Метаморфізм і метаморфічні гірські породи

Метаморфізм і метаморфічні гірські породи

Метаморфізм - це процес перетворення гірських порід під впливом ендогенних факторів при збереженні твердого стану.

Процесу метаморфізму піддаються всі групи порід - магматичні, осадові і метаморфічні, якщо вони потрапляють в нові умови.

Головними чинниками метаморфізму є: температура, тиск і хімічно активні речовини - розчини і гази. Розглянемо їх роль.

Температура - впливає на: процеси мінералоутворення, швидкість хімічних реакцій, ступінь перекристалізації порід. В умовах підвищення температури відбуваються такі ендотермічні реакції як дегідратація і декарбонатізація. Наприклад:

Al ₄ [Si ₄ O _10] (OH) ₈ → 2Al ₂ O [SiO _4] +4 H ₂ O +2 SiO ₂

каолініт андалузит

CaCO ₃ + SiO ₂ → CaSiO ₃ + CO ₂

кальцит Волластон

Підвищення температури веде до утворення більш високотемпературних мінеральних видів позбавлених води. Беручи до уваги, що метаморфізм протікає при збереженні породами твердого стану, можна вважати, що температурний діапазон визначається нижнім температурним межею в 300-400 ^о, а верхній - в 900-1000 ^про, тобто температурою плавлення найбільш поширених гірських порід.

Тиск в ендогенних умовах може бути всебічним і спрямованим.

Всебічний тиск визначається впливом навантаження верхніх товщ, бічного тиску сусідніх блоків і нижчих шарів Землі. Оскільки величина двох останніх (бічного і нижчого) практично постійна, то при розгляді процесу метаморфізму, враховують вплив тиск верхніх товщ або літостатіческого. Воно залежить від щільності верхніх порід і від глибини. Так тиск на глибині 10 км ~ 2700 атм, а на глибині 20 км ® 5400 атм. Експериментальні дослідження показали, що тиск при метаморфізмі може досягати 25000 атм. Це пояснюють тим, що крім літостатіческого тиску в процесі бере участь і інший тип тиску. Цей тип тиску називають парціальним і пов'язують його виникнення з дією води і газів, що виникають при дегідратації та декарбонатізаціі.

Збільшення тиску сприяє: утворення мінералів з ​​більш щільною структурою і тим самим до зменшення загального обсягу молекулярного і збільшенню щільності, підвищення температури плавлення мінералів.

Наслідком цього є утворення порід з однорідною масивною текстурою.

Направлене тиск (або стрес) виникає в глибинах і причиною його виникнення, як правило, є переміщення великих блоків порід в земній корі. Це може бути рух магми або застигає інтрузивного тіла. У товщах порід можуть виникнути тріщини різної потужності і довжини; і вздовж цих тріщин блоки порід можуть переміщатися один щодо одного, що також призводить до виникнення односпрямованого тиску. Результатом такого одностороннього впливу є зміна і впорядкованість орієнтування мінералів в породі - своєю довгою віссю або площиною спайності вони розташовуються перпендикулярно напрямку тиску.

Крім того, при переміщенні блоків порід відбувається їх локальне дроблення і перетирання до глинистого стану в межах площині їх переміщення. Виникають нові породи, які складаються з уламків вихідних порід, глинистого матеріалу (або Глінка тертя) зцементованих мінералами і мінеральними агрегатами утворилися з розчинів, що циркулюють в цей час по тріщинах і зонах дроблення.

Хімічно активні речовини - це вода і вуглекислий газ. Вони містяться в порах і міжзернової просторі практично всіх гірських порід. У меншій кількості, порівняно з ними, в породах присутні: сірководень, фтороводородная і соляна кислота, азот.

Джерела хімічно активних речовин - процеси дегазації в мантії, охолодження магми, процеси дегідратації осадових порід.

У газово-рідкому стані хімічно активні речовини рухаються з областей з високими температурами і тиском (і самі будучи носіями високих t ^o і P) в зони з низьким тиском і при цьому:

активно беруть участь у перетворенні мінералів та гірських порід;

підвищують поровий тиск газів, яке знижує розчинність мінералів.

Геологами було зазначено, що при наявності високих температур і тиску метаморфічні процеси відбуваються слабо, якщо відсутній рух хімічно активних речовин.

Розглянуті фактори метаморфізму, як правило, проявляються спільно. У той же час, у різних геологічних умовах кожен з факторів може бути головним, а інші грати підлеглу роль. За цими ознаками, а також за масштабом прояви процесу виділяють типи метаморфізму.

Типи метаморфізму

За масштабом прояву виділяють регіональний і локальний типи. За прояву окремих факторів виділяють:

1. Ізохімічний (коли в результаті утворення нових мінералів не змінюється валовий хімічний склад порід) і аллохіміческій або метасоматичний (коли відбувається привнось одних елементів і винос інших, тобто змінюється валовий хімічний склад новостворених порід).

2. Дінамометаморфізм - (синонім катакластіческій або дислокаційний) відбувається в умовах переважання фактора спрямованого тиску (стресу).

3. Термальний - (або контактово-термальний) відбувається як правило за рахунок тепла остигаючого магматичного розплаву на контакті інтрузивних тіл з вміщуючими їх породами. При цьому спостерігається температурна зональність - поблизу контакту з інтрузивним тілом утворюються високотемпературні мінеральні асоціації, а в міру віддалення від контакту вони змінюються низькотемпературними мінералами. Такий тип метаморфізму спостерігається поблизу інтрузій ультраосновного та основного складів, температура яких сягає 1200 ^о. Такі магми практично не супроводжуються виділенням хімічно активних речовин, тому метаморфізм порід - ізохімічний.

Магми середнього і кислого складів при охолодженні виділяють флюїди або газово-рідкі хімічно активні речовини в нагрітому стані. При такому впливі на гірські породи відбувається метасоматоз - це процес метаморфізму гірських порід, при якому вирішальним фактором є привнось і винос хімічних компонентів. Наслідком цього є зміна хімічного і мінерального складу кінцевих продуктів процесу. Розглянемо ці процеси на прикладі впровадження гранітної магми в товщу осадову, яка представлена ​​шарами пісковиків, алевролітів і вапняків (плакат). З наведеного прикладу видно, що крім основних факторів метасоматоза, важливе значення має склад вихідної породи, який впливає на склад новоствореної породи.

Розглянуті нами типи метаморфізму, як правило, охоплюють невеликі ділянки лінійної або лінзовідно форми. Тому їх розглядають як результат локального метаморфізму.

4. Регіональний метаморфізм - відбувається у великих блоках земної кори за участю всіх основних факторів (тобто температури, тиску і хімічно активних речовин). Температурний діапазон від 300 ^о до 1000 ^0, діапазон зміни тиску від 2-5 тис.атм. до 25000 атм.

Якщо процес метаморфізму йде з наростанням значень температури і тиску, то мінералоутворення йде від низькотемпературних до високотемпературних мінеральним асоціаціям. Такий метаморфізм називають прогресивним. Якщо ж процес йде при зниженні значень тиску та температури та освіті низькотемпературних мінералів, то такий метаморфізм називають регресивним.

У різних термодинамічних умовах утворюються відповідні їм мінеральні асоціації, які в цих умовах перебувають у фізико-хімічному рівновазі, тобто стабільні. Спираючись на це явище, геологи ввели поняття метаморфічна фація. Це такі фізико-хімічні умови, в яких утворюються породи, мінеральний склад яких знаходиться у фізико-хімічному рівновазі. Звідси випливає, що мінеральний склад порід є функція хімічного складу і фізичних умов метаморфізму.

Залежно від інтервалу температур і тиску виділяють фації низьких і високих тисків і низьких, середніх і високих температур. Але як правило, назва фаціям даються за назвою мінеральних асоціацій або порід в цілому, відповідають даної фації. Отже, основні групи фацій:

Низькі t ⁰ і P-фація зелених сланців 'мінеральні асоціації: хлорит, серицит, кварц, серпентин' породи: різні сланці і серпентиніт.

Середні t ⁰ і P-амфіболітовая фація 'мінерали: амфіболи, гранати, біотит' породи: амфіболіти і гнейси.

Високі t ⁰ і P - гранулітового фація 'мінерали: польовий шпат, гранати, піроксен' породи: гнейси, еклогітах, грануліти.

У прикордонній зоні високих температур і тисків породи можуть частково плавитися - цей процес називається - ультраметаморфізм. При цьому спостерігається в збережених метаморфічних породах жілоподобние і плямисті ділянки кварц-польовошпатової агрегату. Такі породи називаються мігматити.

Мінеральний склад метаморфічних гірських порід дуже різноманітний. Слід однак, мати на увазі, що він залежить: а) від хімічного складу вихідної породи, б) типу метаморфізму і в) від метаморфічної фації. Серед найбільш поширених мінералів - це слюди, піроксени, амфіболи, карбонати, кварц, польові шпати і гранат. Крім того, є мінерали, які утворюються тільки при метаморфічних процесах і є його індикаторами. Це - тальк, серпентин, актиноліт та ін

Умови утворення відображаються у структурах і текстурах метаморфічних порід. Як правило, метаморфічні породи повністю раскрісталлізовани. Серед структур типовими є: крісталлобластіческіе (перекристалізація з одночасним зростанням кристалів), реліктова (поряд з новоутвореними мінералами присутні залишки мінералів первинної породи) і катакластіческіе.

Текстури відображають умови, при яких здійснювалося заповнення обсягу ® це сланцеватие, гнейсових, масивні і плямисті.

Класифікація метаморфічних порід проводиться за такими ознаками як масштаб прояву і тип метаморфізму.

Найбільш поширеними породами локального метаморфізму є: тектонічні брекчії і мілоніти; мармури і рогівки; апатиту, грейзени, березіти і ліственіти (при метасоматоз).

Корисні копалини, сформовані в процесі метаморфізму різноманітні за складом і поділяються на: метаморфізовані і метаморфічні.

До метаморфізовані відносять такі, які в результаті метаморфічних процесів з розсіяних в породі мінералів утворюють промислові скупчення з тим же мінеральним складом. Наприклад, в докембрійських залізистих кварцитах в результаті метаморфізму утворюються родовища залізних руд, що складаються з магнетиту і гематиту.

До метаморфічних відносять такі, які складаються з новоутворених мінералів. Наприклад - родовища тальку, хризотил-азбесту, флогопіту, корунду, графіту і ін

Основні фактори метаморфізму

Основними факторами метаморфізму є температура, тиск і флюїд.

Зі зростанням температури відбуваються метаморфічні реакції з розкладанням водомістких фаз (хлорити, слюди, амфіболи). З ростом тиску відбуваються реакції зі зменшенням обсягу фаз. При температурах понад 600 С починається часткове плавлення деяких порід, утворюються розплави, які йдуть на верхні горизонти, залишаючи тугоплавкий залишок - Ресто.

Флюїдом називаються леткі компоненти метаморфічних систем. Це першу чергу вода і вуглекислий газ. Рідше роль можуть грати кисень, водень, вуглеводні, сполуки галогенів і деякі інші. У присутності флюїду область стійкості багатьох фаз (особливо містять ці летючі компоненти) змінюються. У їхній присутності плавлення гірських порід починається при значно більш низьких температурах.

Фації метаморфізму

Метаморфічні породи дуже різноманітні. Як породоутворюючих мінералів у них встановлено більше 20 мінералів. Породи близького складу, але утворилися в різних термодинамічних умовах, можуть мати абсолютно різний мінеральний склад. Першими дослідниками метаморфічних комплексів було встановлено, що можна виділити кілька характерних, широко поширених асоціацій, які утворилися в різних термодинамічних умовах. Перше розподіл метаморфічних порід по термодинамічних умов освіти зробив Ескол. У породах базальтового складу він виділив зелені сланці, епідотовие породи, амфіболіти, грануліти і еклогітах. Подальші дослідження показали логічність і змістовність такого поділу.

Надалі почалося інтенсивне експериментальне вивчення мінеральних реакцій, і зусиллями багатьох дослідників була складена схема фацій метаморфізму - Р-Т діаграма, на якій показані підлозі - стійкості окремих мінералів і мінеральних асоціацій. Схема фацій стала одним з основних інструментів аналізу метаморфічних комплектів. Геологи, визначивши мінеральний склад породи, співвідносили її з будь-якої фаціей, і по появі і зникнення мінералів складали карти ізоград - ліній рівних температур. У практично сучасному варіанті схема фацій метаморфізму була опублікована групою вчених під керівництвом В.С. Соболєва в Сибірському відділенні АН

Одна з останніх класифікацій метаморфізму наведена в таблиці:

Форми залягання метаморфічних порід

Так як вихідним матеріалом метаморфічних гірських порід є осадові і магматичні породи, їх форми залягання повинні збігатися з формами залягання цих порід. Так на основі осадових порід зберігається пластова форма залягання, а на основі магматичних - форма інтрузій або покривів. Цим іноді користуються, щоб визначити їх походження. Так, якщо метаморфічна порода походить від осадової, їй дають приставку пара - (наприклад, парагнейси), а якщо вона утворилася за рахунок магматичної породи, то ставиться приставка орто - (наприклад, ортогнейси).

Склад метаморфічних порід

Хімічний склад метаморфічних гірських порід різноманітний і залежить в першу чергу від складу вихідних. Однак склад може відрізнятися від складу вихідних порід, так як в процесі метаморфізму відбуваються зміни під впливом привнесених водними розчинами речовин і метасоматічеських процесів.

Мінеральний склад метаморфічних порід також різноманітний, вони можуть складатися з одного мінералу, наприклад кварцу (кварцит) або кальциту (мармур), або з багатьох складних силікатів. Головні породообразующие мінерали представлені кварцом, польовий шпат, слюда, піроксенами і амфібол. Поряд з ними присутні типово метаморфічні мінерали: гранати, андалузит, дистен, силіманіт, кордієрит, скаполіт і деякі інші. Характерні, особливо для слабометаморфізованних порід тальк, хлорити, актиноліт, епідот, цоізит, карбонати.

Фізико - хімічні умови утворення метаморфічних порід, певні методами геобаротермометріі вельми високі. Вони коливаються від 100-300 ° C до 1000-1500 ° C і від перших десятків барів до 20-30 кбар

Текстури метаморфічних порід

Текстура порід, як просторова характеристика властивостей породи, відображає спосіб заповнення простору.

Сланцева: велике поширення в метаморфічних породах отримали лістоватие, лускаті і пластинчасті мінерали, що пов'язане з їх пристосуванням до кристалізації в умовах високих тисків. Це виражається в сланцеватості гірських порід, яка характеризується тим, що породи розпадаються на тонкі плитки і пластинки.

Полосчата - чергування різних по мінеральному складу смуг, що утворюються при спадкуванні текстур осадових порід.

Плямиста - наявність в породі плям, що відрізняються за кольором, складом, стійкості до вивітрювання.

Масивна - відсутність орієнтування породоутворюючих мінералів.

Плойчатому - коли під впливом тиску порода зібрана в дрібні складки.

Міндалекаменная - представлена ​​більш-менш округлими або овальними агрегатами серед сланцеватой маси породи.

Катакластіческая - знана роздроблення і деформацією мінералів.

Структури метаморфічних порід

Поняття «структура» не має строгого визначення і носить інтуїтивний характер. Відповідно до практики геологічних досліджень «структура» більше характеризує розмірні (крупно-, середньо-або мелкообломочние) параметри складають породу зерен.

Структури метаморфічних порід виникають в процесі перекристалізації в твердому стані, або крісталлобластеза. Такі структури називають крісталлобластовимі. За формою зерен розрізняють текстури ^[1]:

гранобластовая (агрегат ізометричних зерен);

лепідобластовая (агрегат лістоватих або лускатих кристалів);

нематобластовая (агрегат голчастих або дліннопрізматіческіх кристалів);

фібробластовая (агрегат волокнистих кристалів).

За відносними розмірами:

гомеобластовая (агрегат зерен однакового розміру);

гетеробластовая (агрегат зерен різних розмірів);

порфіробластовая;

пойкілобластовая (наявність дрібних вростками мінералів в основний тканини породи);

сітовідние (велика кількість дрібних вростками одного мінералу у великих кристалах іншого мінералу).

Породи регіонального метаморфізму

Тут наведено породи утворилися в результаті регіонального метаморфізму (від менш до більш метаморфізовані).

Глинисті сланці - представляють початкову стадію метаморфізму глинистих порід. Складаються переважно з гідрослюд, хлориту, іноді каолініту, реліктів інших глинистих мінералів (монтморилоніту, смешаннослойних мінералів), кварцу, польових шпатів і інших негліністих мінералів. У них добре виражена сланцеватость. Вони легко розколюються на плитки. Колір сланців: зелений, сірий, бурий до чорного. Містять вуглиста речовина, новоутворення карбонатів і сульфідів заліза.

Філліти [гр. філлітес - лістоватий] - щільна темна з шовковистим блиском сланцеватая порода, що складається з кварцу, серициту, іноді з домішкою хлориту, біотиту і альбіта. Утворюються при метаморфізмі глинистих сланців, але не містять глинистих мінералів. За ступенем метаморфізму перехідна порода від глинистих до слюдяним сланцам.

Хлоритові сланці - хлоритових сланці представляють собою сланцеватие або лускаті породи, що складаються переважно з хлориту, а також актіноліта, тальку, слюди, епідоту, кварцу і інших мінералів. Колір їх зелений, на дотик жирні, твердість невелика. Часто містять магнетит у вигляді добре освічених кристалів (октаедрів).

Тальку сланці - агрегат листочків і лусочок тальку сланцеватого будови, зеленуватого або білого кольору, м'який, має жирним блиском. Зустрічається зрідка серед хлоритових сланців і філлітов в верхнеархейскіх (гуронскіх) утвореннях, але іноді є результатом метаморфізації і більш молодих осадових і вивержених (олівінових) гірських порід. Як домішка присутні магнезит, хроміт, актиноліт, апатит, Глінки, турмалін. Часто до тальку у великій кількості домішуються листочки і лусочки хлориту, що зумовлюють перехід в Талькова-хлорістовий сланець.

Кристалічні сланці - загальна назва великої групи метаморфічних порід, які характеризуються середньою (частково сильної) ступенем метаморфізму. На відміну від гнейсів в кристалічних сланцях кількісні взаємовідносини між кварцу, польового шпату та темноцветних мінералами можуть бути різними.

Амфіболіти - метаморфічна гірська порода, що складається з амфіболу, плагіоклазу і мінералів домішок. Рогова обманка, що міститься в амфіболітах, відрізняється від амфіболов складним складом і високим вмістом глинозему. На противагу більшості метаморфічних порід високих ступенів регіонального метаморфізму амфіболіти не завжди володіють добре вираженою сланцеватой текстурою. Структура амфиболитов гранобластовая (при схильності рогової обманки до утворення подовжених по сланцеватості кристалів), нематобластовая і навіть фібробластовая. Амфіболіти можуть утворюватися як за рахунок основних вивержених порід - габро, діабазів, базальтів, туфів та ін, так і за рахунок осадових порід мергелистих складу. Перехідні різниці до габро називаються габро-амфіболітах і характеризуються реліктовими (залишковими) габбровимі структурами. Амфіболіти, що виникають за рахунок ультраосновних гірських порід, відрізняються звичайно відсутністю плагіоклазу і складаються практично цілком з рогової обманки, багатої на магній (антофіліт, жедріт). Розрізняють такі види амфиболитов: біотитові, гранатові, кварцові, кіанітовие, скаполітовие, цоізітовие, епідотовие та ін амфіболіти.

Кварцит - зерниста гірська порода, що складається із зерен кварцу, зцементованих більш дрібним кварцовим матеріалом. Утворюється при метаморфізмі кварцових пісковиків, порфірів. Зустрічаються в корах вивітрювання, утворюючись при метасоматоза (гіпергенні кварцити) з окисленням мідноколчеданих родовищ. Вони служать пошуковою ознакою на мідноколчеданих руди. Мікрокварціти утворюються з підводних гідротерм, які виносять у морську воду кремнезем, за відсутності інших компонентів (залізо, магній тощо).

Гнейси - метаморфічна гірська порода, що характеризується більш-менш чітко вираженої паралельно-сланцеватой, часто тонкополосчатой ​​текстурою з переважаючими гранобластовимі і порфіробластовимі структурами і що складається з кварцу, калієвого польового шпату, плагиоклазов і кольорових мінералів. Виділяють: біотитові, мусковитовий, двуслюдяние, амфіболові, піроксенових та ін гнейси.

Метаморфічні породи утворилися при дінамометаморфізме

Це породи, що виникають під дією дінамометаморфізма і тектонічних порушень в зоні дроблення. Дробленню і деформації зазнають не тільки сама порода, а й мінерали.

Катаклазіти - продукт дислокаційного метаморфізму, не супроводжується явищами перекристалізації і мінералоутворення. Внутрішня будова характеризується присутністю сильно деформованих, вигнутих, роздроблених зерен мінералів і часто наявністю дрібногранульованою полімінеральної сполучною маси (цементу).

Мілоніти - Тонкоперетертая гірська порода з чітко вираженою сланцеватой текстурою. Утворюються в зонах дроблення, особливо по площинах насувів і скидів. Розірвані блоки гірських порід, переміщаючись, дроблять, перетирають і одночасно здавлюють породи, внаслідок чого вона стає компактною і однорідною. Для мілінітов характерні полосчатиє текстури, розшарування і флюідальності. Від катаклазітов відрізняється більшим ступенем роздробленості і розвитком паралельної текстури.

Фації метаморфізму

При метаморфічних перетвореннях відбуваються різноманітні хімічні реакції. Вважається, що вони здійснюються у твердому стані. У процесі цих реакцій відбувається утворення нових або перекристалізація старих мінералів так, що для конкретного інтервалу температур і тисків цей набір мінералів залишається відносно постійним. Визначальний набір мінералів отримав назву «фація метаморфізму». Поділ метаморфічних порід на фації почалося ще в XIX столітті і пов'язане з роботами Г. Барроу (1893), А.А. Іноземців (1877), Г.Ф. Бекера (1893) та інших дослідників, і широко пріменялоссь на початку XX століття (Ван-Хайзе, 1904; В. М. Гольдшмідт, 1911; П. Ескол, 1920; Ц. Є. Тіллі, 1925; та ін.) Істотну роль у розробці фізико-хімічної природи мінеральних фацій зіграв Д.С. Коржинський (1899-1985).

Сучасні уявлення про основні мінеральних фації метаморфізму наведені в таблиці.

Температури освіти метаморфічних гірських порід

Температури освіти метаморфічних порід завжди цікавили дослідників, оскільки ні дозволяли розуміти умови, а звідси і історію механізм утворення цих порід. Раніше до розробки основних методів визначення температур освіти метаморфічних мінералів головним методом вирішення завдання були експериментальні дослідження, засновані на аналізі різних діаграм плавкості. На цих діаграмах встановлювалися основні інтервали температур і тисків, в межах яких виявлялася стійкість тих чи інших мінеральних асоціацій. Далі результати експериментів практично механічно переносилися на природні об'єкти. Параметри освіти конкретних мінералів не вивчалися, що є істотним недоліком подібних досліджень.

У наступні роки з'явилися нові методи визначення температур утворення мінералів, до яких відносилися аналіз расплавних включень, ізотопні та геохімічні геотермометри (див. Геобаротермометрія); ці методи дозволили уточнити межі існування тих чи інших мінеральних асоціацій в природних умовах і перекинути місток між експериментальними дослідженнями і природними явищами.

В даний час всі температурні вимірювання, виконані за допомогою згаданих вище геотермометров, викликають сумнів у зв'язку з тим, що в теоретичних розробках і методи їх використання виявлені суттєві методичні помилки.

Подальші дослідження привели до створення нових типів ізотопних геотермометров, що дозволили визначати температуру освіти конкретних мінералів. Деякі результати цих досліджень наведені в таблиці.

Послідовність виділення мінералів метаморфітов описується поруч

(КВ, БІ)> (МТ, ІЛ)> ПЛ _40> МУ> ГР (?)

(ПЛ ₄₀ - плагіоклаз № 40).

Наведений ряд володіє наступними особливостями:

1. відмінність Т кристалізації метаморфічних порід, що говорить про можливу їх різновікової;

2. для силікатів встановлений парагенезис з водою, узгоджуючи зі схемою виділення їх з розчинів;

(≡ Si-O-Si ≡) + H ₂ O → 2 (≡ Si-OH)

3. в освіті рудних мінералів ні вода, ні СО _2, ні СО участі не приймають. Ці мінерали знаходяться в ізотопному рівновазі з рутил в результаті утворення, наприклад, за рівнянням

6FeTiO ₃ + O ₂ → 2Fe ₃ O ₄ + 6TiO _2.

4. встановлено вплив дифузії компоненти HDO в водомістких силікатах на формування ізотопного складу водню.

] Механізм утворення мінералів в метаморфічних породах

Під механізмом виділення мінералу розуміється хімічна реакція, яка веде до кристалізації цього мінералу. Ці завдання є одними з основних завдань петрології. Приклади подібних реакцій приведені в роботі Н.А. ЕлісееваОчень багато метаморфічні мінеральні асоціації підтверджені в експериментах. Однак у них поведінка конкретного мінералу не визначено, а крім того реальність цих рівнянь в природних умовах не доведена. В обох випадках спостерігається свавілля в складанні рівнянь утворення мінералів. Особливо ж одіозні реакції з участю флюїдних компонентів. Найчастіше все постуліруемое рівняння є «твором на вільну тему». Ці рішення є правдоподібними, але не доведеними. Це міфічні рішення. Прикладом не коректно написаної реакції є висновок В.І. Лучицького ^[: описуючи заміщення рогової обманки (далі Amp), він наводить реакцію 5Amp + 7W → 2Ep + Chl + Act + Qw + ... (Act - актиноліт, W - вода) і пише, що «Звичайно одночасно розвивається епідот Ep (більш високотемпературний ) і хлорит Chl (більше низькотемпературний) ». Але якщо в околиці однієї точки мінерали з'являються при різних температурах, значить, вони не одночасні. Отже, дана реакція повинна бути розбита мінімум на дві реакції.

Прикладом іншої подібної реакції є реакція (Федькін В.В., 1975)

8Stav + 12Qw = 4Grn + Chl + 30Kya.

У цій реакції Grn і Chl утворювати при різних температурах. Ці результати не враховують нові дані з геохімії мінералів, відображені в таблиці.

Численні аналітичні дані дозволяють знайти відповідь на це питання

Гранати

Ізотопних даних - обмежена кількість.

Геохімічні дані. Це найбільш багатий за кількістю аналізів мінерал. У нас немає вибірок, в яких гранат або інший мінерал одночасно піддавався б ізотопного і силікатній аналізам. У всіх випадках розраховані хімічні реакції обміну елементами Ca, Mg, Fe і Mn між сполуками Grn - Ċ. Як Ċ взяті: Ca, Mg, Fe, Ca ^+2, Mg ^+2, Fe ^+2, CaO, MgO, FeO, Fe ₂ O _3, Al ₂ O _3, піроксени прості (наприклад, MgSiO ₃₎ і подвійні ( наприклад, CaMgSi ₂ O _6), біотиту, олівіни (прості й подвійні), кордієрити, силіманіту (для пари Fe ^{+3-Al +3),} шпінелі (у тому числі магнетити), корунд, гематит.

Всі вивчені гранати (Grn) знаходяться в асоціації переважно з біотитом (Bio), кордієрити (Cor) і плагіоклазом (Pl).

За ізотопним даними Bio утворені при Т ≈ 700 ° C, плагиоклази ≈ 500 ° C. Температура виділення граната не досить зрозуміла. За ізотопним даними він виділяється при 300-450 ° C; результати аналізу ГЖВ дають ті самі межі. За офіційною точці зору - ≈ 700 ° C, але вона спирається багато в чому на геохімічні термометри, у використанні яких є істотні помилки. Bio і Grn виділяються в рівновазі з водою. Про Cor інформації немає. За експериментів (Л. Л. Перчук та ін, 1983) при Т = 550-1000 ° C при спільній кристалізації іонний обмін між Grn і Cor відсутня.

Основною версією є рівновага Grn з Cor, часто присутнім у гнейсах в асоціації з Grn. Тоді ймовірне рівняння освіти гранатів має вигляд

... = {Cor + [Grn] + H ₂ O] + ....

Тут дужки відображають: [...] - ізотопне; {...} - геохімічне рівноваги.

Цікавий матеріал з інтерпретації отриманих результатів наведено в роботі Н.А. Єлісєєва. Перехід порід фації зелених сланців в породи фації епідотових амфиболитов здійснюється на основі реакції

Chl + Qw → Grn + H ₂ O

(Chl - хлорит). Але, пояснюючи ізотопне рівновагу граната з водою, ця реакція не відображає геохімічне рівновагу мінералу з іншими компонентами гнейсів. Описуючи походження гранатів, Н.А. Єлісєєв пише ще про одну реакцій

Chl + Qw → Cor + Ant + H ₂ O

(Ant - антофіліт). Ці реакції протікають при різних Р-Т умовах. Але об'єднання їх у середніх областях Р-Т - умов призводить до очікуваної реакції утворення мінералів:

Chl + Qw → {Cor + [Grn] + H ₂ O],

яка відповідає отриманої вище схемі по ізотопно-геохімічним даним.

Магнетити

Ізотопні дані. Вивчено ізотопний склад кисню в акцесорних Mt і Il кислих метаморфітов (див. таблицю). Рівновага мінералів з ​​Н ₂ О, СО ₂ і СО не підтверджується, зате виявлено рівновагу з рутил, відповідаючи утворення системи Mt (Il) - Ru при розкладанні ферропсевдобрукіта або ільменіту (П. Я. Ярош, 1955; П. Р. Бусек, К . Келль, 1966; і т.д.) по реакції

FeTiO5 → [Il + Ru];

Однак, в магнетитових родовищах Кривого Рогу (Україна) цей механізм не виявлено, можливо, через помилки у визначенні ізотопного складу кисню мінералу.

Можливо освіту Mt за рахунок розкладу ільменіту з реакції

3FeTiO ₃ + O ^-2 → [Fe ₃ O ₄ + 3TiO _2].

Тоді Mt знаходиться в ізотопному рівновазі з рутил (Ru). У цьому випадку Mt утворюється при Т _Ізот ≈ 450 ° C. Такі Т _Ізот (Mt) цілком можливі. Так на рудопроявів р. Кюерічі жілообразние магнетит-гемоільменітовие руди утворені при Т = 430-570 ° C (А. Н. Соляник та ін, 1984). У метаморфічних породах Il і Mt формуються в рівновазі з Ru при Т _Ізот = 400-500 ° С. Якщо ж розглядати Il як продукт розкладання ульвошпінелі, то в асоціації з Mt їх Т _Ізот = 458 ° C. Магнетит не може бути утворений за рахунок розкладу Il, оскільки в іншому разі температури освіти (Т _Ізот = 1100 -2000 ° C) геологічно не реальні.

У родовища залізорудної формації Biwabik (Півн. Міннесота) скарнового типу: за Синякову В.І. (1978), Димкіну А.М. та ін (1975) за результатами декрепітаціі Т _обр (Mt) у ськарнах коливається в межах 420-530 ° C. Вивчено пари магнетит-кварц. Отримані дані дають температуру освіти Mt в 500-550 ° C за умови рівноваги його з СО _2. Найбільш ймовірним механізмом його утворення є розпад сідеріта за схемою (Perry EC, Bonnichsen B, 1966)

3FeCO ₃ + 0,5 O ₂ → Fe ₃ O ₄ + 3CO _2.

В.Н. Загнітко та ін (1989), І.П. Лугова (1973), посилаючись на експерименти, призводять реакції, відповідні ізотопним співвідношенням:

3FeCO ₃ → [Fe ₃ O ₄ + 2CO _2] + CO (безводні середовища з видаленням газу);

6FeCO ₃ → [2Fe ₃ O ₄ + 5CO _2] + C (повільне видалення газу, найменш ймовірна реакція).

Вивчено переважно магнетити Українського щита. При інтерпретації враховувалися термодинамічні дані по піроксенах, олівіну, гранат, карбонатами і іншим з'єднанням, відзначеним при описі граната. Використано визначають відносини (Fe / Mg), (Fe / Mn), (Fe / Ca). Встановлено, що вихідне рівняння повинно мати вигляд

... = ... + {Px + [Mt] + CO2] + ....

У літературі прямої згадки про подібні реакціях немає. У роботі Н.А. Єлісєєва (стор. 64) ^[5] при описі контактовому роговиках згадується реакція

CaMg (CO _{3) 2} + 2SiO ₂ = CaMg (SiO _{3) 2} + 2CO _2.

Якщо замість доломіту взяти анкерит Ca ₂ Mg, Fe (CO _{3) 4,} брейнеріт (Mg, Fe) CO ₃ або сідероплезіт (Fe, Mg) CO _3, то при метаморфізмі карбонатів можемо отримати реакцію, наприклад,

3Ca ₂ MgFe (CO _{3) 4} + 6SiO ₂ = 3CaCO ₃ (?) + {3CaMg (SiO _{3) 2} (?) + [Fe ₃ O _4} + 8CO _2] + CO.

Про можливість протікання подібних реакцій свідчить і склад природних карбонатів (І. П. Лугова, 1973): сидерит - FeCO ₃ - 98,4%; MnCO ₃ -3,4%; MgCO ₃ - 0,7%; пістолізіт - FeCO ₃ - 69,6%; MgCO ₃ - 27,3%; MnCO ₃ - 2,8%; сідероплезіт - FeCO ₃ - 83,%; MgCO ₃ - 11,5%; MnCO ₃ - 4,4%. Недоліком реакції є неясність ізотопної природи кальциту і піроксену.

Вивчення Mt (з М. М. Бондаревої, 1977, 1978) Одесько-Білоцерківської зони показало, що для еталонної Т = 500 ° C (магнітні властивості [Є. Б. Глевасскій та ін, 1970], декрепітація) рудний Mt термодинамічно геохимически рівноваги олівіну (Ol) (за співвідношенням Fe ^+2, Ca, Mg, Mn) і корунду (Cor) (Fe ^+3-Al), утворюючи асоціацію [Mt-Ol-Cor]. При цьому тиск оцінюється в 1 кбар. За В.І. Михееву (1955) при Т = 1200 ° C і Р = 1 атм Mg - хлорит розкладається на шпінель і Ol. Так як Mt - це шпінель, то виявлену асоціацію Mt - Ol - Cor можна пов'язати з розкладанням сильно залозистого хлориту (лепту-, септохлоріт) типу кроншдтетіта, що містить Fe ⁺² і Fe ^+3.