Геологический факультет МГУ:Петрография метаморфических пород:Экзамен

Материал из GeoWiki - открытой энциклопедии по наукам о Земле.

Содержание 1 Вопросы к экзамену по курсу "Петрография метаморфических пород". 2 2. Представление о глубинных зонах метаморфизма и концепция минеральных фаций. 3 3. Факторы метаморфизма и метасоматоза 4 5. Соотношение между диагенезом, метаморфизмом и метасоматозом. 5 6. Структуры и текстуры метаморфических пород 5.1 7. Петрохимическая систематика метаморфических пород. 6 8. Минералогическая систематика метаморфических пород. 7 9. Мигматиты и связанные с ними породы. 8 10. Роговики. 9 11. Метаморфическая дифференциация, ее отличия от аллохимического метаморфизма. 10 12. Дислокационный метаморфизм 11 15.Понятие о виртуальных инертных компонентах и внутренних степенях свободы применительно к метапелитам. Правило фаз. 12 16. Метаморфические минералы и минеральные фации метапелитов. 13 18. Метапелиты среднетемпературного метаморфизма 14 19. Гранат-кордиеритовые гнейсы и их разделение по фациям глубинности. 15 21. Слюдяные сланцы. 16 22. Гнейсы метапелитового состава. 17 23. Кварциты и высокоглиноземистые породы. 18 24. Глинистые сланцы и филлиты. 19 26. Метаморфические минералы и минеральные фации метабазитов 20 27. Высоктемпературные метабазиты, их разделение по фациям глубинности. 21 28. Глаукофановый метаморфизм. 22 29. Продукты метаморфизма ультрабазитов. 23 30. Зеленокаменные породы и зеленые сланцы. 24 31. Амфиболиты и пироксен-плагиоклазовые породы. 25 33. Метабазиты низкой температуры и низкого давления. 26 34. Виртуальные инертные компоненты применительно к эклогитовой минеральной фации. 27 35. Метаморфизм ранних этапов развития подвижных областей. 28 36. Орогенный метаморфизм и его связь с гранитизацией. 29 37. Францисканская формация, ее состав и зональность. 30 38. Метаморфические парные пояса. 31 39. Соотношение метаморфизма и гранитизаци. 32 40. Метасоматические породы. Стадии метасоматических процессов. 33 41. Скарны и их типы. 34 42. Березиты, листвениты и гумбеиты. 35 43. Грейзены, вторичные кварциты, пропилиты, аргиллизиты. 36 44. Метасоматоз и рудообразование. 37 45. Критерии выявления протолита 38 46. Фациальные серии метаморфических горных пород. 39 47. Подвижность химических элементов при метасоматозе. Особенности процессов десиликации. 40 48. Импактный метаморфизм. 41 49. Строение астроблем и представления об их происхождении. 42 50. Метакарбонатные породы. 43 51. Основы физико-химического анализа парагенезисов минералов (правило фаз, диаграммы фазового соответствия и состав-парагенезисы).

Вопросы к экзамену по курсу "Петрография метаморфических пород".

1. Метаморфические породы их систематика и номенклатура.
2. Представление о глубинных зонах метаморфизма и концепция минеральных фаций.
3. Факторы метаморфизма и метасоматоза.
4. Соотношение метаморфизма и магматизма.
5. Соотношение между диагенезом, метаморфизмом и метасоматозом.
6. Структуры и текстуры метаморфических пород.
7. Петрохимическая систематика метаморфических пород.
8. Минералогическая систематика метаморфических пород.
9. Мигматиты и связанные с ними породы.
10. Роговики.
11. Метаморфическая дифференциация, ее отличия от аллохимического метаморфизма.
12. Дислокационный метаморфизм.
13. Минералы - признаки фаций разных давлений (значение координационных чисел элементов).
14. Отличия орто- и пара- метаморфических пород.
15. Понятие о виртуальных инертных компонентах и внутренних степенях свободы применительно к метапелитам. Правило фаз.
16. Метаморфические минералы и минеральные фации метапелитов.
17. Высокотемпературные метапелиты и фации их глубинности.
18. Метапелиты среднетемпературного метаморфизма, их разделение в аспекте глубинности.
19. Гранат-кордиеритовые гнейсы и их разделение по фациям глубинности.
20. Гранито-гнейсовые купола.
21. Слюдяные сланцы.
22. Гнейсы метапелитового состава.
23. Кварциты и высокоглиноземистые породы.
24. Глинистые сланцы и филлиты.
25. Виртуальные инертные компоненты и правило фаз применительно к метабазитам
26. Метаморфические минералы и минеральные фации метабазитов.
27. Высокотемпературные метабазиты, их разделение по фациям глубинности.
28. Глаукофансланцевьш метаморфизм.
29. Продукты метаморфизма ультрабазитов
30. Зеленокаменные породы и зеленые сланцы.
31. Амфиболиты и цироксен-плагиоклазовые породы.
32. Гранатовые амфиболиты.
33. Метабазиты низкой температуры и низкого давления.
34. Виртуальные инертные компоненты применительно к эклогитовой минеральной фации.
35. Метаморфизм ранних этапов развития подвижных областей.
36. Орогенный метаморфизм и его связь с гранитизацией.
37. Францисканская формация, ее состав и зональность.
38. Метаморфические парные пояса.
39. Соотношение метаморфизма и гранитизации.
40. Метасоматические породы. Стадии метасоматических процессов.
41. Скарны и их типы.
42. Березиты листвениты и гумбеиты
43. Грейзены, вторичные кварциты, пропилиты, аргиллизиты.
44. Метасоматоз и рудообразование.
45. Критерии выявления протолита метаморфических горных пород (минералогические, петрографические, геохимические и др.)
46. Фациальные серии метаморфических горных пород.
47. Подвижность химических элементов при метасоматозе. Особенности процессов десиликации.
48. Импактный метаморфизм.
49. Строение астроблем и представления об их происхождении.
50. Метакарбонатные породы.
51. Основы физико-химического анализа парагенезисов минералов (правило фаз, диаграммы фазового соответствия и состав-парагенезисы).

2. Представление о глубинных зонах метаморфизма и концепция минеральных фаций.

1. Ван-Хайз. Была выделена верхняя зона катаморфизма, в которой происходят приповерхностные процессы (под воздействием подземных вод и воздуха), и более глубинная зона анаморфизма, в которой образуются сланцы и гнейсы. Метаморфизм, по Ван-Хайзу, непосредственно связан с поверхностными процессами изменения осадков и изменением температуры и давления вследствие простого перемещения пород из одной зоны в другую. По Ван-Хайзу, с глубиной изменяется и характер деформации горных пород. В верхней зоне преобладает катаклаз, в нижней "зоне истечения" реализуются пластические деформации и формируются гнейсы и кристаллические сланцы. По характеру деформаций выделялась также промежуточная зона.
2. У. Грубенман. Намечаются три зоны глубинности - эпизона, мезозона и катазона. К малоглубинной эпизоне относятся низкотемпературные породы — альбитовые гнейсы, кианитовые сланцы, филлиты, хлоритовые и тальковые сланцы и др. К промежуточной мезозоне принадлежат среднетемпературные образования (мусковитовые, роговообманковые, кианитовые, ставролитовые и другие гнейсы и сланцы). Образование высокотемпературных пород (силлиманитовых, кордиеритовых, гранатовых гнейсов, пироксеновых сланцев, эклогитов и др.) ограничивалось в основном наиболее глубинной областью — катазоной.
3. В основу концепции глубинных зон положено представление о возрастании с глубиной давления и температуры в соответствии с геотермическим градиентом Земли, который обуславливает повышение фоновой температуры по мере увеличения глубинности. Различается на континентах и в подвижных зонах, где он значительно выше. При среднем геотермическом градиенте, равном 30° на 1 км, крайние его значения равны 150° для геотектонических подвижных зон и 6° на платформах. Давление рассматривалось в прямой зависимости от температуры. Отражало повышение степени метаморфизма с глубиной (в вертикальном направлении. Противоречия: 1. Ф. Бекке - объемные соотношения метаморфических реакций (Т не зависит от Р), диафторез (изменение направленности). Барроу - горизонтальная зональность метаморфизма. Гольдшмидт - зональные роговиковые ореолы в районе Осло, с помощью физико-химического анализа парагенезисов минералов показано, что они отвечают Т до 1200° и Р ниже 1000 бар. Зоны выделены по Т, а не по глубинности. В работе было положено начало концепции минеральных фаций, которая получила развитие в трудах П. Эскола. В минеральную фацию согласно П. Эскола объединяются горные породы, образовавшиеся в сходных условиях температуры и давления, т. е. отвечающие определенным полям диаграммы Р-Т. Не учтены: 1. Цеолитовые сланцы. Не учтен режим летучих компонентов. М/б совмещены с зелеными сланцами по условиям метаморфизма. Должно быть учтено флюидное давление. 2. нет точных границ между полями из-за нехватки термодинамических данных. 3. не учтена роль флюидного давления. 4. Не учтены минералы перменного состава.

3. Факторы метаморфизма и метасоматоза

Внешними факторами, определяющими минеральный состав пород, являются Т, литостатическое Р, Р флюидов, представляющее собой сумму парциальных давлений газовых компонентов – H2O, CO2, O2. Под влиянием этих факторов происходят метаморфические реакции между минералами, которые характеризуются физико-химическими эффектами. Так, важнейшим показателем температуры является тепловой эффект ΔН. При положительном его значении имеет место прогрессивный метаморфизм и наоборот. Характерные явления – полиморфизм (сначала снижение температуры, потом повышение) и диафторез (смена высокотемпературного метаморфизма более низкотемпературным). Важнейший показатель давления – объемный эффект. При положительном его значении – благоприятные условия для метаморфизма. Другой важный физико-химический эффект – чисто химический (связан с изменением Δn газа – чисел молей летучих компонентов). Положительное его значение приводит к гидратации, карбонатизации и т.д., характерных для регрессивного метаморфизма, и наоборот. Важно подчеркнуть непременное участие метаморфических флюидов или растворов. Их движение обусловлено тем, что флюиды находятся под давлением меньше литостатического. Здесь имеет место аллохимический метаморфизм с изменением состава компонентов, привносом – выносом вещества. Если литостатическое равно флюидному, это изохимический метаморфизм, происходящий без изменения состава, только в плане летучих или щелочей. Здесь может быть изменена СТОК. Общий режим метаморфизма характеризуется соотношением Ps>=Pf>PH2O. Каталитическое влияние метаморфических водных флюидов проявляется даже если флюидные компоненты непосредственно не участвуют в метаморфических реакциях (Δn=0) Последние при этом называются твердофазовыми и характеризуются соотношением dP/dT=ΔH/TΔV. Своеобразным символом метаморфизма являются полиморфные превращения, возникающие из-за различных температур и давлений, а метасоматоза – псевдоморфозы (из-за постоянства объема). Метасоматоз не зависит непосредственно от литостатического давления нагрузки. Соотношение факторов метаморфизма. T, P – прямая корреляция. Полиморфные модификации And – Sill – Ky. Температура и хим. потенциал воды – обратная зависимость. Например, в реакции дегидратации Msk+ кварц = Sill + Ort + вода слева направо увеличивается температура, уменьшается хим. потенциал.

5. Соотношение между диагенезом, метаморфизмом и метасоматозом.

Формирование осадочных пород связано с воздействием на осадки экзогенных факторов – температуры и давления, возрастающих при их погружении в ходе накопления слоистых толщ. Этот процесс формирования осадочных толщ называется диагенезом. Метаморфические горные породы в свою очередь образуются на месте осадочных и магматических при воздействии на них глубинных флюидов, Т и Р путем перекристаллизации в твердом состоянии. В отличие от метаморфизма диагенез не связан с тектоническими дислокациями и внедрениями изверженных пород, сопровождаемыми подъемом ювенильных флюидов и термическими аномалиями. Его область располагается вдоль линии геотермического градиента, тогда как метаморфизм отвечает либо более высоким температурам при одинаковой глубинности, или более низкому давлению при соответствии по температуре. Так как диагенез и метаморфизм имеют существенную область перекрытия по температуре, существует сходство глубоко преобразованных осадков и слабометаморфизованных пород по парагенезисам минералов (серицит-хлорит, альбит-хлорит, мусковит-хлорит). Осадочные и метаморфические породы лучше всего отличаются по текстурам и геологическим условиям залегания. Осадочные обычно не имеют сланцеватости и входят в состав недислоцированных толщ, а метаморфические всегда дислоцированы или приурочены к контактам с интрузиями или к глубинным разломам. Типично их залегание в складчатых геосинклинальных системах, где они образуют зональные метаморфические комплексы. Диагенез и метаморфизм различаются и по физико-химическим условиям развития. При диагенезе давление вышележащих слоев передается на осадок полностью и не дифференцировано по фазам, в результате чего межзерновые водные растворы в нем находятся под давлением воды, одинаковым или очень близким к литостатическому на твердые фазы. В этих условиях относительно закрытых систем дегидратация минералов затруднена, что приводит к сочетанию водных и безводных фаз и развитию гидрослюд. При метаморфизме развитие дислокаций и поступление флюидов сложного состава создают особый режим преобразования осадков, благоприятный для дегидратации. Здесь литостатическое давление много выше давления воды. Метасоматоз, в отличие от метаморфизма, который зачастую имеет региональное распространение, всегда развит локально. Он вызывается воздействием на ГП гидротермальных растворов высокой химической агрессивности, с особенно значительным привносом выносом вещества, благодаря чему существенно изменяется химический и минеральный состав ГП, уменьшается число минералов вплоть до образования мономинеральных разновидностей. Метасоматоз обычно происходит без изменения объема породы и поэтому непосредственно не зависит от литостатического давления. Метаморфизм сопровождается изменением объема в зависимости от литостатического давления, определяющегося глубинностью. Он имеет более глубокий источник и не проявляет такой химической агрессивности. Вследствие этого химические изменения пород здесь менее значительны, привносимые и выносимые компоненты ведут себя инертно, чем объясняется обычная полиминеральность метаморфических пород.

6. Структуры и текстуры метаморфических пород

Структуры. По размеру кристаллов породы подразделяются на микро- ( до 0,1 мм), мелко- (0,1-1,0 мм), средне- (1,0-5,0 мм), крупно- (5-10 мм) и гигантокристаллические. Породы формируются при перекристаллизации исходного субстрата в твердом состоянии, и их структуры объединяются под названием бластовых. Если размеры зерен близки – гомеобластовая структура, если различаются – гетеробластовая (порфиробластовая – с новообразованными вкрапленниками (огромное количество ориентированных включений), бластопорфировая – реликтовые, с замещением, размытыми границами). Еще структуры разделяют по отношению к стрессовому давлению на протокинематические (порфиробласты образовались до появления сланцеватости), синкинематические (одновременно, ориентировка включений во вкрапленниках совпадает со сланцеватостью, последняя огибает порфиробласты) и эпикинематические (сланцеватость проходит через зерно). Структуры пород с порфиробластами, содержащими закрученные, изогнутые полосы включений – гелицитовые («снежного кома») Способность минералов образовывать порфиробласты и приобретать идиоморфные очертания связана с кристаллизационной силой. Минералы по ее возрастанию: щелочные ПШ, Qtz, Pl – Px, Amf - Grt, Ep - Mgt, титанит. Степень идиоморфизма зерен здесь не отражает последовательность кристаллизации. В метаморфических породах рисунок структуры во многом определяется габитусом преобладающих минералов. Изометричные зерна – гранобластовая структура (если ориентировки зерен нет, то она - роговиковая, торцовая, сотовая); листовые силикаты – лепидобластовая, длиннопризматические кристаллы – нематобластовая (фибробластовая – игольчатая). Метаморфические реакции между минералами фиксируются келифитовыми (венцовыми) каймами (обычно возникают в приповерхностных условиях). Например, такое явление имеет место на границе оливина и плагиоклаза с образованием следующих зон: оливин – магнетит – куммингтонит – паргасит. При дислокационном метаморфизме ГП подвергаются дроблению, перетиранию, возникает катакластическая структура (с измельченной ОМ). В результате катаклаза образуются либо гомеокластовые, либо гетерокластовые структуры. Текстуры. Они подразделяются на собственные и унаследованные (реликтовые). Среди собственных выделяется массивная (редко) и ориентированная, подразделяющаяся на плоскопараллельную, линейно-параллельную, параллельно-пластинчатую. Сланцеватая текстура определяется обилием в породе параллельных плоскостей, подчеркивающихся листоватыми и чешуйчатыми минералами, одинаково ориентированными в плоскости сланцеватости. По мере уменьшения роли слюд сланцы сменяются породами с гнейсовидной текстурой. В зависимости от специфики сланцеватой текстуры, определяемой главным образом минеральным составом, используются синонимы: пластинчатая, чешуйчатая, свилеватая, лентикулярная. Два последних термина относятся к разностям, переходным к гнейсовидной текстуре. Для них характерно обилие линзовидных скоплений минералов (кварца, ПШ), разделенных параллельными или ветвящимися слюдяными прослойками (свилеватая) или образующих линзовидно-слоистый рисунок (лентикулярная). Такие агрегаты могут быть продуктами оварцевания, фельдшпатизации или, наоборот, реликтами. Наиболее сложны полосчатые текстуры. Они могут быть как реликтовыми, так и сингенетическими (мигматиты?). Специфические типы текстур формируются при наложении различных или разновременных процессов. К ним относятся пятнистая (в породах с неравномерным распределением темноцветных на начальных этапах перекристаллизации за счет порфиробластеза), очковая (четко выделяющиеся вкрапленники в хорошо раскристаллизованной основной массе). Специфическая структура для метаморфических пород – будинаж.

7. Петрохимическая систематика метаморфических пород.

Таблица основных петрохимических типов метаморфических пород
Процессы метаморфизма как правило не меняют исходный химический состав породы. Поэтому химический состав можно использовать для восстановления состава протолита. Если изменение первичного состава пород существенно – аллохимический метаморфизм. Наибольшие изменения химического состава связаны с метасоматозом. Составы пород сравниваются с помощью петрохимических характеристик без учета летучих компонентов. Составы магматических пород частично перекрываются с составами осадочных пород, это перекрытие отсутствует для пород повышенной щелочности и щелочных магматических пород. Совпадение составов отмечается для базитов и глинисто-карбонатных пород, габбро и диоритов с гидрослюдистыми и монтмориллонитовыми глинами, гранитов с граувакками и аркозами. Большинство метаморфических образований, относимых к парапородам, хорошо сопоставляется с теми или иными осадочными аналогами. Так, кварциты располагаются в поле силицитолитов и богатых кварцем аркозов и граувакк. Закономерное положение занимают мраморы, кальцифиры, пироксен-плагиоклазовые породы и т.д. Эклогиты, амфиболиты, зеленые сланцы, гнейсы и т.д. могут иметь как магматический, так и осадочный протолит. Карбонатные (SiO2<10%), карбонатно-алюмосиликатные (10-35%), алюмосиликатные и кремнистые (>90%). Алюмосиликатные можно в свою очередь разделить на УО (35-45), основные (45-52), средние, кислые (65-75) и ультракислые. Глиноземистые породы по кремнекислотности (<20%) перекрываются с карбонатными и частично алюмосиликатными? Традиционное разделение на метапелиты и метабазиты как на первично-глинистые и первично-основные магматические породы не применяется из-за широкого перекрытия составов. По содержанию СаО. <5% - метапелиты, > - метабазиты. Из-за перекрытия составов магматических и осадочных пород невозможно разграничение пара- и ортопород только по петрохимическим признакам. Так, материал магматических пород содержится в различных пропорциях в граувакках, аркозовых песчаниках. Существует проблема разграничения орто- и парапород для алюмосиликатов основного, среднего и кислого составов. Основные петрохимические типы 1) продукты глинистых отложений, лейкократовых диоритов, андезитов – метапелиты; 2) производные основных (средних) вулканических пород, их туфов, а также аналогичных по составу осадочных пород (граувакки, например); 3)силицитолитов и кварцевых песчаников - кварциты; 4) карбонатных пород; 5) гипербазитов – метаультрабазиты; 6) бокситов и высокоглиноземистых пород

8. Минералогическая систематика метаморфических пород.

Породообразующие метаморфические минералы при самом общем к ним подходе подразделяются на каркасные алюмосиликатные (ПШ, фельдшпатоиды), прочие силикаты, окислы и карбонаты. В основу систематики положен принцип выделения групп пород по преобладанию в их составе минералов того или иного типа. Но трудность использования количественной минералогической систематики в приложении к реальным метаморфическим породам связана с непостоянством их состава и с первичной нередко тонкой слоистостью метаморфизуемых осадочных пород и наложенными явлениями метаморфической дифференциации и т.д. В связи с этим в номенклатуре появились обобщающие термины (например, такониты). В случае, если породы содержат минералы разновозрастных парагенезисов, это должно быть отражено в названии. При наличии реликтовых минералов исходных пород к названию метаморфических образований добавляется соответствующее прилагательное с приставкой «апо-». Особенности номенклатуры пород некоторых выделенных групп:

1. Кварциты, кварцито-сланцы – при содержании кварца не ниже 50%. В особую группу выделяются железистые кварциты (с повышенным содержанием гематита и магнетита). Джеспилиты, итабириты, такониты (см. билет 23).
2. Филлиты – тонко- и мелкозернистые породы существенно кварц-серицитового и кварц-хлоритового составов.
3. Амфиболиты – биминеральные породы. При повышении содержания пироксенов они переходят в пироксен-плагиоклазовые кристаллические сланцы. В глубинных фациях здесь появляется пироп-альмандиновый гранат, вытесняющий плагиоклаз, так что намечается переход к эклогитам (гранат-пироксеновым породам). Переходные – эклогитовые кристаллические сланцы, плагиоклазовые эклогиты и т.д.
4. Высокоглиноземистые породы называются по преобладающему минералу (корундиты, кварц-силлиманитовые породы и т.д.).

Специфическим термином, применяемым только к продуктам невысокого метаморфизма кислых вулканитов, является порфироид. Основного состава – порфиритоид. При повышении степени метаморфизма происходит полная перекристаллизация пород, реликтовые структуры утрачиваются и порфиритоиды переходят в зеленые сланцы.

9. Мигматиты и связанные с ними породы.

Породы, состоящие из гнейсового субстрата (измененного под влиянием своеобразного флюида-ихора) и тонко пронизывающего его жильного инъекционного материала преимущественно гранитного состава. Образование сложных инъекций гранитов в гнейсы связано с явлениями магматического замещения (гранитизации) при участии флюидов, которыми вызывается интенсивное метасоматическое изменение инъецируемых гнейсов (развитие биотита, кварца, замещение плагиоклаза калиевым полевым шпатом с образованием характерных антипертитовых структур; замещения и т. д.), приближающее их состав к составу развивающихся гранитов. По текстурным особенностям выделяются разнообразные типы мигматитов: полосчатые (послойные), линзовидно-жильные, брекчиевидные и глыбовые (агматиты), ветвистые и сетчатые (диктиониты, крокидиты), птигматитовые, плойчатые и складчатые, пятнистые (такситовые), теневые и др. Это разнообразие текстурных разновидностей инъекционных гнейсов в общем укладывается в два ряда крайних типов (с промежуточными разновидностями) — артериты (с четко обособленным жильным материалом) и небулиты, в которых гранитный материал не обособляется от субстрата, наследуя его текстурные особенности и минералогический состав. По структуре выделяются равномерно- и неравномернозернистые и порфиробластические мигматиты. По составу полевых шпатов различаются плагиомигматиты (в которых КПШ большей частью ограничивается антипертитовыми вростками в Pl) и ортоклазовые (или микроклиновые) мигматиты. Дальнейшее разделение пород производится по темноцветным минералам — биотитовые, роговообманково-биотитовые, биотит-гранатовые, биотит-гиперстеновые и т. д. Гиперстеновые и Grt-Hyp разновидности мигматитов типичны для глубинных чарнокитовых формаций, обнажающихся в глубокоэродированных щитах и кристаллических массивах мигматизация носит региональный характер. В менее глубинных зонах инъекционный метаморфизм носит локальный характер, приуроченный к осевым частям антиклинориев. По отношению к «ядерным» частям развития гнейсов и мигматитов, прорванных интрузиями плагиогранитов, прослеживается метаморфическая зональность: мигматиты и гнейсы —> слюдяные сланцы —> филлиты. Инъекционные гнейсы часто развиты в гранито-гнейсовых куполах, которые также окружаются зонами метаморфических пород. Инъекционный метаморфизм всегда имеет ярко выраженный аллохимический характер, сопровождаясь привносом кремния и щелочных металлов (Na - при плагиомигматизации, К – при развитии нормальных ортоклазовых или микроклиновых мигматитов). При этом увеличивается Fe/Mg, уменьшается содержание кальция и других оснований. В общем виде зональность образований, связанных с магматическим замещением, выглядит следующим образом: гранитная магма —> загрязненная гранитная магма —> мигматит —> зоны аллохимических изменений —> метаморфические породы -> исходные осадочные или метаморфические породы. е антипертитовых вростков в плагиоклазе. В пересыщенных глиноземом металелитах. бедных кальцием, мигматизация проявляется наиболее интенсивно, широко проявлена фельдшпатизация (развитие плагиоклаза и калиевого полевого шпата). Рост порфиробласОсветление пород связано с частичным замещением темноцветных минералов (в частности, роговой обманки) полевыми шпатами и кварцем. Новообразования Kfs наблюдаются в видтов полевых шпатов осуществляется за счет мусковита или силлиманита. Аллохимически преобразованные породы сохраняют текстурные особенности метаморфических пород: гнейсовидность, полосчатость; бластические структуры. Во флюидах глубинных зон снижается парциальное давление воды, вытесняемой другими флюидными компонентами (СО2, СО, СН4, НF и др.), в результате чего ограничивается устойчивость водных минералов (биотита, роговой обманки), которые вытесняются минеральными парагенезисами с участием гиперстена. За счет основных пород возникают гиперстеновые плагиогнейсы и мигматиты, в которых КПШ содержится только в антипертитовых вростках в плагиоклазе. Они описываются как эндербиты.

10. Роговики.

Контактовый метаморфизм характеризуется обратной корреляцией литостатичекого давления с температурой. Объясняется снижением Т магматизма с глубиной при переходе от вулканической фации к субвулканической и плутонической, что определяется возрастанием с глубиной флюидного давлени. Роговики образуются в широком Т инетрвале: от 30 до 1100. Формируются при низком давлении и быстрой смене Т, нарастающей при приблежении к контактам. Ширина контактовых ореолов зависит от размера интрузии, состава внедрившейся магмы, теплопроводности окружающих пород, глубины формирования интрузива, наклона контактовой поверхности (с кислыми и щелочными массивами контактовые ореолы имеют большую мощность). Роговики характеризуются массивными текстурам. Структура – гранобластовая, роговиковая (торцовая). Также типична порфиробластовая. Порфиробласты – кордиерит, анадалузит, гранат, волластонит и др. Минеральный состав определяется химизмом вмещающих пород. Роговики метапелитового состава в последовательности возрастания Т подразделяются на фации: андалузит-биотитовуюЮ магнетит-кордиеритовую, гиперстен-кордиеритовую и санидиновую (совмещается см полем устойчивости бухитов). Слюдяные роговики, бедные кальцием, сложены гранобластовым агрегатом кварца, ПШ, андалузита, биотита. Структура характеризуется широким развитием пойкилобластовых соотношений между минералами, наличием порфиробластов андалузита, слюды, граната в гранобластовой слюдяно-кварц-полевошпатовой массе. Призматические порфиробласты хорошо ограненного андалузита содержат мелкие включения углистого вещества, в срезах образуют крестообразную форму – хиастолит. В более высокотемпературных условиях роговики сложены безводными минералами. Кордиерит-магнетитовые роговики – очень плотные и темноокрашенные породы, сложенные гранобластовой мозаикой зерен кварца, ПШ, кордиерита, биотита, андалузита. Кордиерит и биотит образуют порфиробласты. Кордиерит чистый и без включений характеризуется наличием тройников и шестериков. Гиперстен-кордиеритовые роговики представляют собоймассывные плотные очень тонкозернистые породы, темноокрашенные.Андалузит сменяется силлиманитом. Кордиерит, альмандинЮ гиперстен образуют порфиробласты в матрице кварц-полевошпатового состава. Санидиновая фация_ около излившихся пород контактовые изменения слабы и охватывают узкие зоны в нижних частях лавовых потоков или ксенолиты, выброшенные расплавом при извержениях. Критические минералы: санидин, силлиманит, тридимит, кристобалит, кордиерит и др. Роговики метабазитового состава возникают в случае повышенного содержания кальция во вмещающих породах. Это плотные черные породы, состоящие из плагиоклаза и т/цв минералов (биотит, актинолит, роговая обманка, пироксены). В зависимости от Т контактового мет-ма выделяются типы роговиков по мере роста Т: 1)плагиоклаз-слюдяные (600-670); 2) плагиоклаз-биотит-роговообманковые (670-720); 3)плагиоклаз-пироксен-роговообманковые (720-860); 4) плагиоклаз-двупироксеновые (860-1050); 5) ларнитовые и спурритовые роговики (900-1100). Во внешних зонах контактовых ореолов образуются плагиоклаз-слюдяные и плагиоклаз-биотит-роговообманковые роговики, характеризующиеся мелко- и неравномернозернистым сложением. И часто сохраняющие реликты первичных структур и текстур. Амфибол представлен тремолитом-актинолитом, но по мере приближения к контакту с интрузивом, актинолит может переходить в зеленовато-бурую роговую лобманку. Зерна амфибола становятся менее лучистыми, укрупняются и постепенно приобретают изометричную форму. Во внутренних зонах роговики характеризуются более крупнозернистым и равномерным сложением. При низком Р и высокой Т в двупироксеновых роговиках гранат и роговая обманка не образуются. Пироксены в роговиках представлены диопсидом и гиперстеном. При Т более 1000 образуются ларнит и спуррит. Породы являются аналогом роговиков санидиновой фации среди метапелитов. Контактовый мет-м происходит под влиянием флюидов, фильтрующихся из магмы в породы, вмещающие магматические тела.

11. Метаморфическая дифференциация, ее отличия от аллохимического метаморфизма.

Метаморфическая дифференциация охватывает процессы перераспределения вещества в пределах метаморфических систем некоторого ограниченного объема, тогда как другие процессы изменения состава пород - аллохимический метаморфизм и метасоматоз — являются процессами более общего характера, отражающими привнес вещества в метаморфические системы или вынос его за их пределы. Метаморфическая дифференциация представлена в основном процессами трех типов: 1) диффузионным обменом веществом контактирующих пород разного состава; 2) диффузионным стяжением вещества, обусловленным зарождением и ростом метаморфических минералов-концентраторов того или иного компонента; 3) деформационным перераспределением вещества в ходе его перекристаллизации, растворения и отложения в условиях неоднородного направленного давления (стресса). Диффузионный обмен веществом вдоль контактов происходит наиболее интенсивно в условиях высокотемпературного метаморфизма и обычно тем значительнее, чем контрастнее составы сосуществующих пород. В результате дифференциации подобного рода вдоль контактов возникают при метаморфизме породы промежуточного состава. Примером могут служить диоцсидовые и диопсид-плагиоклазовые породы, развивающиеся на контактах доломитовых мраморов с кварцитами или гнейсами в гранулитовых гнейсово-мигматитовых комплексах, обнажающихся в древних щитах и кристаллических массивах (Алданский щит, Ханкайский массив и др.). Диффузионное стяжение вещества, связанное с зарождением кристаллизации определенных минералов (концентраторов того или иного элемента), приводит к местным неоднородностям в распределении химических элементов. Этот процесс обусловлен тем, что зарождение минерала-концентратора того или иного компонента сопровождается уменьшением химического потенциала этого компонента, а также его диффузионной миграцией из окружающей среды к месту кристаллизации минерала. Например, зарождение граната в метаморфической породе стимулирует миграцию к местам роста его кристаллов марганца и железа, к которым гранат проявляет высокое химическое сродство. Первичное распределение этих минералов в породе нарушается с появлением зародышей зерен граната, которые становятся центрами диффузионного стяжения определенных компонентов, обладая минимальными значениями их химических потенциалов. В результате по мере роста кристаллов граната они окружаются ореолами обеднения породы марганцем и железом. Зерна граната при этом могут приобретать зональное строение с преимущественным образованием марганцевых разновидностей (спессартинов) в их центре. Деформационное перераспределение вещества обусловлено неоднородностью стрессовых напряжений, сопряженное с дислокационным метаморфизмом. Горные породы, различаясь своими физико-механическими свойствами и деформируясь в условиях различных температур и давлений, по-разному реагируют и на деформацию и в одних случаях ведут себя как хрупкий материал, подвергаясь брекчированию и дроблению, в других — они испытывают пластическое течение, приобретая характер ярко выраженных тектонитов. Хрупкие слои в породах под действием стресса подвергаются фрагментации с образованием структуры типа будинаж, создаваемой неоднородностью стрессового давления, которая относится к главным факторам метаморфической дифференциации. Возникновение «теней» стрессового давления в межбудинных пространствах ведет к концентрации в них них минералов с однородной кристаллической структурой (кварца, полевых шпатов), тогда как минералы слоистого строения (слюды и др.) концентрируются на «упорах» стрессового давления. Такое перераспределение минералов характерно для многих других структурных факторов создания неоднородности стрессового давления.

12. Дислокационный метаморфизм

Воздействие стресса выражается в дроблении, перетирании или в различных пластических деформациях пород. При воздействии внешних сил породы оказывают сопротивление. Когда оно будет превзойдено, порода испытает деформацию. Различают упругие (обратимые) и остаточные (делятся на пластические (при преодолении предела упругости) и хрупкие (при преодолении предела прочности, при этом нарушается сплошность породы)) деформации. Значения пределов упругости и прочности подвержены сильным колебаниям при изменении температуры, общего геостатистического давления, механических свойств минералов и продолжительности действия внешних сил. В малоглубинных толщах породы чаще всего ведут себя как хрупкие вещества, образуя угловатые или округлые обломки (из-за тектонического обкатывания). Пластические деформации могут происходить двумя путями. Первый заключается в плоскопараллельных скользящих дифференциальных смещениях отдельных частей кристалла по определенным направлениям и плоскостям в кристаллической решетке. Если кристалл растянут или сжат, в нем может проявиться деформация путем смещения по плоскостям с высокой плотностью упаковки атомов. Плоскости смещения проходят через весь кристалл, искажая его форму, и называются трансляционным смещением. Другой путь необратимых смещений - образование механических двойников. При двойниковании слои атомов перемещаются по тем же, что и в трансляции, или другим плоскостям, но величина перемещений не кратна атомным расстояниям. Границы деформированных природных кристаллов бывают нередко стеснены соседними минералами. В таких случаях наблюдаются резкие изменения ориентации плоскостей скольжения, получившие название полос смятия; ограничивающие их поверхности пересекают плоскости скольжения. Ширина полос смятия зависит от давления (широкие полосы – низкое давление) Чем большим количеством возможных направлений скольжения обладают минералы, слагающие породу, тем меньше ее сопротивление деформации и выше пластичность. Пластические деформации в породах осуществляются путем трансляционного скольжения, механического двойникования и межгранулярных движений (движение зерен относительно друг друга). В направлениях главного стрессового давления одни минералы накапливаются (Msk, Bt, Chl) за счет растворения и выноса других минералов (кварц, ПШ), переотлагающихся в местах слабого стрессового напряжения, в «тени давления» (такие места образуются за счет кристаллов пирита, порфиробластов полевого шпата; могут возникать в замках складок). Перераспределение приводит к полосчатости породы и другим видам неоднородности. При действии направленной пары сил в сильно рассланцованных породах (напр., слюдяные сланцы) могут возникать мелкие асимметричные складочки волочения, по осевым плоскостям которых возникают разрывы и смещения. К проявлениям дислокационного метаморфизма относятся будинаж и тектоническое разлинзовывание. В начале деформации появляются трещины, которые разбивают породу на части, ориентирующиеся в одном направлении и приобретающие форму линз. В глубинных условиях определенный вклад вносят пластические деформации. Разлинзовывание в этом случае ведет к образованию будинажных структур, когда отдельные более жесткие прослои дробятся, а возникающие межбудинные промежутки, представляющие своеобразные тени стрессового давления, выполняются материалом, проявляющим более высокую миграционную способность в условиях деформационного метаморфизма.

15.Понятие о виртуальных инертных компонентах и внутренних степенях свободы применительно к метапелитам. Правило фаз.

Гнейсы являются породами, в составе которых преобладают полевые шпаты и кварц, которые можно рассматривать в качестве избыточных минералов. При петрохимических пересчетах их составы вычитаются из химических анализов метапелитов наряду с акцессорными минералами (апатитом, цирконом, магнетитом, рутилом). Остающиеся компоненты — Аl, Мg, Fе — являются виртуальными, определяющими минеральный парагенезис (дополнительно к полевым шпатам, кварцу и акцессорным минералам). В зависимости от соотношения виртуальных компонентов это может быть один дополнительный минерал, например, биотит (биотитовый гнейс), два минерала, например, биотит и силлиманит (биотит-силлиманитовый гнейс) или три минерала, например, биотит, силлиманит и гранат (биотит-силлиманит-гранатовый гнейс). На треугольную диаграмму А1—Мg—Fе составы пород и минералов наносятся после вычитания из них составов полевых шпатов и кварца. Например, из состава биотита вычитается условный полевошпатовый компонент (К,Nа)А18Si3О8, что приводит состав биотита в соответствие с составом пород, выраженным только посредством виртуальных компонентов. Диаграммы, на которых совмещаются составы пород и слагающих их минералов называются диаграммами «состав—минеральный парагенезис». Они служат основой физико-химического анализа парагенезисов минералов, проводимого на основе правила фаз, связывающего число виртуальных компонентов горных пород с числом фаз (минералов). Разницей этих чисел определяется число внутренних степеней свободы метаморфических систем, определяемых изоморфизмом виртуальных компонентов в составе минералов. В случае одного минерала, например, биотита (в биотитовом гнейсе) имеется две внутренних степени свободы n=К-Ф=3-1=2, и, следовательно, состав этого минерала может варьировать по двум характеристикам — глиноземистости А1/Мg+Fе) и железистости Fе/(Мg+Fе), изменяться в зависимости от состава глинистого осадка, подвергавшегося метаморфизму. При наличии в гнейсах трех виртуальных минералов, в биотит-силлиманитовом гнейсе имеется только одна внутренняя степень свободы n=К-Ф=3-2=1, так что произвольное значение может иметь только один параметр состава — железистость биотита Fе/(Мg+Fе). В породах с тремя виртуальными минералами, например, в биотит-силлиманит-гранатовых гнейсах, внутренние степени свободы на изменение состава минералов отсутствуют n=К-Ф=3-3=0. Следовательно, состав минералов является фиксированным и служит показателем внешних параметров метаморфизма — литостатического давления, температуры, химического потенциала воды во флюидах. С учетом этих трех внешних параметров правило фаз приобретает более общее значение n=К+3-Ф, фиксируя возможность образования парагенезисов с числом минералов, превышающим число виртуальных компонентов. Так, например, биотит-силлиманит-гранат-кордиеритовые гнейсы обладают двумя степенями свободы n=К+3-Ф=3+3-4=2. На пространственной диаграмме Рs-T—H2O им отвечают минеральные фации, в которых произвольное значение имеют два из указанных выше трех внешних параметров. В ее ортогональных сечениях (на простых диаграммах) один из этих двух параметров имеет фиксированное значение, так что число степеней свободы (число независимых внешних параметров) четырехминеральных виртуальных парагенезисов сокращается до единицы n=К+2-Ф=3+2-4=1.

16. Метаморфические минералы и минеральные фации метапелитов.

Метаморфические производные глинистых отложений, богатых кремнеземом и бедных кальцием и щелочами относительно глинозема. При их мет-ме возникают минералы богатые алюминием, в ассоциации с кварцем. К фации 1 относятся глинистые сланцы, в которых могут содержатся хлорит, гидрослюды, возникающие при наличие в глинистых осадках щелочных металлов (КОН, NаОН). Содержание слюдистых минералов в глинистых сланцах увеличивается с переходом к фации 2 филлитов, в которой становится неустойчивкаолин с кварцем, вытесняемый пирофиллитом. В железистых разновидностях развивается хлоритоид, устойчивый также в породах, переходных от филлитов к слюдяным сланцам. Для филлитов характерны хлорит, серицит, паргонит, хрупкие слюды и др. Иногда альбит, альмандин, спессартин. В фации слюдяных сланцев 3 преобладающими минералами являются слюды и кварц. От филлитов отличаются более высокой степенью раскристаллизации и составом минералов: мусковит, биотит, реже парагонит, ставролит, кианит, андалузит, альмандин, хлорит. По режиму давления разделяются на андалузитовые (низкое) и кианитовые (высокое). Андалузитовые сланцы связаны переходами с контактовыми роговиками, пердставленными массивными роговиками, сложенными андалузитом, гранатом, слюдами, кварцем, ставролитом и кордиеритом. Кордиерит устойчив только в высокотемпературных субфациях. С повышением степени мет-ма слюдяные сланцв постепенно переходят в двуслюдяные гнейсы 4. При отсутствии КПШ могут присоединяться кианит, силлиманит, андалузит в зависимости от глубинности мет-ма. Устойчивость мусковита совместно с КПШ и силлиманитом или андалузитом ограничена зоной, переходной к фации биотит-силлиманитовых гнейсов. В наиболее высокотемпературных условиях фации двуслюдяных гнейсов кианит вытесняется силлиманитом и андалузитом. Переход к высокотемпературным фациям фиксируется реакциями разложения мусковита на КПШ и силлиманит (андалузит, кианит) и ставролита на гранат, кордиерит и силлиманит и реакцией образования гиперстена за счет парагенезиса куммингтонита и железистого оливина. Биотит-силлиманитовые гнейсы фации 5 в области низкого давления связаны с андалузитовыми гнейсами и роговиками, а вобласти высокого давления с биотит-кианитовыми генйсами 6. В их состав могут входить также гранат и кордиерит, железистость которых закономерно снижается с увеличением глубинности мет-ма. С возрастанием Т биотит-силлиманитовые гнейсы вытесняются кордиерит-гранатовыми гнейсами 7. С возрастанием Т мет-ма ограничена устойчивость биотит-гранатового парагенезися, который вытесняется ассоциацией гиперстена с кордиеритом 8,  переход к фации гранат-гиперстен-кордиеритовых гнейсов. Кордиерит-гиперстеновые гнейсы – наиболее высокотемпературные мет-ие породы. Биотит ограниченно устойчив. Стабильность биотита возрастает с вхождением в него титана. При более высоком давлении гранат-кордиеритовый парагенезис вытесняется ассоциацией гиперстена с силлиманитом или кианитом 9. С понижением Т гиперстен-силлиманитовый парагенезис вытесняется при наличии КПШ гранат-биотитовой ассоциацией.

18. Метапелиты среднетемпературного метаморфизма

К ним относятся слюдяные сланцы и двуслюдяные гнейсы. Слюдяные сланцы отличаются от филлитов большим размером зерен, различимых невооруженным взглядом. Белая слюда представлена мусковитом, который в низкотемпературной субфации входит в ассоциацию с хлоритом. С повышением температуры хлорит вытесняется биотитом, одновременно возрастает роль полевых шпатов (треугольник лекции). Слюдяные сланцы постепенно сменяются двуслюдяными гнейсами, состоящими из ПШ, кварца, мусковита, биотита. В богатых глиноземом типах этих пород образуются полиморфные модификации And-Sill-Ky (?за счет дегидратации пирофиллита при повышении температуры?), определяющие субфации их глубинности. В магнезиальных сланцах и гнейсах обычно возникает кордиерит, особенно в андалузитовой зоне низкого давления, в крайне железистых – ставролит и альмандин, которому благоприятствуют условия высокого давления кианитовой зоны. Переход от слюдяных сланцев к двуслюдяным гнейсам реализуется вытеснением слюдяных минералов ПШ, чем и определяется смена сланцеватой текстуры на гнейсовидную, характеризующуюся менее выраженной разлистоватостью. По мере повышения температуры идет последовательное образование следующих минералов (на примере Шотландского нагорья): хлорит – мусковит – биотит-мусковит – узкий прослой ставролитовых сланцев - гранат – кианит – силлиманит. Структуры и текстуры. Распространены порфиробластовые структуры, порфиробласты синкинематические и посткинематические. Текстуры ориентированные (плоскостные или линейные). Границей среднетемпературного метаморфизма можно считать реакцию мусковита и кварца с образованием ортоклаза с андалузитом, силлиманитом или кианитом (в зависимости от литостатического давления).

19. Гранат-кордиеритовые гнейсы и их разделение по фациям глубинности.

В наиболее глубинной субфации (сутамской), обнажающейся в краевой фации части Алданского щита (сутамский и чогарский комплексы), гранат-кордиеритовый парагенезис становится неустойчивым и вытесняется ассоциацией глиноземистого ортопироксена (энстатита или гиперстена) с силлиманитом, причем кордиерит при этом может вытесняться сапфирином (Еn+Sil=Spr+Qtz). Ассоциации сапфирина с кварцем в чогарском комплексе в ассоциации с парагенезисом Grt38-42-Bt-Sil. Бронзит характеризуется низкой железистостью (18-26%) и очень высокой глиноземистостью (до 12). Местами по краям зерен бронзита (в удалении от зерен граната) наблюдаются участки кварц-сапфириновых срастаний, возникновение которых связано с распадом чермакитовой составляющей бронзита по реакции типа: Al-ОрхОрх+Spr+Qtz. Высокая глиноземистость гиперстена Hyp-Sil гнейсов. С понижением Т происходит их распад с образованием специфической структуры. Понижение давления в ходе метаморфизма реализуется появлением в породах кордиерита. Указанный процесс характерен для бронзит-силлиманитовых и гранат-бронзит-силлиманитовых пород чогарского комплекса. Он выражается в появлении реакционных кайм и венцовых структур. В интенсивно кордиеритизированных породах появляется Grt-Crd ассоциация, в которой Grt54, Hyp30, Crd18-20. Кордиерит-гранатовые породы от пироксен-силлиманитовых должны отделяться реакцией Hyp+Sil+Qtz=Crd+Grt, смещение которой вправо обусловлено снижением литостатического давления и отражает переход от Hyp-Sil к Qtz-Grt-Crd фации глубинности. Эти диаграммы отвечают породам, распространенным во внутренних частях Алданского и Сино-Корейского щитов (алданская фация глубинности). Ханкайский массив - менее глубинная субфация этих пород (с более железистым составом Grt75-65,Crd). Намдеченский комплекс в пределах Сино-Корейского - еще менее глубинный метаморфизм. Grt80-75-Crd парагенезис возникает в породах высокой железистости. Их метаморфизм относится уже к фации средней глубинности, приближаясь по своему характеру к метаморфизму в контактах с мало- и средне-глубинными интрузивами гранитов, в которых, Grt81-86, Crd38-54.Приморская субфация: Crd-Grt метаморфические породы связаны с гранит-порфирами, обладает такситовой текстурой и неравномерно-роговиковой, местами порфиробластовой структурой. Крупные порфиробласты представлены гранатом и андалузитом. Помимо этих минералов в состав породы входят кордиерит, биотит, кварц и магнетит. Crd65, Grt97. Он определяется как альмандин с незначительным содержанием пироповой составляющей. Т.о. железистость минералов в кварцсодержащих гранат-кордиеритовых ассоциациях колеблется в широких пределах и зависит от глубинности формирования метаморфических комплексов. Снижение глубинности формирования метаморфических комплексов в последовательности рассмотренных выше субфаций выражается в изменении состава минералов в парагенезисе Grt+Crd+Sil+Qtz, причем переход от субфаций 1-3 к субфациям 4-5 отражает радикальное изменение характера метаморфизма-от регионального к контактовому.

21. Слюдяные сланцы.

Слюдяные сланцы отличаются от слюдистых микросланцев (филлитов) большим размером зерен, различимых невооруженным глазом. Белая слюда в них представлена мусковитом, который в низкотемпературной субфации входит в ассоциацию с хлоритом. С повышением температуры хлорит вытесняется биотитом, и одновременно в сланцах возрастает роль полевых шпатов. Слюдяные сланцы постепенно сменяются двуслюдяными гнейсами, состоящими из полевых шпатов, кварца, мусковита и биотита. В богатых глиноземом типах этих пород образуются полиморфные модификации Аl2SiO5 — андалузит, силлиманит и кианит, определяющие их фации глубинности. В магнезиальных сланцах и гнейсах обычно возникает кордиерит, особенно в андалузитовой зоне низкого давления, а в крайне железистых — ставролит и альмандин, которому благоприятствуют условия высокого давления кианитовой зоны. Переход от слюдяных сланцев к двуслюдяным гнейсам реализуется вытеснением слюдяных минералов полевыми шпатами, чем собственно и определяется изменение сланцеватой тектуры пород на гнейсовидную, характеризующуюся менее выраженной разлистованностью. Обе эти текстуры относятся к планпараллельным, обусловленным влиянием бокового (стрессового) давления, сопровождавшего образование рассматриваемых пород на различных уровнях глубинности, определявшей величину лито-статического давления с соответствующим разделением их на андалузито-вую, силлиманитовую и кианитовую субфации. Образованием двуслюдяных гнейсов завершается среднетемпературный метаморфизм, предел которого определяется реакцией мусковита и кварца с образованием парагенезиса ортоклаза с андалузитом, силлиманитом или кианитом (в зависимости от литостатического давления). Парагенезисы этих минералов типичны для высокотемпературного метаморфизма пород, богатых глиноземом.

22. Гнейсы метапелитового состава.

Метапелитовые гнейсы по температуре образования подразделяются на гранат-биотит-силлиманитовые (кианитовые) и гранат-кордиеритовые. Пироп-альмандивовьш гранат, входящий в их состав, служит индикатором глубинности их образования: с уменьшением его железистости f=Fе*100/(Fе+Мg) глубина образования гнейсов в общем увеличивается, достигая значений порядка 35—40 км, отвечающих максимальному эрозионному срезу складчатых поясов, обнажающихся в обрамлениях архейских щитов и кристаллических массивов. Примером может служить южное обрамление Алданского щита, где обнажаются гранат-гиперстен-силлиманитовые гнейсы. Показателем высокого давления служит низкая железистость граната (f=45—50%) этих пород, выведенных на дневную поверхность в результате эрозии сутамской структурной зоны на глубину 35—40 км. Она обрамляет с юга Алданский щит, гранат-кордиеритовые гнейсы в котором содержат гранат с железистостью f=60-70%, что отвечает значительно меньшей глубине его эродированности (25—30 км). Парагенезис пироп-альмандинового граната, гиперстена и кварца, свойственный глубинным гнейсам древних щитов, с понижением давления, может вытесняться кордиерит-магнетитовым парагенезисом, характерным для менее глубинных гнейсов зональных комплексов гранито-гнейсовых куполов. Реакции этого перехода, происходящей с поглощением кислорода, способствует повышение окислительного состояния железа в глиноземистых осадках, подвергавшихся метаморфизму.

23. Кварциты и высокоглиноземистые породы.

Выделяются низкотемпературные (серпентиновые, хлоритовые), среднетемпературные (кианитовые, ставролитовые, слюдяные), высокотемпературные (фаялитовые, форстеритовые) кварциты. Исходные породы – терригенные отложения (кварцевые пески, песчаники), хемогенные (гейзериты), биогенные образования (диатомиты, радиоляриты). Второстеп. минералы – Pl, ПШ, Bt, Chl, Act-Trem, And, ставролит, Cord и т.д. Наиболее важны железистые кварциты (магнетитовые, гематитовые). Встречаются в древних метаморфических комплексах. Среди неметаморфизованных пород исходными аналогами железистых кварцитов являются яшмы. В карбонатном ряду кремнисто-сидеритовые отложения дают при метаморфизме куммингтонитовые, магнетитовые кварциты. Тонкополосчатые железистые кварциты (зерна менее 0,1 мм), представляющие собой переслаивание магнетитовых или гематитовых слойков с кварцевыми, - джеспилиты (Криворожье). Считается, что связано с чередованием условий осадконакопления. Среднее содержание железа –40%. Более грубозернистые полосчатые породы – итабириты. При добавлении слойков силикатного состава – слюд, хлоритов, амфиболов – такониты. В условиях гранулитовой фации кварц и Mgt реагируют с образованием Fa и эвлита (высокожелезистый ортопироксен). В связи с этим отмечается переход железистых кварцитов в эвлизиты (кроме эвлита, входят Ol, Alm, Cpx, Bt и т.д.). Для образования высокожелезистых пироксенов нужно очень высокое давление. Если рассматривать железистость пироксена (здесь – в парагенезисе пироксен-кварц-оливин), то можно выделить следующие фации глубинности пород: гиперстеновая (60-80), эвлитовая (80-95), ферросилитовая (95-100). Марганцевые кварциты. Они иногда формируют крупные месторождения (Хинганская марганцеворудная провинция). В условиях среднетемпературного метаморфизма в кварцитах образуются марганцевые силикаты – спессартин, виридин и т.д. Виридиновые кварциты –в них также входят манганофиллит, Grt, Hem, редко Mc, олигоклаз. Обычны Msk и спессартин, который могут замещать виридин. Последний равномерно рассеян или образует скопления, линзы, прослои, обусловливающие полосчатую текстуру. Содержание виридина достигает 60%. Спессартиновые кварциты (гондиты) содержат кроме спессартина и кварца родонит, марганцевые Amf, пьемонтит, Ap. Полосчатость обусловлена чередованием прослоев, обогащенных кварцем или гранатом. Глиноземистые породы. К ним относятся породы при содержании глинозема в них не ниже 28% (это производные бокситов, каолинитовых глин). К ним относятся корундиты, марундиты, кианитовые, силлиманитовые, хлоритоидные породы, серицитовые, мусковитовые, пирофиллитовые сланцы. К высокоглиноземистым относятся породы, содержащие Al2O3 20-28% при сумме CaO, Na2O, K2O менее 13%. Накопление бокситов происходит в прибрежно-морской обстановке в условиях влажного тропического или субтропического климата. На платформах бокситы приурочиваются к впадинам на выступах платформенного фундамента. В условиях начальных низкотемпературных фаций за счет бокситов и высокоглиноземистых пород возникают диаспор, хлоритоид, серицит, пирофиллит. Средние температуры – корунд, маргарит, кианит, ставролит, гранат, магнетит. Гранулитовая фация – корунд ассоциирует с магнетитом, силлиманитом, кордиеритом. Примеры: бокситы Бердского месторождения Салаирского кряжа, кианитовые сланцы Кольского полуострова, силлиманитовые сланцы Алданского.

24. Глинистые сланцы и филлиты.

Глинистые сланцы представляют самую низкую ступень метаморфизма глинистых осадочных пород и еще содержат их первичные минералы (каолинит и др.), но обладают свойственной метаморфическим породам сланцеватостью. Главное отличие глинистых сланцев от исходных глинистых пород состоит в меньшем содержании в их составе воды. Понижение содержания воды (дегидратация) на переходе от осадочных пород к глинистым сланцам коррелируется с восстановлением железа (понижением в составе пород отношения Fе2Оз/FеО), что обусловлено развитием в них силикатов, главным образом, хлорита, в состав которого железо входит преимущественно в двухвалентном состоянии (FеО). Этот эффект восстановления железа отражает более высокотемпературный характер глинистых сланцев, наглядно иллюстрируемый положением их минеральной фации относительно линии геотермического градиента (положения осадочных пород) на фациальной диаграмме. Соответственно, и щелочные металлы в глинистом материале входят в состав гидрослюд или находятся состоянии, сорбированном глинистыми частицами, а в глинистых сланцах они полностью входят в состав слюдистых минералов, к числу которых относятся и мелкочешуйчатые белые слюды, сходные с серицитом. При возрастании их роли возникают хлорит-серицитовые слюдистые или филлитовидные глинистые сланцы, которыми намечается переход к более высокотемпературной фации филлитов. Филлиты являются слюдистыми микросланцами, состоящими из серицита, хлорита и кварца. На плоскостях сланцеватости серицит укрупняется, образуя мелкие листочки мусковита, различимые невооруженным глазом по их блеску, что и определило название филлитов. Натровые разновидности филлитов содержат парагонит. Филлиты наследуют при своем образовании неоднородность глинистых отложений в вулканогенно-осадочных толщах, отдельные слои которых обогащены песчанистым, туфогенным или карбонатным материалом. В богатых железом разновидностях филлитов содержатся хлоритоид или его черная разновидность — оттрелит (мазонит). В известковых филлитах содержится карбонат; магнетит и гематит в филлитах местами приобретают значение породообразующих минералов. В низкотемпературных разновидностях, переходных к глинистым сланцам, в состав филлитов входит каолинит, образующий чешуйчатые выделения, плохо отличимые от серицита. С возрастанием температуры образования размеры листочков серицита укрупняются, и в разновидностях, переходных к слюдяным сланцам, образуется мусковит в ассоциации с полевыми шпатами (альбитом, ортоклазом) и биотитом. В марганцовистых разновидностях возникает альмандин-спессартиновый гранат, в железистых — ставролит. Биотит, гранат, ставролит образуют в филлитах порфиробласты, развивающиеся нередко поперек сланцеватости пород, которая «просвечивает» через их кристаллы. Это служит признаком их позднего, наложенного образования при прогрессивном метаморфизме, за пределами филлитовой фации, к которой относится образование тонкого кварц-слюдистого гранолепидобластового агрегата с практически неразличимой простым глазом зернистостью. С укрупнением зернистости слюдистые микросланцы сменяются слюдяными сланцами, представляющими следующую ступень метаморфизма глинистых осадочных пород.

26. Метаморфические минералы и минеральные фации метабазитов

В группу метабазитов объединены метаморфические породы, образующиеся при метаморфизме вулканитов базальтового и андезито-базальтового составов, габбро, диоритов, туффитов, а также граувакк, глинисто-карбонатных пород, некоторых разновидностей глин, химический состав которых близок к магматическим основного и среднего составов. Метабазиты, образующиеся за счет метаморфизма магматических пород, часто обогащены Co, Ni, V, Ti, Cr, а парапороды – марганцем и бором. При дислокациях геосинклинальных толщ происходит метаморфизм базальтов. Наиболее широко распространены цеолитовый, пренит-пумпеллиитовый и зеленосланцевый типы метаморфических преобразований. Стекло разлагается, замещается хлоритом, серицитом, эпидотом, тремолит-актинолитом, на месте плагиоклаза образуется соссюрит, эпидот, хлорит, кальцит, оливин замещается серпентином, также по темноцветным образуется уралит (псевдоморфозы тремолит-актинолитового ряда) и т.д. Главная черта – привнос натрия и воды с одновременным выносом кальция или перераспределением его в породе. Особенностью метабазитов является залегание в составе дислоцированных комплексов, часто совместно с метапелитами, и появление сланцеватых текстур. Для метабазитов по отношению к температуре, литостатическому давлению и хим. потенциалу воды выделяются минеральные фации – рис. - стр. 127 Боброва. Взято ортогональное сечение при небольшом значении хим. потенциале воды (р(Н2О) = 1 кбар)

27. Высоктемпературные метабазиты, их разделение по фациям глубинности.

Наиболее высокотемпературные образования малых давлений представлены обычно двупироксен-плагиоклазовыми роговиками, отличающимися от соответствующих им по температурам двупироксен-плагиоклазовых кристаллических сланцев роговиковыми структурами. В самых высокотемпературных условиях (>1000°С) в роговиках образуются ларнит и спуррит. Двупироксен-плагиоклазовые сланцы - это темные массивные и зернистые породы с гранобластовой структурой, состоящие из плагиоклаза, гиперстена, диопсида, иногда граната и буровато-зеленой роговой обманки. В качестве акцессорных минералов в них встречаются рутил, апатит и магнетит. Текстура пород массивная, иногда нечетко полосчатая. Полосчатость чаще реликтовая, реже обусловлена метаморфической сегрегацией плагиоклазовых и пироксеновых скоплений. Плагиоклаз представлен андезином и Лабрадором. Гранат имеет обычно розово-бурый цвет и часто содержит много пойкилобластовых включений других минералов. Наименее железистые гранаты содержатся в диопсидовых гранулитах, где их железистость может снизиться до 35%, что связано с относительно низкой феррофильностью диопсида. Гранат в ассоциации с гиперстеном может содержать до 20 мол.% и более известковой составляющей. В глубинных комплексах преобладают клинопироксеновые амфиболиты с гранатом, содержание пиропового компонента в котором варьирует в пределах 19—43 мол.%. Гранат-пироксен-плагиоклазовые основные кристаллические сланцы являются переходными породами от безгранатовых гранулитов (двупироксен-плагиоклазовых кристаллических сланцев) к эклогитам. Содержание пиропа в гранате этих пород варьирует в широких пределах (5—51%), возрастая с увеличением литостатического давления (глубинности их образования). При этом плагиоклаз последовательно разлагается одновременно с исчезновением ортопироксена и обогащением граната гроссуляровым, а клинопироксена — жадеитовым компонентами. В результате плагиоклазсодержащие сланцы (гранулиты) сменяются гранат-клинопироксеновыми породами (эклогитами). Эклогиты гранулитовых комплексов кроме их главных минералов (граната и клирпироксена) нередко содержат гиперстен, буроватую роговую обманку, остаточный плагиоклаз и минералы, связанные с наложенными на них процессами гранитизации и мигматизации, свойственными глубинным гранулитовым комплексам: биотит, кварц, калиевый полевой шпат, замещающие их первичные минералы. Содержание пиропа в гранате эклогитов варьирует в пределах 30-55 мол.%.

28. Глаукофановый метаморфизм.

Глаукофановый метаморфизм – ранний (догранитный) метаморфизм вулканогенно-осадочных отложений. Процесс аллохимического метаморфизма с изменением содержания щелочных металлов (увеличение Na) и сильных оснований в породах. Глаукофановые (голубые) сланцы подчинены большей частью поясам развития альпинотипных гипербазитов (офиолитов) и спилитов. Внешне это мелкокристаллические темно-зеленые или серые породы с голубым оттенком, сланцеватой текстуры. В их состав входят глаукофан, актинолит, эпидот, пумпеллиит, цоизит, лавсонит, альмандин, кальциево-натриевый пироксен, мусковит, парагонит, карбонаты и др. Могут присутствовать также альбит и хлорит, которыми намечаются переходы к зеленым альбит-хлоритовым сланцам. Нередко в породах содержатся щелочные амфиболы (рибекит, арфведсонит) и эгирин, вытесняющий глаукофан. Состав глаукофана непостоянен и широко варьирует в ряду глаукофан-рибекит, а также по содержанию кальциевой (актинолитовой) составляющей. Специфику минерального состава глаукофановых сланцев нельзя с уверенностью связать ни с РТ-условиями их образования, ни с составом исходных пород. Они могут образовываться за счет базальтов, диабазов, песчаников, пелитовых известковистых образований и даже за счет железисто-кремнистых пород. Минеральный состав глаукофановых сланцев и их взаимоотношения с окружающими породами обусловлены в значительной степени процессами натриевого метасоматоза. Эти сланцы часто встречаются в офиолитовых поясах и нередко обнаруживают пространственную связь с серпентинитами, эклогитами и зелеными сланцами. Переход от зеленых сланцев к глаукофановым сопровождается постепенным увеличением щелочности амфибола и вытеснением альбита и хлорита по реакции: 6NaAlSi3O8+2(Mg,Fe)5Al2Si3O10 (OH)8+16SiO2+2Na2O+2,5O2 Альбит хлорит кварц 5Na2(Mg,Fe)2(Al,Fe)2Si8O22(OH)2+3H2O глаукофан Условия образования глаукофановых и зеленых сланцев отличаются не столько по физико-химическим параметрам (Р и Т), сколько по режиму Н2О и щелочности. К глаукофановым сланцам обычно относятся породы, содержащие щелочные амфиболы, обладающие голубым или синим цветом, отчего их часто называют голубыми сланцами. Среди глаукофановых сланцев встречаются и пятнистые (узловатые) разности с «очковой» текстурой. Такие «очки» выделяются на фоне сланцеватой массы, обогащенной глаукофаном, обычно более светлой окраской. Они имеют округлую или овальную форму и достигают в поперечном сечении 4—5 см. Состоят такие «очки» из агрегата зерен лавсонита, эпидота и альбита. Образование таких пятен («очков») связано, вероятно, с процессами метаморфической дифференциации (сегрегации) вещества пород. Глаукофановые сланцы — это обширная группа пород, в которой выделяется большое число минералогических типов, в зависимости от сочетания различных породообразующих минералов. Такое разнообразие связано с тем, что глаукофановые сланцы возникают за счет различных пород и в широком диапазоне температуры (200—500°С), который охватывает интервалы трех фаций: пренит-пумпеллиитовой, хлорит-актинолитовой и эпидот-амфиболитовой.

29. Продукты метаморфизма ультрабазитов.

Метаультрабазиты являются метаморфическими производными плутонических пород у/осн состава (дуниты, оливиниты, перидотиты, гарцбургиты, лерцолиты и др.) Метаморфические изменения ультраосновных пород отчетливо выражены в регрессивную стадию, в которую антофиллитовая минерализация сменяется более низкотемпературной тальковой (актинолит-тальковые сланцы и др.) и затем серпентинитовой. Устойчивость серпентинита распространяется в область довольно высокой температуры и намечается широкое поле устойчивости его совместно с форстеритом, в пределах которого серпентинизация может сопровождаться перекристаллизацией форстеритовых зерен. С ростом температуры устанавливается последовательность смены минеральных парагенезисов: самые низкотемпературные – секрпентиниты, среди которых устанавливается свой ряд: лизардит+хризотил+брусит; антигорит +брусит. При дальнейшем росте степени метаморфизма: антигорит+форстериттальк+форстерит антофиллит+тальк и антофиллит+форстеритэнстатит+форстерит (может распадаться на мономинеральные породы – энстатитовые и оливиновые). Серпентиниты: плотные массивные породы, от серо-зеленоватого до зеленовато-черного цвета.В шлифах б/цв или светлоокрашенные и плеохроируют в светлых желто-зеленых тонах. Хризотил – волокнистый, листоватый, пластинчатый, чешуйчатый; лизардит в виде шнерков развивается по краям и внутри зерен оливина. Обычно содержится тальк, тремолит, хлорит, карбонаты, магнетит, брусит. В качестве реликтовых часто встречаются оливины, пироксены, амфиболы и др. Структуры петельчатые, решетчатые, лепидобластовые. Петельчатые самые ранние и при наложении более високотемпературного мет-ма сменяются решетчатыми обусловленными разноориентированными пластинчатыми кристаллами антигорита. По окислительно-восстановительным условиям серпентиниты являются индикаторами раннего щелочного метаморфизма офиолитовых поясов и их последующего орогенного преобразования. Среди минералов группы серпентина выделяются три основные разновидности – хризотил, лизардит, антигорит (снижается содержание воды и степни окисления железа). При Т более 500С серпентинитовые парагенезисы исчезают и появляется ассоциация тальк+форстерит. Наиболее высокотемпературная гидратация у/осн пород приводит к образованию магнезиальных антофиллитовых пород, верхний предел устойчивости – Т=650-750, Р менее 6 кбар; при более высоком Р антофиллит разлагается на плотную ассоциацию энстатита и талько, разложение не сопровождается освобождением или роглощением воды  равновесие не зависит от температуры. Тальк-антофиллитовые породы имеют обычно массивную текстуру, светлую, желтовато-бурую окраску, характерны звездчатые агрегаты шестоватых кристаллоов антофиллита, которые вместе с тальком обуславливают лепидонематобластовую структуру. Тальк заполняет промежутки между кристаллами антофиллита. Оталькование у/осн пород происходит на контакте с гранитоидами и при процессах регионального мет-ма. Устойчивости магнезиального антофиллита, талька+форстерита благоприятствуют зоны невысокого давления. Увеличение температуры приводит к дегидратации водосодержащих минералов и образованию энстатитовых (бронзитовых) и оливин-энстатитовых пород. Преход от тальк-форстеритовой ассоциации к более высокотемпературным энстатитовым и энстатит-форстеритовым ассоциациям может проходит и без промежуточной антофиллитовой стадии при Т 600-650: тальк+форстерит_энстатит+вода, т.е. связываться с дегидратацией талька. Энстатит-форстеритовые породы. Текстуры массивные, иногда гнейсовидные. Структуры гранобластовые и нематогранобластовые. Кристаллы пироксена характеризуютя призматической формой, близкой к изометричной. В районах проявления зонального регионального мет-ма можно наблюдать все ступени превращений.

30. Зеленокаменные породы и зеленые сланцы.

Образование зеленых сланцев на орогенной стадии развития складчатых поясов характеризуется вытеснением богатых кальцием силикатов (пренита, пумпеллиита, лавсонита, цеолитов и др.), свойственных породам раннего (доорогенного) метаморфизма, которые вытесняются вначале хлорит-карбонатными ассоциациями, а затем эпидот-хлорит-кальцитовыми и эпидот-актинолитовыми сланцами. Это связано с усилением роли углекислоты во флюидах вследствие повышения их окислительного состояния при переходе к орогенной стадии развития складчатых поясов (СОСО2). Кальцит-хлоритовые и эпидот-актинолитовые (зеленые) сланцы являются метаморфическими эквивалентами пренит-пумпеллиитовых сланцев, возникающими при той же температуре, но в условиях более высокого давления СО2 во флюидах. Минеральный состав зеленых сланцев широко варьирует. В одних случаях они состоят преимущественно из актинолита, эпидота и альбита, в других — из эпидота, альбита и хлорита и, наконец, из альбита, хлорита, кварца и кальцита. Выделяются разновидности сланцев, отвечающие различным стадиям зеленокаменного изменения исходных базитов: альбит-эпидот-актинолитовые, альбит-эпидот-хлоритовые и альбит-кальцит-хлоритовые. Альбит-эпидот-актинолитовые сланцы характеризуются наличием в их составе амфиболов низкой железистости, относящихся к тремолит-акти-нолитовому ряду. Для амфибола в шлифах характерен очень слабый плеохроизм, а иногда он бесцветный. Его кристаллы имеют игольчатую форму и обладают линейной и плоскостной ориентировкой по сланцеватости. Количество эпидота в сланцах непостоянно. Эпидот образует обычно скопления мелких зерен, выделяющихся относительно высоким рельефом и высокими цветами интерференции. В более редких случаях наблюдаются порфиробласты. Плагиоклаз в сланцах обычно соответствует альбиту. Структура альбит-эпидот-актинолитовых сланцев в общем случае гра-нонематобластовая, реже лепидргранонематобластовая (при наличии хлорита) или гранофибробластовая, когда амфибол имеет форму игольчатых кристаллов. Текстура пород обычно сланцеватая, иногда микроплойчатая. Альбит-эпидот-хлоритовые сланцы характеризуются несколько более четко выраженной сланцеватой текстурой. В них нет амфибола, но много хлорита, который полностью вытеснил актинолит. Помимо главной минеральной ассоциации альбита, хлорита и эпидота в этих породах второстепенную роль могут играть кальцит, кварц, магнетит, рутил. Эти породы представляют дальнейшую стадию регрессивного процесса зеленокаменного изменения базитовых пород. Альбит-хлоритовые сланцы с кальцитом характеризуются еще более сланцеватым строением и относятся к наиболее низкотемпературной ступени метаморфизма в пределах фации зеленых сланцев. Структура пород гранолепидобластовая, текстура сланцеватая, иногда полосчатая. Полосчатость здесь может наследовать первичную слоистость пород или развиваться в результате метаморфической дифференциации вещества. Она представлена чередованием тонких хлоритовых прослоев с прослоями, сложенными преимущественно агрегатов мелких, несдвойникованных зерен альбита. Хлорит в зеленых сланцах обычно магнезиально-железистый и часто соответствует прохлориту. Его состав, как и содержание в сланцах, обычно определяется исходными породами.

31. Амфиболиты и пироксен-плагиоклазовые породы.

Амфиболиты состоят в основном из роговой обманки и плагиоклаза, в ассоциацию с которыми могут входить гранат, эпидот, пироксены и др. Могут возникать при региональном метаморфизме за счет основных и частично средних интрузивных и эффузивных магматических пород нормального щелочноземельного ряда, за счет туфов, граувакк и песчаников основного состава, мергелистых пород, богатых, кальцием, магнием и железом. Различают амфиболиты с реликтами магматических структур и текстур, с реликтами слоистости или первичной крупнообломочной структуры и полностью утратившие следы первичных структур и текстур, порфиробласты. К первой группе относятся ортоамфиболиты, где различаются темно-зеленые короткостолбчатые кристаллы — псевдоморфозы роговой обманки по бывшим пироксеновым вкрапленникам или светлые таблитчатые выделения бывших вкрапленников плагиоклаза. Они состоят из кристаллобластического агрегата зеленой или сине-зеленой роговой обманки и плагиоклаза. Общая структура бластопорфировая, а структура основной массы — гранонематобластовая или лепидогранонематобластовая. Ко второй группе относятся параамфиболиты, образовавшиеся за счет глинисто-карбонатных слоистых или крупнообломочных осадочных пород. Слоистость выражается обычно в чередовании прослоев, обогащенных или плагиоклазом или роговой обманкой. Можно выявить полный ритм, отвечающий трансгрессивному ритму осадочных пород: мраморы (известняки, доломиты); амфиболиты (глинисто-карбонатные породы); слюдяные (биотитовые) сланцы (глины); гнейсы (песчано-гли-нистые породы и аркозовые песчаники); кварциты (кварцевые песчаники). Между этими породами в подавляющем большинстве случаев границы резкие. Амфиболиты всегда дают резкую границу с мраморами и, как правило, по такой же резкой границе сменяются слюдяными сланцами или слюдяными гнейсами. Третья группа — амфиболиты, полностью утратившие реликты первичных структур и текстур; они включают в себя как пара-, так и ортоамфи-болиты; первичная природа пород не всегда с уверенностью может быть установлена. Бластез всецело определил здесь структурные, текстурные и минералогические особенности амфиболитов. Структура их чаще гранонематобластовая, иногда лепидонематогранобластовая. В последнем случае в амфиболитах присутствует хлорит или биотит. Иногда наблюдается линейная ориентировка минералов. Амфиболиты с порфиробластовой структурой содержат относительно крупные порфиробласты граната, цоизита, эпидота и других минералов. Общая структура таких амфиболитов порфиробластовая, иногда близкая к очковой. Текстура амфиболитов может быть массивной, сланцеватой, гнейсовидной, полосчатой и пятнистой. По минеральному составу различают эпидотовые, альмандин-эпидотовые, гранатовые, ортопироксеновые, клинопироксеновые и двупироксеновые амфиболиты. Двупироксен-плагиоклазовые сланцы представляют собой наиболее высокотемпературные продукты регионального метаморфизма основных, главным образом, магматических пород. Это темные массивные и зернистые породы с гранобластовой структурой, состоящие главным образом из плагиоклаза, гиперстена, диопсида и в некоторых случаях граната и буровато-зеленой роговой обманки. В качестве акцессорных минералов в них встречаются рутил, апатит и магнетит. Текстура пород массивная, иногда нечетко полосчатая. Полосчатость чаще реликтовая, реже обусловлена метаморфической сегрегацией плагиоклазовых и пироксеновых скоплений. Плагиоклаз представлен андезином и лабрадором. Как и в амфиболитах, он не образует идиоморфных призматических кристаллов и полисинтетических двойников, хотя обычно и сдвойникован по альбитовому и периклиновому законам. Количественные соотношения главных породообразующих минералов в гранулитах основного состава могут значительно варьировать. Плагиоклаз может составлять 25—45%, реже менее 25%. Из пироксенов преобладает диопсид (20—40%), а содержание гиперстена может колебаться от 0 до 40%, роговой обманки от 0 до 25%, граната от 1,5 до 50%. Гранат имеет обычно розово-бурый цвет и часто содержит много пойкилобластовых включений других минералов.

33. Метабазиты низкой температуры и низкого давления.

Метаморфизованные базальты, подвергшиеся рассланцеванию, но сохранившие реликты первичных структур и текстур, называются порфиритоидами. Т<300°С. Это породы грязно- или темно-зеленого цвета бластопорфировой структуры, состоящие из альбита, хлорита, карбоната, кварца, небольшого количества серицита, иногда эпидота. Сохраняются очертания вкрапленников исходных вулканитов, а основная масса очень тонкозернистая и обладает микролепидогранобластовой или микрофиброгранобластовой структурой и тонкосланцеватой текстурой. Никаких реликтов первичной структуры основной массы вулканической породы не сохраняется. Часто порфиритоиды содержат реликты миндалекаменной текстуры. Вкрапленники основного плагиоклаза в порфиритоидах альбитизированы, а цветные минералы замещены хлоритом. По стеклу и микролитам основной массы развивается тонкозернистый агрегат хлорита, альбита, лейкоксена, кварца, карбоната, серицита, иногда эпидота. При нарастании интенсивности метаморфизма порфиритоиды постепенно утрачивают реликты первичной порфировой структуры и могут переходить в зеленые сланцы или ортоамфиболиты. Образование зеленых сланцев на орогенной стадии развития складчатых поясов характеризуется вытеснением богатых кальцием силикатов (пренита, пумпеллиита, лавсонита, цеолитов и др.), свойственных породам раннего (доорогенного) метаморфизма, которые вытесняются вначале хлорит-карбонатными ассоциациями, а затем эпидот-хлорит-кальцитовыми и эпидот-актинолитовыми сланцами. Это связано с усилением роли углекислоты во флюидах. Кальцит-хлоритовые и эпидот-актинолитовые (зеленые) сланцы являются метаморфическими эквивалентами пренит-пумпеллиитовых сланцев, возникающими при той же температуре, но в условиях более высокого давления СО2 во флюидах. Выделяются разновидности сланцев, отвечающие различным стадиям зеленокаменного изменения исходных базитов: альбит-эпидот-актинолитовые, альбит-эпидот-хлоритовые и альбит-кальцит-хлоритовые. Альбит-хлоритовые сланцы с кальцитом характеризуются сланцеватым строением и относятся к наиболее низкотемпературной ступени метаморфизма в пределах фации зеленых сланцев. Структура пород гранолепидобластовая, текстура сланцеватая, иногда полосчатая. Полосчатость здесь может наследовать первичную слоистость пород или развиваться в результате метаморфической дифференциации вещества. Она представлена чередованием тонких хлоритовых прослоев с прослоями, сложенными агрегатами мелких, несдвойникованных зерен альбита. В состав низкотемпературных метабазитов обычно входят пренит, пумпеллиит, лавсонит, цеолиты с образованием лавсонит-пренит-пумпеллиитовых сланцев. Процесс пумпеллиитизации основных эффузивных пород начинается обычно с перекристаллизации и замещения хлоритом и пумпеллиитом основной массы, а в туфогенных образованиях — с замещения ими тонкообломочного цемента. Кварц, хлорит и пумпеллиит образуют также в породах многочисленные прожилки и гнездообразные скопления. Начинают сначала замещать вкрапленники или крупные зерна темноцветных минералов, потом и плагиоклаза. С нарастанием интенсивности процесса пумпеллиитизации первичные породы переходят сначала в кварц-хлорит-пумпеллиитовые, а затем в пумпеллиитовые и кварц-пумпеллиитовые породы, которые по своему минеральному и химическому составу значительно отличаются от исходных пород. В метабазитах рассматриваемого типа широко развит также пренит. В одних случаях он встречается совместно с пумпеллиитом, в других — без него. Наблюдается в пустотах и миндалинах, в прожилках и в составе основной массы эффузивов, образуя лучистые, радиально-лучистые или тонкозернистые агрегаты и скопления. При нарастании интенсивности процесса пренитизации часто возникают кварц-пренитовые породы, которые значительно отличаются по составу от исходных пород.

34. Виртуальные инертные компоненты применительно к эклогитовой минеральной фации.

Виртуальные инертные компоненты - основные инертные компоненты системы, соотношения между которыми определяют главные особенности минерального состава и парагенезисов в данной минеральной фации или равновесном ансамбле фаз, т.е. при определенных значениях интенсивных параметров системы. Для всех инертных компонентов факторами состояния являются экстенсивные параметры – их массы или содержания в системе.

Эклогит — метаморфическая горная порода высоких давлений, состоящая из пироксена с высоким содержанием жадеитового минала (омфацита) и граната гроссуляр-пироп-альмандинового состава, кварца и рутила.

По химическому составу эклогиты идентичны магматическим породам основного состава - габбро и базальтам. В настоящее время установленно, что эклогиты образуются при выcокобарическом метаморфизме этих пород.

На рисунке представлен треугольник состав-парагенезис для эклогитовой минеральной фации, отражающий разнообразие минеральных типов эклогитов; в вершинах треугольника указаны виртуальные инертные компоненты.

Эклогиты согласно минералогической термометрии подразделяются на: 1) Высокотемпературные (900-1200°С), магматического генезиса, представленные включениями в кимберлитах; 2) Более низкотемпературные, метаморфические, отвечающие условиям гранулитового (700-800°С) и амфиболитового (500-600°С) метаморфизма. При метаморфизме пород образование эклогитов требует высокого литостатического давления, что ограничивает их устойчивость наиболее глубинными метаморфическими комплексами. В условиях очень высоких давлений происходит распад плагиоклаза по схемам, указанных на рисунке.

35. Метаморфизм ранних этапов развития подвижных областей.

В эволюции складчатых поясов глаукофансланцевый мет-м относится к самой ранней (доорогенной) стадии формирования их складчатых деформаций, непосредственно следующей за внедрением базит-гипербазитовых интрузивов, которые как и вмещающие их породы, подвергаются метаморфическим преобразованиям. Метаморфизм, сопряженный с развитием очагов мантийного базит-гипербазитового магматизма относится к альпинотипной формации. Процесс аллохимического метаморфизма с изменением содержания щелочных металлов (увеличение Na) и сильных оснований в породах. Внешне это мелкокристаллические темно-зеленые или серые породы с голубым оттенком, сланцеватой текстуры. В их состав входят глаукофан, актинолит, эпидот, пумпеллиит, цоизит, лавсонит, альмандин, кальциево-натриевый пироксен, мусковит, парагонит, карбонаты и др. Могут присутствовать также альбит и хлорит, которыми намечаются переходы к зеленым альбит-хлоритовым сланцам. Нередко в породах содержатся щелочные амфиболы (рибекит, арфведсонит) и эгирин, вытесняющий глаукофан. Состав глаукофана непостоянен и широко варьирует в ряду глаукофан-рибекит, а также по содержанию кальциевой (актинолитовой) составляющей. Специфику минерального состава глаукофановых сланцев нельзя с уверенностью связать ни с РТ-условиями их образования, ни с составом исходных пород. Они могут образовываться за счет базальтов, диабазов, песчаников, пелитовых известковистых образований и даже за счет железисто-кремнистых пород. Минеральный состав глаукофановых сланцев и их взаимоотношения с окружающими породами обусловлены в значительной степени процессами натриевого метасоматоза. Эти сланцы часто встречаются в офиолитовых поясах и нередко обнаруживают пространственную связь с серпентинитами, эклогитами и зелеными сланцами. Переход от зеленых сланцев к глаукофановым сопровождается постепенным увеличением щелочности амфибола и вытеснением альбита и хлорита по реакции: 6NaAlSi3O8+2(Mg,Fe)5Al2Si3O10 (OH)8+16SiO2+2Na2O+2,5O2 Альбит хлорит кварц 5Na2(Mg,Fe)2(Al,Fe)2Si8O22(OH)2+3H2O глаукофан Условия образования глаукофановых и зеленых сланцев отличаются не столько по физико-химическим параметрам (Р и Т), сколько по режиму Н2О и щелочности. К глаукофановым сланцам обычно относятся породы, содержащие щелочные амфиболы, обладающие голубым или синим цветом, отчего их часто называют голубыми сланцами. Среди глаукофановых сланцев встречаются и пятнистые (узловатые) разности с «очковой» текстурой. Такие «очки» выделяются на фоне сланцеватой массы, обогащенной глаукофаном, обычно более светлой окраской. Они имеют округлую или овальную форму и достигают в поперечном сечении 4-5 см. Состоят такие «очки» из агрегата зерен лавсонита, эпидота и альбита. Образование таких пятен («очков») связано, вероятно, с процессами метаморфической дифференциации (сегрегации) вещества пород. Глаукофановые сланцы — это обширная группа пород, в которой выделяется большое число минералогических типов, в зависимости от сочетания различных породообразующих минералов. Такое разнообразие связано с тем, что глаукофановые сланцы возникают за счет различных пород и в широком диапазоне температуры (200—500°С), который охватывает интервалы трех фаций: пренит-пумпеллиитовой, хлорит-актинолитовой и эпидот-амфиболитовой.

36. Орогенный метаморфизм и его связь с гранитизацией.

Германотипный мет-м связан с орогенной гранитизацией и мигматизацией складчатых поясов. Развитие гранитного магматизма (гранитизированных пород, мигматитов, гранитных плутонов), производными которого являются сланцево-гнейсовые комплексы. Мигматиты - породы, состоящие из гнейсового субстрата (измененного под влиянием своеобразного флюида-ихора) и тонко пронизывающего его жильного инъекционного материала преимущественно гранитного состава. Образование сложных инъекций гранитов в гнейсы связано с явлениями магматического замещения (гранитизации) при участии флюидов, которыми вызывается интенсивное метасоматическое изменение инъецируемых гнейсов (развитие биотита, кварца, замещение плагиоклаза калиевым полевым шпатом с образованием характерных антипертитовых структур; замещения и т. д.), приближающее их состав к составу развивающихся гранитов. Разнообразие текстурных разновидностей инъекционных гнейсов в общем укладывается в два ряда крайних типов (с промежуточными разновидностями) — артериты (с четко обособленным жильным материалом) и небулиты, в которых гранитный материал не обособляется от субстрата, наследуя его текстурные особенности и минералогический состав. По структуре выделяются равномерно- и неравномернозернистые и порфиробластические мигматиты. По составу полевых шпатов различаются плагиомигматиты (в которых калиевый полевой шпат большей частью ограничивается антипертитовыми вростками в плагиоклазе) и ортоклазовые (или микроклиновые) мигматиты. В глубинных зонах мигматизация носит региональный характер. В менее глубинных - локальный, приуроченный к осевым частям антиклинориев. По отношению к «ядерным» частям развития гнейсов и мигматитов, прорванных интрузиями плагиогранитов, прослеживается метаморфическая зональность: мигматиты и гнейсы —> слюдяные сланцы —> филлиты. Инъекционный метаморфизм всегда имеет ярко выраженный аллохимический характер, сопровождаясь привносом кремния и щелочных металлов (Na - при плагиомигматизации, К – при развитии нормальных ортоклазовых или микроклиновых мигматитов). При этом увеличивается Fe/Mg, уменьшается содержание кальция и других оснований. В общем виде зональность образований, связанных с магматическим замещением, выглядит следующим образом: гранитная магма —> загрязненная гранитная магма —> мигматит —> зоны аллохимических изменений —> метаморфические породы -> исходные осадочные или метаморфические породы. Осветление пород связано с частичным замещением темноцветных минералов (в частности, роговой обманки) полевыми шпатами и кварцем. Новообразования Kfs наблюдаются в виде антипертитовых вростков в плагиоклазе. Аллохимический метаморфизм, связанный с гранитизацией, особенно широкий размах приобретает в глубинных (гранулитовых) зонах, обнажающихся в, глубоко эродированных структурах архейских щитов и кристаллических массивов. Метаморфические флюиды в глубинных зонах приобретают калиевый геохимический характер, что выражается в замещении плагиоклаза калиевым полевым шпатом с образованием характерной антипертитовой структуры плагиоклаза. Во флюидах глубинных зон снижается парциальное давление воды, вытесняемой другими флюидными компонентами (СО2, СО, СН4, НF и др.), в результате чего ограничивается устойчивость водных минералов (биотита, роговой обманки), которые вытесняются минеральными парагенезисами с участием гиперстена. За счет основных пород возникают гиперстеновые плагиогнейсы и мигматиты, в которых КПШ содержится только в антипертитовых вростках в плагиоклазе. Они описываются как эндербиты. В метапелитовых гиперстеновых гнейсах и мигматитах, сопряженных с развитием гиперстеновых гранитов (чарнокитов), плагиоклаз почти полностью вытесняется КПШ, а биотит — ассоциацией гиперстена с ортоклазом. Чарнокитизация в глубинных зонах метаморфизма относится к регионально распространенным процессам радикального преобразования грану-литов, охватывающим их аллохимический метаморфизм, сопряженный с магматическим замещением (мигматизацией и гранитизацией). Главным физико-химическим эффектом чарнокитизации является дегидратация гнейсовых пород, сопровождаемая характерными для гранитизации их преобразованиями — привнесем кремнезема и калия и выносом кальция, магния, железа и натрия.

37. Францисканская формация, ее состав и зональность.

PR офиолитовые метаморфические пояса (А) представлены фациальными сериями кианитового типа, что отражает более глубокую эрозию этих структур (А) по сравнению с обрамляющими их гранито-гнейсовыми поясами (Г), представленными силлиманитовыми и андалузитовыми фациальными сериями. Францисканская кианитовая формация западной Калифорнии (А), обрамленной с континентальной стороны гранитными батолитами Сьерра-Невады, с которыми связаны силлиманит-андалузитовые сланцы и контактовые роговики. Щелочная офиолитовая. Доорогенный комплекс. Имеет зональность. Степень эрозии францисканской формации, определяемая по парагенезисам минералов метаморфических пород, была крайне неравномерной, дифференцированной по блокам. Она возрастала в глубь континента, достигая максимальных значений вдоль западной границы ее выхода, где она контактирует с формацией Сьерра-Невада по разлому, падающему под континент. Породы францисканской формации представлены фацией глаукофановых сланцев с жадеитом и кианитом, а породы формации Сьерра-Невада — сланцами и контактовыми роговиками, в которых встречается андалузит. Зональность с В на З – ломонитовая – пренит-пумпеллеитовая – лавсонит-глаукофановая – эклогитовая. Парагенезис с Qtz и Jd становится более устойчив с увеличением хим.потенциала Na. Когда Na – min – устойчив Ab.

38. Метаморфические парные пояса.

Германотипный метаморфизм всегда накладывается на проявления альпинотипного метаморфизма (А -> Г), но в офиолитовых поясах он обычно проявляется слабо, смещаясь со временем в континентальную сторону на параллельные терригенные (миогеосинклинальные) складчатые пояса. В их глубинных зонах он приобретает максимальный размах, сопрягаясь с развитием мигматитов, тогда как на поверхности орогенная активность складчатых поясов проявляется в развитии андезитового вулканизма. В совокупности образуются так называемые парные метаморфические складчатые пояса (А—Г). На современных активных континентальных окраинах и в островных дугах они представлены двумя структурными зонами — внешней (А), прилегающей к глубоководному желобу, и внутренней (Г) зоной развития андезитового вулканизма. Во внешних офиолитовых зонах, содержащих основные вулканиты и интрузивы гипербазитов, гранитный магматизм проявляется слабо и представлен телами плагиогранитов. Они имеют более древний возраст по сравнению с гранитными батолитами внутренних зон (Г), в которых продолжение орогенеза фиксируется современным андезитовым вулканизмом. Рассмотрим эту зональность на примере Алеутской островной дуги. Пунктирная линия разделяет внешнюю (прижелобную) зону и внутреннюю зону активного базальт-андезитового вулканизма. Внешняя зона называется по составляющим ее породам сланцево-граувакковой. Эта сложнодислоцированная офиолитовая зона содержит интрузивы перидотитов и габбро и прорывается других интрузивами (батолитами) гранитов раннетретичного возраста. Интрузивы внутренней зоны содержат гранитные батолиты позднетретичного возраста. С образованием окраинных морей начинается рифтогенное разрушение активных континентальных окраин с превращением их в сейсмически пассивные окраины и образованием на них геосинклинальных прогибов, начинающих новые циклы формирования континентальной земной коры. Примером могут служить парные метаморфические пояса юго-западной Японии, складчатое обрамление Тихого океана.

39. Соотношение метаморфизма и гранитизаци.

Д.С.Коржинский связал образование сложных инъекций гранитов в гнейсы с явлениями магматического замещения (гранитизации) при участии флюидов, которыми вызывается интенсивное метасоматическое изменение инъецируемых гнейсов (развитие биотита, кварца, замещение плагиоклаза калиевым полевым шпатом с образованием характерных антипертитовых структур замещения и т.д.), приближающее их состав к составу развивающихся гранитов. Инъекционный метаморфизм всегда имеет ярко выраженный аллохимический характер, сопровождаясь привносом кремния и щелочных металлов — преимущественно натрия при плагиомигматизации и калия в процессах развития нормальных ортоклазовых или микроклиновых мигматитов. При этом значительно возрастает в породах отношение железа к магнию, уменьшается содержание кальция и других оснований. Особенно существенно изменение химического состава отложений при развитии гнейсов в толщах основных пород, в которых образуется аллохимическая зональность типа: зеленые сланцы —> амфиболиты —> основные пироксен-плагиоклазовые кристаллические сланцы —> гнейсы —> инъекционные гнейсы, или мигматиты. В общем виде зональность образований, связанных с магматическим замещением, выглядит следующим образом: гранитная магма —> загрязненная гранитная магма —> мигматит —> зоны аллохимических изменений —> метаморфические породы -> исходные осадочные или метаморфические породы. Зоны аллохимического изменения осветлены по сравнению с исходными более основными породами и более гомогенны по составу. Аллохимический метаморфизм, связанный с гранитизацией, особенно широкий размах приобретает в глубинных (гранулитовых) зонах, обнажающихся в, глубоко эродированных структурах архейских щитов и кристаллических массивов. Метаморфические флюиды в глубинных зонах приобретают собственно калиевый геохимический характер, что выражается в замещении плагиоклаза калиевым полевым шпатом с образованием характерной антипертитовой структуры плагиоклаза: калиевый полевой шпат образует в зернах плагиоклаза неправильные выделения, стирающие его полисинтетическое двойникование. Во флюидах глубинных зон снижается парциальное давление воды, вытесняемой другими флюидными компонентами (СО2, СО, СН4, НF и др.), в результате чего ограничивается устойчивость водных минералов (биотита, роговой обманки), которые вытесняются минеральными парагенезисами с участием гиперстена. За счет основных пород в этих условиях возникают гиперстеновые плагиогнейсы и мигматиты, в которых калиевый полевой шпат содержится только в антипертитовых вростках в плагиоклазе. Впервые они были описаны на Украинском щите как антипертитовые гнейсы, или виннициты. В английской литературе они описываются как эндербиты. В метапелитовых гиперстеновых гнейсах и мигматитах, сопряженных с развитием гиперстеновых гранитов (чарнокитов), плагиоклаз почти полностью вытесняется калиевым полевым шпатом, а биотит — ассоциацией гиперстена с ортоклазом. Чарнокитизация в глубинных зонах метаморфизма относится к регионально распространенным процессам радикального преобразования гранулитов, охватывающим их аллохимический метаморфизм, сопряженный с магматическим замещением (мигматизацией и гранитизацией). Главным физико-химическим эффектом чарнокитизации является дегидратация гнейсовых пород, сопровождаемая характерными для гранитизации их преобразованиями — привнесем кремнезема и калия и выносом кальция, магния, железа и натрия. Этот процесс охватывает огромные объемы складчатых формаций и относится к ведущим процессам формирования гранитного слоя континентальной земной коры.

40. Метасоматические породы. Стадии метасоматических процессов.

Метасоматоз - процесс наиболее радикального изменения состава пород под воздействием гидротермальных растворов, связанных с интрузивами. Разновидность крайнего аллохимического метаморфизма, все элементы приобрели подвижность. Осуществляется при постоянстве объема. Псевдоморфозы (замещение одних минералов другими при сохранении их формы), наиболее наглядно отражающие изохорный характер замещения. В.Линдгрен - «правило постоянства объема при метасоматозе». Изохорический характер метасоматических реакций предопределяет их независимость от литостатического давления и от глубинности, по отношению к которой выделяются минеральные фации метаморфических пород. Но с глубиной возрастает флюидное давление (следует из рассмотрения магматических пород, подразделяющихся по глубинности на вулканическую, субвулканическую, гипабиссальную и плутоническую фации). Этим же фактором определяется и своеобразие метасоматических процессов, которые зависят от глубины их развития. Т.к. небольшое постоянное давление → нет сланцеватости (массиные образования). Четко выраженная зональность. 1). Д.С.Коржинский для постмагматических процессов, сопровождающих гранитный магматизм, сам по себе порождающий кислотные гидротермальные растворы, богатые фтором, хлором и другими кислотными компонентами выделил раннюю щелочную (высокотемпературная), кислотную и позднюю щелочную (низкотемпературную) стадии. При взаимодействии с вмещающими карбонатными породами эти растворы могут терять кислотные свойства и приобретать слабощелочную реакцию. Это и определяет образование метасоматических пород, относимых Д.С.Коржинским к ранней щелочной стадии. Это в основном скарны — магнезиальные (в контактах с доломитами) и известковые (в контактах с известняками). К высокотемпературной щелочной стадии можно отнести и метасоматические породы, связанные со щелочными интрузиями (фениты и др.). Типичными породами кислотной стадии являются грейзены (в плутонической фации) и вторичные кварциты, аргиллизиты и пропилиты (в вулканической). С понижением температуры ниже 300—400°С в гидротермальных растворах развиваются критические явления, обусловленные несмесимостью во флюидах полярных (вода с растворенными в ней щелочными металлами) и неполярных жидкостей (водород и кислотные компоненты флюидов). Последние обладают более высокой миграционной способностью, и с их отделением от систем глубинного минералообразования связано возрастание щелочности гидротермальных растворов и образование пород (березитов, лиственитов, гумбеитов и др.), относящихся к поздней щелочной стадии.

41. Скарны и их типы.

Скарны - метасоматические породы, сложенные известково-магнезиально-железистыми силикатами и алюмосиликатами, возникающие в результате реакционного взаимодействия карбонатных пород с алюмосиликатными при посредстве магматогенных растворов. Различают магнезиальные и известковые скарны. Магнезиальные образуются на контактах магнезиальных карбонатных пород (доломитов, реже магнезитов) с магмой или Al-Sil породами. Для них типоморфны Fo, Di, шпинель, Flog. Известковые развиваются в результате реакционного метасоматического взаимодействия карбонатных и Al-Sil пород. Их типоморфные минералы: Grs-Andr гранаты, Di-Hed пироксены, волластонит. Выделяются экзоскарны, развивающиеся с замещением карбонатных пород, и эндоскарны — с замещением Al-Sil пород, вне зависимости от того, являются ли последние породами активного интрузивного тела или находящимися в зонах скарнообразования пассивными прослоями сланцев, роговиков, гнейсов и т. п. Различают диффузионные (или биметасоматические) и инфильтрационные скарны, для которых связь с конкретными интрузивами может не прослеживаться. Они представлены железистыми Hed и Hed-Andr типами, обогащенными Mn, нередко сопровождаются боросиликатной (датолитовой, данбуритовой) минерализацией или полиметаллическим оруденением. Часть магнезиальных скарнов образуется в магматическую стадию, инъецируется апофизами интрузивного тела и содержится в нем в виде ксенолитов. Все другие скарны являются послемагматическими образованиями. Магнезиальные скарны магматической стадии образуют субпластовые и линзовидные тела, прибл согласные с залеганием вмещающих метам толщ. В экзоконтактовой зоне интрузивов, формируют жило- и трубовидные залежи. Тела сложены кальцифирами, шпинель-форстеритовыми, шпинель-клинопироксеновыми, реже форстерит-клинопироксеновыми и шпинель-гиперстеновыми скарнами, а также клинопироксен-плагиоклазовыми, гиперстен-плагиоклазовыми и гиперстен-ортоклазовыми околоскарновыми породами. Послемагматические магнезиальные скарны образуют биметасоматические оторочки, повторяющие изгибы контактов карбонатных и алюмосиликатных пород, и инфильтрационные жилообразные тела. Первые из них достигают нескольких метров мощности. Вторые имеют протяженность до нескольких сотен при мощности до первых десятков метров. Залежи постмагматических магнезиальных скарнов окаймляются Px-Or-скаполитовыми, Px-Ort-ми, Px-скаполитовыми, Px-гаюиновыми (лазуритовыми) околоскарновыми породами, Py-паргаситовыми, Py-флогопитовыми, флогопитовыми эндоскарнами, а также Px-ми и Fo-Cal-ми экзоскарнами или кальцифирами. В составе этих пород кроме названных минералов отмечаются Q, Pl, Bt, Chl, Grt, акцессорные – Mag, Aug, Ttn и Zrn, реликтовые минералы исходных пород или частично перекристаллизованные. Известковые скарны связаны с биметасоматическим (диффузионным) или инфильтрационным механизмом образования. Наиболее распространены следующие биметасоматические, существенно диффузионные типы: а) плащеобразные тела на контакте интрузива с известняками, повторяющие его изгибы; б) межпластовые залежи в шарнирных частях или крыльях складок; в) внутрипластовые залежи, которые образовались на месте тонкопереслаивающихся известняков и терригенных или вулканогенных пород, известковистых туфопесчаников, мергелей, тектонических брекчий. Мощность диффузионных скарнов невелика: от сантиметров до нескольких метров, за исключением последнего типа. Главные типы пород, слагающих известково-скарновые тела, — пироксеновые, гранатовые, пироксен-гранатовые, волластонитовые, родонитовые скарны; скарновые эпидозиты; пироксен-амфибол- или гранат-плагиоклазовые околоскарновые породы; близскарновые породы. Структуры гранобластовые или призматические нематобластовые. Эндоскарны часто содержат титанит, отсутствующий в экзозоне. В биметасоматических диффузионных скарнах составы пироксена и граната варьируют внутри каждой зоны метасоматической колонки. В инфильтрационных скарнах они примерно постоянны в пределах зоны и скачком меняются на границах зон. Вторичные минералы – Act, Chl, Cal, Q - развиваются по Px; везувиан, Ep, Cal, Q - по гранату. Под воздействием на породы кислых растворов при интенсивной и продолжительной инфильтрации происходит вынос из них сильных оснований, они обогащаются кварцем и замещаются грейзенами в плутонической фации и вторичными кварцитами (аргиллизитами, пропилитами) в вулканической.

42. Березиты, листвениты и гумбеиты.

Березиты, листвениты, гумбеиты - породы поздней щелочной стадии. В вулканической фации процессы кислотного выщелачивания прослеживаются практически без ограничения до самых низких температур благодаря пониженному флюидному давлению и приповерхностному окислению флюидов, усиливающему их кислотность при переходе бескислородных кислот в более сильные кислородные. В плутонической же фации кислотная стадия имеет ограничения по температуре (300—400°С), ниже которой процессы выщелачивания оснований, свойственные грейзеновому процессу, затормаживаются и прослеживаются процессы осаждения оснований (в виде карбонатов и других основных минералов). Березиты и листвениты — типичные породы околорудного изменения кислых и ультраосновных пород в этих условиях. Березитами называются породы, состоящие из кварца, серицита, карбоната анкеритового ряда и пирита; лиственитами — кварц-карбонатные породы с примесью серицита, часто хромсодержащего. Внешние зоны березитовых и лиственитовых тел слагают березитизированные и лиственитизированные породы; кроме того, в состав тел входят жилы и образования сопряженного метасоматоза. Для березитизированных пород характерны реликтовые структуры и текстуры исходных пород благодаря широко развитым псевдоморфозам. По ним легко устанавливаются реакции замещения. Из первичных минералов устойчивы лишь кварц, апатит, иногда калиевый полевой шпат. Лиственитизированные ультрабазиты содержат серпентин, хлориты, тальк, карбонаты доломит-анкеритового, реже магнезит-брейнеритового ряда, реликтовые магнетит и хлорит. Карбонаты образуют крупные (до нескольких сантиметров) хорошо кристаллически оформленные порфиробласты. Основная масса сложена преимущественно чешуйчатыми минералами и поэтому имеет лепидобластовую структуру. Текстура их может быть массивной и сланцевой. Карбонатный агрегат в лиственитах характеризуется зубчатыми или мостовидными гранобластовыми структурами. Относится он исключительно к брейнеритовому ряду. Небольшое количество мусковита образуется на фронте замещения талька за счет примеси глинозема в нем. Мусковит часто имеет зеленую окраску и плеохроирует за счет изоморфной примеси хрома. Даже в типичных лиственитах иногда сохраняются реликты петельчато-сетчатой структуры исходных серпентинитов. Они бывают видны благодаря распределению рудного минерала (магнетита или пирита), фиксирующему бывшие хризотиловые петельчатые выделения. Гумбеиты – кварц, КПШ, хлорит. Много шеелита. Зональность: кварцевое ядро, Kfs-Chl оторочка.

43. Грейзены, вторичные кварциты, пропилиты, аргиллизиты.

Грейзены — это особенно продуктивные метасоматические породы, сопровождающие рудные жилы на месторождениях олова, бериллия, молибдена, вольфрама, лития и других элементов. Это существенно кварцевые, кварц-мусковитовые, кварц-топазовые, кварц-лепидолитовые породы с топазом или без него. Сходные породы, содержащие литиевые слюды или сидерофиллит, выделяются под названием цвиттеры. Грейзены — продукты интенсивного метасоматоза исходных пород кислого или среднего состава. Грейзены образуются в плутонической фации, обеспечивающей достаточно высокое давление флюидов для образования мусковита. В субвулканических условиях низкого флюидного давления в процессах кислотного выщелачивания вместо грейзенов возникают вторичные кварциты. Можно выделить два этапа, благоприятных для формирования вторичных кварцитов.

1. Заключительные фазы начального этапа развития эвгеосинклиналей, когда в глубоких прогибах начинают проявляться поднятия и основные лавы сменяются более кислыми. В пределах офиолитовых поясов внешних островных дуг серные и колчеданные месторождения группируются вблизи вулканических центров. Сопровождающие их околорудные изменения дают пластообразные и линзовидные тела, часто рассланцованные при последующем метаморфизме.
2. Заключительные орогенные этапы развития геосинклиналей. Массивы вторичных кварцитов связаны со структурами типа внутренних вулканических дуг или окраинных вулканических поясов. В зависимости от глубинности они приурочены к апикальным контактовым поверхностям интрузивов либо к вулканическим постройкам.

Наиболее распространенным и характерным породообразующим минералом является кварц, а в субвулканических условиях — опал и метастабильные продукты его кристаллизации (халцедон, тридимит и кристобалит), серицит. Типоморфны для вторичных кварцитов высокоглиноземистые минералы: андалузит, диаспор, пирофиллит, алунит. Характерны псевдоморфозы, поэтому видны реликты структур (порфировой, обломочной, порфировидной), а иногда и текстур (флюидальность, полосчатость) исходных пород. КПШ замещается серицитом. Аргиллизиты — гидротермально измененные каолиновые породы. Являются продуктами сольфатарного изменения пород вокруг рудных жил колчеданных, Cu-Mo, Au и Ag-Pb-Zn месторождений. По отношению к рудным жилам аргиллизиты располагаются обычно зонально в такой последовательности зон (от рудной жилы): кварцевая, шамозит-кварцевая, каолинит-шамозитовая, каолинитовая, каолинит-монтмориллонит-шамозитовая, каолинит-монтмориллонитовая, хлорит-монтмориллонитовая, хлоритовая. В интенсивно аргиллитизированных породах практически отсутствуют реликты минералов исходных пород. В псевдоморфозах по всем минералам преобладает каолинит-гидрослюдистый агрегат, появляются новообразования кварца или халцедона, иногда опала. Псевдоморфозы по цветным минералам отличаются главным образом сохранением гетита, пирита, гематита, рутила (анатаза). Богатые хлоритом метасоматически измененные основные вулканические породы называются пропилитами. Пропилитизация локализована на площадях до десятков квадратных километров и тяготеет к дизъюнктивным нарушениям и субвулканическим интрузивам. Не свойственна сланцеватость. Характерна связь пропилитов с продуктами интенсивного кислотного метасоматоза (вторичных кварцитов) и с сульфидным оруденением, сменяющим пропилитизацию во времени. Пропилиты сложены: главных минералы-альбит, хлорит, кальцит, пирит, кварц, типичны эпидот, адуляр, серицит, актинолит, пренит, цеолиты. Характерные акцессорные минералы — рутил, титанит, апатит, гематит. В пропилитах, особенно субвулканической фации, постоянно присутствуют реликтовые минералы исходных пород.

44. Метасоматоз и рудообразование.

Отложение рудной минерализации связано обычно со стадией регрессивного метасоматоза (связан с остыванием раскристаллизованных интрузивных тел, постмагматический). К этой стадии относятся процессы переработки ранних магнезиальных скарнов (магматической стадии): развитие в них флогопита, магнетита, людвигита, амфиболов, образование флогопитовых и других магнезиальных (постмагматических) скарнов, известковых скарнов, сложенных гранатом (гроссуляр-андрадитового ряда), клинопироксеном, волластонитом, магнетитом и др. Известковые скарны обычно развиваются в контактах изверженных пород с известняками, реже при замещении ранее образованных магнезиальных скарнов (железистые пироксен-андрадитовые скраны). Выделяется формация сильножелезистых геденбергитовых скарнов, для которых непосредственная связь с интрузивными породами не прослеживается (удаленная скарновая формация). С ними связано боросиликатное, полиметаллическое оруденение. Грейзены и сопровождающие их кварцевые жилы характеризуются тесной пространственной связью с гранитоидами и пегматитами. Образуются при высоких температурах, слагаются минералами богатыми летучими компонентами – литиевыми слюдами, топазом, флюоритом, турмалином, бериллом и др. Сопровождаются рудной минерализацией – касситеритом, фольфрамитом, шеелитом, рутилом, арсенопиритом, халькопиритом, сфалеритом и др. Вторичные кварциты могут быть обогащены рутилом и пиритом. Вторичные кварциты с медным и медно-молибденовым оруденением связаны со штоками основных гранитоидов (гранодиорит-порфиров и монцонит-порфиров). Серицитовые кварциты этих месторождений приурочены к апикальным частям интрузивных тел и сохраняют реликты порфировой структуры (порфировые медные руды). Также с вторичными кварцитами связаны месторождения колчеданов (в кварц-серицитовых породах), залегающих среди вулканических толщ альбитофиров. Концентрация и рассеяние рудных металлов в процессах флюидной миграции и образования метасоматических пород во многом определяются тих сродством к кислороду и сере. По величинам этого сродства рудогенные металлы подразделяются на группы, занимающие определенные поля на диаграмме.

45. Критерии выявления протолита

1. Минералогические. Например, если есть ставролит, хлоритоид, And, Ky, Sill - это глинистые осадочные породы. Также для метапелитов (производных глинистых осадочных) характерны серицит, мусковит, кордиерит, сапфирин, встречается ПШ. Показателем может служить количество минералов в породе (если 50-60% слюд – глинисто-карбонатные породы). Для ортопород характерным признаком может служить магматический плагиоклаз (с четкими полисинтетическими двойниками, зональностью)
2. Петрографические. Если в породе сохраняются реликтовые текстуры и структуры. Миндалины, (Ep, Q) – скорее всего, базальт; полосчатость – осадочная. Pl/Chl+Ep+Act – переслаивание глинисто-кремнистых и глинистых полос.
3. Петрохимические. См. билет 7. У метапелитов CaO< 5%, SiO2 45-75%, Al2O3 13-26%, сумма щелочей до 7% (калия сильно больше чем натрия). У метабазитов CaO 6-13%, SiO2 42-56%, Al2O3 10-20%, сумма щелочей 1-5% (калия меньше).
4. Геологические. К примеру, условия залегания. Если рвущий контакт – орто-, если согласный – скорее всего, парапорода.

Если согласно залегают кварциты – кварцито-сланцы – слюдяные сланцы – амфиболиты – мраморы, то исходные породы, соответственно: кварцевые песчаники – кварцевые песчаники с глинистым цементом – глины – мергели – карбонаты.

46. Фациальные серии метаморфических горных пород.

Формационное подразделение метаморфизма имеет фациальный аспект. Диаграмма отражает аномальность мет-ма, всегда происходящего при Т, более высокой по сравнению с фоновой, характеризуемой линией геотермического градиента. Она отвечает режиму формирования осадочных горных пород при погружении осадков на глубину без их существенных дислокаций. Фациальная серия – набор метаморфических пород, отвечающих разным минеральным фациям и образующихся в определенных геологических условиях.

1. Альпинотипной называется метаморфическая формация (А), представленная фациальной серией цеолитовых пород, пренит-пумпеллиитовых, лавсонитовых и глаукофановых сланцев. Метаморфизм этого типа (А) называется еще догранитным, так как он предшествует стадии орогенеза, к которой относится становление в складчатых поясах гранитов и связанных с ними метаморфических преобразований. Метаморфизм погребения (высокие давления, градиент).Н2, СН4, СО, Na.
2. В отличие от альпинотипной тектоники горизонтальных движений, на орогенной стадии тектоника становится германотипной с преобладанием главным образом вертикальных поднятий. Соответственно и метаморфические формации орогенной стадии можно назвать германотипными (Г), охватывающими фациальные серии слюдяных сланцев, гнейсов и мигматитов, аллохимический характер которых (в отличие от натровой формации А) приобретает калиевую специфику. Н2О, СО2, К. Германотипный метаморфизм всегда накладывается на проявления альпинотипного метаморфизма (А -> Г), но в офиолитовых поясах он обычно проявляется слабо, смещаясь со временем в континентальную сторону на параллельные терригенные (миогеосинклинальные) складчатые пояса. В их глубинных зонах он приобретает максимальный размах, сопрягаясь с развитием мигматитов, тогда как на поверхности орогенная активность складчатых поясов проявляется в развитии андезитового вулканизма. В совокупности образуются так называемые парные метаморфические складчатые пояса (А—Г).
3. Серия контактового метаморфизма. Мигматиты. Появление расплава. Гранитизация. Сопровождается внедрением интрузивов и субвулканических тел разнообразных изверженных пород (гоббро-гранитных, гранитных, граносиенитных и др.) и контактовым преобразованием вмещающих пород. Можно отнести часть метасоматических пород. В фациальных сериях А и Г формаций степень метаморфизма нарастает с увеличением глубины эрозионных срезов, тогда как температура контактового метаморфизма растет в обратном направлении при переходе от батолитов к гипабиссальным интрузивам и вулканическим комплексам. Контактовые породы в этом смысле представляют самостоятельную формацию (К), завершающую обычно эволюцию метаморфизма подвижных поясов: А—Г—К. В системе фациальных серий эта последовательность представлена на диаграмме.

47. Подвижность химических элементов при метасоматозе. Особенности процессов десиликации.

Дифференциальная подвижность компонентов – фундаментальное понятие в учении о метасоматозе. При изучении природных систем важно установить, какие параметры определялись внешними условиями и начальным состоянием системы, то есть должны рассматриваться как независимые, а какие зависимы от первых. При метасоматозе независимыми параметрами, то есть факторами равновесия системы будут массы нерастворимых компонентов породы и концентрации растворимых компонентов в растворе, задаваемые извне, а также температура и давление флюида. Остальные параметры, включая и массы растворимых компонентов в породе, будут зависеть от факторов равновесия.

Компоненты, массы которых в данном процессе являются факторами равновесия, называются инертными, а все остальные – вполне подвижными. Для вполне подвижных компонентов факторами равновесия являются их химические потенциалы. Согласно правилу фаз, число фаз Ф = k + 2 – n. Каждый из вполне подвижных компонентов, являясь фактором равновесия, вносит в систему по одной степени свободы, уменьшая на единицу число сосуществующих фаз. Максимальное число фаз равно или меньше числа инертных компонентов и не зависит от числа вполне подвижных. Изменение числа фаз на границах метасоматических зон связано с переходом во вполне подвижное состояние одного из инертных компонентов. В результате полного протекания процесса тыловая зона должна стать мономинеральной. Это и есть принцип дифференциальной подвижности компонентов.

Метасоматическая зональность – устойчивая и закономерная смена пород, наблюдаемых как единая, повторяющаяся совокупность, которая обусловлена дифференциальной подвижностью компонентов [Коржинский, 1973]. Это характерная черта метасоматических процессов. Ее возникновение связано с различной скоростью продвижения фронтов замещения разных минералов, так как скорость реакции разных минералов с компонентами раствора различна. При интенсивном метасоматозе образуется ряд последовательных зон с тенденцией к образованию резких границ, с уменьшением числа сосуществующих минералов.

Формированию зональности способствует также существование фильтрационного эффекта, который заключается в том, что частицы вещества в поровых растворах (ионы, комплексные соединения) имеют разные размеры и могут двигаться с различной скоростью и по-разному проходить слабопроницаемые породы (геохимические барьеры).

Главной средой, через посредство которой происходят метасоматические замещения, является существенно водный или водно-углекислотный флюид. Его состав и состояние зависят от температуры и источника растворов. Гидротермальные растворы, помимо воды и CO², содержат галоиды щелочных и сульфаты щелочноземельных металлов, а также редкоэлементную и рудную нагрузку, зависящую от состава магматического источника. По составу воздействующих на породу растворов метасоматоз подразделяется на кремнещелочной, щелочной, кислотный, известковый, магнезиальный, железистый и т.д. Образующиеся породы в целом называют метасоматитами с соответствующими определениями (щелочные, железистые метасоматиты), или собственными именами – грейзены, скарны, пропилиты, березиты и т.д.

Выделяется инфильтрационный и диффузионный тип метасоматической зональности, которые связаны с различиями механизма перемещения компонентов путем диффузии или инфильтрации ионов в растворе. В первом случае компоненты могут перемещаться через неподвижный раствор посредством диффузии в сторону более низкой концентрации (необходимое условие – наличие градиента концентрации). Во втором компоненты переносятся вместе с раствором. Главным признаком инфильтрационного метасоматизма является постоянный состав минералов во всем пространстве зоны. В случае диффузионного метасоматоза состав минералов меняется постепенно. Но в чистом виде диффузионный и инфильтрационный метасоматоз проявляются редко, чаще бывают комбинации с подчиненной ролью диффузионного метасоматоза вследствие малой скорости диффузии.

Соотношение инертных и подвижных компонентов от зоны к зоне метасоматической колонки меняется. Изучив минеральный состав в каждой зоне, можно расположить компоненты в ряд относительной подвижности компонентов. Порядок элементов в этом ряду зависит от состава замещаемых пород, температуры и давления раствора. Но некоторые компоненты почти всегда возглавляют этот ряд – такие как вода и углекислота, затем идут сера, хлор, щелочи. Следующая группа – кислород, Ca, Mg, Fe, кремнекислота, чья подвижность сильно зависит от P, Т и состава замещаемых пород. Подвижность FeO и CaO возрастает с понижением температуры, а Al₂O₃ -уменьшается. При скарнировании известняков магний подвижнее кальция, в доломитах – наоборот, кальций подвижнее магния. Почти всегда инертны Al₂O₃, TiO₂, P₂O₅. Так для известковых скарнов Турьинских медных рудников, как и для большинства высоко- и части среднетемпературных процессов характерен такой ряд убывающей подвижности (Коржинский, 1955):

H₂O, CO₂, S, K₂O, Na₂O, O₂, MgO, Fe, CaO, SiO₂, P₂O₅, Al₂O₃, TiO₂

Подвижность многих компонентов меняется в зависимости от анионного состава раствора. Так, сера повышает инертность Fe, фтор – Ca, углекислота – Ca, Mg, Fe в связи с отложением, соответственно, пирита, флюорита, карбонатов. При высокой щелочности растет подвижность Si и Al по сравнению с Mg и Fe [Граменицкий и др., 2000]. Так что ряды подвижности варьируют с изменением состава и насыщенности растворов.

Источник: Антипин В.С., Макрыгина В.А. Геохимия эндогенных процессов. Часть II. Геохимия процессов метаморфизма и метасоматоза: Учебное пособие. - Иркутск: Изд-во ИГУ, 2006. - 294 с.

48. Импактный метаморфизм.

Импактиты - метам и магм г.п., возникающие под ударами взрывных волн, порождаемых мощными взрывами в метеоритных кратерах и в кольцевых структурах на платформах. Взрывные метеоритные кратеры имеют простую чашеобразную форму, окружаются кольцевыми валами выброшенного материала и содержат обломки железных метеоритов. Строение выбросов упорядочено. Среди них выделяют отложения базисной волны, баллистические выбросы и обратные выпадения. Эти выбросы слабо сортированы, содержат много пылевых частиц вместе с глыбами. В распределении выбросов - обратный порядок слоев пород, в которых образовался кратер. Выбросы содержат много мелких обломков метеоритного тела. В большинстве случаев не несут следов удара или мет-зма, но в них содержатся многочисленные обломки частично расплавленных пород, обломки со следами скалывания и корочками стекла. Кольцевые структуры на платформах отличаются сложным многокольцевым строением. Их формирование начинается с образования огромных платформенных депрессий диаметром до 180 км, в центральных частях которых происходят гигантские взбросы кристаллического фундамента платформы, и возникают взрывные диатермы. Кольцевые депрессии отражают деструкцию континентальной коры, сопровождаемую вздыманием поверхности Мохо, обусловленную развитием на глубине гипербазитового магматизма. Они сопряжены с взрывными явлениями большой мощности, создающими очаги землятресений и взбросы кристаллического фундамента огромной амплитуды в центральных частях кольцевых структур. Попигайская депрессия. Обилие блоковых взбросов проявилось в образовании кольцевого вала, разделяющего депрессию на внешнюю и внутреннюю зоны, заполненную брекчиями, зювитами и тагамитами. Породы чехла подвергались дроблению под центробежным давлением внедряющихся пластин кристаллического фундамента с одновременной цементацией обломков расплавами извергающихся зювитов, выносящих из глубины фрагменты недоплавленных брекчированных гнейсов. В результате образовывались породы смешанного состава, залегающие на месте - аутигенные брекчии, тяготеющие по распространенности к периферии внешней депрессионной зоны. Наряду с ними депрессии заполнялись лавами зювитов и тагамитов, в различной мере обогащенными обломками выносимых из глубины кристаллических пород и их минералов. Возможно, они отчасти выбрасывались взрывами в атмосферу и осаждались в виде аллогенных (возвращенных) брекчий, в общем же это эксплозивные извержения лавовых брекчий кристаллического фундамента платформы. На периферии структуры они перекрывают аутигенные брекчии смешанного состава. Сами они перекрываются туфогенными образованиями зювитов и тагамитов. Заключительный этап формирования Попигайской кольцевой структуры - образование взрывных диатрем, накладывающихся на нее главным образом в обрамлении. Помимо брекчирования импактный метаморфизм в породах платформенного фундамента выражается в образовании в минералах дислокаций и трещиноватости — субпараллельной и планарной (перекрещивающейся). В минералах возникают механическое двойникование, облачное погасание и разнообразные деформации. Под воздействием флюидных взрывов огромной мощности породы подвергаются брекчированию и импактному (ударному) плавлению. При этом отдельные минералы изоморфно замещаются своим собственным мономинеральным стеклом (диаплектовым). Такой характер плавления объясняется тем, что под действием взрывной волны подъем температуры в каждом минерале происходит автономно в зависимости от его акустических свойств. На самой высокой ступени взрывного мет-ма дробление (катаклаз) пород сопровождается их плавлением и возникают стекловатые породы - зювиты и тагамиты. Зювиты - брекчии, состоящие из различной величины обломков стекла (витрокластов), гранито-гнейсовых и осадочных пород и их минералов (эпикластов), сцементированных тонкообломочным материалом, размер обломков в котором менее 0,1 мм. По размеру витрокластов и литокластов зювиты подразделяются на пепловые (0,1-2,0 мм), лапиллиевые (2,0-50 мм), агломератовые и глыбовые (более 50 мм). Можно также подразделять их с использованием систематики по крупности обломков туфов и туффитов на пелитовые, псаммитовые, псефитовые, агломератовые и глыбовые. Тагамиты отличаются от зювитов стекловатым составом цемента обломочного (катакластического) материала, представленного в тагамитах пористым и пузырчатым стеклом или в различной мере раскристаллизованной породой, преимущественно состоящей из Pl и Opx. Обломочный материал в тагамитах распределен неравномерно.

49. Строение астроблем и представления об их происхождении.

Астроблема ("звездная рана") - углубление, появившееся на поверхности Земли в результате падения космического тела меньшего размера. Распределение астроблем по поверхности Земли носит случайный характер; больше всего их в восточной части Северной Америки и Европе, то есть в геологически наиболее изученных районах земного шара.

Форма и размеры астроблем, характер преобразования в них пород земной коры являются результатом ударного метаморфизма. В момент удара давление на горные породы достигает нескольких гигапаскалей, а температура измеряется десятками тысяч градусов. Такие параметры являются следствием реализации при ударе очень высоких энергий за крайне малое время.

Энергия соударения космического тела с поверхностью планеты зависит от его массы и скорости. Скорость сближения двух тел (для Земли и астероида) лежит в пределах от 11,2 до 72,8 км/с. Мощная и плотная атмосфера тормозит космическое тело тем сильнее, чем больше его диаметр, так как оно перемещает впереди себя газ, сжимая его и постепенно затормаживаясь. Если уплотненная масса газа достаточно велика, то скорость соударения приближается к нулю. В Намибии (Ю. Африка) на поверхности земли лежит железный метеорит Хоба, вес которого около 60 т. Ни кратера, ни даже лунки при его падении не образовалось - метеорит приземлился как бы на воздушной подушке, скорость соударения была практически нулевой.

При скоростях соударения до 3-5 км/с образуются ударные кратеры (лунки, воронки, по размеру соответствующие метеориту-ударнику). Породы мишени дробятся и выбрасываются из воронки, распределяясь равномерно вокруг нее при вертикальном падении или вперед по направлению падения при ударе под углом. При больших скоростях соударения происходит взрыв.

Причинами взрыва являются резкое торможение космического тела при столкновении и переход кинетической энергии движущегося тела частично в механическую, частично в тепловую. Суммарная энергия, реализуемая в процессе соударения, может превышать 10¹⁹-10²³ Дж. Высокая плотность энергии определяет колоссальные градиенты параметров (давления и температуры) и как следствие - очень большие скорости протекания механических и тепловых процессов.

Резкое торможение космического тела при столкновении его с поверхностью планеты приводит к возникновению ударной волны сжатия, которая движется от точки столкновения вперед (в породах мишени - земной коры) и назад (в веществе ударника - космического тела). Сила сжатия при этом может составлять 100-300 ГПа, а время достижения максимальной величины сжатия измеряется первыми миллиардными долями секунды (10^-9 с). Сжатие вызывает нагрев вещества до нескольких десятков тысяч градусов за столь же краткие промежутки времени (рис.3).

Ударное сжатие сменяется разрежением (разгрузкой), которое сопровождается механическим преобразованием породы, ее дроблением и адиабатическим охлаждением вещества. Эти процессы происходят медленнее, чем рост давления и температуры. И если давление в горных породах при разгрузке возвращается к исходному, то температура нет. Послеударная температура вещества в точке удара оказывается очень высокой, достигая 10 000-15 000 гр. С.

Ударная волна от точки соударения движется во все стороны, и в первые моменты ее фронт имеет сферическую форму. Однако очень быстро эта форма искажается из-за неоднородности свойств пород мишени, а амплитуда ударной волны падает на краю кратера до 0,001 ГПа и менее. Механическое и тепловое воздействие на породы мишени также быстро падает. Поэтому в образующемся метеоритном кратере в центре (у точки удара) возникает зона испарения вещества (где породы нагреваются до многих тысяч градусов), затем располагается зона плавления вещества (при нагреве 1500 гр.С и выше) и, наконец, зона дробления пород (в которой нагрев не превышает десятков - первых сотен градусов). Продукты дробления, плавления и испарения горных пород мишени и ударника вовлекаются ударной волной в центробежное движение - вверх, в атмосферу планеты и в стороны, за пределы кратера. Расширение пара опережает движение расплава и твердых обломков и благодаря очень высокой скорости создает эффект взрыва. Следовательно, импактный процесс, начинаясь как удар, заканчивается как взрыв.

Описанная последовательность элементарных процессов характерна для любой точки в кратере, но в целом все эти процессы идут одновременно по всему кратеру - сразу, мгновенно, благодаря очень высокой скорости движения ударной волны, измеряемой километрами в секунду. После затухания ударной волны формирование астроблемы продолжается: падают выброшенные в атмосферу обломки, оседают борта воронки, деформируется ее дно, перемешиваются в движении обломки и расплав, кристаллизуется расплав, остывают породы кратера - импактиты. Это стадия переработки (модификации) метеоритного кратера. Она происходит уже намного медленнее. Если образование воронки занимает секунды (в самых крупных кратерах - десятки секунд), то стадия модификации - это уже геологический процесс (по скорости протекания) и он растягивается на тысячи, десятки тысяч, сотни тысяч и миллионы лет.

Особенности геологического строения астроблем зависят от многих причин, среди которых главными являются две: энергия соударения и угол встречи ударника с мишенью. Энергия соударения определяет общие размеры метеоритного кратера и сложность его внутреннего строения. От угла встречи зависит форма астроблемы в плане.

Большая часть метеоритных кратеров имеет в плане округлую форму, что свидетельствует о крутом (близком к вертикальному) движении ударника. Пологое падение приводит к появлению кратера, вытянутого по направлению падения ударника. При этом, чем меньше угол встречи при соударении, тем сильнее вытянут кратер. Рекордсменом в этом смысле являются кратеры Рио-Кварто в Аргентине, образовавшиеся примерно 10 000 лет назад. Самый крупный из них имеет длину 4,5 км и ширину 1,1 км при глубине всего 7-8 м. Расчеты и экспериментальные исследования показывают, что в этом случае угол встречи был менее 9 гр.

Округлая воронка кратера окружена валом (рис. 5), который образован задранными пластами горных пород мишени (это цокольный вал), перекрытыми выброшенными при взрыве обломками пород (которые слагают насыпной вал). Часть обломков переносится взрывной волной еще дальше и дает шлейф закратерных выбросов, который постепенно по мере удаления от центра кратера становится все тоньше.

Рис. 5. Строение метеоритных кратеров (астроблем), разрез: а - общая схема. 1-4 - импактиты: 1 - аллогенные брекчии закратерных выбросов, 2 - те же породы внутри астроблемы, 3 - аутигенные брекчии, 4 - расплавные импактиты (тагамиты, стекла, шлаки); 5 - разрывные нарушения, 6 - породы мишени.

Небольшие (диаметром до 3-4 км, изредка больше) астроблемы имеют простую чашеобразную форму. Глубина у них обычно составляет около 1/3 диаметра. Это отношение является одним из признаков, позволяющих отличать импактные кратеры от вулканических (у которых оно обычно не менее 0,42). При больших диаметрах воронки в центре кратера возникает центральное поднятие (центральная горка), которое образуется благодаря упругой отдаче пород мишени в области максимального их сжатия (под точкой удара). При диаметрах воронки более 14-15 км появляются кольцевые поднятия. Иногда в кратере наблюдаются и центральное, и кольцевое поднятия одновременно. Отношение глубины к диаметру с увеличением поперечника быстро падает до 0,05-0,02, и полость астроблемы становится уплощенной. Под кратером располагается зона трещиноватости, которая постепенно затухает с глубиной.

Внутри кратера располагаются продукты взрыва (импактиты). Это обломки пород мишени, стекла, пемзы и другие производные импактного расплава, смесь дробленого и расплавного материала. Сверху обычно все перекрывают осадочные породы (отложения озера, заполнившего кратер после взрыва).

Кратеры постепенно разрушаются в результате эрозии и геологических процессов, изменяющих поверхность. На ледяных телах рельеф кратеров сглаживается в результате оплывания льда (в течение геологически значимых промежутков времени), поскольку лёд пластичнее горных пород.

Возраст известных земных ударных кратеров лежит в пределах от 1000 лет до почти 2 млрд лет. Кратеров старше 200 млн лет на Земле сохранилось крайне мало. Ещё менее «живучими» являются кратеры, расположенные на морском дне.

Источник: В. И. Фельдман. Астроблемы — звёздные раны Земли, Соросовский образовательный журнал, № 9, 1999

50. Метакарбонатные породы.

Продукты мет-ма известняков, доломитов, травертинов, известковистых туфов. Исходными могут быть чисто карбонатные разности и разности с примесью кремнистого, глинистого и др. материала. Кальцитовые и доломитовые мраморы могут образовываться при региональном и при контактовом мет-ме. Это зернистые породы, почти целиком состоящие из зерен кальцита или доломита, с гранобластовой структурой. В зависимости от Т образования мраморов и интенсивности процесса мет-ма стр-ра может меняться от гетерогранобластовой (низкие ступени) до гетерогранобластовой (средние и высокие). С ростом Т ноблюдается увеличение и общее выравнивание размера зерен карбоната. На начальных стадиях мет-ма образуются мраморизованные известняки или доломиты, в которых значительная часть тонкодисперсного карбонатного вещества исходных пород испытывала бластез и образовались крупные зерна кальцита или доломита. По мере нарастания интенсивности мет-ма мраморизованные известняки или доломиты переходят в кристаллически-зернистые карбонатные попроды. При контактовом мет-ме в условиях относительно высоких Т, но низких давлениях СО2 доломир разлагается на кальцит и периклаз. При регрессивном мет-ме периклаз подвергается гидратации с образованием брусита. По форме зерен стр-ра мраморов может быть роговиковой или торцовой. Текстура может быть массивной (при контактовом мет-ме), сланцеватой или полосчатой (мраморы мет-их комплексов).Силикатно-карбонатные породы. Если исходные карбонатные осадки содержат примесь кремнезема, то он в условиях относительно низких температур мет-ма не вступает в реакцию с карбонатным веществом и возникают кварц-кальцитовые или кварц-доломитовые мраморы. По мере повышения Т и Р в мраморах возникают силикаты:тремолит, диопсид, форстерит, волластонит и др. Коржинский: увеличение глубинности препятствует реакциям декарбонатизации и ряд кальциевых и кальциево-магниевых минералов становится неустойчивыми в глубинных условиях. На глубине, несмотря на высокую Т, устойчивы кварц-кальцитовые и кварц-доломитовые мраморы, а также чисто доломитовые разности последних без периклаза. В высокотемпературных кальцит-форстеритовых доломитсодержащих мраморах обычно содержатся шпинель, паргасит, гумит, замещающих форстерит. С повышением содержания кремнезема доломитовые мраморы сменяются форстерит-кальцитовыми с диопсидом, флогопитом, шпинелью, магнетитом, которые связаны переходами с диопсид-кальцитовыми мраморами, в состав которых могут входить гроссуляр, плагиоклаз, волластонит или кварц. Если есть примесь глинистого материала с глиноземом, то образуется гроссуляр, клиноцоизит, плагиоклаз. В условиях контактового мет-ма в известковых силикатных мраморах иногда образуется ларнити спуррит. В условиях регрессивного мет-ма переход к диопсид-доломитовой фации проявляется образованием в доломитовых мраморах диопсидовых или паргаситовых кайм, окружающих зерна форстерита. Парагенезис форстерита с кальцитом становится неусьойчив и сменяется ассоциацией доломита и диопсида. Диопсид-доломитовая ступень мет-ма ограничивается в области более низкой Т тремолит-кальцитовыми мраморами, в которых диопсид полностью вытесняется ассоциацией тремолита, кварца, кальцита. Тремолитовые мраморы – продукты средентемпературного мет-ма магнезиальных карбонатных отложений. В них развита тальковая минерализация. Т.О. намечаются основные типы мет-их мраморов, отвечающих последовательному снижению степени мет-ма (при избытке кальцита): форстеритовыедоломит-диопсидовыедиопсид-тремолитовыекварц-тремолитовые (без диопсида)  кварц-доломитовые.

51. Основы физико-химического анализа парагенезисов минералов (правило фаз, диаграммы фазового соответствия и состав-парагенезисы).

Основывается на детальном изучении состава минералов, слагающих горные породы и на физико-химических расчетах их зависимости от Т., Р, химических потенциалов компонентов во флюидах, сопровождающих магматизм и метаморфизм. Метаморфизм горных пород в ф-х аспекте осуществляется в природных системах, определяемых термодинамическими параметрами, к числу которых относятся экстенсивные, т.е. Зависящие от массы или числа компонентов в системе, обладают свойством аддитивности (объем, энтропия, масса); и интенсивные, которые не зависят от массы или числа компонентов (Т, Р, хим. Потенциал). Соответственно разделению компонентов на инертные и ВП производится построение диаграмм минеральных парагенезисов метаморфических пород. Относительно инертных компонентов составляются диаграммы состав-парагенезис, а влияние ВПК анализируется в системах минеральных фаций метаморфических пород путем построения диаграмм химических потенциалов компонентов и их комбинаций с температурой и давлением. Диаграмма состав-парагенезис отвечает произвольным значениям Т, Р, . Условие произвольного значения интенсивных параметров влечет за собой преобразование правила фаз Гиббса n=К+2-Ф, n-общее число степеней свободы, К-общее число компонентов (инертные+ВПК), Ф-число фаз (минералов). Химические потенциалы ВПК совместно с Т и Р составляют группу интенсивных параметров метаморфических систем (Кm+2), которые применительно к построению диаграмм состав-парагенезис имеют произвольные значения. Соответственно они исключаются совместно с приходящимися на них внешними степенями свободы из правила фаз, в котором остаются только внутренние степени свободы: n=Ki-Ф. Эти степени свободы реализуются переменным составом минералов, обусловленным изоморфизмом компонентов, входящих в их состав. Каждый изоморфный ряд сокращает число минералов на единицу. Для построения диаграмм состав-парагенезис используется  на котором паргенезисы изображаются в отношении трех инертных компонентов. Инертные компоненты подразделяются на виртуальные компоненты, соотношением которых определяется парагенезисы пород и реакции между минералами, разделяющие минеральные фации на диаграммах, построенные относительно интенсивных параметров; компоненты, определяющие наличие в породах избыточных минералов или акцессорных минералов. Изоморфизм инертных компонентов в минералах играет индикаторную роль при изучении метаморфизма и приводит к сокращению числа минералов (KiФ), которое отображено на диаграммах объединением изоморфных компонентов в один компонент. В метаморфических породах широко представлены фазы переменного состава, поэтому для изучения парагенезисов надо учитывать особенности изоморфизма сосуществующих минералов, состав которых сопряженно меняется при изменении интенсивных параметров. Для т/цв минералов характерен изоморфизм железа и магния, которые неодинаково распределяются между равновесными минералами. Обобщение данных по сосуществующим минералам переменного состава являются диаграммы фазового соответствия.