krasnoshchekova_osnovyi_prak_petr_zac

3. Гранатовая зона (филлиты и сланцы).

Гранат-двуслюдяной сланец. Поле зрения 3 мм.

Гранат (альмандин), биотит, хлорит, мусковит, альбит, кварц. Порфиробласты гранаты с отчетливо выраженными кристаллографическими гранями. Биотит, как и гранат, образует порфиробласты. Небольшие темные зерна в основной гранолепидобластовой массе представлены призмочками эпидота. Непрозрачные минеральные выделения – ильменит.

4. Ставролитовая зона (сланцы, гнейсы).

Гранат-ставролитовый сланец. Поле зрения 6 мм.

Ставролит, гранат, биотит, мусковит, олигоклаз, кварц. Порфиробласты ставролита (в центре шлифа) достигают в длину 4 мм. Фиксируются включения мелких зерен кварца, которые подчеркивают синтектоническую структуру роста ставролита. Гранат формирует идиоморфные выделения (в центре шлифа) со ставролитом.

61

5. Кианитовая зона (сланцы, гнейсы).

Кианит-биотитовый сланец. Поле зрения 6 мм.

Кианит, биотит, мусковит, плагиоклаз, кварц. Порода грубозернистая. Кианит образует крупные идиобласты с включениями мелких зерен кварца. Для кианита характерны простые двойники (фотография справа).

6. Силлиманитовая зона (сланцы и гнейсы).

Гранат-силлиманитовый сланец. Поле зрения 7 мм.

Силлиманит, альмандин, биотит, ортоклаз, олигоклаз, кварц. Силлиманит развит в виде тонковолокнистых стяжений и игольчатых кристаллов (центральная часть шлифа). Местами образует очковые «конкреции» с кварцем. В верхней части фотографии наблюдаются порфиробласты граната.

62

7. Зеленосланцевая зона (выделяется в метаморфизованных основных магматических породах).

Хлорит-эпидот-актинолитовый сланец. Поле зрения 3,5 мм.

Хлорит, эпидот, актинолит, альбит, кальцит, кварц, сфен. В породе чередуются темные полосы зеленого хлорита и эпидота со светлыми зонами, состоящими из кварца и альбита. Актинолит выделяется в виде тонкоигольчатых кристаллов, практически не различимых на фотографии. В центральной части шлифа фиксируются образования сфена. Непрозрачное вещество – пирит.

8. Гранат-амфиболитовая зона (выделяется в метаморфизованных основных магматических породах).

Гранат-амфиболовый гнейс. Поле зрения 3,5 мм.

Гранат, роговая обманка, плагиоклаз, эпидот, биотит, кварц. Темно-зеленая роговая обманка интенсивно плеохроирует. Плагиоклаз образует крупные выделения с включениями биотита, мелких призм эпидота. Идиобласты граната наблюдаются в нижней части шлифа (слева).

63

Зоны метаморфизма бучанского типа

9. Кордиеритовая зона (сланцы).

Пятнистый кордиеритовый сланец. Поле зрения 7 мм.

В центре поля зрения – пойкилобластовое выделение кордиерита (большое овальное) среди мелкозернистой матрицы породы, состоящей из мусковита, биотита

икварца.

10.Андалузит-ставролитовая зона (сланцы).

Андалузит-ставролитовый сланец. Поле зрения 3,5 мм.

Пойкилобластовая структура породы. В левой части фотографии отмечается порфиробласт андалузита (серый) с включениями кварца. В центральной части наблюдаются биотит и кварц с выделениями рудного минерала. Ставролит (зерно справа) характеризуется желтой окраской и крошечными включениями кварца, отчетливо проявляющимися при скрещенных николях.

64

3.4. ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ РАВНОВЕСИЯ

Многие метаморфические породы имеют сравнительно простой состав: они состоят из одного–пяти минералов, не считая акцессорных. Полагают, что относительная простота минерального состава метаморфических пород прямо связана с достижением породой состояния минерального равновесия. При достаточно длительном существовании твердой породы в условиях высоких температуры и давления процесс перекристаллизации будет идти до тех пор, пока не произойдет полного преобразования породы с возникновением новой минеральной ассоциации, устойчивой при этих условиях. Новообразованная минеральная ассоциация будет обладать самой низкой при этих условиях химической энергией.

Характер минеральных преобразований произвольно выбранной гипотетической породы при метаморфизме с последовательными ступенями перехода к состоянию термодинамиче-

ского равновесия иллюстрирует рис. 33. Эта порода имеет простой химический состав и на всех стадиях изменения содержит лишь два-три минерала. Первичная осадочная порода состоит из минералов А (25 %) и В (75 %) (рис. 33, а). На рис. 33, б, в показаны ступени изменения этой породы при повышении давления и температуры.

В этих условиях ассоциация минералов А и В неустойчива. Между ними происходит реакция по уравнению

А + В = С. Образующийся в этой реакции

минерал С имеет при соответствующих температуре и давлении более низкую химическую энергию, чем эквивалентные количества минералов А и В. Однако сам минерал В при этих условиях

устойчив. Химическая реакция будет идти до тех пор, пока не будет израсходован весь минерал А (минерал В содержится в избытке). Если известно химическое уравнение реакции, то могут быть посчитаны точные весовые количества минералов А и В, требующихся для образования минерала С. Относительные объемы и объемные изменения вычисляются исходя из плотностей минералов.

Порода, изображенная на рис. 33, б, находится в неравновесном состоянии,

65

так как не весь минерал А прореагировал с минералом В. На рис. 33, в показана порода в состоянии равновесия с условиями метаморфизма. Минералы В и С составляют в ней равновесную минеральную ассоциацию (многие петрологи вместо него употребляют термин минеральный парагенезис).

Минеральную ассоциацию представляют в виде перечня названий минералов, разделенных знаком плюс, например:

диопсид + анортит + гроссуляр + кварц.

Для гипотетической породы, изображенной на рис. 33, в, состав равновесной минеральной ассоциации записывается как В + С.

Породы, сложные по химическому и минеральному составам, состоят из большего числа минералов, находящихся в равновесной минеральной ассоциации. Химический состав и число минералов в равновесной минеральной ассоциации связаны простым соотношением. О равновесии минералов в породе свидетельствуют следующие структурные взаимоотношения:

1.Все минералы имеют общие границы с другими минералами породы.

2.Структура относится к типу структур, образованных в результате метаморфической перекристаллизации, отсутствуют обломки или другие обособления минералов и агрегатов, характерные для динамометаморфических или магматических образований.

3.В минералах отсутствует зональность.

4.Отсутствуют очевидные структуры замещения типа реакционных каемок или изменений вдоль трещин.

3.5.ПРАВИЛО ФАЗ

В1911 г. Гольдшмидт, изучая контактовые роговики района Осло в Норвегии, обнаружил, что между составом и минеральной ассоциацией метаморфических пород, достигших термодинамического равновесия, существуют простые численные соотношения.

Эти соотношения отражают простой закон физической химии – правило фаз, которое формулируют в виде уравнения

где Р, F и С – простые целые числа: Р – число фаз, т. е. число физически различимых разновидностей вещества; F – число возможных превращений, или степеней свободы, системы; С – число химических компонентов.

Это правило приложимо к любой химической системе, находящейся в равновесии, а также к метаморфическим породам или экспериментальным системам, исследуемым в лаборатории.

Большинство метаморфических пород состоит из нескольких компонентов. Из уравнения (1) следует, что с увеличением числа компонентов увеличивается число фаз. Если порода во время метаморфических изменений пришла в состояние равновесия, то минералы этой породы будут представлять собой фазы. С помощью правила фаз можно связать число минералов в минеральной ассоциации с числом химических компонентов и, таким образом, объяснить, почему метаморфические породы состоят из небольшого числа минералов.

Сколько же степеней свободы имеют горные породы, подвергающиеся метаморфизму? Температура и давление определяются, вероятно, внешними факторами:

66

температура – близостью к магматическому очагу или к региональному тепловому потоку, а давление – глубиной погружения. При перекристаллизации пород в природных условиях число степеней свободы равно двум или более. В применении к метаморфическим породам уравнение (1) может быть видоизменено:

где Р – теперь просто число минералов в минеральной ассоциации; С – число химических компонентов в составе породы.

Величина С может быть найдена путем определения необходимого для описания состава всех минералов числа окислов. Эти соотношения впервые были продемонстрированы Гольдшмидтом на примере роговиков района Осло и известны как минералогическое правило фаз Гольдшмидта.

На этом правиле (или, точнее говоря, на его модификации, допускающей существование паровой фазы при метаморфизме многих пород) основаны современные петрогенетические схемы для метаморфических пород. С ним связана известная концепция метаморфических фаций.

3.6. ДИАГРАММЫ СОСТАВ – МИНЕРАЛЬНАЯ АССОЦИАЦИЯ

Одним из важных практических приложений правила фаз к изучению метаморфических пород является возможность составлять диаграммы минеральных ассоциаций пород с различным валовым химическим составом.

Сложность составления таких диаграмм заключается в том, что большинство метаморфических пород состоит из пяти или шести основных химических компонентов, в то время как двумерные диаграммы могут отражать фазовые отношения только в системах с тремя компонентами. Сопоставлялись и трехмерные объемные диаграммы состав – минеральная ассоциация, но они трудночитаемые и сложные для запоминания. Ценность же диаграмм заключается в их наглядности, они помогают в осмысливании и запоминании минеральных ассоциаций, поэтому нет смысла затрачивать усилия на составление диаграмм, изображающих многокомпонентные системы.

После Гольдшмидта было построено много оригинальных диаграмм состав – минеральная ассоциация для большинства метаморфических пород, но треугольные диаграммы ACF Гольдшмидта оказались наиболее удобными. Для пелитовых пород лучше всего подходят треугольные диаграммы AFM, а для основных магматических пород – диаграммы ACF. Эти и другие типы диаграмм состав – минеральная ассоциация подробно рассмотрены вкниге Г. Винклера «Генезис метаморфических пород».

Диаграммы AFM. Диаграммы AFM используются для изображения составов и минеральных ассоциаций пелитовых пород. Они были предложены И. Томпсоном. При построении этих диаграмм принимаются во внимание пять главных компонентов: SiО2, Al2O3, FeO, MgO и K2О. Учитываются также и подчиненные компоненты Fe2O3, TiO2 и Р2O5. В пелитовых породах почти всегда содержится кварц – свободная окись кремния. Поэтому нет необходимости при построении диаграммы специально вносить в нее содержание SiO2. Кроме кварца во всех минеральных ассоциациях пелитовых пород присутствуют либо мусковит, либо калиевый полевой шпат. Совместное нахождение этих минералов более характерно для метаморфических минеральных ассоциаций кислых магматических пород, чем для пелитов.

Ниже рассмотрим порядок построения диаграммы AFM Томпсона для мусковитсодержащих пород. По весовым процентам окислов в породе рассчитываются мо-

67

лекулярные количества [Al2O3], [FeO], [MgO] и [K2О]. Относительные количества этих компонентов определяют положение точки внутри тетраэдра. Точки X, Y и Z на рис. 34 соответствуют различным по составу породам. В породе X содержание Al2O3 выше, а содержание K2О – ниже, чем в породе Y. Точки X и Y расположены внутри объема тетраэдра, a Z – на плоскости его основания. В диаграмме Томпсона составы проецируются на основание [Al2O3] – [FeO] – [MgO] тетраэдра или за его пределы на ту же плоскость. Проекция делается с помощью линий, проходящих от точки состава

чистого мусковита K2Al4Si6Al2О20(OH)4, или K2О · 3Al2О3 · 6SiО2 · 2H2О, на ребре [А12О3] – [K2О] тетраэдра через точки состава пород до плоскости основания тетра-

эдра [А12О3] – [FeO] – [MgO]. Химические компоненты для краткости обозначены соответственно А, F и М.

Рис. 34. Построение треугольной диаграммы AFM Томпсона путем проецирования

составов пород и минералов на основание тетраэдра AKFM:

а) тетраэдр AKFM и проецирование составов на плоскость AFM;

б) треугольник AFM, полученный в результате вышеуказанного проецирования

Прежде чем наносить на диаграмму данные по главным компонентам, делаются поправки на присутствие в породе подчиненных компонентов TiО2 и Fe2О3, а также Na2О, который в пелитовых породах рассматривается как подчиненный ком-

68

понент. Принимают, что TiО2 входит в ильменит FeTiО3, упоминающийся в списке минеральной ассоциации как «непрозрачный минерал», Fe2О3 – в магнетит Fe3О4, a Na2О – в альбит NaAlSi3О8. Исходные данные и расчеты приведены в табл. 4.

Таблица 4

Расчет величин AFM пелитовой породы (результаты изображены на диаграмме рис. 35)

Колонка А – весовые проценты окислов в филлите (Швейцария). Колонка Б – молекулярные веса (см. приложение).

Колонка В – молекулярные количества.

Порядок нанесения данных на диаграмму следующий:

1.Разделить весовые проценты окислов (колонка А) на их молекулярные веса (колонка Б), в результате чего получатся молекулярные количества (колонка В).

2.В величину [FeO] внести поправку на трехвалентное железо, входящее в состав ильменита и магнетита, которые не наносятся на диаграмму; формула ильмени-

та FeO · TiО2, а магнетита FeO · Fe2О3, отсюда F = [FeO] – [ТiO2] – [Fe2О3].

3.Проецирование из точки состава чистого мусковита на плоскость основания тетраэдра AFMK производить исходя из того, что отношение [K2О] / [А12О3] в чис-

69

том мусковите равно 1 : 3, поэтому из молекулярного количества [А12О3] надо вычесть утроенное молекулярное количество [K2О], т. е. А = [А12О3] – 3[K2О].

4.M = MgO.

5.Полученные величины A, F и М сложить и каждую из них выразить в виде процентов к сумме.

6.Результаты наносятся на миллиметровку с треугольной разграфкой. Как наносить и читать тройные диаграммы показано ниже.

Диаграмма с общепринятым расположением A, F и М и нанесенным на нее составом породы, рассмотренным в нашем примере, приведена на рис. 35.

При расчете величины F иногда к [FeO] прибавляют [МnО], поскольку во многих силикатах Fe2+ часто замещается ионом Мn2+. Однако это можно делать не всегда, так как в некоторых породах встречаются Mn-содержащие гранаты.

Содержание МnО в пелитовых породах, как правило, очень невелико, поэтому отклонением величины F от истинного значения (если не вводить поправку на марганец) можно пренебречь.

Диаграммы ACF. На диаграммах ACF удобно изображать составы основных магматических пород, а также из-

вестняков с примесями. При их построении учитываются пять главных компонентов: SiО2, А12О3, FeO, MgO и СаО. В отличие от диаграмм AFM предполагается, что FeO и MgO в неограниченных пределах замещают друг друга в структуре минералов. Так же как и для диаграмм AFM, здесь предполагается, что горная порода на-

70