. Рис.6.3.Фазовые преобразования альбита в жадеит и кварц.

Смотри фильм »фазовые преобразования альбита»Ctrl+щелчок

В петрологии метаморфических пород известны тысячи подобных реакций, поволящих моделировать общий ход метаморфизма в обстановках широкого спектра давления и температуры.

Типичные метаморфические реакции известны в твердой среде в присутствии растворов. Поэтому поведение воды и содержащихся в ней подвижных компонентов имеет важнейшее значение для правильного понимания метаморфических процессов. Важнейшим источником воды являются гидратированные минералы. Ее отделение из твердой фазы происходит путем дегидратации:

Al₂Si₄O₁₀(OH)Al₂SiО₅+3SiO₂+H₂O, KAl₃Si₃O₁₀(OH)₂=Al₂O₃+KАlSi₃O₈+H₂O.

^{мусковит корунд калишпат}

При метаморфизме карбонатсодержащих пород в свободную фазу переходит углекислый газ: СаСО₃+SiO₂=CaSiO₃+CO₂.

^{кальцит кварц волластонит}

Поэтому часто флюидная фаза обогащается углекислотой, что дополнительно влияет на растворение и перераспределение щелочей и щелочно-земельных элементов.

Восстановление условий преобразования минералов производится на основе изучения их парагенетических ассоциаций, возникших на соответствующих ступенях их преобразования. В этом случае минералы и их ассоциации являются индикаторами обстановок метаморфизма, т.е. своеобразными палеотермометрами и палеобарометрами.

Минералы-индикаторы термобарических обстановок метаморфизма - главный показатель метаморфических процессов. Лабораторные эксперименты позволили надежно моделировать поведение минералов и их смесей в условиях разных температуры и давлении. Их сравнение с природными процессами позволило установить, что большая часть химических реакций происходит в твердых условиях путем различных полиморфных превращений и преобразования твердых растворов. Особенность таких реакций - сохранение валового химического состава преобразуемых пород. Примером полиморфных преобразований является превращение графита в алмаз, различные модификации кварца и его переход в коэсит. Более сложные фазовые переходы между тремя полиморфными модификациями Al₂SiО₅ – андалузитом, кианитом и силлиманитом: кианитсиллиманит, андалузитсиллиманит .

Рис.6.4. Фазовая диаграмма углерода, показывающая

Условия стабильного состояния графита и алмаза при определенном давлении и температуре.

Смотри фильм »фазовые преобразования графита в алмаз»Ctrl+щелчок

При изменении температуры некоторые минералы становятся неус­тойчивыми. Они либо распадаются на несколько более простых видов, либо, реагируя между собой, образуют один минерал. Возможен также полиморфизм, когда химический состав остается постоянным, а меня­ется внутренняя структура минерала (например, полиморфный ряд: кварц — коэсит — стишовит).

Изменение минерального состава метаморфических пород может происходить как в условиях закрытой системы без привноса — выноса химических компонентов (изохимический метаморфизм), так и в усло­виях открытой физико-химической системы с выносом (привносом) химических компонентов (аллохимический метаморфизм).

В качестве примера образования новых минералов за счет первич­ных можно привести следующие реакции:

СаСО₃ + SiO₂ = CaSiO₃ + СО₂ Кальцит кварц волластонит углекислота

CaMg(CO₃)₂ + 0,5SiO₂ = 0,5Mg₂SiO₄ + СаСо₃ + СО₂ Доломит кварц форстерит кальцит

CaMg(CO₃)₂ = СаСО₃ + MgO + СО₂

Доломит кальцит периклаз

2Mg₂Si0, + ЗН₂О = H₄Mg₃ Si₂ O₉ + Mg (OH)₂ Форстерит серпентинит брусит

Если первые три реакции идут при повышении температуры и низ­котемпературные минералы замещаются более высокотемпературны­ми, то в последнем случае, наоборот, высокотемпературный минерал замещается низкотемпературными.

Метаморфические преобразования горных пород с привносом (вы­носом) химических компонентов называют аллохимическими. При этом валовый химический состав пород до метаморфизма и после метаморфиз­ма существенно различаются.Изменения химического состава приводят к изменениям и мине­рального состава. Степень изменения зависит от химической неравно­весности пород по отношению к растворам, которые циркулируют во время метаморфизма.Повышение температуры на начальных стадиях метаморфизма ве­дет к дегидратации минералов (потере ими конституционной воды). Этот процесс сопровождается выделением больших объемов воды, на­гретой до нескольких сот градусов и находящейся под давлением. В таком состоянии вода химически агрессивна и способна растворять компоненты горных пород с последующим их переотложением.

Изменение химического состава пород происходит в результате ре­акций замещения и ионного обмена, что приводит к замещению одних минералов другими (граната — биотитом, оливина — серпентином и т. д.).

Особый интерес представляют результаты экспериментальной минералогии применительно к земной коре, где сосредоточен широкий спектр минералов. Поведение большинства из них в экспериментах при разных температуре и давлении позволило уточнить солидусы минералов и параметры их преобразование в составе твердых растворов и при участии различных флюидов. Эти экспериментальные данные широко используются при изучении процессов метаморфических и других преобразований по всему разрезу Земли,вплоть до ядра.

В близповерхностных и малоглубинных условиях одностороннее давление может приводить и к возникновению неупорядоченных тек­стур. Здесь имеется в виду дробление пород в зонах тектонических нарушений, сопровождающееся формированием тектонических брек­чий. При значительном давлении и продолжительном его воздействии возможно истирание пород до состояния пудры или муки с образова­нием милонитов.

Особенности состава и строения метаморфических пород.В процессе метаморфизма проиходят изменения текстуры и структу­ры горных пород. Минералы, обладающие пластинчатой, таблитчатой, листообразной или удлиненной формой, ориентируются в одной плоскости и образу­ют полосчатые, гнейсовые и сланцеватые текстуры.Текстурные изменения чаще всего заключаются в том, что метаморфизуемые породы либо приобретают упорядоченную ориенти­ровку минералов, либо подвергаются частичному или полному раз­рушению. В первом случае образуются сланцеватые, гнейсовые и полосчатые текстуры.Изменение текстурных особенностей при этом происходит в резуль­тате переориентировки таблитчатых, пластинчатых и других уплощен­ных минералов без разрушения сплошности горной породы.Во втором случае происходит нарушение сплошности породы, она дробится на отдельные обломки размером от нескольких метров до долей миллиметров с образованием беспорядочных текстур.

Текстуры метаморфических пород делятся на унаследованные (или реликтовые) и сингенетические,возникшие при метаморфизме.К унаследованным текстурам следует относить слоистость.Нельзя путать слоистость и метаморфическую полос­чатость. К сингенетическим относятся текстуры, возникшие в процессе мета­морфизма: полосчатые, сланцеватые, гнейсовые, плойчатые и др

Рис.6.5.При метаморфизме благодаря стрессовым напряжениям, минералы приобретают параллельную ориентировку,а породы сланцеватость.А-глина,В-метаморфический сланец с параллельной ориентировкой слюд,С-фото обнажении

Смотри фильм»изменение структуры при метамморфизме»Ctrl+щелчок

Развитие в породе параллельно расположенных чешуйчатых или листоватых минералов называют сланцеватостью,а текстуру таких пород — сланцеватой.

Гнейсовая текстура характеризуется параллельным расположени­ем таблитчатых и изометричных зерен минералов при малом содержа­нии чешуйчатых образований.Плойчатая текстура выражается наличием мелкой сжатой склад­чатости в объеме породы.

Среди структур метаморфических пород выделяются: кристалло-бластовые, катакластические и реликтовые структуры.

Кристаллобластовые структуры возникают в процессе кристалло-бластеза — перекристаллизации пород в твердом состоянии. Размеры зерен минералов, слагающих породу, могут быть близкими, и тогда структура называется гомеобластовой (равномернозернистой).В противном случае структура становится гетеробластовой (нерав-номернозернистой).

Резко выраженную гетеробластовую структуру, когда отдельные зерна минералов значительно превышают по величине зерна основной массы породы, называют порфиробластовой, а крупные зерна порфиробластами.

Структура метаморфической породы, сложенной главным образом изометричными зернами (кварца, полевого шпата, граната, пироксенов), получила название гранобластовой.

Преобладание листовых силикатов приводит к появлению лепидоб-ластовой структуры, а игольчатые и нитевидные кристаллы обуслов­ливают возникновение нематобластовых структур.

Катакластические структуры образуются под действием направ­ленного давления (стресса), вызывающего дробление и перетирание пород. По степени раздробленности пород среди катакластических струк­тур выделяют брекчиевидную, цементную и милонитовую структуры.

.

Минеральный состав метаморфических пород весьма разнообразен. Тип минеральных ассоциаций (парагенезисов) зависит от исходного состава пород, температуры, давления и привносимых веществ.

Граничные термобарические условия метаморфизма.Для регионального метаморфиз-ма нижняя температурная граница составляет около 350-400^оС. Она фиксируется по отсутствию в низкотемпературных метаморфических сланцах каолинита, диаспора, цеолитов и других минералогических термометров. Наиболее полно процессы начального метаморфизма изучены на примере осадочных пород. Осадочные породы по мере их перекрытия новыми наслоениями попадают в зону более высокого давления и температуры. Процесс преобразования осадочных пород ранее назывался эпигенез. В настоящее время исследователи выделяют две главные стадии осадконакопления – седиментогенез и литогенез. Последний объединяет диагенез (превращение осадков в породы) и ката-метагенез - единый последовательный процесс преобразования пород под влиянием повышения температуры и давления. Происходящие при этом гидрослюдизация и хлоритизация, регенерация и коррозия зерен кварца и полевых шпатов, образование цеолитов и других минералов подчеркивают их стадийность.

Различают следующие стадии: протокатагенез с температурой 50-75^оС и глубиной 1-3 км, мезокатагенез (до 210-230^оС и 2,7-2,8 км) и апокатагенез (300-360^оС и 5-15 км). Глубже развивается региональный метаморфизм. Однако следует отметить, что в ряде случаев метаморфизм может начинаться и с меньшей температуры (океаническая кора в зоне срединноокеанических хребтов).

Верхним пределом метаморфизма является плавление. Для него обычно принимаются термины «анатексис» и «палингенез». Наиболее низкой температурой начала плавления обладают породы гранитоидного состава. В присутствии воды она может опускаться до 680-690^оС, а полное переплавление - от 640 до 750^оС. Базальты плавятся, начиная с 850-900^оС. Присутствие СО₂, H₂, N₂ и др. во флюидах заметно понижает температуру начала анатексиса (начало плавления) до 700-800^оС при среднем давлении и 800-900^оС при высоком.

Согласно современному строению литосферы она находится в твердом состоянии. Поэтому метаморфические процессы могут развиваться по всему ее разрезу, включая земную кору и подкоровую часть мантии до астеносферы. Исключение составляют очаги магмагенерации в срединноокеанических хребтах, магматических островных дугах и других магматических областях. Здесь формируются породы, связанные с контактовым метаморфизмом. Внедрение магм и создание вокруг них аномального термического поля изменяют общую картину региональных метаморфических процессов.

Термические поля метаморфизма наиболее детально разработаны для разрезов земной коры, т.е. для давлений 16-18 кбар или 55-65 км. I - поле низких температуры ограничивается 500-550^оС и представлено двумя субполями – сверхнизкой (100-350^оС) и относительно низкой (350-400-500-550^оС) температуры. Первое поле ограничено устойчивостью пирофилита и лавсонита, второе – альмандина и мусковита. II - поле средней температуры (550-650^оС – 800-850^оС) обозначается устойчивостью анда-лузита и калишпата, ортоамфибола, обычной роговой обманки, а для сверхвысоких давлений – талька. III - поле высокой температуры (800-850^о-900-1000^оС) ограничено линией плавления базальта.

Эта термическая зональность достаточно надежно устанавливается в пределах земной коры. Данные о температурном режиме литосферной части мантии не такие надежные. Ранее, главным образом по составу ксенолитов в базальтах и включениям в алмазах, температура в пределах 65-150 км (20-40 кбар) оценивалась до 1400^о, что соответствовало появлению базаль-товой фазы в астеносфере. Главные индикаторы таких обстановок - коэсит и алмаз. Однако в последние годы в связи с обнаружением слэбов в составе мантии, т.е. на глубине 100-300 км и более соответствующей сверхвысоком давлению (до 50-60 кбар), выделилось поле относительно низкой температуры. Оно соответствует положению холодных масс субдуцированной океанической литосферы. Относительно холодные массы, представленные блоками континентальной коры, также могли погружаться в мантию.

Впервые глубинные барические зоны были выделены У.Груберманом в составе эпизоны или верхней зоны, мезозоны или средней зоны метаморфизма. Они сохранили значение до настоящего времени.

Рис.6.6.Минералы-индикаторы степени процессов метаморфизма

Эпизона или зона низкого давления (1-3000-4000 бар) соответствует, в основном, контактовому метаморфизму, метасоматозу и гидротермальному процессу в условиях средней и высокой температуры от 300-400 до 1000-1100^оС. Особое место занимают области низкотемпературных изменений (100-350^оС). Здесь развиваются процессы, приводящие к формированию главным образом, водных силикатов. Эта зона смыкается с зонами катагенеза и метагенеза осадочных пород. В частности, к ним относятся процессы преобразования океанической коры в зоне спрединга.

Мезозона, или зона среднего давления, соответствует обычному региональному метаморфизму при давлении от 4-5 до 12-13 кбар в широком температурном интервале, где развивается изохимический метаморфизм. К типичным минералам относятся: биотит, мусковит, ставролит, кианит, антофиллит, актинолит, роговая обманка, эпидот, натриевый плагиоклаз, альмандин.

Катазона, или зона высоких давлений, выше 14 кбар при температурном интервале 300-1000^оС. Ее индикаторами являются эклогиты, дистен, жадеит, лавсонит, гранаты и другие минералы высоких давлений. Положение линий равновесия на диаграмме (рис.9.3) указывает на термобарические обстановки. По их наклону определяются геотермический градиент и пределы стабильного состояния ассоциаций метаморфогенных минералов. Температурные интервалы трассируются стабильным состоянием пирофиллита, мусковита и кварца, андалузита, амфиболов, роговой обманки и др. Аналогично устанавливаются зоны давлений. Пересечение линий температуры и давленияограничивает естественные поля термобарических обстановок. Каждое из них соответствует определенным метаморфическим фациям.

Метаморфические фации. С параметрами метаморфизма тесно связано понятие метаморфичес­ких фаций как совокупностей горных пород, минеральный состав кото­рых находится в равновесии при данных условиях метаморфизма. Эти условия определяются рядом связанных между собой термодинамичес­ких, химических, структурно-текстурных и других факторов. Критерием при отнесении метаморфических горных пород к той или иной фации метаморфизма является то, что в горных породах одинакового химическо­го состава при одинаковых условиях развивается одна и та же минераль­ная ассоциация (парагенезис минералов). Таким образом, метаморфичес­кая фация — это совокупность метаморфических пород, образовавшаяся в одинаковых физико-химических условиях. Поскольку преобразуются протолиты разного состава, то в одну фацию объединяются разные метамор­фические породы, но минералы, входящие в их состав, устойчивы только в узком диапазоне Р-Т параметров, характерном для данной фации.

Реконструкции метаморфических процессов и метаморфической зональности базируются на определении физико-химических условий метаморфизма, прежде всего, температуры и давления. Для этого используются различные методы экспериментальной минералогии, теоретические расчеты физико-химических равновесий минералов в различных термобарических условиях. Геологические методы включают изучение природных минералоги-ческих ассоциаций и их картирование в различных тектонических регионах. Метаморфические фации отражают состояние горных пород, подвергшихся влиянию температуры и давления. По существу любая метаморфическая порода при изменении термобарических условий реагирует на них возникновением ассоциаций минералов, соответствующих стабильному (равновесному) их состоянию в новой обстановке. Породы как бы приспосабливаются к этим условиям, а возникшие при этом минералы являются индикаторами обстановок метаморфизма.

Основы теории зональности метаморфизма были заложены еще в начале прошлого века Ф.Бекке и У.Грубенманом, впервые выделившим глубинные зоны метаморфических пород: нижнюю (катапороды), среднюю (мезопороды) и верхнюю (эпипороды). Они сохранили значение по настоящее время. Позднее, в 1915 г. П.Эсколя также впервые ввел понятие «метаморфические фации» и дал их классификацию. Под фацией им понимались метаморфические породы, возникшие при сходных условиях температуры и давления, а определенный химический состав пород приводит к одной и той же совокупности минералов, находящихся в равновесном состоянии. П.Эсколя выделил пять фаций: санидиновую, роговиковую, амфиболитовую, зеленых сланцев и эклогитовую, позднее дополнив их гранулитовой, эпидотовых амфиболитов и глаукофановых сланцев. Схему П.Эсколя развил Ф.Тернер, подчеркнувший особое значение типовых («критических») ассоциаций минералов-индикаторов той или иной фации.

Большой клад в теорию метаморфических процессов внесли Д.С.Коржинский, Х.Рамберг, А.А.Маракушев и другие исследователи в области физико-химических равновесий минеральных систем при участии флюидов и газов.В настоящее время классификация метаморфических фаций опирается на их четкое выделение по термобарическим показателям на основе важнейших моновариантных равновесий по разные стороны реакций полиморфизма и распада твердых растворов.Н.Л.Добрецов и В.С.Соболев,предлагают выделять три группы метаморфических фаций глубинных ката-, мезо- и эпизон метаморфизма с последующим их разделением по температурным показателям.

Рис.6.7.Схема соотношений метаморфических фаций в условиях разных давления и температуры (F.J.Turner). Фации: 1 – цеолитовая, 2 – пренитовая, 3 – глаукофан-лавсонитовая, 4 – зеленосланцевая, 5 – амфиболитовая, 6 – роговообманковых роговиков, 7 – пироксеновых роговиков, 8 – гранулитовая, 9 – эклогитовая

Смотри фильм»фации метаморфизма»Ctrl+щелчок

Зональность метаморфических процессов, выраженная различными сочетаниями ассоциаций минералов-индикаторов термобарических обстановок, т.е. фациями метаморфизма, отражает особенности тектонического строения регионов и их развития во времени. Тектоника литосферных плит внесла существенные коррективы в представления различных геодинамических обстановках. В частности выяснились принципиальные отличия в метаморфизме океанических, окраинноконтинентальных и континентальных регионов на разных этапах их геодинамической эволюции.

А нализ регионального метаморфизма свидетельствует о различной роли метаморфических процессов в формировании складчатых областей. По степени метаморфических преобразований намечаются неравноценные по длительности мегациклы – архейско-палеопротерозойский, рифейско-палеозойский и мезозой-кайнозойский. Важнейшим рубеж проходит внутри протерозоя, что многие исследователи объясняют различием геодинамических процессов, обусловливавших метаморфические преобразования. Полагают, что метаморфизм древнейших формаций происходил в условиях плюм-тектоники, позднее ее сменила тектоника плит. Внутри протерозоя на уровне 1,8 млрд. лет гранулитовый метаморфизм двупироксеновой фации сменился на эпидот-амфиболитовую и зеленосланцевую фации позднего протерозоя. Начиная с палеозоя, установился режим преимущественно филлитовых серицито-хлоритовых сланцев. Менее четко фиксируется граница между палеозойскими и мезозой-кайнозойскими циклами).

Рис. 6.8.Обобщенная схема основных типов метаморфизма в условиях разных давлений и температур

Рис. 6.9.Процессы метаморфизма в условиях