Метаморфические фации

Проблема физико-химического и термодинамического равновесия раскрывается в учении о метаморфических фациях. Понятие «метаморфические фации» ввел М. Эскола в 1920 году. В дальнейшем учение о фациях развивали В.М.

Гольдшмидт (1911), Ф.Дж. Тернер (1933), Д.С. Коржинский (1940) и др. Согласно современным представлениям, под метаморфической фацией понимают минеральную систему, достигшую равновесия в данных условиях метаморфизма, т.е. в условиях, контролируемых совокупностью термодинамических, физико-химических и структурно-текстурных факторов. В соответствие с этим, в горных породах с одинаковым валовым химическим составом при одинаковых термодинамических условиях развивается одна и та же минеральная ассоциация. Так как строгих критериев выделения фаций нет, то появилось множество схем классификаций метаморфических минеральных ассоциаций. Вначале П. Эскола, выделял пять фаций, позднее (1939 г.) выделил восемь метаморфических фаций. Дж.Тернер (1938) к фациям, выделенным П. Эскола, добавил цеолитовую (рис. 42).

Рис. 42. Схема соотношений метаморфических фаций с давлением натруЗ' ки (Р4“РН20) и температурой (Тернер, 1968).
Все границы между фациями постепенные.

Более дробное деление метаморфических фаций дает Н.А. Добрецов (1973). Он выделяет пять фаций (фация А0 - А4)- контактового метаморфизма, пять фаций (В, - В5) - низких и умеренных давлений прогрессивного метаморфизма. И шесть фаций (СГ...С4,С3 ,С3в) высоких давлений прогрессивного метаморфизма (рис.4з).вСуществуют и другие варианты классификаций метаморфических фаций. Во всех этих классификациях принципиальная схема Эскола составляет их основу. При общем обзоре метаморфических фаций она дает верные представления об основных закономерностях метаморфизма. Согласно этим закономерностям, все метаморфические фации представляют собой последовательный ряд, соответствующий степени увеличения регионального метаморфизма от фации зеленых сланцев до гранулитовой и эклогитовой фации (табл. 43). Что касается цеолитовой фации, то она, скорее всего, должна, рассматриваться как предметаморфическая, и многие исследователи ее к фациям метаморфизма не относят, так как метаморфическая перекристаллизация начинается при температуре 250-300°С. Верхняя граница метаморфизма для грани- тоидных (кислых) горных пород определяется их солидусом, который наблюдается при температуре 1000-700°С и соответствующем давлении от 1 до 20 кбар. Для основных пород граница определяется солидусом базальта при температуре 1000— 1100°С и давлении 1—20 кбар.
Ниже дается последовательная краткая характеристика основных фаций метаморфизма.
Фация зеленых сланцев формируется при низких давлениях (1-3 кбар) и низких температурах (300-460° С). Метаморфическая перекристаллизация начинается при температурах 250-300°С. Особенно ярко она проявляется в глинах, углях, известняках, вулканическом стекле и солях, т.е. в породах, которые свойственны географической оболочке. Попадая в иную термодинамическую среду, они быстро и резко изменяются, приспосабливаясь к изменившейся обстановке.
Критическими минералами на нижней границе фации являются каолинит и цеолиты. На ее верхней границе пирофиллит замещается альмандином. Характерными минералами для пелитовых пород являются хлорит, альбит, пирофиллит, слюды. При перекристаллизации песков - хлорит, эпидот, альбит. Сильно известковистых пород - кальцит, доломит, эпидот, тренолит. С повышением давления хлорит, эпидот, альбит вытесняются глаукофаном. Породы фации зеленых сланцев распространены во всех складчатых поясах. Исчезновение пирофиллита и появление андалузита или листана, альмандина,

Рис. 43. Схема фаций метаморфизма (по Н.Л. Добрецову и др., 1978, 1983)

Условные обозначения: Линии термодинамической решетки: / - линии, ограничивающие реальные Р-Т поля устойчивости важнейших минералов и их ассоциаций; 2— линии, ограничивающие участки с недостаточно точной экспериментальной привязкой; 3 - начало массовой эклогитизации; 4 - границы фаций и субфаций; 5 - вероятные границы «сплошного» метаморфизма; 6 - фации: А - низких давлений (А0 - спурвит-мервинитовая, At - нироксен-роговиковая, А2 - амфибол-роговиковая, А3 - мусковит-роговиковая, А4 - гидротермальная, связанная с контактовым метаморфизмом); В - умеренных давлений (Bt - дву- иироксен гнейсовая или гранулитовая; В2 - силлиманит-биотит-гнейсовая или амфиболитовая, В3 - ставролит-мусковит-сланцевая или эпидот-амфиболито- вая, В4 - зеленосланцевая, В5 - пренит-нумпеллитовая); С - высоких давлений (С, - эклогитовая, С2 - дистен-гнейсовая, С3 - дистен-сланцевая, С4 - жадеит- лавсонит-глаукофановая). Фация С3 делится на две: С3а - дистен-сланцевая и С3в - гранат-глаукофановая). .
кордиерита и ставролита с кварцем говорит о переходе к эпи- дот-амфиболитовой фации, которая развивается при температуре 500-650° и давлении - 2-8 кбар. В классификации Н.Л. Добрецова и др. (см. рис. 43), это фация В3- ставролит - мусковит-сланцевая. Она характерна для низкой и средней ступени метаморфизма. Типичными минералами этой фации являются - эпидот, роговая обманка, альмандин, ставролит. Для фации, по Н.А. Елисееву, характерны переходы:
хлорит + кремнезем гранит + вода
хлорит + каолинит ставролит + хлорит + вода.
Переход в амфиболитовую фацию совершается за счет дальнейшего изменения плагиоклазов. Породы эпидот-эмфиболи- товой фации не образуют больших площадей. Они участвуют в сложении антиклинальных зон или образуют зональные метаморфические ореолы в складчатых поясах.
Амфиболитовая (В2 на рис. 43), или силлиманит-биотит- гнейсовая фация расположена в пределах 650-750°С и давлении 4-10 кбар. В этих условиях, по данным Ф.А. Летникова и др., в флюидах увеличивается содержание Н2, H2S, НС1, а доля воды заметно снижается. Породы амфиболитовой фации имеют состав плагиоклаза. Характерные для них минералы: кианит, кордиерит, гранат, роговая обманка, диоксид. Критическими минералами для фации являются роговая обманка и диоксид. При переходе к более высокотемпературной фации образуется калиевый полевой шпат силлиманит или кианит. Фация занимает довольно обширное термодинамическое поле по давлению: кианит кристаллизуется при высоком давлении, андалузит при высокой температуре и низком давлении.
Породы амфиболитовой фации, представленные гнейсами, амфиболитами, слюдами, имеют очень широкое распространение в докембрийских щитах, а также залегают в основании каледонских и герцинских структур.
Гранулитовая фация± Грану литами называют кварц-по- левошпатовые гнейсы, в которых присутствуют гранат, силлиманит или кианит и рутил. Зерна кварца сплющены в виде гранул. Это говорит о том, что в формировании пород этой фации большое значение имели пластические деформации.

Система минералов гранулитовой фации развивается за счет амфиболитовой: мусковит переходит в силлиманит и калишпат; биотит и силлиманит образуют гранат и калишпат; биотит разлагается на гиперстен и калишпат. Характерными минералами гранулитовой фации являются калишпат, гранат, силлиманит, кианит, кордиерит, гиперстен, ортоклаз, плагиоклаз № 20, ортоклинопироксен. Породы гранулитовой фации похожи на граниты или гнейсы, но у них нет слюды, и они не рассланцо- ваны. Эти породы встречаются в глубокоэродированных докембрийских гнейсовых комплексах на Кольском полуострове, в Финляндии, Саксонии, Индии, Африке. Формировалась эта фация предположительно при температурах 750-800°С и высоком давлении (14-18 кбар).
Эклогитовая фация. Породы этой фации, как правило, основного состава и в своей основе состоят из пироксена (ом- фацита) и граната. По химическому составу они близки к габбро-нориту. Критическим минералом является амфацит, содержащий до 40% жадеитового компонента, последний преобразуется из альбита согласно реакции:
NaAlSigOg ^ NaAlSi2Oe + Si02 альбит жадеит кварц
Гранаты представлены в основном пиропом. В небольшом количестве примешиваются кианит, бронзит, калишпат, плагиоклаз.
Эклогитовая ассоциация формируется при температуре 800 - 1000°С. Верхней ее границей является солидус базальта, а нижней - исчезновение роговой обманки. Для фации характерно высокое давление, достигающее 16-20 кбар. Породы эклогито- вой фации встречаются в интрузивных телах в виде небольших включений.
В отношении происхождения эклогитов существует ряд гипотез. Одни исследователи относят их к метаморфическим горным породам, другие считают их магматическими породами.
В системе классификации метаморфических фаций особняком стоит фация глаукофановых сланцев, по Н.А.Добрецову, объединяющая гранат-глаукофановую (Сзв) и жадеит-лавсонит- глаукофановую (С,). Для этой фации характерны низкие температуры (300-500°С) и высокое давление (8-16 кбар).
Характерный минерал глаукофан формируется за счет роговой обманки при ее обогащении натром - Na?Mg2Al(Si40.()2. Другой характерный минерал лавсонит - CaALS^OgCOH)^ Критические минералы - гранат и омфацитовыи пироксен. При присоединении к фации голубого амфибола образуются голубые сланцы. Глаукофановые сланцы - редко встречающаяся группа пород не совсем ясного генезиса.
Из фаций контактового метаморфизма наиболее типичной является пироксен-роговиковая фация.
Породы фации кристаллизуются при температуре, которая изменяется от 800 до 1000°С, но при сравнительно низком давлении 1-2 кбара. Ширина зоны метаморфизма колеблется от нескольких метров до 2-3 км. Контактовые метаморфические изменения вмещающих пород зависят от величины магматических тел, удаленности от них и состава вмещающих пород.
Наиболее чувствительны к метаморфическим изменениям пелитовые и мелоподобные породы. Вокруг магматического тела обычно формируются зональные ореолы разно измененных пород. Во внутренней контактовой зоне - зоне роговиков - глинисто-известковые породы переходят в роговики. Здесь при температуре выше 500°С кристаллизуется характерный для них минерал л - волластонит, по типу:
СаС03 + Si02 ^ CaSiOj + С02.
По направлению к внешней зоне степень метаморфизации ослабевает, и здесь располагаются в различной степени измененные сланцы. При кристаллизации пелитовых пород формируется фация из андалузита, кордиерита, кали шпата, роговиков и мусковита.
В реальных условиях описанные фации не образуют той идеальной последовательности по отношению к термодинамической решетке, построенной на закономерном изменении температуры и давления в зависимости от глубины. Отклонения в расположении минералогических фаций, полиструктурность конкретных метаморфических комплексов определяются проявлением регрессивного метаморфизма и односторонним давлением, которое определяется тектоническими движениями.
Регрессивный метаморфизм, или диафторез, представляет собой одну из форм приспособления горных пород и минералов к более низким температуре и давлению вместо высоких. По данным Г.М. Друговой и А.Н. Неелова (1960), возможны следующие регрессивные изменения: При диафторезе амфиболитовой фации:
Гиперстен —gt; биотит —gt; силлиманит —gt; диастен;
Гранат —» биотит;
Гиперстен —gt; роговая обманка;
Диопсид —gt; роговая обманка -» биотит;
Плагиоклаз № 50-90 —» плагиоклаз № 25 - 50; При диафторезе эпидот-амфиболитовой фации:
Гиперстен —gt; антинолит;
Гиперстен —gt; биотит + мусковит;
Силлиманит —gt; мусковит;
Гранат —gt; биотит —» серицит Гранат —gt; биотит + эпидот;
Биотит —» эпидот —gt; магнетит;
Роговая обманка —gt; биотит —gt; плагиоклаз —gt; альбит + сетиццт
Плагиоклаз № 25-55 —» плагиоклаз № 5-18 —gt; эпидот +серицит
С. При диафторезе фации зеленых сланцев:
Гиперстен —» актинолит —gt; хлорит;
Роговая обманка —» актинолит —gt; хлорит;
Биотит -gt; хлорит + эпидот;
Гранат —gt; хлорит:
Гранат -» серицит —gt; хлорит;
Плагиоклаз —gt; альбит —gt; эпидот + серицит
При всей многочисленности и неизбежности регрессивных реакций метаморфизма при падении температуры и давления полное возвращение к прежним метаморфическим ассоциациям невозможно. В том случае, когда горные породы выходят из зоны, где проявляются метаморфические процессы, регрессивный метаморфизм вообще не проявляется. При низких температурах в безводных условиях метаморфические породы консервируются. Именно это условие способствовало сохранению метаморфических пород архея и протерозоя до наших дней.
Вторым важным фактором формирования полиметаморфических комплексов является дислокационный метаморфизм (динамометаморфизм), который Е.Н. Елисеев (1959) называет катакластическим. Этот тип метаморфизма возникает под влиянием одностороннего давления (стресса) при тектонических движениях. Под влиянием одностороннего давления при низких температурах происходят искажение кристаллической решетки минералов, разрывы, дробление (катаклаз), грануляция (возникновение мелкозернистых агрегатов). При высокой температуре и одностороннем давлении в породе осуществляются дифференциальные скользящие движения по бесчисленному множеству плоскостей и пластические деформации. Все это создает возможности для проникновения растворов и усиления обменных реакций, в результате формируются такие своеобразные породы, как брекчии, катаклазиты, милониты, филлониты.
Одностороннее давление, связанное с тектоникой, нарушает закономерное изменение литостатического давления, так что в тектонически активных районах давление - неоднозначная функция глубинности, оно определяется флюидным режимом и тектоническими стрессами. Эти явления не отменяют закономерное расположение фаций, но значительно усложняют их пространственное (как латеральное, так и глубинное) положение.

<< | >>

↑

Источник: Гришанков Г. Е.. Литосфера: структура, функционирование, эволюция.. 2008

Еще по теме Метаморфические фации:

- География - Землеведение - История Земли -