVII,
p. 105.
Adams, F. — The origin of the deep seated metemorphism of the Camorlan crystall.
Schists. C. r. Congr. Geol. internet. Stockholm, I, p- Б63.
Adams, F D. — An experimental investigation into the action of differential pressure
on certain minerals and rocks, employing the process suggested by ProfKick.
Journ. of Geol., 1910, vol. 18, p. 489.
Adams, F. D. — Experimentelle Untersnchung fiber die Wirkung differontiellen Druckes
auf gewisse Mineralien und Gesteine unter Anwendung des Verfahrens von
Kick. Jonrn. of Geol., 1910. vol. 18, p. 489. Internat. Geolog. Kongr. Stockholm,
1910. C. r., t. II, p. 911.
Adams, F. D. — An experimental contribution to the question of the depth of the zone
of flow in the earth’s crust. Journ. of Geol., 1912, vol 20, p. 97. 4
Andersen, 0. Bowen, N. L. — Das binare System NgO—SiO2. Z. f. anorg. Chem., 1914,
Bd. 87, S. 283—299.
Andree, K. — Die Diagenese der Sedimente. Geol. Rundsch., 1911, Bd. II, S. 117.
Andree, K. — Uber Sedimentbildnng am Meeresboden. Geolog. Rundsch., 1912, Bd. Ill,
S. 324; 1916/17, Bd. VII, S. 123, 249; 1917, Bd. VIII, S, 36 u. 45 (mit vielen
Literaturaugaben).
Andree, K. — Geologie des Meereshodens. Bd. И mit reicher Literatur. Leipzig, 1920.
Aliosl, P.—Le cosi dette miloniti dell’isola d'Eiba. Atti soc. Tosc. sc. nat., Mem., 1911,
t. 27.
Alien, R. C. — Correlation and structure of the Pre-Cambrian formations of the Gwinn
‘ iron-bearing district of Michigan. Journ. of Geol., 1914, vol. 22, p. 560.
Allen, E. T. — Chemical aspects of volcanism with a collection of the analyses of
volcanic grades. Journ. of Frankl. Inst., 1922, vol 193, p. 29.
Argand, E. — Plissements preenrseurs et plissements tardlfs des chaines de montagnes.
Discours d’ouverture de la Session de la Soc. Helv. d.sc. nat. Neufchatel, 1920.
P. 23 et 24.
Arndt. — Petrographlsche Studlen in den Kontaktzonen der Gneise und Kalksteine im
Simplongebiet. Schles. Ges. f. Vaterlandische Kultur, 1913.
Arrhenius, S. — Zur Physik des Vulkanismus. Geol. Foren. Forhandl. Stockholm, 1900,
vol. 22.
Arrhenius, Sv. und Lachmann, R. — Die physikalisch-chemischen Bedingungen bei der
Bildung der Salzlager und ihre Anwendung auf geol. Problcme. Geol. Rundsch,
3, S. 139.
Backlund, H. —Uber ein Gneismassiv im nordlichen Sibirlen. Acad. St. Petersburg
1907, t. I.
Backlund, H. — Uber chemische Veranderungen in mechanisch deformierten Gesteinen.
Zentralbl. f. Min., 1913, S. 593 u. 634.
Backlund, H. — Petrogenetishe Stndien an Taimyrgesteineu, Geol. Foren. Forb. Stock-
holm, 1918.
Bakhuis—Roozeboom, H. W. — Die heterogenen Glcichgewichte vom Standpunkt der
Phasenlehre. H. I, 1901; H, II, 1918; H. Ill, Teil 1, 1911; Teil 2,1913. Braunsch-
wei.
1 Примечание переводчика. Список литературы сокращен по сравнению
с оригиналом.
С. С.
344
Ba'jat, H. — Les roches cristallines de la Pawlinskaya Datcha et le metamorphisme.
Dissert. Geneve, 1917.
Ealtzer, A. — Die granit. Intrusivmassen des Aarmassivs. X. J., 1903, Bd. XVI.
Barrell, J. — Physical effects of Contact Metamorphism. Amer. J. of Sc., 1902, p. 279.
Barrels, Ch. — Snr lee relations tectoniques des granites grenus et gneissiques de
Bretagne. Congr. geol. internal, de Stockholm, 1910, c. r., t. I, p. 597.
Eastin, Eds. S.—Chemical composition as a criterion in identifying metamorphosed
sediments. Journ. of Geol., 1909, vol. XVII, p. 445—472; 1913, vol. XXI, p. 193—201.
Baur, E. — Die Bildung der Feldspate aus wasserigen Losnngen bei hohem Druck. Dol-
ters Handhnch der Mineralchemie, 1915, Bd. II, S. 556.
Beaumont, Elie de. — Notes sur les emanations volcaniques et met alii feres. Bull. Soc.
Geol. de France, 1847, t. 4 (dentsch B. v. Cotta, Gangstudien, 1850, 1).
Becke, F.— Uber die Beziehungen zwischen Dynamometamorphose nnd Moleknlarvo-
lumen. Wiener Akad. Anzeiger, 1896.
Веско, F. — Ober Zonenstruktnr der Kristalle in Erstarrungsgesteinen. T. M. P. M.,
1898, Bd. XVII.
Becke, F. — Uber Mineralbestand und Struktur der kristallinischen Schiefer, 1. Denk-
schr. der Wiener Akad. d. Wiss., 1903, ebenso C. r. Internat. Geol. Congr.
Wien,. 1903.
Becke. F. — Ober Kristallisationsschieferung und Piezokristallisation. C. r. Internat.
Geol. Congr. Mexico, 1906.
Becke, F. — Uber Myrmekit. T. M. P. M., 1908, Bd. 27, S. 377.
Becke, F.— sr Diaphthorite. T. M. P. M., 1909, Bd. 28, S. 369 u. f.
Becke, F. — Die Entstehung des kristallinen Grundgebirges. Verhandl. d. Ges.
deutsch. Naturf. u. Arzte, 1909. Leipzig.
Becke, F. — Fortschritte auf dem Gebiete der Metamorphose. Fortschr. d. Min., Krist.
u. Petrogr., 1911, Bd. I, S. 221; 1916, Bd. V, S. 210.
Becke, F. — Chemische Analysen von kristallinen Gesteinen aus der Zentralkette
der Ostalpen. Denkschr. der Wiener Akad. d. Wise., math-naturw. KI., 1912, Bd. 75.
Becke, F. — Typen der Metamorphose. Geol. Foren. in Stockholm Forh., 1920, Bd. 42,
S. 133.
Becke, F. — Zur Faciesklassifikation der metamorphen Gesteine. T. M. P. M., 1921,
Bd. 35, S. 215.
Becker. G. F. — Experiments on Schistosity and slaty Cleavage. U. S. G. S., 1904,
Bull. № 241.
Becker, G. F. — Bemerkungen liber die lineare Kraft wachsender Kristalle. Centralbl.
f. Min., 1916, S. 337 u. 384.
Berg, G. — Die kristallinen Schiefer des ostl. Riesengebirges. Abh. kgl. preuss. geol.
Landesanstalt., N. F„ 1912, H._ 68.
Bergealt, A. — Zur Petrographic der Aolischen Inseln. Centralbl. f. Min., 1918, S. 329.
Boeke, H. E. — Mineral-und Gesteinsbildung aus dem Schmelzfluss und durch Pneuma-
tolyse. Handworterb. f. Naturw., Bd. VI, S. 919. 1912.
Eoeke, H. E. u. Eitel, W. — Grundlagen der physikalisch-chemischen Petrographie.
2 Aufl. Berlin, 1923.
Bossweil, P. G. H. — The Stratigraphy and Petrology of the lower Deposits of the
North-Eastern Part of the London Basin. Q. J. G. S., 1915, vol. LXX1, p. 536.
Bosworth, Th. O. — On Metamorphism around the Ross of Mull-Granite. Quart. Journ.
Geol. Soc., 1910, vol. 66, p. 376. Ref. N. Jb., 1913, Bd. II. S. 61.
Bowen, N. L. — Die Schmelzerscheinungen bei den Plagioklasfeldspaten. Z. f. anorg.
Ch., 1913, Bd. 32, S. 233—307.
Bowen, N. L. und Andersen, O.— Das binare-System MgO — SiO,. Zeitschr. f. anorg.
Chem., 1914, Bd. 27, S. 233.
Bowen. N. L. — The later stages of the evolution of the igneous rocks. Journ. of
Geol., 1915, suppl. vol, 23, p. 1—91.
Bowen. N. L. — Crystallization-Differentiation in igneous magmas. Journ. of Geol.,
1919, vol. XXVII, p. 393—430.
Bowen, N. L. — The Reaction Principle on Petrogenesis. Journ. of Geol., 1922, vol. XXX.
Brauns, R. — Die kristallinen Schiefer des Laacher Seegebietes und ihre Umwand-
lung zu Sanidinit. Stuttgart, 1911.
Brauns, R. — Einige bemerkenswerte Auswtirflinge nnd Einschlusse aus dem nieder-
rhein. Vulkangebiet. Centralbl. f. Min., 1919, S. 1.
Brogger, W. C. — Das Fengebiet in Telemark, Norwegen. Vidensk. Skr. I. Mat.-naturv.
KI.. 1920, ла 9.
Brogger, W. C.— Die Eruptivgesteine des Kristianiagebietes. Bd. I—IV. Kristiania,
1894, 1895, 1898 u. 1921.
345
Brun, A. — Recherches sur 1’exhalaison volcanique. Geneve, 1911.
Brun, A. — Note sur 1’hydratation des micas. Bull. Soc. Irani,-, de Mineral., 1913, t. 30.
Brun, A. — Action de la vapeur d’eau a haute temperature sur certains silicates
erupt. Bull. Soc. Irani?, de Mineral., 1915, t. 38.
Brouwer, H. A. — Studien uber Kontaktmetamorphose in Niederl. Ostindien. Zentralbl.
f. Min., 1918, S. 41, 297 und 1921, S. 417.
Bubnoff, S. — Uber die Druckrichtung im heidelberger Granit. Mitteil. Oberrhein. geol.
Vereins, 1922.
Bubnoff, S.—Tektonik und Intrueionsmechanismus im kristalRnen Odenwald. Abhdig.
preuss. geol. L.-A., N. F„ 89, 1922, Bd. I, S. 19.
Bubnoff, S. — Die Methode der Granitmessung und ihre bisherigen Ergebnisse. Geol.
Rundsch., 1922, Ed. 13, S. 151 (mit weiterer Literatur).
Cayeux, L. — Introduction a 1’etude petrographique des roches sedimentaires. Paris,
1916.
Chamberlain, R. T. — The Gases in Rocks. Public. Carnegie Inst. Washington, 1908.
Chamberlain, T. C. — Diastrophism and the formative Processes. Journ. of Geol., 1913,
vol. 21, p. 517, 523, 577, 673; 1914, vol. 22, p. 131, 2 >8, 315, 516.
Clark», F. W. — The Data of Geochemistry, fourth edition. U. S. A. Geol. Survev,
Bui]. 695. 1920.
Ciarke, F. W. and Washington, H. S. — The average chemical composition of igneous
rocks. Proc. Nat. Ac. Sc., 1922, vol. 8, № 5, p. 108—115.
Cloos, H. — Tektonik und Magma, Untersuchungen zur Geologic der Tiefen. Abhdig.
preuss. geol. L.-A., N. F., 89, 1922, Bd, I.
Cloos, H. — Der Gebirgsbau Schlesiens. Mit einer Strukturkarte. Berlin, 1923.
Coleman, A. P. — Metamorphism in the Pre-Cambrian of Northern Ontario. C. r. Congr
Geol. Internat. Stockholm, 1912. t. 1, p. 607.
Cornelius, H. P. — Petrographische Untersuchungen in den Bergen zwischen Septimer
und Julierpass. Inaug.-Diss. N. J. f. Min., Beilage-Bd. 35. Stuttgart, 1912.
Cernelius, H. P. — Zur Frage von Kristallisation und Schieferung in metamorphen
Gesteinen. Zentralbl. f. Min., 1921, S. 1.
Cornu, F. — Die Anwendung der Kolloidchemie auf Mineralogic und Geologie. Kolloid-
Zeitschr., 1909, Bd. IV, H. 6 (Spezialheft fur Kolloidchemie u. Mineralogie).
Czochralski, J.—Metallographische Untersuchungen am Zinp und ihre fundamentale Bedeu-
tung fur die Theorie der Formanderungen bildsamer Metalle. Zeitschr. f. Metall-
kunde, 1916, Bd. 8, S. 1.
Czochralski, J. — Die Grundlagen der Verfestigungsvorgange. Zeitschr. f. Metallkunde,
1923, Bd. 15, S. 7.
Daly, R. —Magmatic Differentiation in Hawaii. Journ. of Geol., 1911, vol. 19.
Daiy, R. A.— Igneous Rocks and their Origin. New York, 1914.
Daiy, R. A.—Genetic Classification of Tinderground volatile Agents. Econ. Geol., 1917,
vol. 12, p. 487.
Daly, R. A. — Metamorphism and its phases. Bull. Geol. Soc. Amer., 1917, vol. 28.
Daubrd, A.—Etudes et experiences synthetiques sur le metamorphisme et sur la for-
mation des roches cristallines. Mem. Ac. Sc. sav. et etrang., t. 27. Paris, 1860.
Daubrd, A.—Beobachtungen liber Gesteinsmetamorphose und experimentelle Versuche
liber die Mitwirkung des Wassers bei derselben. 1858.
Day, A. L. — Mineral solution and fusion under high temperatures and pressures.
Yearbook of the Carn. inst. Washington, 1905.
Day, A. — Des Studium der Mineralschmelzpunkte. Fortschr. d. Min., Krist. u. Petro-
graph., 1914, Bd. IV.
Day, A. und Susman, R. B.—Die Schmelzpunkte der Mineralien im Lichte neuerer
Untersuchungen uber das Gasthermometer. Zeitschr. f. anorg. Chem., 1911,
Bd. 72, S. 1.
Delesse, A. — Etndes sur le metamorphisme des roches. Mem. Acad. Sc., 1861, vol. 17.
Desoh, С. H. — Report on Diffusion in solids. Brit. Assoc. Rep. Dundee, 1912 (mit
vielen Angaben uber Literatur).
Dewey, H. and Flett, J. S. — On the British PiHow-Lavas and the Rocks associated
with them. Geol. Mag., 1911, vol. (5) VIII, p. 203, 241.
Doitur, C. — Dissoziation der Silikatschmelzen. T. M. P. M., li'07 u. 1908.
Obiter, C. — Minerogenese und Stabilitatsfelder der Minerale. T. M. P. M., 1906, Bd. XXV.
Dollar, C. — Petrogenesis. Braunschweig, 1906. - *
Doiter, C. — Handbuch der Mineralchemie. Bd- I ff. Dresden u. Leipzig, 1912 ff.
Diiiter, C. — Fuhrer zur Exkursion nach Predazzo. Congr. geol. internat. Vienne 1903.
V. Eckermann, H. The Rocks and Contact Minerals of Mansjo Mountain.
Geol. Foren. i Stockholm Forh., 1922, Bd. 44, p. 203.
34S
Duparc, L. et Mrazec, L — Recherches geologiques et petrographiques sur le massif du.
Mont-Blanc. Mem. de la Soc. de Phys, et d’Hist. Nat. de Geneve., t. XXXIII.
Geneve, 190S.
Eckermann, H. V. — The Rocks and Contact Minerals of Tannberg. Geol. Foren. i. Stock-
holm Forh., 1923, p. 467.
Eiiel, W. — Untersuchungen uber magmatische Vielstoffsystame. N- J-, 1921, B.-B. 41,
3 H., S. 369-401.
Eital, W. — CaCo3—Ca,Sio4 als Beispiel kontaktmetamorpher Systeme. Zeitschr. f. Krist.,
1923, Bd. 57, S'. 537.
Emmons, W. H. and Calkins, F. C. — Geology and Ore Deposits of the Philipsburg Quad-
rangle, Montana. U. S. Geol. Survey, Prof. Paper 79. Washington, 1913.
Erdmansdorher, 0. H. — Die Entstehung der Schwarzwalder Gneise. Geol. Rundsch., 1913,
Bd. 4, S. 383 (mit ‘welter Literatur).
Eidmansddrffer, 0. H. — Uber Schieferung und Schichtung in kristallinen Schiefern.
Zentralbl. f. Min.. 1918, S. 193.
Erdmansdiirffer, 0. H. — Uber metamorphe Gesteine in Mazedonien. Sitz.-Ber. Akad. d.
Wiss. Berlin, 1920, H. 32.
Erdmansdorifer, 0. H. — Mechanische Problems bei der Bildung kristalliner Schiefer.
„Naturwiss.“, 1920, S. 340.
Eskoia, P. — On the Petrology of the Orijarvi Region in south-western Finland. Hel-
singfors, 1914.
Eskoia, P. — Om metasomatiska omvandlingar i Silikatbergarter. Lordag, 1919.
Eskoia, P. — On the Eclogites of Norway Vidensk. Skrift. I. Math.-naturv. KI., 1921, № 8
Eskoia, P. — Om metasomatiska omvandlingar i Silikatbergarter. Norsk geol. Tidsskr.,
1921, Bd. 6, S. 89.
Eskoia, P. — The Mineral Facies of rocks. Norsk geol. Tidskr., 1921, Bd. 6.
Eskoia, P.—On contact phenomena between gneis and limestone in western Massa
chusetts. J. of Geol., 1922, vol. 30, p. 265.
Fedorow, E. und Nikitin, W.— Die Mineralien des Bogoslowskschen Bergreviers.
Zeitschr. f. Krist., 1901, Bd. 34, S. 697.
Fenner, Cl. — The mode of formation of certain gneisses in the Highlands of New Jersey.
J. of Geol., 1914, vol. 22, p. 594.
Ferguson, J. — Wollastonite and related solid solutions in the ternary System CaO —
MgO — SiO2. Am. Journ. of Sc., 1919, vol. 48, p. 165—189.
Freudenberg, W. — Der Trias-Gneis-Kontakt am Ostrande des Adulsmassivs (Graubun-
den). N. J. f. Min., 1913, B.-Bd. 36, S. 282.
Goetz, C. — Uber die Entstehung des Dolomits der Muschelkalkechichten nordlich des
Lothringer Hauptsattels und liber den Einfluss von kolloiden Phasen auf d e
Bildung von Dolomit iiberhaupt. Geol. Rundsch., 1921, Bd. 12, S. 138.
Goldschmidt V M. — Die Kontaktmetamorphose im Kristianiagebiet. Videnskapsselsk
Skr. I., Math.-Naturw. KI., 1911, № 1.
Goldschmidt, V. M — Die Gesetze der Gesteinmetamorphose mit Beispielen aus der
Geologic des siidl Norwegens. Vidensk. Skrift. I. Math.-naturw. KI., 1912,
Jli 22.
Goldschmidt, V. M. — Uber die Anwendung der Phasenregel auf die Gesetze'Ser Mine-
ralassoziation. Centralbl. f. Min., 1912, S. 574,
Goldschmidt, V. M. — Uber einen Fall von Natronzufuhr bei Kontaktmetamorphose.
N. J. f. Min., 1914, B.-Bd. 39, S. 193.
Goldschmidt, V. M. — Die Kalksilikatgneise und Kalkglimmerschiefer des Trondhjem-
Gebiets. Vidensk, Skr. I. Math.-naturw. KI., 1915, № 10.
Goldschmidt, V. M. — Metasomatische Prozessein Silikatgesteinen.Naturwiss. Wochen-
sclirift, 1922, № 7.
Goldschmidt, V M —Der Stoffwechsel der Erde. Vidensk. Skrift. I. Math.-naturw. KI.,
1922., M 11. -
Grubenmann, U. — Die kristallinen Schiefer. Teil I. u. II. 2. Aufl. Berlin, 1910.
Grubenmann, U. — Mineral-und Gesteinsbildung auf dem Wege der Metamorphose. Han d-
buch der Naturwiss. Bd. 6. 1912.
Grubenmann, U. — Struktur und Textur der metamorphischen Gesteine. Fortschr. d. Min.,
Krist. u. Petrographie, 1912, Bd. 2.
Grubenmann, V. u. Niggll, P.—Monographic der natiirlichenBausteineundDachschiefe.r
der Schweiz. Beitr. zur Geol. d. Schweiz. Geotechn. Serie, Bd. V. Bern, 1915.
Grubenmann, V. Lampropbyrische Ganggeste ne im zentralen Gotthardgranitgneis aus
der Umgebung des St. Gotthardhospizes. Viertelj. d. naturf. Ges. Zurich, 1919.
Grandinger, H. — Der Topas von Amerika bei Penig im sachsischen Granulitgebirgo.
Dissert. Leipzig, 1919.
34?
Haarmann, A. — uber Stauung und Zeirung dutch einmalige und wiederholte StorUn-
gen. Zeitschr. d. d. geol. Ges., 1920, Bd. 72, S. 218.
Hall, A. L. — Uber die Kontaktmetamorphose an dem Transvaalsystem im ostl. und
zentral. Transvaal. T. Я. P. M., 1909, Bd. 22, S. 115.
Hammer, W. — Die Phyllitzone von Landeck. Verh. Wiener Geol. Reichsanstalt, 1915,
S. 96.
Hampel, J. — Die kristallinen Schiefer der Siidabdachung des Riesengebirges. Lotos,
1911, Bd. 59, H. 3-4.
Harker, A. — The natu'al history of igneous rocks. London, 190Э.
Hatch, J. H. and Rastall, R. H. — Textbook of Petrology. Vol. II. The Petrology o! the
Sedimentary Rocks. London, 1913.
Heim, Al. — Geologie der Schweiz. Leipzig, 1922.
Hess, F. L.—Tactite, the product of contact-metamorphism. Am. Journ. of Sc., 1919,
vol. 48, p. 377.
Hezner, L. — Petrographische Untersuchung der kristallinen Schiefer auf der Siidseite
des St. Gotthard (Tremolaserie). N. Jahrb, f. Ilin., 1909, B.-Bd. XVII, S. 157—
218.
Hezner, L. — Uber manganreiche kristalline Schiefer Indiens. N. J. f. Min.. 1919, S. 7.
Hise, C. R, van. — A treatise on metamorphism. U. S. Geol. Survey, Monographs 47,1904.
Hise, C. R, van.—Principles of classification and correlation of Pre-Cambrian rocks.
J. of Geol., 1909, vol. 17.
Himmelbauer, A. — Die Bedeutung der Kolloidchemie fill die Mineralogie. Spez. Teil.
FortschT. der Mineralogie, Kristallogr. n. Petrogr., 1913, Bd. 3, S. 32 — 02.
Hoff, J. H, van’t. — Untersuchungen uber die Bildungsverhaltnisse der ozeanischen
Salzablagerungen, insbesondere des stassfurter Salzlagers. Ilertiusgegeben von
H. Precht und E. Coben (Mit vielen Angaben uber Literatur). Leipzig, 1912.
HSijLom A. G.—Pre-Cambrian Geology of Sweden. Bull, of the Geol. Instit. of Upsala,
1911, vol. X.
Holmes, A. — The Pre-Cambrian and associated Rocks of the District of Mozambique.
Quart. J. Geol. Soc, 1918, p. 63.
Hommel, W. — Systematisclre Petrographie auf genetischer Grundlage. Bd. I: Das
System. Berlin, 1919.
Holmquist, P. J. — Swedish Archean Structures and their Meaning. Bull. Geol. Institut.
Univ. Upsala, 1916, vol. XV, p. 125.
Holmquist, P. J. — Tvpen uud Nomenklatur der Adcrgesteine. Geol. Foren. i Stockholm
Forh., 1921, Bd. 43, S. 612.
Hugi, E. — Pneumatolyt-hydrothermale Wirkungen alpin. Granitintrusionen. Ecl. Geol.
Helv., 1931, vol. 16.
Hummel, H. — Die Entstehung eisenreicher Gesteine dutch Ilalmyrolise. GeoL Rundsch,
1922, Bd. 13, S. 41 u. 97.
Hutton, J.—Theory of the Earth, от an investigation of the laws observable in tbe
composition, dissolution and restauration of land upon the globe. 1 st Edit.
Edinburgh, 1785. 2d Edit. Theory of the Earth with proofs and illustrations
in four parts. Edinburgh, 1795.
Irving, A. — Chemical studies in the metamorphism of rocks. London, 1889.
Iddings, J. P. — Igneous rocks. New York, vol. I. 1909. vol. II, 1913.
Iddings, J. P. — The Problem of Volcanism. London, 1914.
Inostranzeff, A. — Studien uber metamorphosierte Gesteine im Gouveruement Olonez.
Leipzig, 1879.
JSnecke, E. — Die Entstehung der deutschen Kalisalzlager. „Die Wissenschaft", Braun-
schweig, 1915.
Jakob. J. — Zur Theorie der magmatischen Mineralisatoren. Zeitschr. f. anorg. Chem.
1919, Bd. 106, S. 229.
Johnsen, A. — Schiebungen und Translationen in Kristallen. Jahrb. d. Radioakt., 1914,
Bd. II, H. 2, S, 226.
Johnston, J. — Some aspects of recent high pressure Investigations. Geophys. Lab.
Carn. Inst., 1917.
Johnston, J. — Uber den Einfluss hoher Drucke auf das physikalische und chemische
Verhalten fester Stoffe. Zeitschr. f. anorg. Ch., 1918, Bd. 80, S. 231.
Karman, Th. von. — Festigkeitsversnche under allseitigem Druck. Zeitschr. d. Vereins
deutscher Ingenieure, 1911. Bd. 2, S. 1749.
Kemp-Steward. — The Formation of the secondary silicate zone in contact-metainor-
phic ore-deposits. Econ. Geol., 1913. vol. 8, p. 501 and 507.
Kessler, P. — Uber Lechverwitterung und ihre Beziehungen zur Metamorphose (Uuibil-
dung) der Gesteine. Geol. Rundsch.. 1921, Bd. 12, S. 237.
348
Kispatic, M. Disthen-SiUim<iuit und Staurolith-fiihrende Schiefer au< dem Krudija-
gebirge in Kroatien. Centralbl. f. Min., 1912, S. 578.
Kindi, E. M. — A comparison of the Cambrian and Ordovician ripple marks found at
Ottawa, Canada (Journ. of Geol., 1914, vol. 22, p. 703). G. S. Canada, 1917. Mu-
seum Bull. 25, Publ. 1658.
Konigsberger, J. — Die kristalliuen Schiefer der zeutral schweizerischen Massive und
Versuch einer Einteilung der kristallineu Schiefer. C. R. Congr. geol. iut.
Stockholm, 1910.
Kiinigsberger, J. — Gneisbildung und Aufschmelznngszonen der Erdkruste in Europa.
Geol. Rundsch., 1912, Bd. 3, S. 297 — £09.
Kiinigsberger, J. — Dynamometamorphismus an der Basis der llardangerdecke. Zeitchr.
d. geol. Ges.., 1912, Bd. 64, Monatsber. № 12, S. 610.
Konigsberger, J. — Ober alpine Minerallagerstatten. Teil 1 — 111. Abhandl Bavr, Akad. d.
Wiss., 1917 u. 1919.
Krusch, F Uber Adsorptions-und Adhasionsmetasomatose und ihre Raumbilduug.
Zeitschr. prakt. Geol., 1931, Bd. 29, S. 9.
Ktenas, G. I. -Les phenomenes metamorphiques a 1'ile de Seriphos (Archipeli. II. Sur
les relations pctrographiques entre 1’ile de Seriphos et les formations environ-
nentes. Compte rendu. Paris. 1914, t. 158.
Kurnakow, N. S. und Achnasarow, A. N. — Uber den Einfluss der Abkiihlungsgeschwin-
digkeit auf die Harte und Mikrostruktur der cntektischen Gemisehe. Zeitschr.
f. anorg. Chem., 1922, Bd. 125, S. 185.
Lacroix. M. A. — Etude sur le metamorphisme de contact des roches vokaniqnes. Mem.
de Г Acad. d. Sc. de 1’Institut de France, 1894, vol. 31.
Lacroix. M. A. — Les enclaves dee roches volcaniques,.Macon, 1893.
Lahee. F. H. — ( rystalloblagtic order and mineral development in metamorphism. Journ.
of Geol., 1914, vol. 22, p. 500.
Laitakari, A. — Petrographie und Mineralogie der Kalkstein'agerstarten von Parainen
(Pargas). Helsingfors, 1921.
Lazarevic, M. — Die Propylitisierung, Kaoliiiisierung und Yerkieselung und ihre
Beziehung zu den Lagerstiitten der propylitischen jungen Gold-Silbergruppe.
Zeitschr. f. prakt. Geologic, 1913, Bd. 21, S. 345.
Leith, С. K. and Mead, W. J.— Metamorphic studies. Journ. of Geol., 1912. vol. 20,
p. З.з3.
Leith. С. K. — Recristallisation of limestone at igneous contact. Econ. Geol.. 1914,
vol. 9.
Leith, С. K. — Structural Geology. London, 1914.
Leith. С. K. — Metamorphic studies. Convergence to Mineral Type in Dynamic Meta-
morphism. Journ. of Geol., 1915, vol. 23, p. 600.
Leith, С. K. — Metamorphic Geology. A Textbook. New York, 1915.
Linck, G. und Pulfrich, A. — t'ber die Darstellung dee Dolomit. und die Dolomite des
Rot in der Umgebung von Jens. Zentralbl. f. Min., 1921, S. 545.
Lindgren, W.— Volume Changes in Metamorphism. J. of Geol., 1918, vol. 26. p. 542.
Lindgren. W. — Mineral Deposits. London and New York, 1919.
Lessen, E. A.—Uber das Auftreten metamorpher Gesteine in den alien palaozoisehen
Gebirgskernen von den Ardennen bls zum Altvatergebirge und uber den Zusam-
menhang dieses Auftretens mit der Faltenverbiegung (Torsion). Sitzb. Ges.
Naturfr. Berlin, 1885.
Loys, Fr. de. — Les affleurements de Mvlonite dans le massif de la Dent du Midi.
Bull. SoC. Vaud. sc. nat., 1918, vol. 52.
Loughiin, G. F. — Primary gneisses. Amer. J. of sc., 1910, v ol. 29, p. 447.
Ldwinson-Lessing, F. — Notiz iiber Umformung von Kristallen unter Druck. \ erh- d. k.
russ. min. Ges..zu St. Petersburg, 1905, Bd. XLIII.
Lbwinson-Lessing. F. — t'ber eine mogliche Beziehung von Viskositatskurven und Mo-
lekularvolumina bei Silikaten. Zentralbl. f. Min., 1906, S. 889.
Lowlnsoti-Lessing, F. — Differentiation, Eutektikum und Eutropie. Petrograph. Noti-
zen, VI.
Lowinson-Lessing, F. — Versuche iiber Cmkristallisation von Gesteinen in festem
Zustande. Zentralbl. f. Min., 1911, S. 607.
Lyell. Ch., — Principles of Geologv. 1. Edit. London, 1833 (Grundziige der Geologic.
Weimar, 1842).
Maier, W. — Beriohtigung iiber die korundhaltigen Uornfelse der Kontaktzone des
Tibidabo bei Barcelona. Centralbl. f. Min., 1913. S. 26.
basing. C. — Studien iiber Rekristallisation von Metallen. Rekristallisation des Zinks.
Zeitschr. f. Metallkunde, 1921, Bd. Kill, S. 425.
23 Груб^нман и Пнггли.
349
Michel-L£vy. -Etude sur les roches cristallines et eruptives des environs du Mont-
Blanc. Bull. Carte geol. France, 1890, № 9.
Milch, L. — Beitrage zur Lehre von der Regionalmetamorphose. N. J., 1894, Beilage-
Bd. 9-
Milch, L. — Uber dynamometamorphe Erscheinungen an einem nordischen Granitgneis.
N. J. f. Ivlin., 1900, Bd. II, S. 39.
Milch, L. — Die heutigen Ansichten uber Wesen und Entstehung der kristallinen
Schiefer. Geol. Rundschau, 1910, Bd. 1.
Milch, L.— Uber Plaslizitat der Mineralien und Gesteine. Geol. Rundschau, 1911, Bd. II,
S. U5.
Milch, L. — Uber Adinolen nndAdinolschiefer des Ilarzes. Zeitschr. d. geol. Ges., 1917,
I'd. 69, S. 349.
Morey, G. W. — The Developement of Pressure in Magmae as a Result of Crystalliza-
tion. J. Wash. Ac. 8c., 1922, vol. 12, p. 219.
Mrazec, L. — Sur les schistes cristallines des Carpathes mcridionales. Internat. Geol.
Congr. Wien, 1903, Bd. II, S. 631.
Kiigge, 0. — Axinit als Kontaktmineral. Centralbl. f. Min, 1910, S. 629- .
Miigge, 0. — Uber metamorphische Prozesse in den kristallinen Schiefern. Nachr.
Gott: Ges., 1911, S. 2.
Miigge, O. — Uber Quarz als geologisches Thermometer und die Bedeutungder Zusam-
mensetzungsflache von Zwillingen. Centralbl. f. Min., 1921, S. 609 u. 641.
Niggli. P. — Die physikalisch-chemische Bedeutung der Gesteinsmetamorphose. Ber.
d. math.-phys. KI. k. s. Ges. d. Wiss., Bd. 47. Leipzig, 1915.
Niggli, P. Gleichformige Pressung, Stresspressung und Gesteinsmetamorhose. Zeitschr.
f. anorg. Chem., 1916. Bd. 95, 8. 64.
Niggli, P. — Die leichtfliichtigen Bestandteile im Magma. Preisschr. d. fiirstl. Jablono-
wsk. Ges. zu Leipzig, 1920.
Niggli, P. — Systematik der Eruptivgesteine. Zentralbl. f. Min., 11.20.
Niggli, P. — Lehrbuch der Mineralogie. Berlin, 1920.
Niggli, P. — Neuere Mineralsynthesen. T. I—111. Fortschr. d. Min., Krist u. Petrogr., Bd. 5,
6 u. 7, 1915, 1920 u. 1923.
Niggli, P. — Einteilung und Systeihatlk der Minerallagerstatten. Schweiz. Min. u.
Petrogr. Mitteil., 1921, Bd. I, S. 392.
Niggli, P. — Anwendung der mathemat. Statistik auf Probleme der Mineralogie und
Petrologie. N. J. f. Min., 1923, B.-B. 48, S. 167.
Niggli, P.— Gesteins- und Mineralprovinzen. Bd. I. Berlin, 1923.
Ostwald, Wo. — Die Welt der vernachlassigten Dimensionen. Dresden-Leipzig, 1921.
Osann, A.— Versuch einer chemischen Klassification der Eruptivgesteine.»T. M. P. M.,
1900 —1Ю2. Bd. 19, 20, u. 21.
Osann, A.— Beitrage zur chemischen Petrographie. III. Teil, 1, u. 2. Halfte. Berlin,
1916 (Analysen von Eruptivgesteinen und kristallinen Schiefern, 1900-1909).
Osann, A. — Der chemische Faktor in einer naturlichen Klassifikation der Eruptivge-
steine. I. u. Il- Teil. Abhandl. der Heidelberger Akad. der Wiss., math.-naturw.
KI., 1919 u. 1920, № 8 u. 9.
Fapavasillou, S. A. — Uber die vermeintlichen Urgneise und die Metamorphose des
kristallinen Grundgebirges der Kykladen. Zeitschr. d. geol Ges., 1909, Bd. 61.
Parker, R. L. Die Gesteine der Talklagerstatten von Disentis und Surrhein im Biin-
dner Oberland. Inaug.-Diss. Zurich, 1910,—Serpentin und Talk von Disentis-
Surrhein. T. M. P. M., 1921, Bd. I, S. 7.
Philippi, E. — Ober Dolomitbildung und chemische Ausscheidung von Kalk in heutigen
Meeren. N. J. f. Min., Festbd., 1907, S. 397.
Pirsson, L. V. — The Microscop. Character of volcanic Tuffs. Amer. Journ. of sc.,
vol. 39, p. 191 — 212. Washington, 1915.
Preiswerk, H. Die metamorphen Triasgesteine im Simplontunnel. A erh. naturf. Gee.
Basel, 1913, Bd. 24, S. 31.
Ouensel P. — Die Quarzporphyr- und Porphyroidformation in Siidpatagonien und
Feuerland'. Bull. Geol. Inst. Univ, of Dpsala, 1913, vol. 12, p. 9.
Quensei, P. —"Zur Kenntnis der Mylonitbildung, erlautert am Material aus Knebekaise-
gebiet. Bull. Geol. Inst. Univ, of Upsala, 1916, vol. XV, p. 91.
Rassow, E. und Velds. L. — Rekristaliisationsdiagramm des Kupfers. Zeitschr. f. Meiall-
kunde, 1920 Bd. 12, S. 369.
Rastall, R. H. und Hath, F. H. — Dedolomitization in the Marble of Port Shepstone,
Natal. Quart. J. Geol. Soc., 1910, p. 507.
Ramsay. W.—Beitrage zur Geologie der pracambrischen Bildungen im Gouvernement
Olonez. I. Fennie, 1906, vol. 22, № 7.
3S0
Ramsay, W. — Uber d e pracambrischen Systeme im ostiiehen Teile von Fennoskandia.
Centralbl. f. Min., 11)07, S. 33.
Rankin, G. A. — Das ternare System: Magnesiumoxyd-Aluminiumoxyd-Siliciumdioxyd.
Am. J. of Sc., 1918, vol. 45, p. 301.
Reusch, H. — Die fossilienfiihrenden kristallinischen Schiefer von Bergen inNorwegen.
Deutsch von R. Baldauf. Leipzig, 1883.
Reinhard, M.— Die kristallinen Schiefer des Fagaraser Gebirges. Annar. Inst. Geol. al
Romanici, 1909, vol. III.
Rieke. E. — Zur Erniedrigung des Schmelzpunktes durch einseitigen Druck eder Zug.
Zentralbl. f. Min., 1912, S. 97.
Rinne, F. und Boeke, H.E.—fiber Thermometamorphose und Sammelkristallisatiou.
T. M. P. M, 1908, Bd. 27.
Rinne, F. — Die geothermischen Metamorphoscn und die Dislokationen der deutsch.
Kalisalzlagerstatten. Fortschr. d. Min., Krist. u. Petrogr., 1920, Bd. 6, S. 101.
Rinne, F.—Gesteinskunde. 5. Auflage. Leipzig, 1920.
Rinne, F. — Metamorphose von Salzen und Silikatgesteinen. Nieders’achs. geol. Ver.
Hannover, 1924.
Riigers, A. F. — Sericite, a low temperature hydrothermal mineral. Econ. Geol., 1916,
vol. II, p. 118. »
Romans, M. — Petrographische Untersuchung zinnerzfiihrender Gesteine aus Kinta
(Malakka). Dissert. Basel (Eclog. geol. Helv., 1922, vol. 17, p. 17S). z
Rosenbusch, H. — Elemente der Gesteinslehre. 3. Aufl. Stuttgart, 1910. 4. Aufl. (von A.
Osann). 1923. '
Rosenbusch, H. — Die Steiger Schiefer und ihre Contactzone an den Granititen von
Barr-Andlau und Hohwald. Abh. z. geol. Specialkarte von Elsass-Lothringen.
Strassburg, 1877.
Rosenbusch, H. — Zur Auffassung der chemischen Natur des Grundgebirges. T. M. P. M.,
18:.1, Bd, 12.
Rosenbusch, H. — Studien im Gneisgebirge des Schwarzwaldes. Mitt. bad. geol. Landes-
anst., 1901, Bd. 4.
Roth, J. — Uber die Lelire vom Metamorphismus und die Entstehung der krist. Schie-
fer. Abh. k. Akad. d. Wiss. Berlin, 1871.
Salomon, W. — Die Adamellogruppe. I.Teil (lokale Beschreibung, kristalline Schiefer,
Perm, Trias). Abhandl. der k. k. geol. Reichsanst., Bd. XXI, H. 1. Wien, 1908,
Salomon, W. — Die Entstehung der Sericitschiefer in der Vai Camonica (Lombardei).
Ber. uber die 40. Vers, oherrh. geol. Ver. Lindau, 1907.
Sander, B. — Uber tektonische Gesteinsfacies. Verh. k. k. Geol. Reichsanst., 1912,
S. 249.
Sander. B.—Bemerkungen liber tektonische Gesteinsfacies und Tektdnik des Grund-
gebirges. Geol. Reischsanst., 1914, № 9.
Sander, B. — Zur Geologic der Zentralalpen. Geol. Staatsanstalt, 1921, Bd. 71.
Schmidt, W.— Statistische Methode beim Gefiigestudium krist. Schiefer. Sitz.-Ber.
Wiener Akad. d. Wiss., 1917, Bd. 128.
Schneiderhiihn, H. — Uber die Umbildung von Tonerdesilikaten unter dem Einflues
von Salzlosungen bei Temperaturen bis 200°. J. f. Min., 1916, Bd. 40, S. 163.
Schneiderhuhn, H. — Die Grundlagen ciner genetischen Systematik der Minerallager-
statten. Mitteil. Senckenbergiana, Bd. I, 8. 194.
Schreinemakers, F A. H. — Mono- und divariante Gleichgewichte. Proc. Kon. Akad. d.
Wetensch. Amsterdam. Siehe Bd. 18, 1915 ff., und andere Bande dieser
Zeitschrift.
Schwonkel, H. — Die Eruptivgneise des Schwarzwaldes und ihr Verhaltnis zura
Granit. T. M. P. M„ 1912, Bd. 31, S. 139 — 320.
Sederbolm, J. J. — Wesen und Ursache der Metamorphose. T. M. P. M., 1891, Bd. 12,
S. 134.
Sederholm, 1. J.— Uber den gegenwartigen Stand unserer Kenntnis der krist. Schiefer
von Finnland. Comptes rendus IX Congres geol. internal, de Vienne, 1903.
Sederholm, J. — Uber ptygmatische Faltungen. N. Jb. f. Min., 1913, B.-Bd. 36, S. 491.
Sederholm, J. Uber die Entstehung der migmatitischen Gesteine. Geol. Rundsch., 1913,
Bd. IV, S. 174.
rholm, J. J.— On synantetic minerals and related phenomena. Bull. Comm. Geol.
Finlande, 1916.
Seidlitz, W. — liber Granitmylonite und deren tektonische Bedeutung. Geol. Rundsch.,
1910, Bd. 1, S. 188.
Shand, S. 1. — Some Scott. Granite-Gneiss-Contaets and their interpretation. Tr.
Edinb. Geol. Soc., 1910, vol IX, p. 363.
23*
351
Shepherd, E. S. Kilauea gases. 1919. Bull. Hawaiian Volcano Obs., 1921, xol. 9,
p. 83.. 88.
Slavic, F. — Uber Spilite im Pribraiuer Algonkium. Bull, internal, de Г Acad. d. Sc.
de Bohemc. 1915.
Smith. V. Campbell — The metamorphic Rocks of South Victorialand. Brit. Antarct.
Expedition 1910. Nat. Hist. Rep., 1921, v oh I, № 5, p. 121 — 166.
Sokol, R.—Uber die Projektion von Analysen der kristallinen Schiefer und Sedi-
mente. Verh. Wiener Geol. Reichsanst., 1914, № 14.
Spurt, J. E., Garre у, G. H. and Fenner, C. N. — Study of a contact metamorphic ore
deposit. Dolores mine atMatehusle S. L. P., Mexico. Theory of ore deposition.
Econ. Geol., 1912, vol. 7, p. 444. Ibid. vol. 2, p. 780 and vol. 7, p. 485.
Stillwell, F. L.-Metamorphic Rocks of Adelle Land. Sect. I. Austral Antar< t.
Exped. 1911 -1914, vol. HI, part I. 1918.
Staub, R. — Uber Wesen und Ursachen der Gesteinsmetamorphosen in Grauhiinden.
Zurich. Naturf. Ges., 1920, Bd. 65, S. 323.
SiiHe, H. — Uber Faltungserscheinungeu im Hannoverschen Salzgebirge. 4. Jahresber.
d. Niedersachs, geol.-Ver. zu Hannover, 1911.
Stille, H —Iniektivfaltung und damit zusammenhangende Erscheinungen. Geol.
Rundsch., 1917, Bd. 8, S. 89.
Suslschinsky, P. P. — Beitrage zur Kenntnis der Kontakte von Tiefengesteinon mit
Kalksteinen im sudwestlichen Finnland. Soc. Imp. Natural. St. Peters-
bourg, 1912.
Suess. F. E. — Mylonite und Hornfelsgneise in der Brunner Intrusi vinasse. Verh.
Geol. R.-A., 1906, № 10.
Suess, F. E. — Beispie’e plastischer und kristalloblastiseher Gesteinsumformung.
Mitteil. der geol. Ges. Wien., 1909, Bd. HI, S. 250.
Tamman, G.— Uber die 'Art des Fliessens kristallinischer Korper. Ber. d. Ges.
d. Wiss. z. Gott., math.-phys. KI., 1916, S. 49.
Tamman, G. — Aggregatzustande. Leipzig, 1932.
Teail, J. J. H. — British Petrography. London, 1888.
Termier, P.—Sur les mylonites de la region de Savona. Paris, t. 152, 1911.
Termier, P.—Sur la genese des terrains cristallophyliens. Congr. Geol. intern. Stock-
holm, C. r., 1912.
Tiiley, С. E. The metamorphism of the Pre-Cambrian Dolomites of South Eyre
Peninsula. South Austral. Geol. Magaz., 1920, vol. 57.
Tilley, С. E.—The Granite-Gneisses of Southern Eyre Peninsula. Quart. J. Geol. Soc.,
1921, vol. 77.
Tilley, С. E.—Paragenesis of the Minerals of the three Component System MgO Al20„-
SiO2 in Thermal Metamorphism. Geol. Magaz, 1923, vol. 80, № 705.
Teener, О S.—Die Quarzgefiigeregel. Jb. Geol. Reichsanst., 1906. S. 489.
Truninger, E.—Kontaktmetamorphe Erscheinungen im west!. Teil des Aarmassivs (Gaste-
renmassiv). Ecl. Geol. Helv., 1910, Bd. XI, H. 4, S. 484.
Vernadsky, W.—Sur la reproduction de la Sillimanite. Bull. soc. franc, de Min., 1889,
vol. 13, p- 256.
Vogt, J. H. L — Die Theorie der Silikatschmelzlosungen. 1. u. II. Toil. Christiania,
1904.
Vogt. I. H. L.—Die regionalmetamorphen Eisenerzlager im siidlichen Norwegen. Zeitschr.
f. prakt. Geol., Jahrg. 1903, S. 24 u. 59.
Vogt, J. H. L—Die Sulfidschmelzen und die Sulfid-Silikatsclimelzen. Vdenskapsskrifter,
I, math.-naturw. KI., 1918, As 1. Kristiania, 1919
Vogt. J. H. L.—The physical Chemistry of the Cristallization and magmatic Diffe-
rentiation of igneous Rocks. Journ. of Geol., 1921, vol. 29, part I—IV; 1922,
vol. 30, part V—VI.
Washington, H. S.—Chemical Analysis of igneous Rocks. I’. S. Geol. Surv., Professio-
nal Paper 99. Washington, 1917.
Washington, H. S.—The Chemistry of the Earth’s Crust. Journ. of Frankl. Inst., 1920,
vol. 190, p. 757.
Walther, K_—-The Entstehung des Schmirgels betrachtet an einem Vorkommeu von
Korundfels in Uruguay. Zeitschr. d. geol. Ges., 1921. Bd. 73, S. 292.
Wahl, W.—Beitrage zur Geologic der praeambrisehen Bildungen im Gouverneinent
Olonez. Fennia, 1908, vol. 24.
Weinschenk, E.—Mcmoiro sur le Dynamometamorphisme et la Piezocristallsation. C. r.
Congr. Geol. int- Paris, 1900.
Weinschenk, E. Vergleichende Studien iiber den Kontaktmetamorphismus. Zeitschr.
d. geol. Ges., 1902, Bd. 54.
3S2
Weinschenk E.—Allgemeine und spezielle Gesteinskunde. Freiburg, 1902 u. 1905
Weinschenk, Е,—Uber Mineralbestand und Struktur der kristall. Schiefer. Abhdl. bayr.
Akad. d. Wiss. Munchen, 1906.
Wiegner, G.—Boden und Bodenbildung in kolloidchemischer Betrachtung. Dresden, 1910-
Williamson, E. D.—Change of the physical properties of materials with pressure. Jour»,
of the Franklin Inst., 1922, vol. 193.
Wolf, F. V.—Der Vulkanismus. Bd. 1. Stuttgart, 1913.
Zapffe, 0.—The effects of a basic igneous Intrusion on a Lake Superior iron-bearing
Formation. Econ. Geol., 1912, vol. 7, p. 145—178.
Zirkel, F.—Lehrbuch der Petrogtaphie. 2 Aufl. Leipzig, 1694.
obel, О. J. and Ingersoll, L. R.—An Introduction to Mathematical Theory of Heat Con-
duction with Engineering and Geological Applications. 1913. Ginn & Co.
Список некоторых иностранных работ по метаморфному,
изданных за аоследние годы '.
Ahnert. Е. Uber ein im Biotitgneis des Seja-Gebietes entdecktes Fossil. Hit 4 Abb.
Зап. Мин. общ., 1905, 43, вып. 2, стр. 279—288.
Bailey, Е. — Pre-Tertiary Geology of Mull, L. Aline and Oban. Mem. Geol. Sltrv Scot-
land, 1925, p. 52.
Becke, F. — Struktur und Klilftung. Forsch. d. Miner., Krist. und Petrogr., IX,
S. 185—220. Jena, 1924.
Born, A. — Uber zonare Gliederung im hiiheren Bereich der Regionalmetamorphose.
Geol. Rundschau, As 1, 1930.
Bredding, Hans. Uber dae Wesen der Drukcschieferung im Rheinische.n Sehieferge-
birge. Zentrallblatt fur Min., Abt. B., № 5, S. 203—216, 1931.
Clarke. — Data of Geochemistry. 5 ed., 1924, p. 604.
Eskele, P., Hackmann, Laitakari und Milkman.—Kalkstonen. Finland. Geol. Kom. 1 Fini.
Geotekn. Medd. Je 21, стр. 263. 1929.
Hall, A. — On the metamorphism of the lower witwaters-randsystem in the Vrede-
fort mountain land. Trans. Geol Soc. Africa, 28, p. 135—176, 1926.
Harker, A. — Normal regional metamorphism. Fennia, 50, As 36. Helsingfors, 1928.
Me Farlane, G. — Igneous metamorphism of coal beds. Econ. Geol., As 1, 1929.
Gillson, G„ Williams, R. — Contact metamorphism of the Ellsworth schist near Blue
Hill, Maine. Econ. Geol, № 2, 1929.
Knope, E. B. Retrogressive Metamorphism and Phyllonitization. Amer Journ. of Sr.,
p. 1—27. 1931.
Launay L. de.—De la metallogeniedel’AsieRusse. Av. cartes et fig. Ann. d. mines, 1909,
XV, p. 220—245 et 303—427.
Lindgren. W. — Bull. Geol. Soc. America, 36, 1925.
Sander, B. — Gefugekunde der Gesteine. 1930.
Tilley, C.— The Facies classification of Metamorphic Rocks. Geol. Mag., vol. LXL 1924.
Tyrrell. G. W. — Geology of Prince Charles Foreland. Trans. Roy. Soc. Edinb., 1924,
vol. 53, pt. 2, p. 463—464.
1 Примечание переводчика: Список работ составлен переводчиком. С. С.
КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ВАЖНЕЙШИХ
МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД.
Общие термины.
Агматит — изверженная брекчия, обра-
зованная в процессе анатексических
процессов.
Артерит — жилковатый гнейс, образо-
вавшийся вследствие инъекции.
Венит — жилковатый гнейс, жилки ко-
торого образовались путем боковой
секреции (или при нормальной поре-
кристаллизации при одностороннем
давлении). (Этот термин включает
также артерит).
Г нейс — метаморфическая, сланцева-
тая порода с кварцем, полевым шпа-
том темные составные части-{-му-
сковит.
Гнейс жилковатый (Adergneis)—про-
низанный жплкамч гнейс, большею
частью инъекционный гнейс.
Гнейс инъёкционный — гнейс с от-
четливыми инъекционными явле-
ниями.
Гнейс конгломератовый — метамор-
фический конгломерат.
Гнейс очковый — „линзовидный“ (fla-
serig) гнейс с более крупными поле-
вошпатовыми кристаллами, часто
также с большими кварцево-полево-
мшатовыми или кварцевыми аггре-
гатами.
Гнейс пелитовый — гнейс, образовав-
шийся из глины.
Гнейс полосчатый.
Гнейс псаммитовый — гнейс, образо-
вавшийся пз песчаника (аркозов).
Гнейс псефитовый —гнейс, образовав-
шийся нз конгломератов или бре-
кчий.
Гнейс полосатый—гнейс с перемежаю-
щимися светлыми и темными сло-
ями. ,
Гнейс смешанный — метаморфиче-
ская порода, образовавшаяся путем
смешения гнейса или осадков с из-
верженным материалом (мигматит).
Гнейс стебельчатый — гнейс со сте-
бельчатой текстурой.
Гнейс щелочной — богатый щелочами
гнейс с особыми щелочными мине-
ралами, как глаукофан, кроссит, озан-
нит, астохит, рибекит, эгирин иля
нефелин.
Джаспилит (jaspilit) — полосчатый
скарн.
Диафторит — первоначально ката-
плн мезометаморфическая порода,
которая была преобразована в ус-
ловиях эпнзоны.
Итабирит — метаморфическая порода,
преимущественно с содержанием
магнетита до гематита, наряду
кварцем.
Накирит — обломочная брекчия, бре-
кчия in situ = макроскопически ката-
кластическая. разбитая на куски по-
рода.
Катаклазит — динамически мпкробре-
кчиевидная порода, без заметной
сланцеватости.
Кварцево-обломочная порода—квап-
цитовая брекчия.
Кварцит — очень богатая кварцем, ме-
таморфическая порода.
Киллас (Killas) — термин для коитакт-
метаморфических сланцев и рогови-
ков у горняков в Корнуэльсе.
Лептит — этот термин употребляется
скандинавскими геологами больше
в геологическом смысле для наибо-
лее древних метаморфизованных
пород.
Мигматит — инъекционная порода, а
также породы зоны ассимиляцяи.
Милонит — развальцованная,- преиму-
щественно катакластическн деформи-
рованная порода.
Наждачная порода(Smirgelgesteine)—
порода, преимущественно содержа-
щая корунд + железная руда.
Небулят—инъекционная порода (а так-
же породы оплавления), в которой
наблюдается пронизывание субстра-
та шлпрового характера.
Новакулит — точильный сланец.
Ортогнейс — гнейс изверженного про-
исхождения.
354
Ортопорода— метаморфизованная из-
верженная порода.
Парагнейс — гнейс осадочного про-
исхождения.
Парапорода — метаморфрзовапиая по-
рода осадочного происхождения.
Пинолит— магнезитовая порода.
Порцеланит—порпеланообразпый, кон-
тактно-метаморфический мергель или
I ли на.
Пропилит — гидротермально-метасома-
тическп измененная излившаяся по-
рода, с образованием карбонатов,
хлорита, серицита, пирита, часто так-
же гипса, алунита, цеолитов и т. д.
Протогцн— слабо катакластичеекий и
эпиметаморфическин гранит.
Рогов ин — контактно-метаморфическая
порода с роговиковой структурой
(франц, термин для этой породы —
согпёеппе). "
Роговик натровый (сланец натровый)—
контактная порода с хорошо выра-
женным привносом Na.
Роговик сланцеватый — роговик с за-
метной сланцеватостью.
Скарн — метасоматически измененная
контактовая порода, большей частью
сопровождается пневматолитически-
ми рудными месторождениями. Об-
разовался преимущественно из кар-
оонатной породы.
Сланец — сланцеватая, беспотевошпа-
товая или бедная полевым Шпатом
порода, часто присутствует кварц.
Сланец грифельный (гнейс)—гнейс
или сланец со стебельчатой тексту-
рой. *
Оородья I
Авгитовая порода — массивная мета-
морфическая порода, главной состав-
ной частью которой является почти
исключительно авгит.
Аксинитовая порода — пневматоли-
тическая контактовая порода с преоб-
ладанием аксинита часто вместе с
эпидотом.
Амфиболит авгитовый — переходная
порода от авгпто-плагиоклазового
гнейса к амфиболиту (М) к
Амфиболит бронзитовый — амфиболит
с бронзитом (М).
Амфиболит диопсидовый.
Амфиболит скаполитовый.
1 Примечание переводчика. Встреча-
ющиеся при описании пород буквы
Ж), (М) и (Э) обозначают, что данная
повода может еще встречаться в Ка-
тазоне, Мезозоне или Эпизоне. С. С-
Сланец кровельный — филлит, служа-
щий материалом для покрытия крыш.
Сланец очковый — линзовидная (fla-
ser) сланцеватая порода.
Сланец пятнистый — (большею частью
контактно-метаморфическая) порода
с пятнистым расположением новооб-
разованных минералов. Немцы раз-
личают среди пятнистых сланцев
еще следующие разновидности:
Fruchtschiefer — контактнометаморфи-
ческая порода, где новообразован-
ные минералы похожи на узелки.
Garbenschiefer—пятна новообразован-
ных минералов, похожи по форме на
снопики
Knotenschiefer (Schiste glanduleux —
французский термин) — узловатый
сланец.
Сланец твердый (Hartschiefer)—плот-
ный милонит, затвердевший благо-
даря новообразованиям. Наблюдается
отчетливая полосчатость.
Сланец точильный — кварцитовая по-
рода.
Сланец шальштейновый—пятнистый
сланец тгфогениого происхождения.
Т актит — скарн.
Ультрамилонит—катакластпчески рас-
сланцованная порода с исключитель-
ным развальцеванием.
Fels — массивная метаморфическая п«-
рода.
Филлит — тонкозернистая, тонкослан-
певатая порода с кварцем и серици-
том в качестве главных минера-
лов гг хлорит, кальцит, эпидот и. т. д.
Амфиболит эклогитовый—переходная
порода от эклогита к амфиболиту(М).
Андрадитовая порода — пневматоли-
тнчески - метасоматическая порода
с преобладающим количеством ан-
драдита.
Анортитовая порода — массивная ме-
таморфическая порода с преимуще-
ственным содержанием анортита.
Астит — андалузито-слюдяной рого-
вик (5£).
йухит—контактно-метаморфические пе-
счаник или глина со стеклом, об-
разовавшимся вследствие перепда-
вления. w
Везувиановая порода—порода с пре-
имущественным содержанием везу-
виана.
Везувиано-гранатовая порода — по-
рода, главные составные части ко-
торой гранат п везувиан.
Волластонитовая порода.
Зба
Геллефлинта.геллефлинтовый гнейс
— кварцитовый роговиковидный
гнейс.
Гнейс авгитовый —гнейс, главные со-
ставные части которого авгит (боль-
шею частью диопсид) и плагиоклаз,
- кроме того большее плй мепыпее
количество кварца.
Гнейс арфведсонитовый — щелочной
гнейс с арфведсонитом (М).
Гнейс аСтохитовый — щелочной гнейс
с аетохитом (М).
Г нейс авгито-плагиоклазовый — глав-
ные составные части: плагиоклаз,
кварц, авгит (^гроговая обманка),
биотит-
Гнейс авгито-калиево-полевошпато-
вый — щелочно-полевошпатовый
гнейс <: авгитом в качестве темной
составной части.
Гнейс биотито - плагионлазовый —
главные части: кварц, биотит, пла-
гиоклаз (± роговая обманка, калие-
вый полевой шпат).
Гнейс биотнто-ортоклазовый—бногн-
то-щелочио-по левошпатовый гнейс,
щелочной полевой шпат которого
ортоклаз.
Гнейс биотито-щелочно-полевошпа-
товый — имеющий наибольшее зна-
чение катагнейс, главные составные
части которого: кварц.калпеный поле-
вой шпат (плагиоклаз), биотит.
Гнейс гранатовый.
Гнейс гранато-гиперстено-биотито-
вый —бнотитовый гнейс с гранатом
и гиперстеном.
Гнейс графитовый — гнейс, содер-
жащий графит.
Гнейс днстеновый— главные минера-
лы: кварп, полевой шпат, слюда,
днстен (Й).
Гнейс кордиерито-андалуэитовый.
Гнейс кордиерито-антофиллитовый
главные составные минералы: кор-
диерит, антофиллит, плагиоклаз.
Гнейс кордиерито-гранатовый.
Гнейс кордиерито-силлиманитовый.
Гнейс корнубианитовый — тонкозер-
нистый роговнкоподобный, богатый
кварцем парагнейс вплоть до гней-
сового кварцита, (лептпнолит).
Гнейс нефелиновый—щелочной гнейс,
главная составная часть которого
нефелин.
Гнейс нефелино-эгириновый — ще-
лочной гнейс <• нефелпяом п эги-
рином.
Гнейс ортонлазовын — гнейс, у кото-
рого полевой шпат представлен пре-
имущественно ортоклазом.
Г нейс пироксеновый — авгитовый
гнейс.
Гнейс плагионлазовый — гнейс, поле-
вой шпаг которого представлен пре-
имущественно плагиоклазом.
Гнейс рибекитовый — щелочной гией<-
с рибекитом.
Гнейс роговообманково - авгито-
вый — ('и).
Гнейс роговообманково - биотито-
плагиоклаэовый — (М).
Г нейс роговообманново-щелочно-
полевошпатовый — щелочно-поле-
вошпатовый гнейс с роговой обман-
кой (М).
Гнейс силлиманитовый.
Гнейс скаполитовый — плагиоклазе-
вый гнейс со скаполитом.
Гнейс слюдяно-калневополевошпа-
товый — щеточиополевошпатовый
гнейс, богатый слюдой.
Гнейс фибролитовый — гнейс силли-
манитовый.
Гнейс щелочно-полевошпатовый -
гнейс относительно бедный известью
е. калиевым потевым шпатом или
щелочным нолевым пшатом.
Гнейс эгириновый — щелочной гнейс
с эгирином.
Гнейсо-кварцит — очень богатый квар-
цем гнейс.
Гнейсо-кварцит авгитовый — очень
богатый кварцем авгитовый гнейс
вплоть до авгитового кварцита.
Гнейсо-кварцит биотитовый — очень
богатый кварцем биотитовый i нейс
вплоть до бногит-содержащегоквар-
цита-
Гондит—метаморфическая порода,глав-
ные составные части которой спес-
сартин п кварц (М).
Г ранато-оливиновая метаморфиче-
ская порода — порода с преиму-
щественным содержанием о швина-’
пироповидпый гранат.
Гранато-гнейс — б.тастогранитовый
гнейс.
Гранулит— метаморфическая порода,
бедная темными составными частя-
ми.
Гранулит дистеновый кислый дисте-
повый гнейс (М).
Гроссуляровая порода — массивная
метаморфическая порода, главная
составная часть которой гроссуляр.
Гроссуляро-диопсидовая порода —
известково-снлнкатованпорода, глав-
ные составные части которой грос-
суляр н днопсн (.
Диопсидовая порода — порода, со-
стоящая преимущественно из шо-
псида, часто с некоторым количе-
ством граната.
Диопсидо-гранатовая порода — ьо-
iee нлн менее массивная порода,
главные составные части которой
тпопеид и гранат.
3S6
Диопсидо-эпидотовая порода—по л>е
или менее массивная породе, главные
составные чисти которой шопснд
и аичдот.
Зеебенит- кордиеритовый роговик.
Жадеит — порода с преимуществен-
ным содержанием жаден таziz заме-
стители полевых шпатов.
Известково-сиЛинатовая порода.
Известково-Силикатовый роговик.
Известково-силикатовый сланец.
Более или менее массивные во-
рс ш с известковыми силикатами:
леновной плагиоклаз, анортит, авгит,
гранат, везувиан, скаполит^:каль-
цит, роговая обманка, био гиг, фло-
1ЙПНТ.
Нварцит графитовый — кварцит 'с
графитом (И).
К арцнт полевошпатовый — гнейео-
кварцнт.
Кварцит силлиманито-биотитовый —
наряду с преимущественным содер-
жанием кварца имеются еще силли-
манит и биотит.
Кералит — бнотптовый роговик.
Кинцигит — гранатовый гнейс вплоп.
до гранатового роговика.
Коллобритит — порода, похожая па
эвтнант (ем. породы мезозоны), с
грюнеритом, <|щ1ялитом, гранатом
и магнетитом (М).
Кондалит — силлиманитовый кварцит.
Кордиерите-антофиллитовая поро-
да— скарн с кордиеритом и анто-
филлитом ± кварц.
Корнубианит — (см. лептннолнт).
Корундолит—наждачная порода.
Лептит — тонкозернистая порода, по-
хожая на слюдяной кварцит. Глав-
ные минералы:кварц, полевой шпат,
бнотнт.
Лептит кордиеритовый — лептит с
кварцем, плагиоклазом, биотитом
и кордиеритовыми узлами, в ка-
честве наиболее существенных ми-
нералов.
Лептинолит, лептиннт — гранулит или
роговнковидпая кварцитовая по-
рода (лептннолнт = кориубианнту
французский термин).
Лимурит—акенпиговая порода < цои-
зитом, эпидотом, актинолитом, дио-
псидом, кварцем и т. д. (М).
Люксуллианит — пневматолитическо-
метасоматическая турмалиновая по-
рода.
Малаколитовая порода— щопсидо-
вая порода,
Мрамор анортитовый—мрамор с анор-
титом.
Мрамор диопсидовый — мраморизо-
ваиняя дн01>еид-ситера,ащаа карбо-
ивтовая порода.
Мрамор доломитовый — мрамор с пре-
имущественным содерканием доло-
мита (М, Э).
Мрамор кальцитовый — мрамор яз
почти чистого СаСОз (М, Э).
ОлИВИНбВЗЯ порода —более млн МО
нее массивная метаморфическая по-
рода с преимущественным содержа-
нием оливина, кроме того имеются
рудные минералы ± i ранат.
Омфацитовая порода — бедный гра-
натом эклогит.
Пироксеновая порода — авгитовая
массивная метаморфическая порода
Плагиоклазе - авгитовая порода —
эрлановая порода.
Роговик андалузитовый — роговик с
андалузитом, полевым шпатом ~~
биотит± кварц, часто с подчиненным
количеством кордиерита или шпн
ИеЛИ.
Роговик андалузито -корундо-кор-
диеритовый— роговик с андатузн-
гом, корундом, кордиеритом zfc по-
левой шпат, биотит.
Роговик безувиано-гроссуляро-дио-
псидовый — роговик с преимуще-
ственным содержанием везувиана,
гроссуляра, диопсида.
Роговик гроссуляро - плагиоклазо-
диопсидовый— роговик о гроссу-
ляром, плагиоклазом п диопсидом.
Роговик датолитовый—пненматолнти-
ческо-метасоматичы'кая порода с да-
толитом н часто с гранатом.
Роговик диабазовый — катаметамор-
фическнй тиабаз, вк ползя адинол
(М. Э).
Роговик кордиеритовый — роювик с
кордиеритом, полевым шпатом, био-
титом rt кварц.
Роговик кордиерито - андалузито-
вый— роговик с кордиеритом и ан-
далузитом ± кварц, полевой шпаг,
биотит.
Роговик кордиерито - гиперстено-
вый — роговик е кордиеритом, гипер-
стеном, полевым шпатом, бвотитом
rt кварц.
Роговик кордиерито - плагиоклазо-
вый — роговик с кордиеритом, пла-
гиоклазом, калиевым полевым шпа-
том, биотитом и кварцем.
Роговик корундо - кордиеритовый —
рогойпк с корундом, кордиеритом,
полевым пшатом — биотит шпи-
нель.
Роговик плагиоклазе - андалузито-
кордиеритовый — роговик с пла-
гиоклазом, андалузитом и кордие-
ритом zt иварц, калиевый полевой
шпат, био пгт.
357
Рогозин плагионлазо-биотитовый —
плагиоклаз, биотит, кварц, калиевый
полевой шпат.
Роговин плагионлазо-диопсидовый—
роговик с плагиоклазом, диопсидом
± биотит, калиевый полевой шпат,
кварц.
Роговин плагионлазо - гиперстено-
вый— роговик с плагиоклазом, ги-
перстеном zt биотит, калиевый поле-
вой шпат, кварц.
Роговин плагиоклазо-гиперстено-
кордиеритовый — роговик с пла-
гиоклазом, гпперстеиом, кордиери-
том, кварцем, бпотитом ± калиевый
полевой шпат.
Роговик полевошпатовый.
Роговин силлиманитовый.
Роговик шпинелево-андалузито-кор-
диеритовый — роговик е шпинелью,
андалузитом, кордиеритом + поле-
вой шпат, магнетит.
Санидинит — частично метаморфизо-
ванная порода с большим количе-
ством вновь образованного сани-
дина.
Скаполитовая порода — пневматоли-
тическо-метасоматическая порода с
преобладающим содержанием скапо-
лита.
Скарн андрадитовый — андрадитовая
порода.
-Скарн геденбергитовый — пневмато-
литическо-метасоматическая порода
с преимущественным содержанием
геденбергита.
Скарн лиевритовый — скарн с пре-
имущественным содержанием лие-
врита (М).
Сланец авгитовый — сланцеватая по-
рода, состоящая преимущественно
из авгита (пироксена).
Сланец биотитовый — сланец с пре-
имущественным содержанием биоти-
та zt: кварц (М).
Сланец биотито-плагиоклазовый—
биотито-альбнтовый сланец (пла-
гиоклаз большею частью богат нат-
ром).
Сланец гранатовый—-сланцеватая, бо-
гатая гранатом порода, часто с хло-
ритом, тальком, серпентином, эпи-
дотом.
Сланец гранулитовый — сильно слан-
цеватый гранулит.
Сланец оливиновый — сланцева-
тая рлпвиновая порода, часто с на-
чальной стадией образования сер-
пентина, талька, хлорита и т. д.
Сланец пироксеновый —авгитовый
сланец.
Сланец хиастолито-слюдяной— анда-
лузито-слюдяной сланец (андалузит
в виде хиастолита) (М).
Сланец эгириновый —сланцеватая
эгпрпповая порода с подчиненным
количеством полевого шпата или
он отсутствует.
Спарагмит — аркозово - конгломерато-
вый гнейс (М, ’*>).
Турмалиновая порода — пневматоли-
тическо-метасоматическая порода с
большим количеством ту рмалина (Му.
Турмалино-корундовая порода —по-
рода, состоящая преимущественно
из турмалина н корунда.
Флоитит — биотито - плагиоклазовый
сланец (zt цонзит, кварц), часто
метаморфизованный лампрофир (М).
Хлоро-меланитит—порода, главная
составная часть которой хлоромела-
нит.
Чарнонит — гиперстеновый гранулит
(вероятно является мета морфическои
породой).
Шёрловая порода — турма тиковая
порода (МЛ ,
Эвлизит-Чневматолнтнческая порода
или скарн, главные минералы кото-
рого железная руда, фаялит, пиро-
ксены, Fe-антофиллпт ~^грюиерит(М).
Эгириновая метаморфическая поро-
да—везувиановая массивная порода
е гранатом, богатым известью плаги-
оклазом, роговой обманкой (± каль-
цит, кварц).
Эдолит — роговик полевошпатовый.
Энлогит — большею частью более пли
менее массивная порода, главные
составные части которой омфацит
и гранат.
Эрлановая порода — авгито-птагио-
клазовая метаморфическая порода.
Породы мезозоны (1У1).
Дмфиболит — порода, главными мине-
_ ралами которой являются роговые
обманки, наряду с другими состав-
ными частями.
Амфиболит авгитовый — переходная
порода между авгито-плагиоклазо-
вым гнейсом и амфиболитом.
Амфиболит альбитовый —' альбит и
зеленая роговая обманка на ряду
с эпидотом, хлоритом, иногда цоизит,
гранат, глаукофан (Э).
Амфиболит бронзитовый.
Амфиболит гранатовый—существен-
ные составные части: роговая оо-
35S
панка, гранат ± плагиоклаз,
кварц.
Амфиболит клиноцоизитовый.
Амфиболит куммингтонитовый — ам-
фиболит с куммингтонитом в каче-
стве главной составной части.
Амфиболит плагионлазовый — мета-
морфическая порода, состоящая пре-
имущественно нз роговых обманок
и плагиоклаза.
Амфиболит полевошпатовый—амфи-
болит с полевым шпатом (большею
частью плагиоклазом) и роювой об-
манкой.
Амфиболит сноповидный — роговооб-
манково-сноновидный сланец с боль-
шим содержанием роговой обманки.
Амфиболит цоизитовый — порода с
преимущественным содержанием ам-
фибола и цоизита.
Амфиболит зпидотовый — главные
составные части амфибол -f- эпидот
(Э).
Амфиболит перистыи (Feder- Amphi-
bolit)—роговообманковый сланец с
перистым расположением роговой
обманки.
Амфиболовая порода—массивная ме-
таморфическая порода, главный ми-
нерал которой одна нз роговых об-
манок.
Антофиллитовая порода — массивная
порода, в которой антофиллит явля-
ется сильно преобладающим ми-
нералом.
Астит — андалузите - слюдяной рого-
вик.
Гедритит, гедритовый сланец — ам-
фпболовый сланец или амфиболовая
порода с гедритом в качестве рого-
вой обманки.
Глаукофан ит— очень богатая глауко-
фаном порода, часто с большим со-
держанием эпидота.
Глаукофанит зпидотовый — главные
составные части глаукофан (гасталь-
дит-кросепт) и эпидот.
Гнейс альбитовый — гнейс, полевой
шпат которого представлен альби-
том, альбит-олпгоклазом; наряду с
этим приблизительно в равных ко-
личествах: кварц, серицит, хлорит,
эпидот (Э).
Гнейс арфведсонитовый — щелочной
гнейс с арфведсонитом (К).
Гнейс астохитовый—щелочной гнейс
с астохитом (роговая обманка) (К).
Гнейс альбито-кросситовый.
Гнейс глаукофановый — щелочной
гнейс с глаукофаном (Э).
Гнейс гранато • зтавролитовый —
гнейс с гранатом и ставролитом.
Гнейс двуслюдяной—гнейе с муско-
витом и биотитом.
Гнейс дистеновый — кварц, потевой
шпат, слюда, днетен.
Гнейс дистено-гранатовый.
Гнейсо-кварцит роговообманковый.
Гнейс мусковитовый—гнейс с преи-
мущественным содержанием муско-
вита.
Гнейс озанитовый—гнейс с озанпто-
вой роговой обманкой.
Гнейс роговообманково - авгито-
вый — (К).
Гнейс роговообманково - биотито-
плагиоклазовый — (К).
Гнейс роговообманново-плагионла-
эовый—(К).
Гнейс роговообманково - щелочно-
полевошпатовый—(К).
Гнейс (сланец) серицито-глаунофа-
но-альбитовый — серицито-альбито-
вый гнейс (сланец) + глаукофан (Э).
Г нейс слюдяно-роговообманновый —
частично „тоиалитовый гнейс", на-
ряду с кварцем и полевым шпатом
имеются роговая обманка и слюда.
Гнейс слюдяно-щелочно-полевошпа-
товый.
Гнейс эпидото-альбитозый — кварц,
альбит, эпидот (+ хлорит, серицит,
карбонат) (Э).
Гондит—метаморфическая порода.глав-
ные минералы которой спессартит и
кварц (К).
Грамматитовая порода—породаспре-
нмущественным содержанием грам-
матита.
Г рамматито-дистенозая порода —
массивная метаморфическая порода
О преимущественным содержанием
граммагита.
Гранатовая порода — относительно
массивная, очень богатая гранатом
порода (К).
Гранулит дистеновый — кислый ди-
стеновый гнейс (К).
Г рейзен — пневматолитическо-метасо-
матически измененный гранит; поле-
вой шпат замещен слюдой ± топаз.
Итаколумит — гибкий слюдяной квар-
цит.
Кварцит графитовый—кварците гра-
фитом (К).
Кварцит слюдяной.
Кварцит зпидотовый — состоит пре-
имущественно нз кварца + эпидот
(Э).
Коллобриерит — эвлизитовидпая поро-
да с грюнеритом, фаялитом, гранатом
и магнетитом (К).
Л имурит— аксикитовая порода с цоизя- •
том, эпидотом, актинолитом, диопси-
дом, кварцем и т. д. (К).
Мрамор доломитовый — мрамор, со-
стоящий преимущественно из соло-
мита (К, Э).
353
Мрамор кальцитовый — (К, И).
Мрамор паргасмтовый — мрамор с
паргас-ятом й дрхтнми силикатами.
Мрамор флогопитовый.
Муразакит—иьемовтитовый сланец.
Нефритит—спутанный (нефритнтовый)
лучнстокамениый сланец или лучн-
«токаменная порода.
Олленит -роговообманковый « ланоц <•
эпидотом, титанитом, рутилом, гра-
натом.
Празинит метаморфическая порода,
состоящая примерно из одинаковых
количеств альбита (ситовидного) и
эпидота, кроме того присутствуют
хлорит и натровый амфибол (глау-
кофаи)±кварц, кальцит и т. д ). Ча-
сто характерная ситовидная стру-
ктура.
Пренитовая порода—преннго-альбн-
говая порода± гранат, эпидот.
Роговин диаспоровый—пневматоли-
тическо-метасоматическая порода с
большим содержанием диаспора.
Роговообманковая порода—массив-
ная порода с преимущественным
содержанием роговой обмаики.
Сисмондинит сисмонднковый (= хто-
ритоидный) сланец с большим коли-
чеством сисмондяна (3).
Снарн лиевритовый — скарн с пре-
имущественным содержанием тиев-
рита (К).
Скарн роговообманковый.
Скарн тремолитовый—скарн с тремо-
литом в качестве характерно! о ми-
нерала.
Скарн эпидотовый — ппевматолити-
чееко-метасоматическая порода, пре-
имущественно с эпидотом.
Скарн эпидото-лиевритовый—ппев-
мато.титмческо-метасоматяческа я по-
рода с преимущественным содержа-
нием эпндота н лиеврита.
Сланец актинолитовым—порода, су-
щественно состоящая нз актинолита
(часто± тальк, серпентин, хлорит,
эпидот, карбонат плн кварц).
Сланец амфиболовый — сланцеватая
порода, главный минерал которой
одна из роговых обманок.
Сланец амфиболито-магнетитовый—
роговообманковая порода с магнети-
том ± Fe-снлнкат.
Сланец андалузито-слюдяной.
Сланец антофиллитовый—сланцева-
тая антофиллитовая порода.
Сланец бнотитовый — сланец с пре-
имущественным содержанием био-
тита ± кварц н другие составные
части (К).
Сланец биотито-альбитовый -слан-
цеватая порода с биошгим, альби-
гом zfc кварц, эпндог (К).
Сланец биотито-э пидотовый- сланец
главные минералы которого бнотпт,
эпидот-клиноцоизи г ± кварц.
Сланец гематитовый — сланец, состо-
ящий преимущественно из железн
стюдки.
Сланец глаукофаив-альбитовый
сланцеватая порода е г.тнукофанои,
альбитом, эпидотом, цоизитом или
(и) лаусонитом.
Сланец грамматито-карбонато-био-
титовый—сланец, главные мнкера-
!ы которого грамматит, карбоны и
биотяг.
Сланец гранатовый— сланцеватая, оо-
i-атая гранатом порода.
Сланец гранато-слюдяной — слюдя-
ной сланец с гранатом, главным об-
разом с хлоритом, тальком, серпен-
тином, эпидотом.
Сланец гранато-ставролито-слюдя
ной.
Сланец грюнерито-магнетитовый—
сланец с большим количеством грю-
нерита (в качестве роговой обмапкн)
и магнетита, в большинстве случаев
присутствует кварц.
Сланец двуслюдяной—слюдяной < ia-
пец с биотитом и мусковитом.
Сланец дистеново-слюдяной.
Сланец днстеио-эпидото-слюдяной.
Сланец дистеновый ~ сланец с иор-
фиробластамн, состоящими из аггре-
гатов дистена.
Сланец известково - силинатово-
слюдяной. Слюдяной сланец с сили-
катами кальция, памример цоизитом,
диопсидом-
Сланец известково-слюдяной—сла-
нец, главные минералы которого:
слюда, кварц, ка шцнт, кроме того
часто имеется некоторое количество
биотита или х лорита, эпидота, цоизи-
та, граната, ставролита я графита (Э).
Сланец лучистокаменный — актино-
литовый сланец. (Э).
Сланец магиетито-хлоритовый—хло-
ритовый сланец с порФвробластами
магнетита (Э).
Сланец мусковнтовый—сланец, глав-
ные минералы которого кварц, му-
сковит.
Сланец мусковите - биотитовый —
слюдяной сланец с светлой и томной
слюдой наряду с кварцем.
Сланец поперечный (Querschieferj
биотитовый — слюдяной сланец, у
которого порфиробласты биотита
расположены поперек сланцевато-
сти.
Сланец пьементитовый — сланец с
кварцем, иьемоититом^слюда и т. л.
Сланец пятнистый — сланец •- аггре-
ЗБО
гагами вновь образовавшихся мине-
ралов в виде пятен.
Сланец рибекитовый—сланец пятни-
стого характера с рибокитом.
Сланец роговообманковый—сланце-
ватая порода с пренмущественным
содержанием роговой обманки.
Сланец слюдяиой — паинне состав-
ные части кварц и слюда, в подчи-
ненном количестве половой пшат
или он отсутствует.
Сланец ставролито-биотитовый —
главные минералы ставро ли г -f- био-
1 ит.
Сланец ставролито-дистено-слюдя-
ной—с-людянои сланец со ставроли-
том и дпстеном, часто также неко-
торое количество граната (слюда
чаше представлена парагонитом).
Сланец ставролито-слюдяной.
Сланец хиастолитовый -андалузито-
слюдяной сланец (андалузит в ви te
хиастолита) (К).
Сланец хлорито-глаукофано-альби-
товый — большею частью несколько
сланцеватая порода, главные мине-
ралы которой: хлорит, глаукофан,
альбит, почти всегда имеется эпи-
дот, кроме того часто встречаются:
лаусонит, кроссит, гранат и карбо-
нат.
Сланец эпидотовый—сланцеватая по-
рода, преимущественно с эпидотом
(кроме того хлорит, роговая обман-
ка, кварц пли кальцит и т. д.) (Э).
Сланец эпидоте-слюдяной — слюдя-
ной сланец с большим содержанием
эпидота (часто некоторое количество
дистена) (Э).
Слюдяная порода—порода, большею
частью образующаяся пневматоли-
тическо - метасоматическим замеще-
нием, главные минералы : слюда ±
кварц.
Топазовая порода — пневматолнти-
ческо - метасоматическая порода с
большим количеством топаза.
Турмалиновая порода—пневматоли-
тически-метасоматическая порода с
большим количеством турмалина (К).
Породы ЭВ
Адинол—порода диабазового контакта,
состоящая преимущественно из аль-
бита или из альбита и кварца.
Асбестовая порода—спутанно-во то-
кийская порода с преобладающим
содержанием- асбеста.
Аллалинит—соссюритовое габбро или
соссюрит-смарагдитовое габбро.
Амфиболит альбитовый—альбит, зе-
леная роговая обманка, на ряду с
Филлит биотитовый— филлнт с еди-
ничным» чешуйками биотита.
Филлит гранато-биотитовый — гра-
нат серицит биотит zt кварц.
Филлит полевошпатовый — альбито-
вый фпллнт.
Флоитит — бвотито - плагиоклазовый
сланец (zt цоизит, кварц), часто мета-
морфический лампрофир (К).
Флюорито-топазовая порсда—пнев-
матолитическая контактовая порода
с флюоритом и топазом.
Флюорнто - хлоритовая порода —
пнсвматолитическо - метасоматиче-
ская порода преимущественно с хло-
ритом и флюоритом.
Хлоромеланитит роговообманно-
вый — хлоромеланитит с частичным
замещением авгита роговой обман-
кой.
Цвиттер- -пневматолитнческн - метасо-
матическая порода, образовавшаяся
из гранита с преобладающим содер-
жанием "кварца вместе с топазом,
турмалином и слюдой (смотри также
грейзеи).
Шёрловая порода — турмалиновая
порода.
Эвлизит—пневматолитическая порода
пли скарн, главные составные части
которых фаялит, пироксен, Fe-анто-
фнллит ± грюнерит (Е).
Энлогит-амфиболит—переходная по-
рода от эклогита к амфиболиту (К).
Эклогит дистеновый—(К).
Эпидозит — эпидотовый скарн, энидо-
товая порода до эпидотового слан-
ца (з).
Эпидотовая порода — массивная по-
рода с преимущественным ' одержа-
нием эпидота.
Эпидото-гранатовая порода — мас-
сивная порода, главные минералы
которой эпидот и гранат.
Яшмовидная порода (Jasperoid) —
плотная гидротермальная метасома-
тическая кремнистая порода, обра-
зовавшаяся из карбонатной породы
Р).
«зоны (Э)>
ацидотом, хлоритом, местами при-
сутствует цопзит, гранат, глаукофан.
Амфиболит клиноцоизитовый—боль-
шая часть цоизитовых амфиболитов
являются клиноцоизнтовымн амфи-
болитами (М).
Амфиболит уралитовый —амфиболит
е уралитом, кроме того имеются
большею частью альбит, обыкновен-
ная роговая обманка, хлорит, эпидот.
3G1
Амфиболит хлоритовый—амфиболит,
важнейшие составные части которо-
го хлорит и роговая обманка.
Ангидритовая порода—порода с пре-
имущественным содержанием ан-
гидрита.
Ангидрите-галитовая порода —ан-
гидрит н галит находятся в преоб-
ладающем количестве.
Антигоритовая порода — порода с
преимущественным содержанием ли-
стоватого серпентина.
1Габбро „линзовидное", „волокни-
стое" (Flaser) -катакластнчески-лин-
зовидное габбро.
Г аббро сланцеватое — механически
рассланцованиая, эппметаморфиче-
екая порода.
Габбро соссюритовое—габбро, пла-
гиоклаз которого превращен в сос-
вюрит (эпидот-клиноцонзит±альбит).
Галитовая порода—порода, главный
- минерал которой каменная соль.
Гильтштейн (Giltstein)—богатая таль-
ком порода, часто с серпентином,
хлоритом, карбонатом.
Гнейс альбитовый — гнейс, полевые
шпаты в котором представлены аль-
битом (альбит-олигоклазом), кварц,
серицит, хлорпт, эпидот находятся
примерно в равных количествах.
Гнейс серицито-альбитовый — эпи-
гнейс е кварцем, альбитом, сернцн-
том (zt хлорит±эпидот, цонзнт, рого-
вая обманка).
Гнейс серицитовый—эпнгнейс, в ко-
тором имеется серицитизация.
Гнейс хлорито-альбитовый — альби-
товый гнейс, главные минералы ко-
торого альбит, хлорит zt кварц.
Гнейс хлоритовый—эпнгнейс с хло-
ритом вместо биотита.
Гнейс эпидото-альбитовый — кварц,
альбит, эпидот (± хлорит, серицит,
карбонат) (М).
Горшечный камень — богатая карбо-
натом тальковая порода.
йесмозит — полосатый хлоритовый
сланец у диабазового контакта.
Известняк кварцевый, кварцевый
мрамор—известняк с кварпем с под-
чиненным количеством силикатов
извести или без ннх.
Катаубирит — магнетито - тальковый
сланец.
Кварцит серицитовый.
Квасцовая порода—гидротермально-
метасоматическая порода скварпем,
или опалом, квасцами zt гипс,
каолин, пврнт, диаспор н т. д. (см.
пропилит).
йиственит—богатая карбонатом таль-
ковая порода zt кварц.
352
Мрамор доломитовый — мрамор,
главная составная часть которого
доломит (К, М).
Мрамор кальцитовый — мрамор, со-
стоящий нз почти чистого СаСО»
(К, М).
Оолит тюрингитовый — метаморфиче-
ская оолитовая порода с новообра-
зовавшимся тюрингитом.
Офикальцитовая порода—известняк
с серпентином.
Офиолит — главным образом (альпий-
ский) зеленый сланец.
Пенкатит—бруентовый мрамор.
Предаццит—бруентовый мрамор, бед-
нее бруситом, чем пенкатит.
Серпентиновая порода—породаспре-
нмушествеиным содержанием сер-
пентина, часто с магматическим»
реликтами.
Сисмондинит—сисмонднновый (= хло-
рнтондный) сланец с большим коли-
чеством сисмондина (М).
Сланец адиноловый — сланцеватый
адинол, часто с богатым содержа-
нием хлорпга в эпидота.
Сланец габбровый—механически рас-
сланцованное эпиметаморфнческое
габбро.
Сланец глинисто-слюдяной, глини-
стый сланец — плохо метаморфизо-
ванная глина.
Сланец железо-слюдяной (Eisen-
glimmer)—гематитовый сланец (М).
Сланец зеленый—метаморфическими
продуктами являются: хлорит, эпи-
дот, серпентин, зеленая роговая об-
манка.
Сланец известково-слюдяной—сла-
нец со светлой слюдой, кварцем, каль-
цитом в качестве главных составных
частей, кроме того часю встречается
некоторое количество биотита или
хлорита, эпидота, цоизита, граната,
ставролита, графита (М).
Сланец известково-зпидотовый —
карбон атсодеря: ащий э пидотовы й
сланец.
Сланец квасцовый — глинистый сла-
нец с большим количеством пирита,
часто содержит много битумов ±
сульфата алюминия.
Сланец лучистокаменный — актино-
литовый сланец (М).
Сланец магнетито-хлоритовый—хло-
ритовый сланец с порфиробластами
магнетита (М).
Сланец паразанитовый — слюдяной
сланец, преимущественно снатровым
серицитом.
Сланец серпентиновый— сланцеватая
серпентнповая порода.
Сланец серицитовый—бедный квар-
цем серицитовый фпллит.
Сланец стилпномелановый—эпнгнейс
со стилпномеланим, часто богат руд-
ными зернами.
Сланец тальковый—сланцеватая по-
рода с преимущественным содержа-
нием талька, часто с хлоритом, сер-
пентином, актинолитом, магнетитом.
Сланец хлоритовый—сланцеватая по-
рода в преимущественным содержа-
нием хлорпта±кварц. Часто присут-
ствуют магнетит, гранат, турмалин.
Сланец хлоритоидный — (см. фнллнт
хлоритопдный).
Сланец хлорито-зпидотовый — слан-
цеватая порода, главные минералы
которой хлорит, эпидот кварц и
серицит.
Сланец эпидотовый—сланцеватая по-
рода, преимущественно с эпидотом
(кроме того хлорит, роговая обман-
ка, кварц нлн кальцит и т. д.) (М).
Сланец зпидото-слюдяной — слюдя-
ной сланец с большим количеством
серицита (часто некоторое количе-
ство дистена) (М).
Сланец зпидото-хлоритовый — слан-
цеватая порода с' преимущественным
содержанием хлорита, эпидота, аль-
бита кварц, серицпт.
Соль твердая (Hartsalz) — карналлит,
кизерит, каменная соль, сильвин.
Спилозит—пятнистая, богатая хлори-
том порода в контакте с диабазом и
габбро.
Филлит мелкозернистая, тонкослан-
цеватая порода, главные минералы
которой: кварц, серпциг ± хлорит,
кальцит, эпидот (эпнэквивалент слан-
ца п гнейса).
Филлит альбитовый — тонкосланцева-
тая порода с большим количеством
еерицита и хлорита, альбит играет
подчиненное значение.
Филлит бурошпатовый — филлит с бу-
рым шпатом.
Филлит известковый — тонкосаанце*
ватый серицитовый (до хлоритового)
известково-слюдяной сланец.
Филлит оттрелитовый (сланец) — фил-
лнт с оттрелитом.
Филлит серицитовый — очень бога-
тый серицитом филлит.
Филлит сисмоидиновый—филлит <
сисмонднном.
Филлит (сланец) хлоритоидный —
филлнт (слюдяной сланец) с хлори-
тоидом, часто содержит большое ко-
личество хлорита.
Филлит хлоритовый — тонкосланце-
ватая порода с хлоритом, серицитом,
кварцем(±эпндотом), в качестве наи-
более, важных составных частей.
Филлит цоизитовый — филлит с цои-
зитом (большею частью клиноцоизи-
том). -
Филлит зпидотовый — филлптовпднал
порода с эпидотом, серпцигом, хло-
ритом, карбонатом±кварцпри отсут-
* ствнн или наличии альбита.
Ципполин (Cippolin)—эпнмрамор, в ко-
тором содержится слюда.
Эпигнейс—гпейс с признаками непол
кого эпиметаморфизма (песчаный
кварц, хлорит, серицпт и т. д.),
Эпидозит эпидотовый скарн, эпидо-
товая порода до-эпидотового слан-
ца (М).
Эпидотовая порода — массивная по-
рода с преимущественным содержа-
нием эпидота (М).
Ярозитовая повода — гидротермаль-
но-метасоматическая порода с боль-
шим содержанием ярозита.
Яшмовидная порода—плотная, гид-
ротермально-метасоматическая крем-
нистая порода, образовавшаяся и:
карбонатовых пород (М).
•
ХИМИЧЕСКИЕ ФОРМУЛЫ МИНЕРАЛОВ,
ВСТРЕЧАЮЩИХСЯ В МЕТАМОРФИЧЕСКИХ
ПОРОДАХ.1
Abrum n [SiOJ3Ca(Mg, Fe) m( XI, Fe)3< >8.
Акмит — разновидность эгирина
Аксинит [SiО3]4 (В03) (OH)A1S< ‘а.
Актинолит [SiO3]4 Са (Mg. Fe")3
Алунит} K[A1-2OH]3[SOJ2
Хльбнт NaAlSi3O8F 11 всегда примесь
(иногда до 10%) KAlSi3Og
Альмандин [SjO4l8Al2Fe3
Амблигонит [P04]Al'Li(F, f>Il)
А чезит (A t)H4Mg2 A US iO>,
Анальцим Na2AlsSi4r>ia • 2Н2О
Аиатаз TiO.,
Ангидрит CaSO4
Андалузит ALSi'A,
Андрадит [Si04]31*е3< а3
Анкерит [<03]Л Cu(Mg, Fe)
А нор гиг CaAI2Si2O8 н всегда примесь
(иногда до 10%) KAlSiO3<K
Антигорит — листоватый серпентин
Антофиллит [SiO3]j (Mg, Fe)4 с некоторым
содержанием НаО и ALO-.
А патнт [POJS Ga5(F, Cl, ОН)
Арфведсонит nfSiOgh (Ха2< 'а)Ге3" - m(AI,
Fe)2O3
Бадделен г ZrOa
Байкалит — акги г дионеи левого хара-
ктера
Бастит — серпентин по броней ту
Биотит KH3(MgFe)3 (Al, Fe)Si3O12
Бронзит—железистая разновидность зц-
етагита.
Бру кв г TiO2
Брусли Mg(OH)2
Везувиан |SiO4]3 А12А1(ОП,Г)((< a,Mg,Fe6
Волластонит [SiO3]sC‘a2
Гастальднт—глаукофан, более богатый
А1а03 н нееодержагцпй совершенно
I'CjOj
Гасппи'сиг—богатая желеаом роговая
обманка
Геденбергит [SiO3]aFe, Гр
Селенит (< a, Mg, Fe)3(Al, Fe2)SigOu>
Гельвин [SiO4|j (Mn, Fe, Be.)6 • MnS.
Гоматиг Fe20s
Герцинп г (Fe, Mg)O • Л1403
Гпдромагнвлит (C3O3)Mg • Mg(()H), • 3H»0
1’нллснбранднт (SiO4)Ca2 • 1I2O
Г и и е р ете н [ S iO3] 2 (Mg, Ь’е)2
Глаукофан n [SiO3] 4 Na,AL • m[SiO3] Га
(Mg. Fe)3
Jray кохронт M n( aSiO4
Грамматнт — тремолит.
Грана гы
[Si 04]sR/"R% (IF" = Fe, Al, < T: 11" =
=Fe- Mg, Mu, (’’a).
Графит <
Гроссуляр [SiOJ3 Al,Ca3
Грюнерит [SiO3]4Fe4”
Гумнт [SiO4]3 Mg5[Mg(F, OH)|2
Даннсморпт Мп—содержащий амфибол
Датоли г [Si 06] В, Call
Девеплит Mg4Si3Oin • нН20
Деллееспг—богатый и,-елевом, глинозем-
еоде]>жа1ций хлорит.
Диаспор AIO. ОН
(попсид [SiO3]2Mg,Ca.
Дипир— минера 1 скопо.111 roiioro ряда.
[и еген Al2SiO3
Доломит [OO3]3Ca.Mg.
Дюморгиерит fSiOe)3AI8,<.oдержит В.
Жадеит [SiO3]2 Na, Al.
Жедрнг [SiO3]4 (Mg, Fe)4 <• некоторым
содержанием I LB n AI2O3
Нльваиг — лиеврит
Ильмеипт TiO3Fe
Имеринит—натровая роговая обманка,
бедная FeO п AL<J3
Калиевая слюда—мускови г
Кальцит <’аС03
Касеп герц г Sn2O4 (оловянный камень)
1 Примечание переводчика-. Характер изображения химических формул минера-
лов, принятый И и г г г и г, тексте, своебразеи и пока не принят в русской научной
литературе. Поэтому мы сочли целесообразным составить данный указатель, где
почти все химические формулы минералов написаны так, как оин изображены
в „Учебнике минералогии’ (1 и II) под ре д. ироф. А. К. Болдырева (Георазвед-
издат, Ленинград—Москва, 1932). С С.
364
Катофорит—щелочная роговая обманка
Кварц SiO2
Кианит—дистен
Клементит—богатый железом хлорит
Клиногумит [SiOJjMg, • [Mg(F, ОН)]2
Клинохлор от Sp5At5 до SpjAtfj (Sp=сер-
пентин, АЬ=амезит)
Клиноцоизит — бесцветный бедный же-
лезом эпидот
Клиноэиетатит — моноктинная модифи-
кация энстатита
Клинтонит Hg(Mg, Са, Fe)10 AI10Si4O:tB
Кнебелит SiO4(Fe, Mn)2
Кордиерит 4(Mg,Fe)Al2Si2O8 H2SiO • SiOa
Корнерупин MgAl2SiOn
Корунд А1203
Корундофнлит (от Sp3At7 до Sp2At8)(Sp=
серпентин; А1=амезнт)
Кроеснт—состав промежуточный между
глаукофаном и рибеккитом.
Куммингтонит (Mg, Fe)4]SiO3}4
Купферит [SiO3]4Mg4
Лабрадор АЬзоАЩо—АЬ38Ап7о
Лейкоксен—продукт разрушения иль-
менита
Лепидолит KH2LiAl3SiOu
Лиеврит [SiaO8]Fea Ca-Fe ОН
Лепидомелан—богатый Fe"' биотит
Лнтневая слюда—лепидолит
Литиоипт—цинвальдит
Лучистый камень—актинолит
Людвигит (B2O8)Mg3 • (Fe2O4)Fe.
Магнезиальная слюда—биотит
Магнетит Fe2O4Fe
Мансьёнт—фтор-содержащий диопсид
Маргарит H2CaAl4Si2O12
Мариалит 3NaAlSi808 NaCl
Мартит—гематит по магнетиту
Мейонит 3CaAl2Si2O8 • СаО
Меланит—разновидность феррнграната
Мервинит (SiO4)a Ca3Mg
Микроклин (К, Na) AlSisO8
Монтичелит SiO4(Ca, Mg)2
Муллнт ЗА12О8 • 2SiO3
Мусковит KH2AI3Si8O12
Наждак—корунд, смешанный с магне-
титом
Нефелин SiO4AI(Na, К)
Нефрит—плотноволокнистый актинолит
Озанит—Na-роговая обманка
Окенит H2CaSi2O6 • Н2О
Окерманит (Са, Mg)4 Si3O,0
Оливин (SiO4) (Fe, Mg)2
Оловянный камень SnO2
Омфацит — травяно-зеленый диопепд-
содержащий Na2O.
Ортит ЗСа(А1, Се, Fe)2 Si2O8 • Са(ОН)
Ортоклаз (К, Na) AlSi3O8
Оттрелит (хрупкая слюда)—хлоритоид,
богатый S1O2
Парагонит NaH2Al3SisO12
Паргасит — роговая обманка, богатая
Al, Na, F
Пенистый шпат—арагонит по гипсу
Пеннин от SpGAt4 до Sp6At6 (8р=серпен-
тин; АР=амезит)
Периклаз MgO
Перовскит TiOsCa
Пикотит—содержащая Са шпинель
Пинит—преимущественно серицит по
кордиериту
Пироп [SiO4]3 AI2Mgs
Пирофанит TiO3Mn
Пирохлор [(Nb, Ta)Os]e (Са3, Се3) и [(Ti,
Zr, Th)Oa]6(CacCe4) • mNaF
Пренит CaAl2Si2O8 SiO3Ca • H2O
Призматин Mg’Al2SiOe
Прохлорит от Sp2At8 до Sp3At, (Sp сер-
пентин; АГ=амезнт)
Пьемонтит—(Мп—эпидот)
Рибеккит n[SiO8]4Na2Fe/" • m[SiO3]4Fe4"
Рихтерит—роговая обманка, содержа-
щая Мн
Роговая обманка n[SiO3]4 Ca(Mg, Fe)3 • m
(Al, Fe)2O3
Родонит (SiO3)2Mn2
Родохрозит MnCO3
Рубеллит—темнокрасный турмалин
Рутил Ti2O4
Сагенит—игольчатый рутил в биотите
Саиндпн KAlSisO8
Сапфирин Mg5Al12Si2O27
Соссюрит—смесь цоизнта, эпидота, и
альбита
Серицит—тоикочешуйчатый мусковит
Серпентин (Sp) [SiO4]2Mg2(MgOH)Hs
Сидерит CO3Fe
Силлиманит Al2SiO5
Снмондин—хлоритойд
Скаполит рМа • qMe(Ma—мариалит; Me—
мейонит)
Смарагдит— изумруднозеленая роговая
обманка
Собралнт—Ми—фаялнт
Спессартит [SiO4]3 Л12Мп3
Спёррит 2[SiO4]Ca2 [СО3]Са
Сподумен (SiO3)2 (Li, Na) Al
Ставролит H2Fe2Al10Si4O2C
Стилпномелан — богатый железом хло-
рит
Сфен—титанит
Тальк [SiO8]4-Mg3H2
Тефроит SiO4Mn2
Титанит CaSiTiOr,
Топаз SiO4Al2(F, ОН),
Тремолит [SiO3]4 CaMg3
Тулит—Мп—цоизнт
Турмалин [pM2B2Si2O8 - qM2Al2Si2O8]n • гА
M2=Mg, Fe, Na2,Lig,H2;A—невыяснеи
Тюрингит H48Fe8"(AlFe)8 SiBO41
Уралит—зеленая волокнистая роговая
обманка, псевдоморфоза по авгиту
Фаялит SiO4Fe2
Фенгнт—разновидность кал левой слюды
Фибролит — тонковолокнистый силли-
манит
365
Флогопит KII2Mg3.\lSi3Oi2 (много F)
Флюорит CaFo
Форстерит SiO4Mg2
Франклинит Fe2O4(Mn, Zn)
Фуксит—хромовая слюда
Хиастолит — андалузит , с углистыми
включениями
Хлорит—изоморфная смесь серпенти-
на (Sp) и амезита (At)
Хлоритоидj (хрупкая слюда) П2 (Fe,Ng)
Al2SiO7
Хондродит [SiOj2Mg8'[Mg(F, ОН)].,
Хризоберилл А12О4Ве
Хризотил — спутанно-волокнистая раз-
новидность серпентина
Хромит Cr2O4Fe
Цеофпллпт Fe - содержащий неолит
Циркон SiZnO4
Цоизит 3CaAlaSi2O8- Са(ОИ)2
Шеффериг Мп—Fe—диопсид
Шёрл—черный турмалин
Шпинель—Al2O4Mg
Эгирин (SiO3)2 Na, Fe'"
Эпи дот ЗСа(А1, Fe)2 Si2O8 Са(ОН),
Эисдатит (SiO3)2 Mg2
Ярозит K(Fe, 2ОН)3 (SO4),.
АВТОРСКИЙ УКАЗАТЕЛЬ.
Adams, F. D. — 132, 219, 295.
Adams, L. И. — 295.
Allen, E. T. — 276.
Allen, R. C. — 13.
Allenspach, G. — 306, 309, 310.
Allport, S. —163.
Andersen, 0. —13, 70.
Andrese, A.—
Andree. K. — 271.
dAns, J. — 74, 80.
Arrhenius, S. V. —123.
Backlund, H. —143, 150, 218, 814.
Barlow, A. E. — 219, 224, 229.
Barnuis-Roozeboom, H. \V. — 13, 276.
Barrels, Ch. — 176, 225.
Bastin, E. S. — 7, 28, 32.
Baumhauer, H. — 129.
de Beaumont, E. — 222.
Beck. R. —176.
Becke, F. — 5, 7, 31, 86, 103, 155, 214,
215. 234, 257, 276, 283, 284, 295, 305,
307, 329.
Beckenkamp, J. 271,
Becker, G. F. - 140, 271, 272, 301, 304.
Beget, P. J. —18 186
Bergeat, A. —188, 190, 197, 214,
Berndt G. — 302.
Bohm, A. —136.
Boeke, H. E. — 8, 13.
Bosworth, Th. 0. — 207.
Bowen, N. L. — 13, 70, 176.
Brauns, R. — 202, 208.
Bridgmann, P. W. — 99.
Brogger, W. C. — 22, 114, 116, 155, 161,
222, 319.
Bruhns, W. — 271.
Brun, A. — 16.
Bucking, H. —176.
Bunsen, R. — 271.
Butler, B. S. — 195.
Carpenter — 94.
Carstens, C. W.—'322, 326.
Gaspari, W, A, 119.
Chelius. C. —176.
Clement, J. K. — 176.
Cloos, E. — 135, 316.
Cobb, J. W. — 294.
Cohen, E. —176.
Coker, E. G. —132.
Collet, L. W.—
Connel, Me. —129.
Cornelius, H. P. —144, 147, 301.
Czochralski, J. — 95, 96, 97.
Daly, R. A. —109, 110, 112, 120, 299.
Dan, E. — 39.
Daubree, A. —13.
Day, A. L. —13, 15, 271, 272, 276, 304.
Dewey, H. — 287.
Doelter, C. —13, 177.
Duparc, L. — 207. •
Eckermann, H. —184, 218.
Elam — 94.
Eitel, W. —13.
Emmons, \V. H. —197.
Endell, K, — 295.
Erdmannsdorffer, G. H. — 149, 181.
A 1QR
Eskole’ P-‘—197, 199, 201, 203. 217, 218.
248, 321, 322, 326.
Fehr, W. —207, 209.
Fenner, Cl. N. —12, 188, 191, 226,
Ferguson, J. B. — 234.
FiSer, J. —184.
Flett, J. S. -287.
Fouque, F. —13.
Fournet, J. — 222,
Franchi, S. —136.
Frischknecht, G. 148.
Frosterus. B. — 26.
Garbert, C. — 221.
Gavrey, G. H. — 188, 191.
Geijelin, A. —181.
Geker, P. —199, 287.
Gelie, Arch. —107, 293.
Gibbs, J. W. —17, 41, 93, 99, 101, 106, 304,
Goldschmidt, V. M. —53, 87, 1'8, 161,163,
181, 188, 191, 192, 196, 197, 198, 201.
203, 207, 210, 265, 273, 322.
Goodchild, J. G.
Graton, L. C. — 118, 198.
Grubenmann, U. — 333.
Griinling, Fr. — 26.
Guldberg, С. M. — 87.
Hamberg, W. —135, 137.
Harker, A. -13, 113, 164, 290, 301.
Hedvall, J. A. — 294.
Heim, A, —125, 127, 135, 137, 188, 140,
148, 298, 305, 306, 309.
Hess, F. L. — 200.
Hezner, L. — 210, 333.
V. Hise, C. R. —140, 231, 232, 302.
Hbgbom, A. G. — 227, 229.
Van’t Hoff, J. H. —13, 74, 90, 99.
Holland, Th. H. — 229, 302.
Holmquist, P. J. — 134, 140, 226, 227, 301,
Hoskins, L. M. — 227, 301,
367
Hulett, G. A. —61.
Hummel, K. — 110, 119.
Hutchingl, W. M. —176.
Ingersoll, L. R.—157.
Jaanecke. E. — 74, 86.
Jakob, J.—181, 209, 288.
Jannasch P. — 277.
Jenny, H. —148.
Johnsen, A. —129, 130.
Johnston, J. — 62, 99, 100, 295.
v. Karman, Th. — 133, 142.
Kayser, E. — 26, 176.
Kemp, J.— 277.
Kessler, P.— 110, 119.
Kirk, Ch. T. —118.
Kolbl. L. — 215.
Konigsberger, J. — 2, 125, 187.
Krige, L. J. —150, 309, 313.
Lachmann, R. — 123.
Lacroix, A. — 111, 114, 164, 184, 502, 207,
208, 283.
Lagorio, A. —13.
Laitskari, A.— 218.
Lane, A. C. —157.
Langerfeld, IL —114.
Lap worth, Ch. — 136.
Larsen, E. S. —158, 186, 200, 206.
Lavalle — 271.
Lazarevic, M. —117.
Lehmann, J. — 271.
Leith, С. K.—140, 232, 302.
Lemberg, J.— 13, 277.
Lepsius, R. 48, 209.
Liebisch, Th. 129.
Lindgren, W. —118, 178, 188, 197, 193,
202, 203, 273.
Linck, G. — 28.
Loewinson-Lessing, F. — 5, 48, 121.
Lessen, K. A. — 125, 163, 176.
Loughlin, G. F. —118, 198.
Lyell, Ch. —1.
Masi ng, G. — 96.
Mead, W. J. —232.
Mecklenburg W. — 271.
Merwin, H. E. — 234.
Michel-Levy, A. — 13, 113, 176, 209, 222,
283.
Milch, L. —128, 176, 177, 178, 180.
Morey, G. W. — 58.
Morozevicz, J. —13,
Mrazec, L. — 207.
Mugge, G. — 33, 129, 130, 176, 272, 274.
314, 316.
Muller, R.— 277.
. Nacken, R. —13.
Naumann, C. F. — 197.
Niggli, P. - 5, 8, 87, 99, 100, 140, 142,
144, 170, 181, 197, 205, 207, 222, 302,
314, 327.
Oden, SV. — 24.
Oetling, A. —13.
Osann, A. — 5, 7, 8, 28, 31, 65,
Ostwald, Wo. — 13, 99.
Parker, R. L. —144.
Pfaff, F. —127.
Poynting, J. —9'1
Ouensel, P. —137, 181.
Ramsy, W. — 22.
Rankin, G. A. —13, 67, 234, 236.
Ransome, Fr. L. —117.
Rassow, E. — 94, 95.
Reade, F. M. — 302.
Reinisch, R. —143, 144, 145.
Reusch, H. — 26, 129.
Riecke, E.—99, 100,101,106, 295, 304,305.
Rinne, F. — 22, 83, 119.
Rogers, F. — 118, 272.
Romang, H. —186, 188.
Roseboom. — 99, 100, 276
Rosenbuch, H.—4, 22, 28, 33,160,176, 227.
Rosenhain, W. — 96.
Sainte Claire Deville, H. —13.
Sander, B.— 28, 140, 142, 148, 149, 151,
152, 302, 303, 304, 305, 309.
Sohalch, F. — 279.
Scheffer, F. — 58.
Schenk, A. —176, 177.
Schmidt, W. —140, 142, 147, 150, 393,
304, 305, 309, 310, 311, 314.
Schneiderhohn, H. — 284.
Schreinemaker, F. —58, 65, 70,
Schneiderhohn H —207, 227.
Sederholm, J. J. —113, 153, 223, 228 231,
251, 258, 278, 283, 284, £90, 313.
Seidel, P. —119.
Sells, A. —131.
Sharpe, D. — 301.
Shepherd, E. S. —15, 234.
Slavic, F. — 184.
Smits, A. — 16, 58, 65.
Spurt, J. E.—188, 191.
Staub, R. —126, 136, 137, 133, 144 147,
152.
Steidtmann, E. A.—118.
Stille, H. —123.
Stillwell, F. L. — 219.
Sundius, N. — 287.
Sustsehinsky, P. P. —
Svenonius, F.—134.
Saber, S. — 271, 272.
Teall, J. — 22.
Termier, P. —119.
Tilley, С. E. — 321, 322.
Tornebohm, A. E. — 257.
Trener, G. B. —151. 302, 812.
Velde, L. — 94, 95.
Vogt. Th. — 13, 23.
Voigt, N. —128, 131.
Waage, P. — 87.
Weber, Fr. —1>8, 155.
Wegscheider, R. — 99.
Weinschenk, E. — 26. 116, 154, 184, 300.
v. Werveke, I,. — 176.
Wetzel, W. —122.
Williamson, E. D. — 58, 99, 100.
Woyno, T. — 333 335.
Wright, F, E. —158, 206.
Zinken, —176.
Zirkel, F. —176.
Zobel, O. J. —157-
363
ОРЕДНИЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ
Авгит, образование —169.
Авгит, изменение — 257.
Автометаморфизм — 111, 112, 113, 114.
Автометаморфизм в пегматите — 114.
Автометаморфизм s образовании осад-
ков —118.
Автопневматолнз —111, 214.
Автопневматолиз, i истеро-магматиче-
ский —116.
Автопневматолнз, поствулканический —
116.
Автопневматолнз, эпимагматический —
116.
Агматиты — 228.
Аддитивный (прибавления) процесс —
176.
Адинол, образование — 202.
Адинолы —176.
Аксиниты, образование —184, 201.
Актинолит, образование — 242.
Аллометаморфизм — 111, 112, 119.
Алунит, образование — 203.
Альбит по основному плагиоклазу —
267, 268.
Альбит шахматный — 267, 284
Альбитизация —118, 136, 198, 202.
Амфиболнтизапия — 201.
Амфиболит, образование — 217.
Анатексис — 217, 228.
Ангидрит, образование — 232.
Андалузит, образование — 36, 37, 38.
Антипертиты, происхождение —113.
Антофиллит, образование—242.
Апатитизация — 201.
Апацитовые каемки — ИЗ.
Артериты — 227.
Ассоаиацни метаморфических пород-
817.
Баритизапяя — 203.
Бауэритизапия биотита —136,
Берилл, образование — 200
Биотитизапня —181, 198.
Бластез —149.
Бластомилонит—302
Брекчия дислокационная —188.
Брекчии кластогранитовые —137.
Брекчии разлома —135.
Брекчии разлома, вновь сцементирован-
ные — 135.
Брекчии р авлома, несцементированные—
135.
Везувиан, образование — 201.
Бениты — 336
Веннты боковые, секрециоиные — 227
Бениты инъекционные — 227.
Вениты сингенетические — 227.
Вениты эпигенетические — 227.
Висмут, привнос — 201.
Включения алломорфные —164.
Включения глины —165.
Включения известняков —165.
Включения кварцево-полевошпатовые—
165.
Включения кварцевые —164.
Включения однородные —164.
Включения плезпоморфные —16-1.
Включения пневматогениые —164.
Включения полевошпатовые —165.
Включения полигеииые —164.
Включения постор инпе — 164.
Включения сииморфные 164.
Включения экзополигенные —164.
Включения эналлогенные —164.
Включения эндолигенные —164.
Влияние давления иа растворимость—98
Волластонит, образование — 72, 74
Вращательные скольжения —142.
Вытягивание — 317.
Вязкость тела —128.
Г альмиролиз —111, 110.
Геденбергит, образование — 247,
Гедрит, образование — 242.
Гели —177.
Гематит, выпадение —118.
Гидрарги тлит, образование — 20 J.
Гидр гизация — 203.
Гидролиз —115.
Гидрометаморфизм —109.
Гидротермальные изменения —174.
Гипс, образование — 203.
Глауконит, образование —119.
Глаукофан, образование — 251.
Гиейс диафторитический — 215,
Гиейс милонитовый —137.
Гиейс очковый —183.
Гнейсификация — 221.
Гнейсы осадочные — 262.
Гнейс силлиманитовый—246.
Горная влажность («горный пот“) —
92, 133.
Гранат, образование — 257.
Гранит брекчиевидный —137.
Гранит трещиноватый —137.
Графитизация — 201.
Графит, как признак паропород — 26.
Грейэенизация —114.
389
Грейзен кварцитовидный —186
Грейзен мусковитовый —186.
Грейзен, образование—185, 186.
Грейзен флогопитовый —186.
Гроссуляр, образование — 68.
Гумит, образование — 242.
Давление, гидростатическое (всесто-
роннее) —127.
Данаурит, образование — 201.
Датолит, образование — 201.
Двойники давления —129, 130.
Двойники в метаморфических породах—
274-
Дедоломитизация —162, 240.
Десмозиты —176, 177.
Дестплляция магматическая —167.
Дестилляция охлаждения —167, 191.
Деформация „без раздробления” —146.
Деформации кристалла —129, 130, 131.
132.
Деформация минералов —128.
Деформация иа холоду —151.
Деформация преимущественно е раз-
рывом — 134.
Деформация с перекристаллизацией —
146.
Деформация тектоноблаетнческая —
149, 150, 151, 153.
Деформация гектоиоклаетическая —
149, 150, 151, 153, 302.
Деформация тектонопластическая—149,
150, 151, 153.
Диабазовая контактная зона —180.
Диагенез —110, II1, 121.
Диафторез — 214-
Диафториты — 215.
Диктиоииты — 228-
Динамометаморфизм —109, 123.
Диопсид, образование — 242.
Дистеи — 36, 37 38.
Диффузия в твердом состоянии —
294, 295.
Доломитизация известняков —121.
Доломит, происхождение —119.
Законы фазовых реакций — 44, 45, 46.
47, 48.
Зона вытяжения 104.
Зональность плагиоклазов в метам,
породах— 276.
Зоны раздробления —135, 137.
Идиобласты — 271.
Известняк доломитовый — 189.
Известняк кремнистый — 43.
Известняк серицито-хлоритовый —189.
Известняк тремолпт-содержащпй —189.
Изгибы кристалла —129.
Изоградичные породы — 323.
Инвариантное равновесие — 41.
Инъекция жилкоподобная — 210.
Инъекция послойная — 226.
Какирит —134, 137.
Калийные соли, преобразование —122.
Калпфельдшпатизацпя - 198.
Каолинизация —114, 203.
Кали, привнос —184,
Карбонатпзацпя — 203.
Карбонатиты, происхождение — 21.9.
Катазона — 252, 233, 234, 326.
Катазона, образование катампнерачов—
336, 348, 252.
Катаклаз — 97, 110, 149, 152, 155.
Катаклазит —135, 137, 138.
Катаметаморфнзм — 233, 234.
Кварц песчаный —135.
Кварц, правило строения—310.
Кварц, твердость —131.
Кластопорфироиды — 33.
Кливаж скольжения — 305.
Компоненты псевдоморфнообравиые —
Конвергенция — 320.
Конгломерат дислокационный —138.
Контакт интрузивный —163.
Контактное воздействие гранита на
песчаники —162.
Контакт экструзивный —163.
Кордиерит, образование — 56.
Космополиты — 231.
Кристаллизационная сланцеватость —
102.
Кристаллизация, без напряжения —149.
Кристаллизация, сила — 271, 272.
Кристаллизация, скорость —19.
Кристаллизация собирательная — 22, 94.
Кристаллобластез —146, 147, 149, 155,
303.
Кршталлобла-'тический ряд —271, 273-
Кристобалит. образование — 70, 72.
Кросспт, образование — 251.
Ксенобласты—271.
Кустерит, образование—201
Лептнт — 218.
Листоватость первоначальная — 294.
Литий, привнос — 200.
Людвигит, образование — 201.
Магний, привнос —186.
Мансьёит, образование — 201.
Марганцовые желваки, образование —
119.
Марказит, образование — 203.
Мезозона — 233, 249, 252, 326.
Мезозона, образование минералов —
249, 250, 251. 252.
Мезометаморфизм — 233, 249.
Мезотермальные явления — 202.
Месторождение, пирометасоматическое—
199.
Метаморфизм апомагматчеекий2- 202.
Метаморфизм в древнейших породах —
215.
Метаморфизм в переходных породах —
108.
Метаморфизм вплавления — 204.
Метаморфизм геотермический— 119,121.
Метаморфизм гидротермальный —156
Метаморфизм глины — 260.
Метаморфизм давления —123.
Метаморфизм деструктивный —152.
Метаморфизм динамический —109.
Метаморфизм дпиамоги дральный —109.
370
Метаморфизм динамостатичеекий —109,
111.
Метаморфизм динамотермальны й —109.
Метаморфизм дислокационный—111,112,
123, 124, 125, 126, 127, 152, 153.
Метаморфизм инъекционный — 181, 204.
Метаморфизм комбинированный — 213.
Метаморфизм конструктивный —152.
Метаморфизм контактный —110, 112,
125, 155, 156, 157, 163, 20S, 209.
Метаморфизм контактный в известня-
ках —161.
Метаморфизм контактный обыкновен-
ный —156, 157.
Метаморфизм контактный, пневмато-
литический — 239.
Метаморфизм контактный, термиче-
ский —188.
Метаморфизм локальный —110.
Метаморфизм нагрузки 110, 111, 112,
119.
Метаморфизм обыкновенный —181.
Метаморфизм переплавления — 213.
Метаморфизм, определение — 1.
Метаморфизм перимагматический —198.
Метаморфизм пневматолитический —
156, 181, 184, 213.
Метаморфизм иневматолнтически-кон-
тактный — 165, 177.
Метаморфизм, продукты —230.
Метаморфизм пьезокоитактпып — 208.
Метаморфизм разгрузки —111, 112, 119.
Метаморфизм расплавления —156.
Метаморфизм региональный —109, 123,
126.
Метаморфизм регрессивный — 215.
Метаморфизм с обменом веществ — 88.
Метаморфизм скучпвания —133.
Метаморфизм солей—74, 85.
Метаморфизм статический —109.
Метаморфизм статогпдральнын —109.
Метаморфизм статотермальпый —109.
Метаморфизм с удалением вещества— 88.
Метаморфизм термический —190.
Метаморфические провинции — 317.
Метармоз —110, 119.
Метастабильные реакции — 70.
Метасоматизм подводный — 111, 119.
Метасоматизм силикатный с привне-
сем —196.
Метасоматический процесс —121.
Метасоматоз гидротермально-магмат и-
ческий —184.
Метасоматоз сульфидный —190.
Метасоматоз титанистый — 201.
Метасоматоз эпитермальный — 277.
Мигматиты — 217, 228.
Микроклиипертит —181.
Милонит —136, 137, 138, 139.
Милонитизация —136, 142.
Милонитовый гнейс — 137.
Минерализаторы —126.
Минеральный состав метаморфических
пород — 231.
Минералы контактные —162,
Минералы, минус — 48.
Минералы, плюс — 48.
Минералы пневматолитические —192.
Мирмекиты — 283, 288.
Монтичеллит, образование — 242.
Мраморизация —189.
Мраморизация (увеличение зерна) —91.
Мрамор грубозернистый —161.
Мрамор кварц-содержащий — 43.
Мраморы брекчпевпдные —135.
Мраморы жилковатые —135.
Мусковнтизация полевых шпатов—118.
Направление скольжения — 129.
Напряжение неравномерное —128.
Небулит •— 228.
Оболочки цементные —135.
Объем, изменение при реакциях — 47,
48.
Оливин, изменение — 257.
Окерманит, образование — 240.
Оловянный камень, образование — 200.
Оловянный камень, пневматолиз —185
Омфацит — 48.
Оолиты железные —148.
Оолиты шамозптовые —148.
Опал, образование—203
Оптические аномалии—96.
Ортопороды —180, 223.
Отраженный кристаллобластез —149.
Палингенезис — 217, 228.
Парапороды — 180, 223-
Паргасит, образование — 251.
Пегматиты, образование — 205.
Политизация —118.
Перекристаллизация — 147, 232.
Перекристаллизация деформированных
на холоду тел — 161, 152.
Переход авгпга в роговмю обманку —
136.
Переход ангидрита в гипс —118.
Переход анортита в цоизит и кварц —
107.
Переход роговых обманок в авгит
и магнетит —114.
Переход темной слюды в светлую—107.
Периклаз, образование—70.
Пертиты, происхождение —113.
Пиритизация — 203.
Пирометаморфизм — 213.
Пнрометаморфозы —202.
Плагиоклаз, распад — 257.
Плас-тез — 149.
Пластическое поведение кристалла—97.
Пластичность скрытая —127.
Плойчатость инъекционная — 223.
Плойчатость крестообразная — 300.
Плойчатость птигматитовая — 223.
Плоскости скольжения —129.
Пневматолиз —174, 185.
Пневматолиз хлоридовый —191.
Погасание волнистое в кварце —135.
Полевой шпат, преобразование — 257.
Полиметаморфизм — 228.
Полиметаморфичес.кая порода — 2,
Полиморфизм минералов — 35.
37!
Полосчатость Бема —186.
Полосчатость первичная — 293.
Породы антофиллито-кордиеритовые —
186, 199.
Породы глаукофановые — 335.
Породы глаукофано-серицитовые — 335.
Породы глинистые контактные —161.
Породы древнейшие (grundgebirge)—1.
Породы инъекционные — 208.
Породы контактные —174.
Породы коррелятивные — 325.
Породы палингенетические — 223.
Породы покровные —108.
Породы полиметаморфические —207.
Породы типоморфиые — 234.
Породы эпидото-гранатовые —188.
Порфиробласты — 103, 104, 181, 284,
285, 305, 309, 333.
Порфироиды — 33.
Правило строения кварца—302.
Правило фаз — 41, 42, 43, 44.
Празиниты — 335.
Пгеиит, образование — 250.
Преобразование паразитное — 266.
Преобразование пластическое —124.
Преобразование с разрывом без одно-
сторонних дифференциальных дви-
жений —134.
Привнос бериллия пневматолитиче-
ский — 200.
Привнос бора пневматолитический—200.
Привнос пневматолитический — 201.
Привнос висмута — 201.
Привнес глинозема пневматолитиче-
ский —199.
Привнос карбонатов С.О2 гидротермаль-
ный — 203.
Привнос мышьяка пневматолитиче-
ский — 201.
Привнос натра. —177.
Привнос серы пневмато яитический—
201.
Привнос Si пневматолитический —199.
Привнос фосфора пневматолитический—
- 200.
Привнос фтора пневматолитический—
200.
Привнос хлора пневматолитический —
200.
Привнос щелочен гидротермальный —
202.
Привнес щелочей пневмэтелитиче-
ский —198.
Привнес щелочных земель, пневмато-
литический —199.
Призматин, образование — 243.
Принцип Рикке — 101, 304.
Провинции гомологичные — 321-
Провинции метаморфические — 317,320,
321.
Пропплнтнзация — 116, 190, 203.
Пропилптизацня пиритовая —117.
Пропилптизация цеолитовая —117.
Протоклаз —155, 294.
Протобластез — 155, 293.
Проходящие минералы (космополиты)—
81, 231.
Процессы конструктивные —146.
Процессы метасоматические —176.
Пеевдоволлаетонит, образование — 72,
73.
Псевдоморфозы, замещение —197.
Псевдоморфозы, образование — 35, 118.
Псевдоморфозы преобразования —197.
Псефиты — 26.
Псефитовые детритусовые массы —26.
Птигматитова я складчатость — 232, 223.
Птнгматнты — 228.
Пьезокристаллизация —154.
Развальцовывание —137.
Распад минералов —113.
Растворы аиомагматические — 203.
Резорицил вкраплеников —113.
Реликты вторичные — 268.
Реликты изверженного характера — 268.
Реликты осадочные — 268.
Реликты первичные — 268.
Реликты порфиробластические —187.
Реликты структурные — 268.
Ретрометамопфизм — 214.
Роговик — 246.
Роговик адиноловый —179.
Роговик гиперстеновый — 244.
Роговики гранатовые, содержащие вол-
ластонит —190.
Роговики датолитовые—184.
Роговики диопсидовые— 241.
Роговики нзвестково-еилнаатовыв—162.
Роговая обманка, образование —118,
242.
Ру тил, образование —113, 284.
Санидинит —213.
Сдвиг простой —129.
Серни пород — 335.
Серии пород гомологичные — 321.
Серицитизация —118.
Серицитизация —121, 202, 203.
Серицитизация полевых шпатов—118,
136.
Серия гомеофизическая — 319.
Серия гомеохнмическая — 319.
Серия пород нзофпзнческая — 319, 826.
Серия пород нзохимическая — 319, 823.
Серпентинизация —115, 121, 203.
Силиснфнкацня — 202.
Силлиманит, образование—36, 37.
Синаитектпческпе минералы —113.
Скаполитизация — 201.
Скарн андрадитовый —193.
Скарн геденбергитовый —193.
Скарн роговообманковый — 251.
Скольжении вращательные —142.
Скорость кристаллизации —19.
Скручивание —129.
Сланец апьбито-порфиро бластятажий
183.
Сланец дистено-слюдяной — 251.
Сланец зеленый —259.
Сланец кварцево-двуслюдяпый грана-
товый—183.
372
Сланец милоинтовыи —13'7.
Сланец пятнистый — 160, 176.
Сланец серицитовый — 261.
Сланец слюдяной — 262.
Сланец узловатый, глинистый —160.
Сланец хлоритоидовый — 326—331.
Сланцеватость давления, — 24.
Сланцеватость кластическая — 304.
Сланцеватость кристаллизационная—
45, 297, 304.
Сланцеватость милонитовая — 302.
Сланцеватость первичная — 24.
Сланцеватость четщ йчатая — 296.
Слаипы глинистые узловатые — 160.
Сланцы мергелисто-глинистые —103.
Сопротивление разрыву —131.
Соссюритизация —121,203.
Спилозпты, —176, 177.
Статика явлений превращения — 38.
39, 40.
Стресс (односторонее давление) —127.
Структура — 230, 269.
Структура авталлотриоморфная — 22.
Структура бластогранитовая — 290.
Структура бластопорфировая — 290.
Структура бластопсамитовая— 291.
Структура бластопсефитовая — 291.
Структура I аббровая — 22.
Структура габброидная — 279.
Структура гетеробластическая- 278.
Структура гомеобластическая — 278.
Стру ктура гранитовая — 22.
Структура траиобластпческая—139, 279.
Структура грубомилонитовая —139.
Структура диабласлическая — 282.
Структура зональная — 276.
Структура катакластическая — 291.
Структура келпфитовая — 282.
Структура кластическая — 27.
Структура криптодиабластическая —
282.
Структура кристаллобластпчсская —
270, 273.
Структура л<пидобластическая (чешуй-
чатая) — 280.
Структура мцкродиабластическая—282,
286.
Структура мозаичная — 279.
Структура мостовая — 279.
Структура нематобластическая — 281.
Структура очковая —290-
Структура палпмсееговая — 290.
Структура папаллотриоморфнач — 22.
Стр? к гура панидиоморфна я — 22.
Структура пойкилобластическая — 281.
Структура порфиробластическая — 284,
326.
Структура порфировая — 22.
Структура порфирокласгпческая — 291.
Структура псевдоморфиая — 286-
Структура ре тиктовая — 290.
Структура роговиковая — 279.
Структура ситовидная — 285.
Структура сотовая — 279.
Структура юпкоми чонлтова.я —139.
Структура тоикоиаркотойбразная —139.
Структура ультрамилониговая — 139,
140.
Структура фибробластическая — 281.
Структура бластофитовая — 290.
Структура флюндальиая — 24.
Структура цементная — 97, 153.
Структура циклопическая — 279.
Структура эвтектическая — 22.
Структуры, подразделение по зонам —
291.
Сульфидизацня— 203.
Тактит —193.
Талькнзация —121.
Текстура — 230, 269.
Текстура волнисто-полосчатая —139.
Текстура грубопараллельная —294.
Текстура линейная — 137, 295, 297.
Текстура линзовидная — 285, 297.
Текстура массивная — 24, 293.
Текстура миндалекамеиная — 24.
Текстура отраженная — 292.
Текстура политовая — 294.
Текстура параллельная — 149, 295.
Текстура полосчатая —137, 140, 295,
297, 298
Текстура пористая — 24.
Текстура реликтовая—301.
Текстура сингенетичная с метаморфиз-
мом — 292.
Текстура сланцеватая — 293, 295, 301.
Текстура слоистая — 295.
Текстура сферическая — 24.
Текстура тоикомилоии говая — 137,
Текстура унаследованная — 28.
Текстура флюндальиая — 293.
Текстура флюктацпонпая — 24.
Текстура пентрическая — 24.
Текстура шлпровая — 293.
Тслепневматолнтнческое воздействие —
125.
Теплота трения —125.
Типоморфный минера i — 82, 234.
Топаз, образование — 185, 200.
Трещины растяжения — 317.
Трпднмнт, образование — 70, 72, 74.
Турмалинизацпя 114, 185, 200.
Туфнты — 33.
Туфогенные породы — 33.
Туфоиды — 33.
Увеличение зерна — 94.
Ультраметаморфнзм — 129.
Ульграмплонит —137.
Уралитизация — 201.
Фазы гетероморфные — 48.
Фацнп ассимиляционные — 203<
Фации, классификация — 321.
Фации метаморфизма—320,
Фаялит, образование — 247.
Фельдшпатизация —198, 202, 208.
ФнлтитизацнЯ — 303.
Филлит кварцево-двуслюдяиой грана-
товый —183.
Филлит кварцево-мусковптовый хлори-
то-граиатовый —183.
373
Филлит кварцево-мусковптово-хлорито-
вый —183.
Филлит, образование — 256, 260, 261.
Филли г серицитовый — 261.
Филлонит — 303.
Флогопит, образование — 201.
Флюидальний раствор — 169.
Флюидные растворы —103, 105.
Флюортизация — 201, 203.
Форстерит, образование — 242.
Химический анализ осадочных пород—
28.
Хлоритизация —121, 203.
Хлоритизация биотита —136.
Хлоритоид —103.
Цеолит, образование —116.
Цеолитизация —121, 203.
Циркон, образование —114.
Цоизита, образование —115.
Цоизптизацня гранита —115-
Щелочно-роговообманковые образова-
ния — 199.
Эклогит — 260.
Элейгероморфные преобразования—266.
Эпидотизация — 115, 203, 251.
Эпндотовые породы — 256.
Эпидот по гранату —115, 267, 238
Эпизина — 232, 252, 326.
Эпизона, образование минералов - 251,
252, 256.
Эпиметамор физм — 232.
Эпитермальные образования —198.
Ярозит, образование —203.
ОГЛАВЛЕНИЕ
С гр.
Предисловие редактора. . . . . . . ........ ... Ш
[’ведение........... .......................... . . 1
Отдел I.
Первоначальное вещество и его особые признаки.
Г т а в а I. Первоначальные изверженные породы и их
признаки................................................. . 3
1. Геологические признаки....................... . . 3
2. Химические признаки..................................... 3
3. Минералогические признаки.............................. 13
4. Признаки совместного нахождения ........................ 20
5. Структурные и текстурные признаки . 21
Глава II. Осадочные породы и и х п р и з и а к и . 24
Глава III. Смешанные породы и их признаки............................ 33
О т д е л II.
Преобразование вещества путем метаморфизма.
Глава IV. О б щ и е п р н н ц и'п ы метаморфизма горных
пород......................................... .. .... 35
Статика явлений превращения................................. . 38
1. Правило фаз............................................. 41
2. Законы фазовых реакций.................................. 44
^Отношения между химизмом фаз, фазовыми реакциями Р—Т
диаграммами............................................ 48
4. Изображение фазовых комбинаций больших областей концен-
трации в их зависимости от температуры и химизма ... 70
5. Гомогенные равновесия и их зависимость от температуры и
давления.............................................. 87
Кинетика явлений превращений.................................... 90
Глава V. Т и п’ы метаморфизма в покровных породах
(Deekgebirge)................................................ 107
Автометаморфизм................ ... ..... . 112
4ллометаморфизм................................................ 119
1. Метаморфизм нагрузки и разгрузки (геотермический мета-
морфизм) ....................................... . 119
2. Дислокационный метаморфизм............................ 123
а) Общие положения, влияние температуры и гидростатического
давления ... •........................................... 123
Ь) Неравномерное напряжение и деформация минералов и пород . . 128
с) Классификация явлений дислокационного метаморфизма . . . 134
3. Контактный метаморфизм........................... 155
а) Обыкновенный (термический контактный метаморфизм....... 15G
Ь) Пневматический и гидротермальный контактный метаморфизм с
привзиосом вещества................................. 1G5
с) Инъекционный метаморфизм и метаморфизм вплавления .... 204
d) Комбинированный метаморфизм........................ ....... 214
4. Метаморфизм в древнейших породах..... .... 215
Отдел III.
Продукты метаморфизма в их различных формах
развития.
Глава VI. Минеральный состав метаморфических пород 231
1- Катазона, катаметаморфизм.................... 234
2. Мезозона, мезометаморфизм............... .... 249
3. Эпизона, эпиметаморфизм..................... 251
Глава VII. Структуры метаморфических пород......... 268
Г л а в а VIII. Тек ст ур ы метаморфических пород ....... 292
Формы отдельностей и трещин метаморфических пород . . . 316
Глава IX. Ассоциации метаморфических пород .............. 317
Понятия „провинция* и „серия" пород метаморфического про-
исхождения. . . ............................ 317
Приложение.
Библиография русских раоот, касающихся метаморфизма горных пород 838
Список иностранной литературы по метаморфизму горных пород ... 344
Краткая характеристика важнейших метаморфических поро .... 354
Указатель химических формул минералов, встречающихся в метаморфи-
ческих породах............................ . .... 364
Авторский указатель................................. 367
Предметный указатель............................ .... 369
Ответственный редактор А. П. Герасимов.
Сдана в набор 12/X 1932 г.
Формат 62 X 93 Георазведнвдат № ЬЗ.
Леигорлит № 1116. Тираж 6250 — 23э/4 л.
Техн, редактор Р. А. Ароне.
Подписана к печати 26/III 1983 г.
Тип. вн, в 1 п. л. 62.704.
Заказ № 8606.