Национальный минерально-сырьевой

университет «Горный»

Кафедра минералогии, кристаллографии и петрографии

В.Г. Лазаренков

ПЕТРОГРАФИЯ

МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД

Санкт-Петербург

2012

УДК 622; 552.12 (075.8)

ББК 26.31

Л 173

Учебное пособие «Петрография метаморфических пород» соответствует программе курса «Петрография магматических и метаморфических пород», много лет читаемого в Ленинградском и Санкт-Петербургском горном институте для студентов специальности 130301 «Геологическая съемка, поиски и разведка месторождений полезных ископаемых» и 130306 «Прикладная геохимия, петрология, минералогия». Большая часть учебников по этому курсу, в частности учебное пособие В.А.Заварицкого, которым студенты данной специальности пользовались долгое время, в настоящее время представляет собой библиографическую редкость, а по своему объему не отвечает читаемому курсу.

Пособие содержит следующие разделы: введение, систематику метаморфических горных пород и их происхождение. Описательная часть изложена в традиционном стиле, по типам метаморфизма: изохимическим и аллохимическим. Повышенное внимание уделено процессам метасоматоза и метасоматическим породам, обычно сопровождающим месторождения полезных ископаемых и являющихся на них поисковым признаком. Генетические разделы опираются на работы В.А. Николаева Д.С. Коржинского и других ученых по физической химии геологических процессов.

Пособие предназначено для студентов геологической специальности.

Автор выражает большую признательность аспирантам кафедры МКП А.Г.Пилюгину и А.М. Гайфутдиновой, а также студентам-геологам Я.Матвееву, А.Самсоновой, А.Морозовой, Д.Глуховой, Е.Глазыриной, К.Мининой, О.Ушияровой, О.Мухиной за помощь в подготовке пособия.

Научный редактор проф. Ю.Б.Марин.

Рецензенты: кафедра минералогии и петрографии Воронежского государственного университета; д-р геол.-минерал. наук Э.А.Ланда (ФГУП ВСЕГЕИ).

Лазаренков В.Г.

Л 173. Петрография метаморфических горных пород: Учебное пособие / В.Г.Лазаренков. Национальный минерально-сырьевой университет «Горный». СПб, 2012. 135 с.

ISBN 978-5-94211-575-3

УДК 622; 552.12 (075.8)

ББК 26.31

ISBN 978-5-94211-575-3

 Национальный минерально-сырьевой     университет «Горный», 2012

1. Введение

1.1 Понятие о метаморфизме

Метаморфизм – (греч. – metamorfo - превращаю) это процесс преобразования магматических, осадочных, или ранее возникших метаморфических под влиянием изменившихся условий: температуры (Т), давления (P) и химических потенциалов летучих компонентов (1, 2, 3…n).

Факторы метаморфизма.

1. Температура (Т) или тепловой поток (Q), поступающий из недр Земли, является главнейшим фактором метаморфизма. Разницу температур на поверхности и на глубине можно наблюдать в кимберлитовых шахтах (Южно-Африканская республика) на глубине 3,5 км - 50^ОС, в сверхглубокой скважине 12 км (г. Заполярный, Россия) и в других местах.

, где - температурный коэффициент (геотермический градиент);

- коэффициент теплопроводности горных пород;

h - расстояние на глубину.

Величина изменяется в зависимости от характера тектонических структур. Величины теплового потока на континентах и в океанах примерно одинаковы (0,95 в океанах и несколько выше на континентах – 1,07 ). На континентах, в подвижных областях и рифтах, тепловой поток больше, чем на платформах и щитах, в океанах он высок в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов. Наиболее часто встречающиеся значение температурного градиента – 36^OС/км, наибольшее – 150^OС/км – отмечено в штате Орегон в областях современного вулканизма, современных геосинклиналях и рифтогенных областях на платформах. Наименьшее – 6^OС/км в Витватерсранде (Южная Африка) на Капваальдском кратоне в ЮАР. Геотермический градиент различен в разных тектонических структурах. Он мал на платформах – 10-33^OС/км, но велик в кайнозойских геосинклинальных областях – 33-50^OС/км и, особенно, в областях новейшего вулканизма – 50-150^OС/км.

На глубину по радиусу Земли геотермический градиент распределяется следующим образом: для земной коры в целом он составляет 20^OС/км, на глубине 33 км на границе земной коры и мантии он не превышает 10^OС/км, для глубин порядка 100-150 км – 7,5-8,5^OС/км, а для всей мантии – порядка 0,6^OС/км. Установление в геосинклиналях повышенного теплового потока имеет для теории метаморфизма большое значение, позволяя предполагать, что метаморфизм в этих областях протекает в условиях повышенных температур. В архее и протерозое, по-видимому, имел место более высокий тепловой поток, чем в фанерозое.

2. Давление. В земной коре действует петростатическое (гидростатическое, горное) и ориентированное (стресс) давление.

а) петростатическое давление (Р_П).

, где - плотность горной породы, - ускорение свободного падения, – высота столба горных пород. Это давление нагрузки вышележащих слоев Земли, которое возрастает с глубиной с величиной геобарического градиента – 250-300 атм/км. Реальная величина этого давления, рассчитанная для определенного уровня, может существенно отличаться от рассчетной из-за тектонических процессов и неровностей рельефа. Гидростатическое давление, как фактор метаморфизма, проявленный в чистом виде, не влияет на этот процесс как температура. Н.П. Семененко приводит пример юрских отложений Северного Кавказа, суммарная мощность которых достигает 14 км и нижние части разреза, испытавшие большое петростатическое давление, сохраняют тот же облик глинистых сланцев, что и верхние, не обнаруживая усиления метаморфизма с глубиной.

Хороший геологический эффект наблюдается при совместном действии Р_П и температуры.

б) ориентированное давление и стресс (Р_о).

Стресс возникает под влиянием касательных тангенциальных напряжений в процессе сколовых и сдвиговых деформаций при разрывах сплошности горных пород. Возникает в тектонических зонах (разломах) и принимает очень большие значения: 200 - 1500(3000) МПа. Интенсивный стресс может сопровождаться высокими температурами, приводящими к расплавлению горных пород и образованию, так называемых, псевдотахиллитов. Признаки ориентированного давления – сланцеватость и гнейсовидность.

Ориентированному давлению придается большая роль в теории тектоники плит.

3. Летучие компоненты (флюиды) – вода, углекислота, борная, соляная и другие кислоты, заключенные в системе трещин пор и межзерновых каналов. Они оказывают каталитическое воздействие на ход химических реакций между минералами горных пород, а также служат переносчиками химических элементов, в т.ч. и рудных. Главной составной частью летучих компонентов является вода. Летучие компоненты могут быть метеорными или ювенильными (поступающими из мантии). В Кольской сверхглубокой скважине на глубине 6500 м был встречен родник природного рассола c He, H, N и углеводородами. Изучение изотопов в составе летучих компонентов показывает, что в образовании месторождений полезных ископаемых главная роль принадлежит метеорным водам и малая часть ювенильным источникам.

Источники тепла и летучих компонентов.

Наш XXI век – век изучения флюидов Земли. Откуда берутся флюиды и земное тепло?

1. Флюидный перенос

а) Он осуществляется с теплом, идущим из внешнего жидкого ядра Земли в процессе дегазации Земли. В соответствии с гипотезой В.И. Вернадского, главным переносчиком тепла является водород, который мигрирует вместе с гелием. Водородо–гелевая дегазация наблюдается на поверхности Земли по системе тектонических разломов. Водород является доминирующим элементом Солнечной системы.

По геофизическим данным, главным источником тепла и водорода является слой D₁ – внешнего ядра на границе ядро – мантия, который обладает высокими температурами (>3000^ОС) и большим давлением (2*10⁵ МПа). В качестве переносчика вещества водород выступает в виде протонов. Он обладает сверхтекучестью, высокой проницаемостью, что позволяет ему легко мигрировать от центра Земли к периферии, а также явлением окклюзии. Окклюзия – способность водорода растворяться в твердой металлической фазе. Так, при нормальной температуре один объем палладия растворяет 900 объемов водорода, а один объем платины – 100 его объемов, с увеличением температуры способность металла к окклюзии возрастает, а сам металл приобретает свойство текучести и пластичности. Атомарный водород обладает огромной энергией связи и при переходе в молекулярное состояние выделяет 435 кДж/моль энергии. Далее водород вступает в связь с кислородом и в процессе образования воды выделяет энергию в количестве 928 Дж/моль.

Примером холодной водородной дегазации является Чикагский пожар 8 октября 1871 г. Пожар начался одновременно в нескольких местах города, здания воспламенялись изнутри. Одновременно на огромной территории вокруг города загорелись леса и прерии. Металлический стапель у реки был расплавлен и превратился в монолит, мраморные изделия горели подобно деревьям (Т>2150^О). Обычный пожар протекает при температуре больше 1000^О. Люди умирали от отравления. Наблюдались светящиеся облака и другие аномальные явления.

В конце 50-х годов в Якутии при бурении кимберлитовой трубки «Удачная» с глубины 375 метров ударил фонтан водорода с небольшой примесью метана. Фонтан вспыхнул, буровая сгорела, факел горел две недели. Из шурфов водород вырывался по трещинам «со свистом и плевался щебенкой».

б) Магматическое тепло, которое выделяется магматическими телами. Например, расплавленные гранитные магмы имеют температуру 600-800^ОС. Оно складывается из докристаллизационного, кристаллизационного и послекристаллизационного тепла

в) Тепло трения возникает в тектонических зонах, когда одни массы горных пород движутся относительно других. Псевдотахиллит – пример горной породы, образованной из расплавленных горных пород, возникших в результате трения в зоне тектонического нарушения.

г) Тепло радиоактивных реакций. Ядерные процессы протекают в ядре. Распад радиоактивных элементов в мантии как источник тепла маловероятен, так как изучение состава мантийных пород показало, что в них содержится очень мало радиоактивных элементов. Примером действующих ядерных процессов на поверхности Земли является уникальный природный ядерный реактор в Окло (Габон, Западная Африка), представляющий собой месторождение урана. Он заработал 2 млрд. лет назад вследствие большого накопления радиоактивных расщепляющихся материалов.

Рис. 1.1 Распределение горячих пятен на поверхности Земли (Поллак и др., 1983).

Х – Хибины, К – Кондер, Г – Гавайи, И - Исландия

2. Перенос тепла конвективными потоками мантийных силикатных масс. Предполагается, что разница в плотности в верхних и нижних частях мантии является причиной переноса тепла и движения вещества. Зоны переноса тепла из глубин Земли на поверхность фиксируются зонами повышенных тепловых потоков, выраженных на поверхности Земли в виде горячих f пятен, или «горячих точек» (hot spots) (рис. 1.1).

Рис. 1.2 Модель конвективного переноса тепла и вещества

Модель конвективного переноса тепла и вещества показана на рис. 1.2. В соответствии с плейтектонической гипотезой, в зоне спрединга наблюдается подъем силикатных мантийных масс, а в зоне субдукции – их опускание.