Региональным, по предложению А. Добре (1859 г.), назван метаморфизм, распространяющийся на мощные толщи главным образом древнейших горных пород на огромных пространствах (от лат. regionalis -- областной). В начале XX в. толщи древних регионально метаморфизованных пород расчленялись по петрографическому составу и одинаковой степени метаморфизма. Это приводило к объединению разновозрастных пород и не давало никакого представления об их геологической структуре. Создавалось впечатление о чрезвычайной сложности тектоники и структур докембрийских толщ. Но уже в двадцатых годах Д. С. Коржинский, изучавший регионально метаморфизованные архейские толщи Алданского щита, убедительно доказал, что «полосатость» распространенных там парасланцев отображает их первичную слоистость. Примерно тогда же (1931 г.) И. Седерхольм, а в 1932 г. Р. Эскола показали, что встречающиеся в докембрийских толщах Финляндии ленточные сланцы произошли за счет метаморфизма ленточных глин (их химический состав точно соответствует составу плейстоценовых ленточных глин).

Региональный метаморфизм происходит в крупных блоках земной коры с участием всех основных факторов (т.е. температуры, давления и химически активных веществ). Температурный диапазон от 300^о до 1000^0, диапазон изменения давления от 2-5 тыс.атм. до 25000 атм.

Если процесс метаморфизма идет с нарастанием значений температуры и давления, то минералообразование идет от низкотемпературных к высокотемпературным минеральным ассоциациям. Такой метаморфизм называют прогрессивным. Если же процесс идет при понижении значений давления и температуры и образовании низкотемпературных минералов, то такой метаморфизм называют регрессивным.

В разных термодинамических условиях образуются соответствующие им минеральные ассоциации, которые в этих условиях находятся в физико-химическом равновесии, т.е. стабильны.

Опираясь на это явление, геологи ввели понятие метаморфическая фация. Это такие физико-химические условия, в которых образуются породы, минеральный состав которых находится в физико-химическом равновесии. Отсюда следует, что минеральный состав пород есть функция химического состава и физических условий метаморфизма.

В зависимости от интервала температур и давления выделяют фации низких и высоких давлений и низких, средних и высоких температур. Но как правило, название фациям даются по названию минеральных ассоциаций или пород в целом, соответствующих данной фации.

2. Главные факторы регионального метаморфизма

Для регионально метаморфизованных пород, как уже было сказано, выделяются три группы фаций -- фации низких давлений, фации средних давлений и фации высоких давлений; роль каждой из этих групп в строении земной коры различна.

Низкие t⁰ и P-фация зеленых сланцев минеральные ассоциации: хлорит, серицит, кварц, серпентин, породы: различные сланцы и серпентинит.

Средние t⁰ и P-амфиболитовая фация минералы: амфиболы, гранаты, биотит, породы: амфиболиты и гнейсы.

Высокие t⁰ и P - гранулитовая фация минералы: полевой шпат, гранаты, пироксен, породы: гнейсы, эклогиты, гранулиты.

4.1 Фация зеленых сланцев

Фация зеленых сланцев смыкается с областью эпигенеза, представляя собой наиболее низкотемпературную ступень регионального метаморфизма. Широкое распространение гидроксилсодержащих минералов зеленого цвета: хлорита, актинолита, серпентина, эпидота, -- определило название фации. Запрещенными минералами являются: силлиманит, андалузит, альмандин и ставролит совместно с кордиеритом. Породы фации зеленых сланцев получили наиболее широкое распространение среди продуктов регионального метаморфизма.

Филлиты (метапелиты, метаморфические пелиты) - это горные породы, которые образуются при слабом метаморфизме глинистых пород и являются породами переходного типа от осадочных к метаморфическим. Это тонкокристаллическая горная порода, состоящая главным образом из серицита и хлорита. Существенным минералом является реликтовый кварц, который сохраняет обломочную или полуобломочную форму зерен.

Структура бластопелитовая или бластоалевропелитовая, мелкозернистая. Чешуйки слюды строго ориентированы в одном направлении, благодаря чему при вращении предметного столика порода то просветляется, то гаснет (особенность этой горной породы).

Текстура тонкосланцеватая, иногда плойчатая с шелковистым блеском на плоскостях сланцеватости (за счет серицита). Порода достаточно пластичная.

Зеленокаменные породы (ультрабазиты) - это измененные основные и средние эффузивные породы, а также их вулканические брекчии и туфы. Самые ранние метаморфические изменения этих пород аналогичны их палеотипному изменению и заключаются в перекристаллизации основной массы - основного плагиоклаза, пироксена, магнетита и стекла в тонкозернистый агрегат, в составе которого доминируют зеленоокрашенные минералы: хлорит, эпидот, цоизит, актинолит, тремолит, а также альбит (только этот плагиоклаз), серицит, кварц, кальцит.

Зеленые сланцы характеризуются той же минеральной ассоциацией, что и зеленокаменные породы, но обладают сланцеватой текстурой. Структура микрогранолепидобластовая или гранонематобластовая.

4.2 Эпидот-амфиболитовая фация

Эпидот-амфиболитовая фация тесно связана пространственно с фацией зеленых сланцев, также формируется в условиях складчатости и имеет такое же широкое распространение в земной коре.

Эпидот-амфиболитовая фация представляет собой более высокотемпературную стадию прогрессивного регионального метаморфизма и поэтому характеризуется заменой низкотемпературных минералов более высокотемпературными -- роговой обманкой, биотитом, эпидотом в ассоциации с олигоклазом и безводными силикатами: андалузитом, силлиманитом, ставролитом. Запрещенными минералами здесь являются хлорит и волластонит.

Кристаллические сланцы - породы, которые возникли за счет первичных глинистых пород. Они существенно состоят из мусковита, биотита, нередко кварца и альбита. Одновременно появляются метаморфические минералы - ставролит, дистен, силлиманит, гранат (альмандин). Название соответственного минерала учитывается в названии породы: ставролитовый кристаллический сланец, силлиманитовый кристаллический сланец и т.д. По минеральному составу различаются: мусковито-биотитовые, кварцево-мусковитовые или кварцево биотитовые слюдяные кристаллические сланцы. От хлорито-серицитовых филлитов они отличаются не только минеральным составом, в основе которого лежит реакция превращения серицита и хлорита в мусковит и биотит, но и крупностью зерен, составляющей в кристаллических сланцах 0,5-2 мм. По мере нарастания температуры и давления крупность зерен метаморфических минералов возрастает. Ставролит, силлиманит, дистен, гранат образуют порфиробласты, поэтому структура кристаллических сланцев не только лепидобластовая и гранолапидобластовая, но и порфиробластовая. Текстура сланцеватая.

Кристаллические сланцы иногда очень похожи на гнейсы, но отличаются по составу плагиоклаза (в кристаллических сланцах - альбит, а в гнейсах - более основной), а также по отсутствию калиевого полевого шпата.

Также характерным минералом кристаллических сланцев является кордиерит.

Эпидотовые амфиболиты - это породы, состоящие из роговой обманки. Главными минералами являются сине-зеленая роговая обманка, промежуточная между актинолитом и обыкновенной роговой обманкой, а также минералы группы эпидот-цоизита, альбит (так как порода образуется из базальтов порфиритов и т.д.). Также могут присутствовать хлоритоид, кварц, рутил, сфен.

Данные породы образуются с учетом стресса, чем объясняется их сланцеватая текстура. Структура породы нематобластовая.

Региональные мраморы - породы, состоящие из кальцита или доломита и имеющие гранобластовую анизодиаметрическую структуру. Если в известняке или доломите была примесь глинистого или кварцевого материала, то в мраморах образуются силикатные минералы - кварц, хлорит, флогопит, тремолит-актинолит, эпидот, гранат, моноклинный пироксен. Под действием ориентированного давления в мраморах возникают сланцеватые текстуры. Зерна кальцита имеют вытянутую линзовидную форму и субпараллельную ориентировку. Текстуры регионально-метаморфических мраморов сланцеватые, чем отличаются от контактовых мраморов, и полосчатые.

Кварциты - образуются из кварцевых песчаников и кремнистых пород. Это мономинеральные кварцевые породы с гранобластовой зубчатой или мозаичной структурой, текстура у них полосчатая или массивная. Если в кварцевых песчаниках наблюдалась примесь глинистого минерала, то за счет него в кварцитах образуются мусковит, биотит, силлиманит и другие минералы, являющиеся индикаторами фациальной обстановки.

4.3 Амфиболитовая фация

Для минерального состава пород амфиболитовой фации характерно появление натриево-калиевых полевых шпатов. Широко распространены кордиерит, ставролит, биотит и роговая обманка. Критическими ассоциациями являются: биотит -- силлиманит -- ка-лишпат -- кварц, гранат -- шпинель -- ставролит -- силлиманит. К запрещенным относятся: хлоритоид, ставролит совместно с кварцем, эпидот с кислыми плагиоклазами, доломит с кварцем.

В условиях амфиболитовой фации при высоком содержании воды в породе наступает частичное ее расплавление---анатексис с образованием гранитного расплава, что приводит к образованию мигматитов.

В амфиболитовой фации из метапелитовых пород образуются биотит-силлиманитовые парагнейсы, часто с порфиробластами граната, ставролита. Основная ткань породы содержит кварц, полевой шпат и большое количество биотита. Наличие в составе гнейсов высокоглиноземистых минералов -- силлиманита, андалузита, ставролита, резко повышенное содержание биотита (с учетом геологических условий залегания пород)--позволяют достаточно надежно относить их к парапородам.

Гнейсы, возникшие из магматических пород, называются ортогнейсами, а гнейсы, возникшие из осадочных пород - парагнейсами. Гнейсы - кварцево-полевошпатовые породы, минеральный состав которых, особенно в ортогнейсах, близок к составу гранита, но в принципе, может варьировать в широких пределах. В первом приближении гнейс - это «гранит» с гнейсовой текстурой. Гнейсы состоят из калиевого полевого шпата, обычно микроклина, кислого и среднего плагиоклаза, кварца и слюд - биотита и мусковита. Коренным отличием гнейсов от кристаллических сланцев является присутствие калиевого полевого шпата, а также более основного, чем альбит, плагиоклаза.

Ортогнейсы образуются из гранитов, гранодиоритов и их эффузивных эквивалентов. Для парагнейсов, возникших из глинистых пород, характерно высокое содержание слюд, которое может достигнуть 50%, а также присутствие граната, ставролита, силлиманита, дистена, кордиерита, а если в глинах была примесь карбонатного материала, то эпидота и роговой обманки.

Мигматиты -- сложные породы, среди которых в зависимости от степени переработки субстрата и характера текстурного рисунка, выделяют ряд разновидностей: послойные мигматиты с параллельным расположением чередующихся полос субстрата и гранитного материала; линзовые мигматиты, где гранитный материал имеет форму линз; ветвистые мигматиты, гранитный материал которых образует ветвящиеся тонкие жилки; сетчатые мигматиты -- гранитный материал распределяется в виде сложной сетки; агма-титы -- породы с брекчиевидной текстурой; плойчатые мигматиты отличаются тем, что породы субстрата и гранитный материал собраны в мелкие складки; небулиты -- породы, в которых различие между субстратом и гранитным материалом выражено очень слабо вследствие почти полной ассимиляции вмещающих пород. Иногда небулиты обладают очковой текстурой с очками -- порфиробластами ортоклаза или микроклина, возникающими в результате ме-тасоматической фельдшпатизации пород.

Карбонатные породы преобразуются в мраморы и силикатные мраморы-, существенными их компонентами являются: крупнозернистый кальцит, округлые зерна диопсида, иногда минералы из группы граната или эпидота совместно с основными плагиоклазами. Структура пород гранобластовая. Текстура обычно массивная.

При метаморфизме метабазитов образуются амфиболиты -- породы, состоящие главным образом из темно-зеленой роговой обманки и андезина. Макроскопически сланцеватость пород выражена обычно неясно, но под микроскопом наблюдается отчетливая субпараллельная ориентировка призматических кристаллов роговой обманки.

4.4 Гранулитовая фация

Породы гранулитовой фации наиболее интенсивно метаморфизованы и поэтому почти полностью лишены Н20. Это «сухие породы». Признак гранулитовой фации --полное разложение слюд и исчезновение всех гидроксилсодержащих минералов. Характерны специфические ассоциации с гиперстеном (гиперстен-- диопсид -- кварц, гиперстен -- гранат -- ортоклаз, гиперстен -- гранат -- кор-диерит -- ортоклаз и др.). Гранат отличается высоким содержанием пиропового компонента. Запрещенными являются, кроме всех гидроксилсодержащих минералов, ставролит, андалузит и ряд некоторых ассоциаций, например, кварц -- калишпат -- кислый плагиоклаз, форстерит -- анортит и ряд других.

Гранулиты -- породы мелкозернистые, светло- или темноокрашенные. Светлые гранулиты образуются за счет кварц-полевошпа-товых пород и внешне несколько похожи на граниты. Структурно-текстурной особенностью их является наличие выделений кварца дискообразной формы, чередующегося с гранобластовыми обособлениями зерен кварца, полевого шпата, гиперстена, граната. Темные гранулиты состоят из плагиоклаза и гиперстена с альмандином и образуются при метаморфизме основных пород или мергелистых осадков. Структура гранулитов типично гранобластовая. Текстура иногда массивная, но чаще линзовидная или полосчатая за счет обособления цветных минералов от бесцветных, что свидетельствует о формировании породы в условиях дифференциальных движений.

5. Описание шлифов