МЕТАМОРФИЗМ Общее понятие о метаморфизме

Существует широкое и узкое понятия термина «метаморфизм». При широком его толковании под метаморфизмом понимают систему разнообразных эндогенных процессов, с которыми связаны те или иные изменения в структуре, минеральном и химическом составе горных пород в условиях, отличающихся от их первоначального образования (поверхностного или глубинного).

К метаморфизму в этом случае относят процессы метасоматоза, под которыми понимают всякое замещение горных пород с изменением химического состава, происходящего как в экзогенных, так и в эндогенных условиях, а также процессы частичного плавления, в т.ч. и гранитизацию горных пород. При широком понимании термина «метаморфизм» в него включают десятки процессов, которые не могут быть сведены к общему понятию без нарушения логики.
При узком понимании термина под метаморфизмом понимают комплекс природных процессов преобразования структур, текстур, и минерального состава горных пород под влиянием высоких температур и давлений при сохранении химического состава горных пород за исключением состава летучих (НЮ, С02и др.).
Энергетической основой метаморфизма наряду с энергией, поступающей из мантии в потоке флюидов, большое значение имеет и собственная, внутренняя энергия литосферы, которая образуется в результате радиоактивного распада, выделяющегося тепла при остывании магматических тел, энергии тектонических процессов.
Большой энергетической емкостью отличаются фазовые превращения, при которых может аккумулироваться и выделяться большое количествово энергии. В целом для процесса метаморфизма затрачивается от 25 ккал/кг на начальных этапах метаморфизма до 70 и даже до 100 ккал/кг при высокотемпературном метаморфизме.
Нижней границей метаморфических изменений являются: температура 300-350° Си давление 1-2 кбар. Верхняя граница контролируется температурой плавления пород и соответствующим давлением 18—20 кбар.
Причиной метаморфизма во всех случаях является изменение условий существования горных пород и минералов, которое связано как с передвижением горных пород в градиентном термодинамическом поле, так и реже, с изменениями этого поля под влиянием магматических, физико-химических процессов.
Формой приспособления горных пород и минералов к различным термодинамическим условиям являются фазовые переходы, связанные с агрегатным переходом, полиморфными и изоморфными превращениями минералов.
В формулировке А.П. Дмитриева и С.А. Гончарова (1983) фазовым переходом называется переход вещества из одной фазы в другую. При этом под фазой понимается гомогенная область, которая может быть отделена механическим путем. Каждая фаза в гетерогенной термодинамической системе отделена друг от друга поверхностью раздела и фаз.
При агрегатных фазовых переходах обычно различают три состояния вещества: твердое, жидкое и газообразное. В последнее время в земной коре выделяют четвертое агрегатное состояние в виде флюидов, представляющих своего рода водяную плазму, в которой вода и другие составляющие флюиды существуют в виде молекул и ионов, имеющих скорость молекул газа, при плотности флюида, близкой к плотности воды, а возможно и выше.
Применительно к фазовым переходам важное значение имеет правило фаз Гиббса. Это правило устанавливает взаимосвязь между степенями свободы системы, числом компонентов и фаз.
Степенями свободы системы называют интенсивные независимые термодинамические параметры (W). Под компонентами понимают число химически чистых элементов, образующих данное вещество. Согласно правилу Гиббса, число степеней свободы (W) термодинамической системы равно числу компонентов в ней (п), минус число фаз (х), плюс два, т.е.
W=n-x+2.

Рис. 41. Р-Т диаграмма при фазовых переходах.
Р - давление, Т - температура. Фазовые переходы: I - твердая, II - жидкая, III - газообразная

Если система однокомпонентная (чистое вещество), то правило фаз имеет вид:
W=3-x.
Число степеней свободы в этом случае равно нулю. Это говорит о том, что такая система может существовать только тогда, когда параметры термодинамических условий характеризуются тройной точкой (точка О на рис. 41)
Согласно Р-Т диаграмме вещество находится в твердом состоянии при параметрах, расположенных влево от линии АОВ. Газообразному состоянию соответствуют параметры, характеризуемые точками, расположенными вправо от линии СОВ. Жидкое состояние соответствует области, расположенной между линиями ОА и ОС. В точке О вещество может находиться в трех агрегатных состояниях. Тройная точка воды характеризуется параметрами: Т=0°С, р=610,8 Па (0,06228 кгс/см2).
При агрегатных превращениях пород и минералов происходит выделение или поглощение тепла. Это тепло называется теплотой перехода. При плавлении теплота перехода затрачивается на разрушение кристаллической решетки. При испарении и сублимации теплота перехода идет на работу расширения и на преодоление сил межмолекулярных взаимодействий.
Важное значение в преобразовании минералов и горных пород при изменении термодинамических условий в литосфере имеет полиморфизм, под которым понимают свойство, способность некоторых веществ в различных термодинамических условиях давать несколько модификаций, сохраняя одинаковый валовый химический состав, но имеющих различную структуру. При полиморфных фазовых переходах минералы переходят из одной фазы в другую в твердом агрегатном состоянии вещества. Так, для кварца известны 7 фазовых состояний (а- кварц, Р-кварц, ос-тридимит, Р-тридимит, v-тридимит, а-крис- таболит, p-кристаболит).
Минералы и горные породы в различных фазовых состояниях имеют разные физические свойства и, в частности, разную плотность и занимаемый ими объем.
Фазовые переходы в минералах происходят в основном в интервале температур 200-900°С. В настоящее время известны около 400 минералов, которым присуще явление полиморфизма. Полиморфные переходы некоторых минералов показаны в табл. 40. Некоторые минералы обладают энактиотропны- ми свойствами, т.е. способны переходить туда и обратно, другие - монотропные, изменяются только в одном направлении.
Широко распространено в минеральных системах и явление изоморфизма, под которым понимают способность химических элементов (атомов, ионов), а также целых блоков кристаллической решетки замещать друг друга в минералах, при соответствующих размерах ионов и атомов и при сходной природе межатомных связей (ионная, ковалентная и др.). Явление изоморфизма является одним из главных способов приспособления минералов и горных пород к изменению термодинамических условий. Примеры изоморфизма характерных минералов метаморфических пород показаны в табл. 41.
Кроме указанных превращений возможны реакции разложения типа: Na Al Sh Ов —gt; Na Al ShOe + SzQ?
альбит              жадеит кварц
К Ah(Al Sis О,о) (OHhf± К Al ShOs + AhOj + H2O мусковит              калишпат              корунд
Cos Ah Si20j (ОЮ2 Н2О              Ca Ah ,SbO* + 2H2O
лавсонит              анортит
Реакции соединения:
Ca СО} + SiOi Ca SiO} + CO2 и множество других, полученных в экспериментах и в том или другом виде осуществляемых в земной коре. Общим ито-

Мине рал	Формула	Син- ГОНИЯ	Полиморфные модификации
Мине рал	Формула	Син- ГОНИЯ	Низкотемпературные 300 - 600°С	Синго- ния	Средне- температурные 600 - 800°С	Синго- ния	Высоко-температурные gt; 800°С	Син- гония
Воллас- тонит	CaSi03	Трикл.	Паравол- ластонит	Триг.			Псевдоволластонит (t перехода 1120°С)
Кварц	Si02	Триг.	(3-кварц (t перехода 573°С)	Ромб.	а-кварц (t перехода 870°С)	Куб.	а-тридимит (t перехода 1470°С)	Ромб.
Андалу ЗИТ	Al2Si05	Ромб.	Андалузит	Ромб.			Силлиманит Кианит	Ромб.
Кордие- рит	Mg2Al4So5Ot8	Ромб.	(3-кордие- рит	Ромб.	Индиолит (t перехода 600°С)	Геке.
Энстатит	MgSi03	Ромб.	Энстатит	Мо- нокл.	Клиноэнста- тит	Ромб.	Протоэнстатит	Мо- нокл.
Серпен тин	Mg3Si2Os(OH)4	Мо- нокл.	Хризотил	Ромб.	Антигорит	Мо- нокл.	Лизардит	Ромб.
Хлори- тоид		Ромб.	Хлоритоид	Мо- нокл.	Хлоритоид	Трикл.
Углерод	c	Мо- нокл.	Графит	Геке.			Алмаз	Куб.

Некоторые полиморфные модификации минералов

Глава IV 227

Таблица 42
Главные типы метаморфических пород

Исходная порода	Метаморфическая порода	Характерные минералы
Глина	Роговик	Кварц, нолевой шпат, слюды, пироксены, андалузит, кордиерит
	Слюдяные и кристаллические сланцы	Кварц, слюда, алюмосиликаты, хлорит, андалузит, силлиманит, альмандин, хлоритоиды, ставролит
	Филлит	Кварц, слюда, алюмосиликаты, хлорит, андалузит, силлиманит, альмандин
	Гнейс	Кварц, полевые шпаты, биотит, мусковит, силлиманит, кордиерит, андалузит
Песчанник	Кварцит	Кварц, тремолит, слюда, полевой шпат, волластонит
Доломиты известняки	Роговик	Полевые шпаты, пироксен, кварц
	Мрамор	Кальцит, доломит, брусит
Граниты, гранодиориты и соответствующие эффузи- вы	Гнейс, лептит	Кварц, полевые шпаты, слюды, пироксены
Габбро, и соответствующие эффузивы	Амфиболит зеленые сланцы	Плагиоклаз, роговая обманка, диопсид Альбит, эпид от, хлорит, гранаты, омфацит
	Гладкофановые сланцы	Глаукофан, граниты, эпидот, хлорит
Перидотит, дунит	Оливиновая порода, пироксеновая порода, сланцы	Оливин, пироксены, амфибол, хлорит, магнетит, тальк, серпентин

гом метаморфических процессов является формирование метаморфических пород (табл.

40).
В зависимости от направленности изменений температуры и давления, а соответственно и степени метаморфических преобразований горных пород различают прогрессивный метаморфизм, если метаморфические преобразования связаны с повышением температуры и давления, что ведет к последовательному вытеснению и потере воды и двуокиси углерода; и регрессивный метаморфизм, при котором наблюдаются реакции прямо противоположного направления, связанные с падением температуры и давления, и происходит замещение минеральных ассоциаций высоких ступеней метаморфизма низкотемпературными фазами минералов.
В зависимости от объема горных пород, подвергающихся метаморфическим изменениям и занимаемой ими площади, различают локальный и региональный метаморфизм. Локальный метаморфизм наблюдается в том случае, если метаморфические изменения охватывают небольшие объемы горных пород. Этот тип метаморфизма чаще всего проявляется на контакте с магматическими телами и называется контактовым метаморфизмом. Главным фактором изменения горных пород в этом случае являются относительно высокие температуры, которые наблюдаются на контакте магматических тел и вмещающих пород и где формируются ореолы или зоны контактовых изменений.
Региональный метаморфизм характеризуется большим пространственным охватом (региональным распространением), выдержанностью простирания метаморфических толщ, однородностью термодинамических условий и соответственно факторов метаморфизма, что свидетельствует об одновременном погружении больших участков земной коры.
В районах активных тектонических движений, под действием одностороннего давления, проявляется динамометаморфизм, для которого характерны не только термодинамические, но и механические изменения горных пород и минералов.
Метаморфические изменения горных пород и минералов в любых типах метаморфизма ведут к изменению структуры, текстуры и минерального состава горных пород, которые бы соответствовали тем изменившимся’ термодинамическим и физико-химическим условиям, в которые попадают горные породы. Главным способом приспособления горных пород и минералов к новым условиям является процесс установления равновесия между минеральными фазами и термодинамическими и физико-химическими полями, в которые попадают

Метаморфи ческие фации	Термодинамические параметры		Характерные минералы
Метаморфи ческие фации	Температура °С	Давление кбар	Пелитовые породы	Карбонатные породы	Кварцево-поливошпатовые породы
Зеленосланцевая	300 - 450	2,5-4,0	Мусковит, хлорит, пироф- филит, биотит	Кальцит, доломит, эпидот, тремолит	Хлорит, эпидот, альбит
Эпидот-амфибо- литовая (ставро- тит-мусковит- сланцевая)	500 - 650	2,0-8,0	Мусковит, хлоритоид, биотит, ставролит,альбит, роговая обманка	Эпидот, кальцит, диопсид, термо лит	Кварц, альбит, микроклин, мусковит, биотит
Гранулитовая (дистен-гнейсо- вая и дистен- сланцевая)	750 - 800	10,0-18,0	Силлиманит, кианит, ортоклаз, плагиоклаз	Плагиоклаз, скополит, диопсид, гиперстен	Ортоклаз, плагиоклаз , силлиманит, кианит, гранат, гиперстен
Эклогитовая	800 -1000	16,0-20,0			Пироксен, гранат, жадеит, гроссуляр, пироксен (эмфацит), пироп
Глаукофан- сланцевая (гранат-глауко- фан-сланцевая и жадеит-лавсонит глаукофановая)	300 - 500	8,0	Жадеит, лавсо- нит, глаукофан		Пумпеллит, кварц, альмендин

Минеральные фации прогрессивного метаморфизма (по материалам Н.А. Елисеева, Н.Л. Добрецова и др.)

Глава IV 231

горные породы. В метаморфических горных породах, достигших внутреннего равновесия при определенной температуре и давлении, минералогический состав определяется валовым химическим составом породы. Условием такого равновесия является минимум свободной энергии при данных параметрах температуры и давления. Об успешном формировании равновесных минеральных составов в горных породах говорят следующие факты: 1) удивительно выдержанный на огромных пространствах минералогический состав метаморфических горных пород, 2) тенденция появления одних и тех же парагенезисов в породах разного возраста и местоположения, 3) хорошее соответствие метаморфических фаций определенным параметрам температуры и давления (табл. 43). Реальное положение фациальных границ, по данным Н.Л. Добрецова и В.В. Хлесто- ва (1978), определяется с точностью ±30-50°С, по температуре и в 1,5 - 2 кбара по давлению. Указанное положение о равновесных отношениях при метаморфизме Н.А. Елисеев сформулировал в следующем виде: «Породы, принадлежащие к одной и той же метаморфической фации, формируются или перекристаллизовываются при одних и тех же значениях температуры и давления» (Елисеев, 1959, с. 302).
Однако истинного термодинамического равновесия в литосфере установиться не может, вследствие подвижности слагающего ее вещества, которое под влиянием гравитационных и тектонических сил непрерывно перемещается в градуированном термодинамическом поле. По мнению Д.С. Коржинского и А.И. Перельмана, в неравновесных системах, в которых протекают стационарные процессы, связанные с различием температуры, давления и концентрация вещества, лишь в определенных точках температура, давление и концентрация могут быть постоянными. В данных точках, в конце концов, установится химическое равновесие между существующими фазами в соответствии с термодинамическими условиями в этих точках. Это сложение дало возможность авторам прийти к представлению о возможности существования систем с «локальным» и «мозаичным» равновесием.
Существенные свойства физико-химических систем зоны метаморфизма определяются дифференциальной подвижностью компонентов, установленной Д.С. Коржинским. Одни компоненты, с этой точки зрения, являются в той или иной степени подвижны, другие обладают разной степенью инертности. Для высокотемпературных и отчасти среднетемпературных процессов в различных геологических формациях установлен следующий ряд подвижности: Н.О, СО,, S, К.О, Na,0, О,, MgO, Fe, CaO, Si02, P205, A1203, ТЮ2.
Принцип дифференциальной подвижности компонентов, по мнению многих исследователей, отражает самые общие закономерности природных процессов и является одним из главных геохимических законов.
С точки зрения этрго принципа, в метаморфических системах, по представлению Н.А. Елисеева, «наличие подвижных компонентов в составе метаморфической горной породы делает систему открытой в отношении подвижного или подвижных компонентов, и в то же время вследствие не изменяющейся массы инертных компонентов система будет закрытой в отношении инертных компонентов», т.е. изохимической в современном представлении (Макрыгина, 1981).
Наиболее подвижные компоненты, такие как Н20, С02, 02, S, а также некоторые соединения азота и окислы Na и К в общем виде являются главными составляющими подвижной, флюидной подсистемы метаморфизма. Однако флюидный режим, а, соответственно, и состав флюидов метаморфических комплексов в разные геологические эпохи не оставался постоянным. Предпринятое Ф.А. Летниковым и др. (1988) изучение разновозрастных метаморфических пород, выходящих на поверхность Земли, показало, что для раннего этапа развития земной коры характерна высокая восстановленность флюидов, но к 2,7 млрд, лет существенно возросла роль воды по отношению ко всем газам. На рубеже раннего и позднего архея, а в некоторых районах Земли архея и протерозоя, произошла смена восстановленного флюидного режима на окисленный. После чего существенно восстановленные флюиды поступали или с магматическими расплавами, или формировались в относительно закрытых, точнее застойных метаморфических системах. В районах развития прогрессивного метаморфизма главными компонентами флюида, по данным многочисленных наблюдений, являются вода и углекислый газ. При этом их соотношение с глубиной меняется. В верхней части литосферы, где водорода больше, чем углерода, Ф.А. Летников выделяет «Н»-системы и «С»-системы, о которых говорилось выше. Разделение на эти системы связано как с историей развития земной коры, так и с фазовыми переходами флюидных систем. Критические явления для воды, как известно: р = 217,7 атм, Т - 374°С. Для водных растворов критическая температура поднимается до 400°С. При температурах выше указанных, вода существует в виде надкритических растворов. Для углекислоты - р = 73 атм и Т - 31,ГС. При прогрессивном метаморфизме с повышением давления и температуры горных пород освобождается поровая, конституционная и кристаллизационная вода минералов. В связи с этим по представлениям Д.С. Коржинско1 го, роль С02 с глубиной повышается. Районы, где располагаются С-структуры, характеризуются широким развитием углесодержащих минералов - карбонатов, графита, карбидов, алмазов.
Конституционная вода находится в кристаллической решетке минералов в виде ионов ОН', Н', Океания (Н30++). При разрушении структуры минерала конституционная вода переходит в молекулярное состояние. При нагревании ее выделение происходит в интервале от 300 до 1000°С.
Кристаллизационная вода находится в решетке минералов в виде нейтральных молекул Н20, занимающих определенное место. Выделяется при температуре ниже 300°С. Различают два типа кристаллизационной воды: типичная кристаллизационная, которая выделяется в узком интервале температур с разрушением кристаллической решетки, и цео- литовая вода, которая может выделяться в широком интервале температур без разрушения минерала и вновь поглощаться при изменении условий.
В метаморфических процессах основополагающая роль в преобразовании минералов принадлежит поровым растворам, которые осуществляют обмен молекулами и ионами между взаимодействующими минералами, с помощью растворения и фильтрации, а также диффузии, которая представляет собой самопроизвольный и необратимый перенос вещества в результате беспорядочного (теплового) движения атомов, ионов, молекул и коллоидных частиц. Диффузия, которая развивается в грунте болот, илах и т.д., не имеет большого значения. Ее роль возрастает в земных глубинах, для которых характерен длительный застойный режим.
По закону Фина диффузионный поток 1а пропорционален градиенту концентрации dc/ds:
х х-ч D
la = D ,с
ds
где с - концентрация, а - расстояние.
Коэффициент диффузии максимален в газах (п-10'1 см2/с), в водных растворах он равен (п-10'5 см2/с - п-10'6см2/с). Под влиянием фильтрационного переноса и диффузии молекул и ионов, в одних случаях замещается кальциевый компонент, как в плагиоклазах, в других кремний замещается алюминием, как в амфиболах, в общем, идет перегруппировка атомов, молекул ионов, а через нее осуществляются многие процессы приспособления минералов к изменяющимся условиям среды.

<< | >>

↑

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

Еще по теме МЕТАМОРФИЗМ Общее понятие о метаморфизме:

- География - Землеведение - История Земли -