GeoLab – геологічна розвідка Геодезія, стратиграфія структурна геологія та геологічне картування, палеонтологія, петрографія, літологія, геоморфологія,гідрогеологія,геофізика

Метаморфічні тіла

До метаморфічних відносяться тіла, складені породами, що утворилися по породах будь-якого типу (осадового, магматичного та іншого) внаслідок впливу на них високих температур і тиску, а також флюїдів (води, вуглекислоти, гарячих розчинів лугів, кальцію, фтору, сірки та інших речовин) та в певних випадках деформацій. Кінцевим продуктом подібного впливу є утворення метаморфічних порід з якісно новим мінеральним складом (мінеральними парагенезисами) та текстурно-структурними особливостями, пристосованими (рівноважними) до умов, що викликаються відзначеним впливом.

Вважається, що метаморфічні перетворення відбуваються при температурах в інтервалі від 150-200 (деякі дослідники піднімають цей поріг до 300-350) до температури плавлення (від 680-700 і значно більше, залежно від складу порід та тиску) і при тиску від перших до 1200 мПа. При перевищенні відзначеного верхнього порога температур такі перетворення можуть супроводжуватися плавленням – анатексисом.

Залежно від ролі відзначених факторів або переважання одного з них виділять наступні типи метаморфізму: 1) контактовий (термальний), 2) дислокаційний (динамометаморфізм), 3) регіональний, 4) ультраметаморфізм, 5) метасоматоз та гранітизація. Крім того, виділяють ще ударний метаморфізм, який викликається надвисоким тиском при падінні на землю великих метеоритів.

З кожним цим типом метаморфізму пов’язано формування відповідних за речовинним складом (мінеральними парагенезисами) і внутрішньою будовою метаморфічних тіл. Розглянемо характеристики найбільш поширених таких тіл.

Тіла порід контактового метаморфізму

Тіла порід контактового метаморфізму утворюються внаслідок температурного впливу гарячих інтрузивних тіл (спочатку магми, а потім твердої маси, яка утворилася після кристалізації цієї магми), на вмісні породи. Найбільш типові такі продукти називаються роговиками.

Серед роговиків залежно від температури, при якій вони формувалися, та відповідного цій температурі мінерального складу виділяють санідинові, піроксенові, амфіболові, кордієрит-андалузитові та інші типи (фації). Склад цих порід змінюється по латералі відповідно до зміни температури навколо гарячого інтрузивного тіла. Зокрема, безпосередньо біля контакту, де проявлена найвища температура, у складі цих порід присутні, або навіть домінують такі високотемпературні мінерали, як санідин, піроксен, кордієрит та андалузит і, крім того, ці породи мають масивну текстуру та рівномірнозернисту, гранобластову (її ще називають роговиковою) структуру. Далі від контакту, синхронно зі зниженням температури, відзначені мінерали поступово змінюються амфіболом та біотитом, а останні ще далі від контакту – хлоритом і мусковітом. Причому такі поступові мінеральні зміни супроводжуються появою спочатку порфіробластичних текстур (наприклад, зменшення кількості кордієриту й андалузиту синхронно супроводжується різким збільшенням розмірів зерен та кристалів цих мінералів), а на найбільш віддалених від контакту ділянках – розвитком плямистих текстур, які утворюються гніздоподібними скупченнями хлориту і мусковіту (плямисті роговики).

Тіла роговиків концентруються у вигляді оболонок-ореолів навколо інтрузивних тіл. Ширина цих тіл визначається початковою температурою магми та кількістю тепла, яке спроможно передати інтрузивне тіло вмісним породам і, крім того, залежить від вихідної температури та розмірів цих тіл, а також від температури вмісних порід. Наприклад, мінімальна ширина зони роговиків – від перших сантиметрів до перших метрів - має місце в екзоконтакті дайок, тоді як навколо великих масивів вона може досягати сотень метрів, а біля батолітів - навіть перших кілометрів. Цікаво, що найбільш потужні подібні ореоли роговиків розвинені навколо так званих гіпабісальних інтрузивних масивів, формування яких відбувалося в досить холодному вмісному середовищі (епізона). У той же час ореоли подібного типу пригнічені або взагалі відсутні біля інтрузивних тіл, теплове становлення котрих відбувалося у значно більш розігрітому, порівняно з попереднім, вмісному середовищі (мезозона та частково катазона).

Тіла продуктів динамометаморфізму та регіонального метаморфізму

Регіональний метаморфізм, на відміну від контактового, зумовлюється впливом на гірські породи високих температур та тиску за участі відзначених флюїдів, а динамометаморфізм, крім того, – стресовими навантаженнями та пов’язаними з ним пластичними деформаціями (своєрідною в’язкою течією гірських порід). Регіональний метаморфізм проявляється на значних територіях, охоплюючи значні частини земної кори по вертикалі, а динамометаморфізм локалізується на ділянках стресових навантажень.

Зміна тиску і температури (Р-Т умов) та флюїдних режимів, а також зростання чи зменшення стресових навантажень приводять до утворення відповідних цим змінам мінеральних парагенезисів (мінеральних асоціацій). Таким парагенезисам з урахуванням температури, тиску, характеру стресових навантажень та флюїдних режимів відповідають певні фації метаморфізму. Серед останніх виділяють зеленосланцеву, епідот-амфіболітову, амфіболітові, гранулітову та ін.

Тіла метаморфічних порід зеленосланцевої фації

Тіла метаморфічних порід зеленосланцевої фації формуються при відносно низьких температурах (практично від 100-150 і до 500-550) та низьких тисках, але за активної участі стресових навантажень. Зокрема, авторський досвід вивчення цієї фації у складчастих областях палеозоїд Казахстану (Паталаха, Лукієнко, Дербєньов, 1987) засвідчив, що її формування тісно пов’язано з кліважною зсувною течією гірських порід.

Фація зелених сланців поділяється на ряд субфацій, серед яких найбільш поширені серицитова, мусковітова, мусковіт-альбітова, хлоритова, хлорит-серицитова, хлорит-актинолітова, біотитова.

Тіла, що утворені метаморфічними породами зеленосланцевої фації, як правило, мають пластинчастоподібну форму, яка за падінням і простяганням контролюється в’язкими кліважними розломами (див. розд. “Кліваж” та “В’язкі розломи”). Потужність таких тіл коливається від перших десятків метрів до десятків кілометрів.

Текстура порід розглянутої фації найчастіше сланцювата. Вона відіграє роль своєрідної, вторинної шаруватості та її елементи залягання визначають просторове положення відповідних тіл у цілому.

Тіла метаморфічних порід епідот-амфіболітової та амфіболітової фації

Тіла метаморфічних порід епідот-амфіболітової та амфіболітової фації формуються при температурах від 500-550 до 650-700 і при тиску, що відповідає глибинам від перших до 30 (а, можливо, і більше) кілометрів. Індекс-мінералами цих фацій є польові шпати, рогова обманка, дистен і кіаніт, ставроліт, гранати (альмандин) та деякі інші. Серед відповідних цим фаціям порід найбільш поширені кристалосланці, гнейси і амфіболіти.

Кристалосланці – дрібно- та середньозернисті породи, які складаються з мусковіту, біотиту, а також амфіболу. Такі породи часто містять гранати, середні та основні плагіоклази, а також можуть мати у своєму складі, залежно від того, по яких породах вони утворилися, відзначені вище інші мінерали.

Гнейси від сланців відрізняються більшим розміром зернистості та меншим вмістом слюди і темноколірних мінералів. Вони, звичайно, складені кварцом і польовими шпатами. У них також можуть бути присутні гранати та інші відзначені вище мінерали.

Породи даного типу, залежно від того, за рахунок яких вихідних порід вони утворилися, поділяють на ортогнейси (по магматичних породах) та парагнейси (по осадових породах)

Амфіболіти являють собою темно-зелені та навіть зеленувато-чорні породи, складені переважно (на 50% і більше) роговою обманкою, а також середнім-основним плагіоклазом, за участі біотиту, епідоту, гранату та інших мінералів. Ці породи за тими ж принципами, що і гнейси, поділяють на ортоамфіболіти (виникли по магматичних породах середнього та основного складу) і параамфіболіти (виникли по осадових породах глинисто-карбонатного складу).

Тіла, що складені метаморфічними породами епідот-амфі­болітової та амфіболітової фацій, тією чи іншою мірою використовують форму, розміри та первинну внутрішню стратифікацію (шаруватість, смугастість та інші подібні елементи) тих осадових і магматичних порід, по яких вони утворилися. Такі успадковані форми називаються тіньовими (рис. 2.5.1). Вони зберігаються тільки при метаморфізмі, який відбувався без суттєвих стресових навантажень. У цьому випадку запозичуються і первинні, і вторинні (наприклад, типу дометаморфічних складчастих) форми залягання вихідних тіл. Склад первинних шарів та інших мікро- та мезотіл осадових порід адекватно відбивається у складі та текстурах і структурах метаморфічних порід. Саме таким чином у метаморфічних тілах відбивається петрографічна неоднорідність висхідних для них осадових чи магматичних порід.

Цікаво, що метаморфічні породи, які сформувалися в літостатичних умовах, як правило, не несуть лінійно- і план-паралельних структур, тобто сланцюватості. У той же час метаморфічні породи, що утворилися в динамічних умовах, тобто при дії стресових навантажень і відповідно на фоні пластичних деформацій, обов’язково несуть орієнтовані структури типу кристалізаційної сланцюватості. Більше того, ці породи утворюють тіла, форма залягання яких завжди вторинна за відношенням до тіл, за рахунок яких вони утворилися. Первинна стратифікація в такій ситуації не зберігається, і навпаки, утворюється вторинна, тобто тектонічна стратифікація. Спеціально питання про орієнтовані структури метаморфічних порід розглядаються нижче в розділах, які стосуються дислокаційних структур.

У складі первинно та вторинно стратифікованих метаморфічних товщ виділяють горизонти, світи, серії та інші стратиграфічні підрозділи за тими ж принципами, які застосовуються для осадових тіл. Крім того, часто такі окремі великі підрозділи з урахуванням фаціальної приналежності порід, що їх складають, об’єднуються в метаморфічні комплекси – сукупність метаморфічних тіл, що пов’язані між собою в часі й просторово.

Рис. 2.5.1. Тіньова шаруватість у метаморфічних породах амфіболітової фації біломорської серії на Балтійському щиті (фото К.А.Шуркіна, 1984). Являє собою тонке перешарування біотитових, біотит-амфіболових, мфіболітових та цоїзітумісних гнейсів (сіре) і параамфіболітів (тонкі майже чорні прошарки)

Тіла метаморфічних порід гранулітової фації

Тіла метаморфічних порід гранулітової фації утворюються при температурах більше 650-700 і при дуже високому тиску. Вони створюються породами, що майже позбавлені водовмісних мінералів (слюд, рогових обманок тощо) і головним чином складаються з кварцу, ортоклазу, середнього-основного плагіоклазу, гранату (або замість останнього – кіаніту, силіманіту) та піроксену.

Дуже характерними для даної фації є піроксенові грануліти та чарнокіти. Перші утворюються по магматичних породах основного складу, а другі – по кислих магматичних та осадових глинистих, піщано-глинистих породах і складаються з кварцу, калієвого польового шпату, кислого плагіоклазу, гіперстену та нерідко гранату.

Тіла метаморфічних порід цієї фації мають ті ж особливості внутрішньої будови, що й розглянутої вище епідот-амфіболітової та амфіболітової. Вони залежно від тектонічних умов метаморфізму несуть або тіньові структури, або кристалізаційну сланцюватість. Але остання розвинена слабкіше, аніж у породах амфіболітової фації.

Метаморфічні тіла даної фації на сучасному ерозійному зрізі зустрічаються переважно на древніх щитах та виступах древнього фундаменту молодих складчастих областей серед вторинно стратифікованих метаморфічних порід більш низьких ступенів.

Тіла продуктів ультраметаморфізму

Ультраметаморфізм як явище реалізується на верхній температурній межі амфіболітової та в певних випадках гранулітової фації шляхом часткового плавлення (метатексису) або повного плавлення (анатексису), а також часткового чи навіть повного метасоматичного заміщення метаморфічного субстрату активною субстанцією. Продукти часткового плавлення за участі метасоматичного заміщення називаються мігматитами, а плавлення в значних масштабах – анатектичними гранітоїдами.

Тіла мігматитів

Мігматити (термін походить від гр. слова “мігма” – суміш і був уведений Седерхольмом в 1907 р. для позначення петрографічно неоднорідних гнейсів) – це макроскопічно неоднорідні породи, що складаються з двох чи більше петрографічно різних частин, з яких одна являє собою залишки субстрату (у тому чи іншому стані збереженості), а друга (чи другі) має пегматоїдний або аплітовий, гранітний та інший їм подібний склад (К.Менерт, 1968).

У мігматитах розрізняють наступні частини (рис. 2.5.2): 1) палеосома – незмінена або частково змінена первинна порода (субстрат) і 2) неосома – нова, що виникла при мігматизації, порода. Крім того, неосома може складатися з лейкосоми – частини, яка має кислий склад, і меланосоми – частини, яка збагачена темноколірними мінералами.

Рис. 2.5.2. Тіньовий шаруватий мігматит побузької серії на Українському щиті. Палеосома (темно-сіре до чорного) – піроксен-амфіболовий кристалосланець, неосома (світло-сіре) – біотит-кварц-польовошпатова порода

Мігматити утворюються за допомогою часткового плавлення або вибіркового метасоматичного заміщення палеосоми активною субстанцією чи одночасної дії цих процесів, а також шляхом упровадження порцій розплаву вздовж тріщин, кліважних та сланцюватих поверхонь. Вони, як і метаморфічні породи, можуть формуватися і в статичних, і в динамічних умовах, а також на фоні розривних та пластичних деформацій. Подібна різноманітність засобів та умов обумовлює різноманітність текстурних форм їх прояву. Зокрема, виділяють мігматити агматитової, сітчастої, брилової, жилоподібної, смугастої, плямистої, очкової, шлірової, небулітової та іншої текстури.

Мігматити брекчієвої текстури (агматити). Вони мають ін’єкційне походження. Назва їх походить від гр. “агма” – уламок. Складаються з гострокутних уламків палеосоми та цементуючої маси гранітного або аплітового складу (рис. 2.5.3, а).

Мігматити сітчастої (диктионітової) текстури.. Такі породи, як і попередні, належать до числа ін’єкційних. Неосома в них утворює сітку тонких жил (рис. 2.5.3, б) і в більшості випадків має гранітний, аплітовий та іноді пегматитовий склад.

Рис. 2.5.3. Мігматити брекчієподібний (агматит) (а) та сітчастий (б) біломорської серії на Балтійському щиті (фото К.А.Шуркіна, 1984)

Мігматити брилової текстури (брилові мігматити). Мігматити цього типу фактично являють собою різновид агматитів, який відрізняється від них тим, що уламки (брили) не мають гострокутних обмежень (рис. 2.5.4, а).

Мігматити жилкуватої (флебітової) текстури (жилкуваті мігматити). Мігматити цієї текстури характеризуються перетином палеосоми жилоподібними утвореннями неосоми (рис. 2.5.4, б).

Мігматити смугастої (строматитової) текстури (смугасті мігматити). Мають шарувату, смугасту (якщо спостерігати текстуру на одній із площин) будову. Остання зумовлена чергуванням шарів світлої неосоми (лейкосоми) із шарами темної неосоми (меланосомою) або неосоми із шарами палеосоми (рис. 2.5.4, в). Такі смуги та відповідні їм шари, звичайно, субпаралельні між собою. Але вони характеризуються мінливою потужністю. Іноді шарки лейкосоми мають зональну будову, яка знаходить свій вираз у розвитку в центрі кварцової “осі”. Потужність шарків-смуг коливається від перших міліметрів до перших десятків сантиметрів. Причому потужність темних і світлих шарків найчастіше різна.

Мігматитова смугастість завжди є предметом особливої уваги дослідників. За структурними ознаками вона поділяється на первинну і вторинну. У даному розділі йдеться виключно про первинну таку смугастість.

Існує декілька поглядів на утворення первинної смугастості. Зокрема, припускається, що вона може бути зумовлена: 1) метасоматичною дифузією (іонним або близьким до нього переміщенням матеріалу на обмежену відстань) вздовж поверхонь нашарування із використанням літологічного фактора (лейкосома в першу чергу утворюється по тих шарах, склад яких наближений до гранітів), 2) ін’єкціями розплаву по паралельних тріщинах, 3) літологічно вибірковим плавленням різних за складом шаруватих порід і в першу чергу тих шарків, які складено відносно найменш стійкими до плавлення породами.

Мігматити сареїтової текстури. Характеризуються розвитком неосоми навколо і між будинами смуг палеосоми (рис. 2.5.4, г ). Причому знаходження її в міжбудинному просторі немовби компенсує розтягання.

Мігматити очкової текстури (очкові мігматити). Відзначаються тим, що неосома розвинена серед палеосоми у вигляді “ока”(рис. 2.5.4, д). Особливо яскраво вона проявлена тоді, коли в породі розвинено порфіробласти польового шпату, який облямовується темноколірною смужкою.

Мігматити плямистої (стиктолітової) текстури (плямисті мігматити). Характерною особливістю цих порід є те, що у палеосомі, звичайно, дрібнозернистій, розвинено плями неосоми, центральна частина котрих у деяких випадках складена меланосомою, а крайові частини – лейкосомою у вигляді тонкої облямівки (рис. 2.5.4, е).

Мігматити шлірової текстури (шлірові мігматити). Такі мігматити виникають за рахунок інших мігматитів і являють собою включення уламків, лінзочок древніх мігматитів у неосомі більш молодих мігматитів (рис. 2.5.4, є).

Рис. 2.5.4. Текстури типових мігматитів (на всіх рисунках світло-сіре та біле – неосома, а чорне – палеосома) (за Л.Менертом, 1971): а – брилова, б – жилкувата (флебитова), в – шарувата (смугаста, строматитова), г – розтягання (сареїтова), д – очкова, е – плямиста (стиктолітова), є – шлірова, ж – небулітова

Мігматити небулітової текстури (небулітові мігматити). Мігматити цього типу відзначаються дуже невиразними переходами між неосомою і палеосомою та лейкосомою і меланосомою (рис. 2.5.4, ж). Вони діагностуються лише за слабо помітною зміною складу метаморфічної породи.

При картуванні мігматитів застосовують ті ж принципи і методи, що прикладаються до розглянутих вище інших метаморфічних тіл. Зокрема, за елементарну структурну одиницю, на основі котрої визначають елементи залягання мігматитів, приймають мігматитову смугастість чи інші площинні та близькі до них елементи текстури.

Тіла анатектичних гранітоїдів

Анатектичні гранітоїди виникають при повному чи майже повному розплавленні (анатексисі; термін походить від гр. слів “тексіс” – плавлення та “ана” – вищий ступінь) гірських порід на місці. Найчастіше вони представлені гранітами, гранодіоритами та діоритами, які за своїми мінеральними та текстурно-структурними особливостями подібні (їх іноді взагалі неможливо відрізнити) аналогічним інтрузивним породам. Припускається, що утворення таких гранітоїдів ініціюється загальним просочуванням мігми (розплавленої маси) чи впливом на метаморфічні породи еманацій (гарячих відокремлених флюїдів від так званої абісальної (глибинної) переважно основної магми. Деякі дослідники вважають, що анатексис може являти собою результат спільної дії перекристалізації, метасоматозу (хімічного заміщення у твердій фазі) і метаморфічної диференціації (перерозподілу матеріалу), а також часткового розплавлення на місці.

Можливість прояву анатексису при ультраметаморфізмі доведено експериментально Вінклером (1969). Він експериментально довів, що температура початку анатектичного гранітоутворення знаходиться в межах 665-740 С при тиску 2000 бар для порід, що складаються з кварцу, плагіоклазу і мінералів, які містять калій. Таким за хімічним складом породам, як відомо, відповідають глини. Причому температура їх плавлення зменшується при збільшенні вмісту води.

Рис. 2.5.5. Анатектичний масив біля Харнішвальда (за К.Менертом, 1971). Уздовж контакту проявлено дифузію речовини масиву у вмісні породи. 1, 2 – вмісні породи (1 – парагнейси, 2 – ортогнейси), 3 – анатектичні граніти (розмірами точок відзначено стадійність та інтенсивність анатексису), 4 – жильні тіла аплітоїдних гранітів

Розплавлення на місці магматичних порід кислого складу називається палінгенезом.

Тіла анатектичних гранітоїдів відрізняються від аналогічних утворень інтрузивного походження за наступними ознаками.

1. Для тіл анатектичних гранітоїдів у плані характерна форма типу “масляної плями” (рис. 2.5.5).

2. Такі тіла ніколи не супроводжуються роговиками.

3. Контакти таких тіл із вмісними породами бувають різкі, але все ж таки найчастіше поступові, які часто супроводжуються мігматизацією (рис. 2.5.6).

Рис. 2.5.6. “Розмазаний” контакт анатектичного граніту біля Шварцвальду: 1 – продукт повного розплавлення, 2 – продукт часткового розплавлення з парагнейсом крупного включення (3) (за К.Менертом, 1971)

4. У внутрішній частині тіл даного типу, як правило, зберігаються скіаліти – острівцеві залишки зміненої палеосоми та гніздоподібні відокремлення меланосоми.

5. Склад і структурні особливості анатектичних гранітоїдів у межах відповідних їм тіл дуже мінливий: для них звичайними є переходи від пегматитів і аплітів до нормальних за структурою гранітів (чи інших їм подібних порід).

6. У складі анатектичних гранітоїдів можуть бути присутні високобаричні мінерали (гранати тощо), які не властиві інтрузивним гранітоїдам.

7. Як правило, внутрішня будова анатектичних гранітоїдів ускладнена багаторазовими метасоматичними накладеннями і в тому числі порфіробластезом.

8. Для агматоїдних порід, якщо вони не деформовані, характерні ізотропні структури, а у випадках, якщо розвинена смугастість, – відсутні орієнтовані структури.

К.Менерт (1971) відзначає ще одну, на його погляд, дуже важливу особливість внутрішньої будови масивів анатектичних гранітоїдів – присутність у них так званих турбулентних структур незалежної течії.

Анатектичні гранітоїди на геологічних картах виділяються як самостійні тіла. Вік складених ними тіл визначається за тими ж принципами, що й інтрузивних гранітоїдів. Їм надається індексація, яка відображає склад, вік та приналежність до певного комплексу чи метаморфічній світі, серії.

Тіла метасоматитів та продуктів гранітизації

До метасоматитів та продуктів гранітизації відносяться речовинні утворення, які сформувалися при ендогенному хімічному заміщенні гірських порід у твердій фазі. Вважається, що таке заміщення забезпечувалося переносом речовини або за допомогою дифузій атомів, іонів, або міграції флюїдної фази. Хімічні реакції з участю останньої відбуваються в міжзерновому просторі в так званих міжзернових плівках.

Тіла метасоматитів. При формуванні порід, що складають тіла метасоматитів, суттєву роль відіграє температура дифузійних та флюїдних реагентів. З урахуванням цієї температури метасоматити поділяються на низькотемпературні (200–350, середньотемпературні (350–450) і високотемпературні (450–600 та зрідка більше). Тіла низько- та середньотемпературних метасоматитів найчастіше мають форму жил та біляжильних ореолів, а також гнізд чи великих “плям” будь-якої форми. Розміри таких тіл коливаються від перших метрів до перших кілометрів. Часто вони мають зональну будову, обумовлену різними ступенями метасоматичного заміщення вихідних порід. Прикладом таких тіл є ореоли березитів, грейзенів, альбітитів, біотититів та інших метасоматичних порід. Спеціально вони розглядаються в курсах, котрі стосуються рудних корисних копалин.

Тіла продуктів гранітизації. Тіла цього типу породжуються комплексом хімічних процесів, який приводить до перетворення у твердій фазі порід будь-якого складу та походження в нові породи гранітоїдного складу і структури. Найсуттєвішу роль у формуванні таких тіл відіграє високотемпературний метасоматоз.

Склад продуктів гранітизації залежить від хімічного складу дифузійних та флюїдних реагентів. Зокрема, при лужному метасоматозі відбувається фельдшпатизація породи – заміщення її переважно польовими шпатами, а при участі більшого числа хімічних реагентів утворюються гранітоподібні та гранітні породи. При гранітизації відбувається псевдоморфне заміщення одного мінералу іншим. У зв’язку з цим певною мірою зберігається первинна структура вихідної породи.

Продукти гранітизації складають тіла, які мають наступні особливості.

1. Ці тіла відзначаються надзвичайно неправильною формою, що також нагадує масляні плями.

2. Границі таких тіл “розмазані” і виражені, як відзначено вище, поступовим переходом суцільно гранітизованих порід у мігматити, а останніх – у звичайні метаморфічні породи (рис. 2.4.7).

3. Породи, які складають такі тіла, мають своєрідний гібридний вигляд: мінеральні фази в них розподілено нерівномірно (порівняно з породами аналогічного складу інтрузивних та агматитових тіл).

4. Тіла даного типу завжди несуть тіньові структури, які відбивають зазначений вище поліморфний характер зміни структури вихідних порід.

5. Як правило у внутрішніх частинах таких тіл зберігається величезна кількість залишків за тією чи іншою мірою зачеплених гранітизацією порід субстрату. Розміри таких залишків коливаються від перших сантиметрів до сотень і більше метрів.

6. У складі гранітизованих порід нерідко присутні високобаричні мінерали (гранат та ін.).

Продукти гранітизації, утворення котрих обмежилося калішпатовим порфіробластезом, самостійних тіл не утворюють. Порфіробластез при цьому може охоплювати частини вихідних тіл, або повністю та виходити за їх межі. Подібна картина часто спостерігається в гранітоїдних масивах, розвинених на древніх щитах.

Рис. 2.4.7. Граніти біля Шварцвальду, що утворилися на місці: складчастий ортогнейс поступово заміщується гранітним мобілізатом (за К.Менертом, 1971)

При картуванні границі тіл гранітизованих порід проводяться умовно. У випадках, коли добре проявлено тіньові структури, на карту виносять елементи залягання вихідних порід. Вік гранітизованих порід визначається за тими ж принципами, що й інтрузивних гранітоїдів. Відносно невеличкі тіла, як правило, включаються у склад тих комплексів метаморфічних порід, серед котрих вони проявлені і з якими пов’язані просторово. У свою чергу великі подібні тіла з урахуванням масштабу карти виділяються як самостійні, і на карті їм надається власна індексація, яка відображає склад, вік і характер належності до тієї чи іншої світи, серії або комплексу.