ПЕТРОГРАФИЯ 3 ЗАДАНИЕ. Ультаметаморфизмом
 Скачать 196.94 Kb.
|
|
ВАРИАНТ №20 20 Фации регионального метаморфизма. Особенности пород зеленосланцевой, эпидот-амфиболитовой, амфиболитовой, гранулитовой фаций. Типичные представители метапелитовых, метабазитовых, метакарбонатных пород в разных фациях. Метаморфизм – совокупность процессов минеральных и структурно-текстурных преобразований в твёрдом состоянии существующих пород (протолита) под воздействием эндогенных факторов. Метаморфические процессы протекают ниже зоны эпигенеза. Факторами метаморфизма, приводящими к изменению пород, являются температура, давление и активность флюида. Температура. Метаморфические трансформации начинаются при температуре около 200°С и продолжаются до плавления пород. Преобразование с частичным плавлением пород называется ультаметаморфизмом, при этом из породы выплавляется наиболее легкоплавкая часть по составу соответствующая гранитной магме. Повышение температуры обусловлено либо геотермическим градиентом при погружении пород, либо внедрением магматических расплавов или горячих флюидов. Давление. Различают литостатическое (вызванное весом вышележащих пород), флюидное и стрессовое давления. Стрессовое (или боковое) давление, связанное с тектоническими движениями, определяет наличие градиента давлений в земной коре, что приводит к перемещению потоков флюидов из областей более высокого давления в области более низкого. Эти флюидные потоки являются главным переносчиком тепла, а многих химических элементов. Обычно при метаморфических процессах перечисленные виды давления проявляющиеся совместно. Активность флюида. Наличие флюидной фазы в значительной степени определяет общее давление в метаморфической системе, характер деформации пород, теплоперенос, транспортировку веществ при химических реакциях. Более того, значительную роль играет не только количество, но и состав флюида. В первую очередь химический состав флюида влияет на изменение Р-Т условий метаморфических реакций. Так при повышенной доли СО2 во флюидной фазе начало многих метаморфических реакций смещаются в сторону более низких температур. Метаморфизм – это физико-химический процесс. Главная тенденция метаморфических процессов – приведение горных пород к равновесному состоянию при изменении физико-химических условий. Изменение интенсивности влияния факторов метаморфизма приводит к тому, что минеральные ассоциации, слагающие горную породу, становятся неустойчивы (не могут существовать при таких условиях). Начинается процесс химического разложения минералов в твёрдом состоянии и, одновременно, процесс образования за счёт них новых минеральных ассоциаций, способных стабильно существовать в новых термодинамических условиях. Этот процесс можно описать следующей схемой: высвобождение атомов из кристаллических решёток неустойчивых минералов, образование центров кристаллизации стабильных минералов, движение атомов к этим центрам, удаление из мест реакции атомов, не вошедших в состав новообразующихся минералов. Метаморфическую систему можно сопоставить с конструктором, из набора деталей которого (химических элементов) в зависимости от условий собираются разные конструкции (минеральные ассоциации). Такие трансформации могут происходить неоднократно. Метаморфические реакции разделяются на два главных типа. Реакции «дегазации», описываемые схемой минерал = минерал + газ, при которых происходит удаление обладающих высокой подвижностью летучих компонентов. Примером такой реакции служит выделение воды при разложении биотита:
Иногда, если при метаморфизме происходит замена более высокотемпературных безводных минералов на более низкотемпературные, реакции могут иметь обратную направленность и сопровождаться гидратацией. Реакции минерал - минерал, приводящие к замене одних минералов на другие. При этом реакции могут протекать как между разными минералами, так и приводить к полиморфным превращениям. Примером первого из названных видов реакций служит приведённое выше образование калиевого полевого шпата и гиперстена за счёт реакции биотит + кварц. Примером второго – превращения в ряду андалузит-силлиманит-кианит; эти минералы имеют один и тот же состав Al2SiO5, но различаются по строению кристаллических решёток и образуются в процессе метаморфизма при различных Р-Т условиях. Метаморфические породы весьма разнообразны. Из одних и тех же исходных первичных пород в зависимости от действия факторов метаморфизма могут образоваться различные метаморфические породы. Колебания температуры, давления, химического состава флюидов приводят к изменению минерального состава первичной породы, который стремится стать равновесным новым условиям. Этот комплекс новых минералов, или парагенезис (сонахождение), называется метаморфической фацией (рис. 1.1). В пределах одной  Рис. 1.1. Основные фации метаморфизма метаморфической фации могут существовать разные парагенезисы минералов, а одна исходная порода — давать разные метаморфические породы в различных фациях (рис. 14.2). Например, глина, метаморфизуясь, превращается в глинистые сланцы, а они уже в фации зеленых сланцев, превращаясь в филлиты; в амфиболитовой фации — в двуслюдяные сланцы; в гранулитовой фации — в биотит-гиперстен-кордиеритовые гнейсы.  Указанные фации — зеленосланцевая, амфиболитовая и гра- нулитовая — соответствуют ступеням метаморфизма: низкой, средней и высокой, отвечающим степени усиления метаморфических преобразований первичной породы (см. рис. 1.2). Грану- литовая фация и соответствующий ей парагенезис минералов свидетельствуют о температурах 700... 1000 °С, давлении — 2 000... 12 000 МПа и глубинах порядка 10...40 км. При меньших температурах и давлениях другие минеральные парагенезисы будут характеризовать другие метаморфические фации — амфиболитовую, эпидот-амфиболитовую, зеленосланцевую, цеолитовую.  Рис. 1.2. Метаморфические фации горных пород (по Л.Л.Перчуку и В. И. Фельдману). Фации регионального метаморфизма: 1 — цеолитовая; 2 — пренит-пумпе- лиитовая; 3 — зеленых сланцев; 4 — эпидот-амфиболитовая; 5— амфиболитовая; 6 — гранулитовая; 7 — голубых сланцев; 8 — эклогитовая. Фации контактового метаморфизма: а — эпидот-альбитовых роговиков; б — роговообманковых роговиков; в — пироксеновых роговиков; г — санидинитовая Типы метаморфизма В зависимости от масштабов проявления метаморфизма его принято разделять на региональный и локальный. Контактовый метаморфизм связан с воздействием теплового потока магматических расплавов и сопровождающих их флюидных потоков на вмещающие породы земной коры. Масштабы контактового воздействия на породы зависят в первую очередь от состава, объёмов и температуры магматического тела. Экзоконтактовые зоны небольших даек, силлов и лавовых потоков имеют ширину от миллиметров до нескольких метров, при этом в них не отмечается значительного преобразования вмещающих пород (иногда ограничивающегося лишь дегидратацией минералов). Вокруг крупных интрузивов ширина экзоконтактовых ореолов достигает эначительно больших масштабов - до сотен метров и километров. Наиболее мощные экзоконтактовые зоны окружают крупные гранитоидные интрузивы, что связано с насыщенностью последних флюидами. Отделяясь от магматического расплава, они проникают в толщи вмещающих пород, приводя к их разогреву. Степень преобразования пород экзоконтактовый зоны снижается по мере удаления от интрузива: минеральные ассоциации, состоящие из высокотемпературных минералов, располагаются вблизи интрузива, низкотемпературные ассоциации – на периферии контактовой зоны. Необходимо добавить, что форма контактовых ореолов и выделяемых внутри них зон, обличающихся минеральными ассоциациями, имеют сложные очертания, что связано с различной флюидопроницаемостью толщи (максимальной в области трещин и разломов) и составом пород. Динамический (или дислокационный) метаморфизм протекает в условиях значительного стрессового давления и связан с зонами тектонических разломов, где происходит дробление, деформация и перекристаллизация пород. Региональный метаморфизм, в отличие от предыдущих типов, охватывает обширные площади. Достижение термодинамических условий, необходимых для начала метаморфизма, может достигаться двумя путями. Первый путь связан с прогибанием территории и погружением пород на значительную глубину, где высокая температура достигается за счёт геотермического градиента, а давление – за счёт веса вышележащих пород. Такой тип регионального метаморфизма называют метаморфизмом погружения. Изучение глубокопогружённых толщ указывает, что при таком механизме осуществляются лишь низкотемпературные метаморфические преобразования, соответствующие начальным этапам метаморфизма. Процессы глубокого метаморфического преобразования протекают только при воздействии на погружённые породы горячих глубинных флюидов, поступающих из мантии при активизации эндогенных процессов на данной территории Фации регионального метаморфизма формируются в условиях пропорционального изменения температуры и давления. К ним относятся следующие.  Рис.1.3 Фации регионального метаморфизма Фация зеленых сланцев Фация зеленых сланцев смыкается с областью эпигенеза, представляя собой наиболее низкотемпературную ступень регионального метаморфизма. Широкое распространение гидроксилсодержащих минералов зеленого цвета: хлорита, актинолита, серпентина, эпидота, — определило название фации. Запрещенными минералами являются: силлиманит, андалузит, альмандин и ставролит совместно с кордиеритом. Породы фации зеленых сланцев получили наиболее широкое распространение среди продуктов регионального метаморфизма. Глинистые породы в фации зеленых сланцев преобразуются в филлиты, породы, состоящие из зерен кварца, серицита, хлорита, альбита, чешуек биотита. Макроскопически это темные, зеленовато-серые породы, с характерным шелковистым блеском за счет мельчайших чешуек серицита, развивающихся на плоскостях сланцеватости, что способствует появлению параллельной трещиноватости (кливажа), весьма характерной для этого типа пород. Кварцевые песчаники в условиях зеленосланцевой фации преобразуются в кварцитовидные песчаники. При наличии кремнистого цемента происходит разрастание зерен кварца, вокруг которых появляются пылевидные частицы, позволяющие определить первичную форму зерен и назвать структуру бластопсаммитовой. При наличии в песчаниках глинистого цемента последний преобразуется в хлорит, биотит, серицит — минералы, характерные для филлитов. Карбонатные породы в зеленосланцевой фации превращаются в известковистые сланцы с устойчивой ассоциацией минералов: хлорит — кальцит — кварц или доломит — кварц. Наличие в первичной породе примесей глинистого, железистого, магнезиального материала приводит к образованию хлоритовых, тремолитовых, тальковых, известковистых сланцев. Структура пород гранобласто-вая или лепидобластовая. Реликтовые структуры слабо проявлены. Сланцеватость известковых сланцев определяется субпараллельным расположением изогнутых, линзовидных зерен кальцита или доломита, а при наличии слюды, ее субпараллельной ориентировкой. Основные и средние магматические породы, и их туфы превращаются в зеленые сланцы альбит-эпидот-хлоритового состава. Преобразования, заключающиеся в псевдоморфном замещении плагиоклаза первичных пород альбитом, а цветных минералов — хлоритом, актинолитом, кальцитом, называются зеленокаменными превращениями. Для пород такого типа характерно наличие реликтовых структур. Ультраосновные существенно оливиновые породы при условии притока водных растворов серпентинизируются, превращаясь в серпентиниты (змеевики), породы плотные, желтовато-зеленоватые, сланцеватые или массивные. Эпидот-амфиболитовая фация регионального метаморфизма Эпидот-амфиболитовая фация тесно связана пространственно с фацией зеленых сланцев, также формируется в условиях складчатости и имеет такое же широкое распространение в земной коре. Эпидот-амфиболитовая фация представляет собой более высокотемпературную стадию прогрессивного регионального метаморфизма и поэтому характеризуется заменой низкотемпературных минералов более высокотемпературными — роговой обманкой, биотитом, эпидотом в ассоциации с олигоклазом и безводными силикатами: андалузитом, силлиманитом, ставролитом. Запрещенными минералами здесь являются хлорит и волластонит. Глинистые породы в условиях эпидот-амфиболитовой фации превращаются в силлиманит (андалузит)-мусковитовые или став-ролит-силлиманитовые кристаллические сланцы, более крупнозернистые, чем филлиты, лучше раскристаллизованные, полностью утратившие реликты первичной структуры и текстуры. Эти сланцы имеют цвет от темно-серого до светло-серого, структуру гомеобла-стовую мелко-среднезернистую иногда с порфиробластами кристаллов андалузита, ставролита, граната и др. Силлиманит, как правило, представлен волокнистой разностью — фибролитом. Гранат по составу отвечает альмандину и образует характерные красновато-бурые округлые кристаллы. Ставролит образует типичные крестообразные двойники, рельефно выступающие на поверхностях сланцеватости. Расположение чешуек биотита в параллельных плоскостях подчеркивает сланцеватую текстуру. Основная ткань породы состоит из зерен кварца, биотита и мусковита. Последние могут находиться как вместе, так и отдельно друг от друга. Структура породы обычно лепидобластовая, гранобластовая, порфиро-бластовая. Порфиробласты нередко переполнены включениями кварца. Кварцевые песчаники превращаются в кварцитовидные сланцы, состоящие из бластических зерен кварца. Кварц-полевошпатовые породы (граниты, аркозовые песчаники), превращаются в слюдяные сланцы кварц-мусковит-полевошпатового состава с гранобла-стовой, гомеобластовой структурой. Из карбонатных пород образуются мраморы и силикатные мраморы, последние с типичной ассоциацией: кальцит — диопсид — тремолит или кальцит — диопсид — гроссуляр — кварц. Породы ультраосновного и основного состава превращаются в амфиболиты — породы, существенно состоящие из роговой обманки и плагиоклаза с небольшим количеством эпидота, магнетита, сфена. Структура амфиболитов мелко- или среднезернистая. Текстура массивная или грубосланцеватая, линейная. Амфиболитовая фация Для минерального состава пород амфиболитовой фации характерно появление натриево-калиевых полевых шпатов. Широко распространены кордиерит, ставролит, биотит и роговая обманка. Критическими ассоциациями являются: биотит — силлиманит — ка-лишпат — кварц, . гранат — шпинель — ставролит — силлиманит. К запрещенным относятся: хлоритоид, ставролит совместно с кварцем, эпидот с кислыми плагиоклазами, доломит с кварцем. В условиях амфиболитовой фации при высоком содержании воды в породе наступает частичное ее расплавление—-анатексис с образованием гранитного расплава, что приводит к образованию мигматитов. В амфиболитовой фации из метапелитовых пород образуются биотит-силлиманитовые парагнейсы, часто с порфиробластами граната, ставролита. Основная ткань породы содержит кварц, полевой шпат и большое количество биотита. Наличие в составе гнейсов высокоглиноземистых минералов — силлиманита, андалузита, ставролита, резко повышенное содержание биотита (с учетом геологических условий залегания пород)—позволяют достаточно надежно относить их к парапородам. Ортогнейсы образуются из интрузивных пород кислого состава. Мигматиты — сложные породы, среди которых в зависимости от степени переработки субстрата и характера текстурного рисунка, выделяют ряд разновидностей: послойные мигматиты с параллельным расположением чередующихся полос субстрата и гранитного материала; линзовые мигматиты, где гранитный материал имеет форму линз; ветвистые мигматиты, гранитный материал которых образует ветвящиеся тонкие жилки; сетчатые мигматиты — гранитный материал распределяется в виде сложной сетки; агма-титы — породы с брекчиевидной текстурой; плойчатые мигматиты отличаются тем, что породы субстрата и гранитный материал собраны в мелкие складки; небулиты — породы, в которых различие между субстратом и гранитным материалом выражено очень слабо вследствие почти полной ассимиляции вмещающих пород. Иногда небулиты обладают очковой текстурой с очками — порфиробластами ортоклаза или микроклина, возникающими в результате ме-тасоматической фельдшпатизации пород. Карбонатные породы преобразуются в мраморы и силикатные мраморы-, существенными их компонентами являются: крупнозернистый кальцит, округлые зерна диопсида, иногда минералы из группы граната или эпидота совместно с основными плагиоклазами. Структура пород гранобластовая. Текстура обычно массивная. При метаморфизме метабазитов образуются амфиболиты — породы, состоящие главным образом из темно-зеленой роговой обманки и андезина. Макроскопически сланцеватость пород выражена обычно неясно, но под микроскопом наблюдается отчетливая субпараллельная ориентировка призматических кристаллов роговой обманки. Гранулитовая фация Породы гранулитовой фации наиболее интенсивно метаморфи-зованы и поэтому почти полностью лишены Н20. Это «сухие породы». Признак гранулитовой фации —полное разложение слюд и исчезновение всех гидроксилсодержащих минералов. Характерны специфические ассоциации с гиперстеном (гиперстен— диопсид — кварц, гиперстен — гранат — ортоклаз, гиперстен — гранат — кор-диерит — ортоклаз и др.). Гранат отличается высоким содержанием пиропового компонента. Запрещенными являются- кроме всех гидроксилсодержащих минералов, ставролит, андалузит и ряд некоторых ассоциаций, например кварц — калишпат — кислый плагиоклаз, форстерит — анортит и ряд других. Гранулиты — породы мелкозернистые, светло- или темноокрашенные. Светлые гранулиты образуются за счет кварц-полевошпа-товых пород и внешне несколько похожи на граниты. Структурнотекстурной особенностью их является наличие выделений кварца дискообразной формы, чередующегося с гранобластовыми обособлениями зерен кварца, полевого шпата, гиперстена, граната. Темные гранулиты состоят из плагиоклаза и гиперстена с альмандином и образуются при метаморфизме основных пород или мергелистых осадков. Структура гранулитов типично гранобластовая. Текстура иногда массивная, но чаще линзовидная или полосчатая за счет обособления цветных минералов от бесцветных, что свидетельствует о формировании породы в условиях дифференциальных движений. СПИСОК ИСПОЛЬЗУЕМОЙ ЛИТЕРАТУРЫ https://natural-museum.ru/rock/фации-регионального-метаморфизма https://studfile.net/preview/6211316/page:3/ https://studme.org/349462/geografiya/fatsii_metamorfizma_tipy_metamorfogennyh_mestorozhdeniy |