Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер




29.04.2019


25.04.2019


22.04.2019


11.02.2019


17.01.2019


29.12.2018


29.12.2018


04.12.2018


25.10.2018


26.09.2018





Яндекс.Метрика
         » » Минеральные фации по Эскола

Минеральные фации по Эскола

09.12.2017

Эскола было сформулировано следующее положение:

"В метаморфической формации, горные породы которой достигли химического равновесия, при одних и тех же не изменяющихся условиях температуры и давления, минералогический состав каждой породы определяется только ее общим составом".

На основании этого положения понятие о минеральных фациях Эскола (1939 г.) определяет следующим образом:

"В определенной фации объединяются те породы, которые при одинаковом общем составе имеют одинаковый минералогический состав; последний, однако, при изменении общего состава изменяется, согласно определенным правилам".

He только на метаморфические, но и на некоторые магматические породы можно смотреть, как на минеральные фации. Так, гранит часто имеет тот жe минералогический состав, как и гнейс, независимо от того, является ли он первично осадочным (парагнейс) или магматическим (ортогнейс) образованием. Поэтому Эскола придает понятию "минеральная фация" более широкое толкование. Деление горных пород на минеральные фации, согласно Эскола, не зависит от их происхождения, кристаллизуются ли они непосредственно из магмы пли образуются путем метасоматоза: основное значение для принадлежности к данной минеральной фации имеет минералогический состав при одинаковом химическом составе.

Эскола сделал первую попытку (1921 г.) разделить породы по минеральным фациям. Его принцип применяли далее и другие петрографы.

Теоретически учение о минеральных фациях основывается на принципах Бекке и Грубенмана, практически оно углубляет эти принципы и вносит большую ясность в понятие о делении на глубинные зоны. В настоящее время термины "эпизональный", "мезозональный" опираются в основном на минеральные фации, на минералогический состав рассматриваемых горных пород, а не на горизонт, в котором они преобразуются. Остается неизменным то положение, что глубинный метаморфизм зависит от температуры, но это не является правилом. Далеко не всегда, например, гнейсы, наиболее глуби; измененные продукты преобразования пород древнейшего докембрийского возраста, относятся к катазоне, как это полагал Грубенман. В действительности большая часть метаморфически архейских пород, судя по их минералогическому составу, согласно Эскола, относится к продуктам мезозоны и эпизоны.

Деление на глубинные зоны было принято исходя из того что основную роль играют региональный метаморфизм и контактно метаморфизованные роговики, не относимые к катазоне. На деле крайне высокотемпературный термометаморфизм в чистом виде иногда проникает в покровные горы, а действие летучих, присущее плутоническому и инъекционному метаморфизму, становится "мезозональным" или "эпизональным". Наоборот, деление на минеральные фации охватывает все кристаллические породы, включая и магматические, если только их минералогический состав соответствует определенной фации.

Деление на глубинные зоны не имеет гибкого характера. В действительности мезозона носит переходный характер: в состав се входят минеральные ассоциации как катазоны, так я эпизоны. Эти две зоны также содержат в себе крайне разнообразные минеральные фации одновременно. Такие пары изохимических пород, резко различные минералогически, как эклогиты и диабазовые роговики, глаукофановые сланцы и альбит-хлорит-эпидотовые сланцы, помещаются первая в катазону, последняя в эпизону.

Петрологически понятие о глубинных зонах вытекает на самого термина, но глубину образования породы нельзя установить одним только изучением минеральных фаций.

Эскола выделяет среди типоморфных минералов Бекке критические компоненты и минеральные ассоциации, присутствие которых решает вопрос о принадлежности данной минеральной фации к определенному типу. Часто присутствуют также реликты, стабильные при изменениях P и Г, и нестабильные компоненты, исчезающие при этих изменениях,

Так, плагиоклаз габбро, диабаза иди базальта — стабильный реликт, когда мы его находим в метаморф изо ванном амфиболите. Кварц сохраняется как "космополит" почти при всех видах метаморфизма. Наоборот, авгит тех же пород — нестабильный реликт, и остатки его легко в амфиболитах исчезают, преобразуясь в уралит, продукт сложного химического процесса, Диопсидовый авгит устойчив, сохраняясь в амфиболитах, но при сравнительно значительном содержании Al2O3 переходит в уралит [отношение Ca : (Mg,Fe) = 2 :5]. Чистый диопсид — устойчивый реликт [в ном отношение Ca : (Mg,Fe) = 1].

Тот же характер носят псевдоморфозы серицита по андалузиту в слюдяных сланцах, слюда и хлорит — псевдоморфозы по кордиериту и др.

Такие минералы, которые хотя и стабильны порознь, но не могут существовать рядом, можно назвать необщественными. Так, не сохраняются рядом мусковит и роговая обманка, диопсид и биотит, силлиманит в кордиерит-антофиллитовой породе.

Если же такой "необщественный" минерал вес же сохраняется, окруженный реакционной оболочкой, он может быть назван реликтом с защитной оболочкой (панцирем) или бронированным реликтом.

Систематика минеральных фации. Каждая отдельная минеральная фация обычно характеризуется наиболее типичным для нее критическим минералом. Легче всего выделять типичные минералы для габброидных пород, где от фации к фации сменяются такие чувствительные к изменениям физико-химических условий минералы, как пироксен — амфибол — эпидот — хлорит. Для гранулитовой фации характерен комплекс минералов, типичных для гранита (кварц — полевые шпаты — биотит), отсюда и сама фация получила свое название. Для санидинитовой фации типичен санидин, который образуется при тех же физико-химических условиях (высокая температура и низкое давление), как и другие аналогичные вулканогенные породы и связанные с ними минеральные ассоциации. Своеобразный физико-химический характер носит также ассоциация минералов в эклогитовой и глаукофановой фациях, для которых типичны минералы высокого давления (гранат при более высоких, глаукофан при более низких температурах).

Ниже приводится классификация минеральных фаций по Эскола (табл. 55).
Для рядов по абсциссам (стрелка слева направо) характерны температурные изменения; что касается рядов по ординатам связанных с давлением (стрелка сверху вниз), то не все здесь пока выяснено.

Для отнесения горных пород к той или иной минеральной фации особенно важное значение имеет установление характера и относительного количества слагающих их минералов; это наиболее ясно вытекает из их химического состава. Для той чтобы получить для каждой из минеральных фаций особенно ясную картину, Эскола пользуется соответствующими диаграммами, на которые наносятся результаты перечислений химических анализов. Эта диаграммы могут составляться только для тех случаев, когда число компонентов не превышает трех. Диаграмма представляет собой равносторонний треугольник в углах которого помещается 100% одного из трех компонентов.

Обычно предполагают наличие избытка SiO2. В вершинах треугольника помещают: в одной — Al2O3, не связанную с Na или К, обозначая ее А, в другой — CaО (C), в третьем — (MgFe)Cl (F). Этим способом выражают главнейшие силикатные минера, за исключением Na- и К-силикатов.

При вычислении значений ACF из FeO вычитают 50% идущие на ильменит, из общей суммы Fe3O2 вычитают на магнетит 70% (и 30% FeO), на титанит 30% CaO, из Al2O3 вычитают Na2O и K2O. Таким образом получают: A = Al2O3 — (K2O+Na2Q) C = CaO; F = (Mg, Mn, Fe) О. Сумму A + C + F перечисляю на 100.

При пересчете данных химических анализов весовые про центы перечисляют на молекулярные числа. Последние не перечисляются на 100.

Описание минеральных фаций. Для санидинитовов фации характерны наибольшая температура при наименьшем давлении (около 1 атм), т. е. условия образования вулканических (излившихся) пород.

Типичные (критические) минералы (твердые растворы) -санидин, клиноэнстатит, диопсид, геденбергит (так называемые энстатит-авгиты).

В этой фации проявляются в большей или меньшей степени пневматолитовые и гидротермальные процессы.

Характерно, что при синтезе (Mg, Fe) - метасиликатов в лаборатории образуются моноклинные формы, редко ромбические, а в природных условиях — обычно ромбические. Все же клиногиперстены и клиноэнстатиты присутствуют иногда, например в чарнокитовых гранитах Украины. Как показал впервые Валь, в естественных породах, например в некоторых базальтах, диабазах и особенно в метеоритах, присутствуют твердые растворы (Mg, Fe) SiO3*nCa (Mg, Fe) (SiO3)2.

В санидинитовой фации отсутствуют стабильные граната, Поэтому волластонит может присутствовать одновременно е анортитом, что обычно и наблюдается в вулканических выбросах.

На диаграмме ACF (рис. 90) показано распределение минералов, типичных для санидинитовой фации, а на диаграмме MgO—Al2O3—SiO2 (рис. 91) показаны фазовые комбинации той же фации.
Стабильными являются семь трех минеральных комбинаций, которые расположены в углах второстепенных треугольников. В вулканических включениях наблюдается комбинация силлиманит — шпинель, в сухих расплавах взамен силлиманита наблюдается муллит (3Аl2O3*2SiO2).

Только в богатых CaO сухих метаморфических системах этой фации развиваются мелилит, монтичеллит и аналогичные минералы.

В диабазовой фации, параллельной санидинитовой, существует почти идеальное равновесие между плагиоклазом и энстатитом (авгитом). Единственным признаком некоторой неполноты этого равновесия является зонарная структура плагиоклаза. Причина этой неполноты лежит в предполагаемом переохлаждении и изотермической кристаллизации.

Пироксен-роговиковая (роговиковая) фация лишена критических минералов, так как все минералы этой фации присутствуют и в других фациях. Имеется лишь критическая ассоциация гиперстен—диопсид, как и в гранулитовой фации. Установленная Гольдшмидтом в районе Осло (1911 г.), позже она была обнаружена во многих других местах земной коры (во внутренних при-контактных зонах лакколитовидных эруптивных масс покровных гор). Классификация Гольдшмидта применялась в ряде научных работ. Во всех классах может присутствовать также и калиевый полевой шпат. Возможные минеральные ассоциации изображены на рис. 92 и 93. Может присутствовать также и биотит. Положение этого минерала на диаграмме находится в зависимости от содержания в нем (Mg, Fe)О, а также и относительного содержания в породе отсутствующих на диаграмму К2О, Н2О.
Рис. 93 (по Тиллею, 1923 г.) дает представление о том какие ассоциации возможные в трехкомпонентной системе MgO—Al2O3—SiO2 при недостатке SiO2. Треугольник разделен на семь малых треугольников, изображающих эти ассоциации, из которых в насыщенных кремнекислотой роговиках особенно часто присутствует ассоциация кварц-кордиерит-энстатит.

К этой фации относятся производные не только глинистых пород, но и песчаников, известняков и различных магматических пород. Роговики обычно обладают гранобластической структурой и более мелкозернисты, чем исходные породы.

В состав этой фации входят также и пневматолито-метасоматические образования контактных зон, в том числе скарны, также подчиняющиеся правилам роговиковой фации. Периклаз при термическом метасоматозе получается из доломита по следующей реакции:
Периклаз легко присоединяет воду и переходит в бруцит — Mg(OН)2. Бруцитовый мрамор назван по месту его нахождения около Предаццо в Тироле предаццитом. Такие мраморы] известны также и в Алайском хребте в районе Киргиз-Ата.

Нормальная глубинная габбровая фация, тождественная с роговиковой, хорошо развита среди глубинных магматическв пород.

В амфиболитовой фации устойчивы одновременно амфибол и анортит. Поэтому критическая ассоциация для этой фации — роговая об манка — плагиоклаз. Это наиболее распространенная из минеральных фаций докембрия, как и более юного орогена. Она сменяет в краевых зонах контактных оболочек интрузивов пироксен-роговиковую фацию. Около многих крупных варисцийских массивов гранитов она присутствует самостоятельно. К ней относится, между прочим, в Финляндии большая часть более древних синкинематичных интрузивных пород (перидотиты, роговообманковые габбро, диориты, граниты).

Другие из этих пород прошли такое преобразование еще в магматической стадии (например, в северо-западной части Украинского кристаллического массива) и уже тогда достигли полного равновесия. Здесь представлены также крайне разнообразные супракрустальные образования, вулканогенные и седиментогенные — первичные липариты и дациты, полевошпатовые базальты, дайки диабазов и т. д., также осадочные метаморфиты — первично кальцитовые и мергелистые осадки. Последние преобразованы в диабазовые амфиболиты и в известковистые гнейсы, слюдяные сланцы, кордиеритовые лептиты, по своему составу соответствующие глинистым осадкам. Из метасоматических пород представлены антофиллит-кордиеритовые, андалузит-слюдистые породы, скарны с тремолитом, роговой обманкой, диопсид-геденбергитом, андрадитом, как главными составными частями. Минеральные ассоциации амфиболитовой фации изображены на рис. 94 и 95.
Совершенно отсутствуют минералы, характерные для бедных SiO2 пород, также и периклаз; часто присутствуют оливин, шпинель, корунд. В мраморах появляются новые минералы, частью пневматолитового происхождения — хондродит, скаполит, везувиан, флогопит.

Обычно весьма полное равновесие, соответствующее химическому составу пород. Характерно, что вода присутствует в достаточно большом количестве. Достижение равновесия связано с образованием типоморфных, гидроксилсодержащих минералов, которому способствует наличие соответствующего количества оснований. Так, образование биотита зависит от относительных количеств K2O, (Mg, Fe)О, Al2O3. Избыток K2O ведет к образованию калиевого полевого шпата. Относительные количества главных составных частей, кроме калиевого полевого шпата и кварца, достаточно точно представлены на диаграмме рис. 94.

В случае слишком малого содержания K2O, необходимого для образования мусковита, образуются один или два из следующих минералов: андалузит, кордиерит, антофиллит.

Это правило подтвердилось в ряде месторождений Швеция, Финляндии. Так, в Швеции были встречены породы аналогичной фации, в составе которых одновременно с кордиеритом и андалузитом (или силлиманитом) присутствует и калиевый полевой шпат. Такие же породы широко развиты в Подолии на Украине, а также пройдены были Военской скважиной в Москве на глубине 1600 м. В отличие от Ориерви здесь стабилен калиевый полевой шпат, судя по следующим реакциям:
При падении температуры реакция протекает направо,

В районе Карело-Финской CCP в зоне слюдяных сланцев развиты породы амфиболитовой фации, в состав которой входят ставролитовые сланцы, наряду с андалузитовыми, с примесью альмандина. Обе породы химически одинаковы, как это видно из следующего уравнения:
Различный минералогический состав этих двух пород обусловлен различными физическими условиями их образования (рис. 96).

Стрессовым минералом является ставролит, но не андалузит. Следовательно, именно ставролит образуется при сильном боковом давлении и при более низких температурах, так как андалузит — типичный термический минерал в ассоциации андалузит гранат.

В районе р. Тичино в Альпах одновременно присутствуют как ставролит, так и андалузит. Следовательно, здесь равновесие отсутствует. Сузуки показал, что первый образовался во время древней стрессовой фазы, второй — во время более юной термической контактной фазы.
Фогт (1927 г.) описал в Норвегии ассоциацию ставролит — альмандин — дистен (замена андалузита дистеном), Баклунд (1918 г.) — на Таймыре ассоциацию ставролит — альмандин — силлиманит.В обоих случаях отсутствует равновесие и нет известково-силикатных пород.

При дальнейшем понижении температуры минал анортита в плагиоклазе заменяется эпидотом, причем сохраняется почти чистый альбит (эпидот амфиболитовая фация). Сохраняется также и роговая обманка. Критической является ассоциация альбит—энидот—роговая обманка. Она характерна для пород, насыщенных кремнекислотой (рис. 97).
Существует постепенный переход от амфиболитовой фации к фации зеленых сланцев, в которой иногда сохраняются неустойчивые реликты роговой обманки. При этом установлено, что энидот—амфибол сохраняют полное равновесие. Установлено, кроме того, что одна и та же ассоциация возникает и при повышении температуры (в осадочных породах) и при понижении ее (в магматических породах).

Магматические породы обычно содержат порфиробласты, седиментогенные обладают чисто кристаллической структурой. Для богатых CaO осадочных пород типичными минералами являются роговая обманка и эпидот, при наиболее высоком содержании CaO появляется кальцит.

В присутствии доломита образуется тремолит:
При повышении температуры реакция идет направо.

При этом обычно бурая роговая обманка амфиболитов фации магматических пород заменяется зеленой роговой обманкой эпидот-амфиболитовой фации. Обыкновенно одновременно развиваются эпидот (более высокотемпературный) и хлорит (более низкотемпературный), согласно следующей реакции:
В ультраосновных метаморфитах при более низких температурах антофиллит присутствует в тех же ассоциациях, как тремолит, именно совместно с хлоритом или серпентином. Празинитовая субфация, переходная к глаукофановой отличается присутствием в ее составе сине-зеленой натровой роговой обманки, так называемого барруазита. На ее образование идет часть альбита, хотя он до известной степени сохраняет и тут свою стабильность.

Среди седиментогенных тектонитов происходят процессы празинитизации первично глинистых горных пород. Филлиты нередко дают в контакте с диабазами, в связи с привносов Na2O, адинолы. В случае привноса Na и Fe образуются кросситовые сланцы. В глинисто-сланцевых дериватах эпидот-амфиболитовой фации амфибол заменяется эпидотом и хлоритом, а также доломитом или магнезитом. При этом из всея амфиболов вытесняется кремнекислота и замещается углекислотой. (Mg, Fe) — Са-силикаты теряют устойчивость; устойчивость приобретают в первую очередь тальк, из Ca—Al-силикате эпидот. Для этой фации критическим минералом является талый а критическими ассоциациями тальк — доломит и кварц доломит. Из слюд приобретает устойчивость серицит.

В том случае, когда зеленосланцевая фация развивается в условиях регионального метаморфизма, основным факторами ее развития являются химические процессы. Получается неполное равновесие с образованием таких минералов, как хлоритоид и парагонит. В том же случае, когда основную роль при образовании фации данного типа играет гидротермальный метасоматоз и процессы совершаются в породах, вмещающих рудные и минеральные жилы, хлоритоид отсутствует, зато играет роль родственный ему стильпномелан (рис. 98).
При переходе эпидотового амфиболита в зеленый сланец происходит изменение химического состава породы, так как нее выносится CaO — общее явление при низкотемпературном метаморфизме — вплоть до того, что весь эпидот вытесняется хлоритом. Магматогенную фацию этого рода Фогт (1927 г.) называет зеленокаменной в присутствии эпидота и хлорита (альбита) и альбит (хлорит)-зеленосланцевой — только с альбитом и хлоритом.

Для глинистых сланцев Фогт выделяет три взаимно параллельные низкотемпературные фации: 1) эпидот-биотитовую, 2) биотит-мусковитовую и 3) хлорит-мусковитовую, — каждая с типоморфными минералами, указанными в их названиях; в каждой из них присутствуют, кроме того, кварц и альбит.

Фогт различает магматогенные и седиментогенные фация и выделяет, кроме того, нормально - плутонические фация. Среди последних габбровая фация переходит посте пенно из высокотемпературной магматической фации в низкотемпературную. Он различает также фации безводные и фации, в образовании которых вода играет видную роль (см. табл. 56).

Характерно, что хлорит в породах, лишенных калия, значительно более метаморфизован, чем в породах, богатых калием.
Наиболее важными являются те реакции, происходящие при последовательном повышении температуры, при которых образуются новые минералы: хлорит (и эпидот), амфибол (актинолит и роговая обманка), анортит (и диопсид). Сохраняя основное деление, эти фазы, в свою очередь, можно разделить на новые стадии, соответствующие фазовым реакциям, например стадии ставролита, дистена и силлиманита.

Гранулитовая фация по своей минеральной ассоциации непосредственно примыкает к пироксеновой. Наиболее критический минерал тут, взамен биотита, (Mg, Fе)-гранат. ACF-диаграмма дана на рис. 99. Вместо граната (с З0% пиропа), характерного для пород амфиболитовой фации, в гранулитовой фации, например, Лапландии присутствует гранат, обогащенный микалом пиропа (до 47—55%). В гранате пироксеновых гранулитов Саксонии установлено присутствие 41,9% альмандина, 33,5% пиропа и 19% гроссуляра, как и в обыкновенных эм гитах. Кордиерит в типичных гранулитах отсутствует; продукты его изменения (гранат и силлиманит) наблюдались в саксонских гранулитах; нередко присутствует в лапландских гранулитах. Отсутствие кордиерита в типичных гранулитах объясняется его антистрессовым характером. Присутствуют в них как силлиманит, так и дистен. Гранулитовая фация встречена в Саксонии, на острове Цейлоне, в Киевской области, Лапландии, с характерным пластинчатым кварцем и полосчатой структурой.

Генезис гранулитовых пород остается пока неясным. Обычно полагают, что они магматического происхождения, и генезис их связывают с пъезокристаллизацией магмы. В то же время Адам (1929 г.) высказался в пользу осадочного генезиса гранулитовых пород Цейлона, принимая во внимание развитие здесь ассоциации силлиманит — кварц — гранат. Залегают они, перемежаясь с кварцевыми слоями и слоями кристаллических известняков, но сами характеризуются гранитным габитусом.

Химический состав соответствует осадкам, богатым глинистым веществом, а также и каолинитом.
Вероятнее всего, генезис разных гранулитов неодинаков и наряду с седиментогенными гранулитами имеются также и магматогенные — магматические. Во всяком случае очевидно, что при их образовании большую роль играло высокое давление. Это явствует из присутствия в них таких минералов с большим удельным весом, как пироп-альмандин, дистен, рутил. В этом отношении они занимают промежуточное положение между роговиками и эклогитами

Эклогитовая фация (рис. 100) особенно резко отличается от всех других фаций сдала. Для этой фации характерно, что полевые шпаты не встречаются здесь одновременно с омфацитом к эклогитовым гранатом и, наоборот, последние два минерала не встречаются в других фациях. Типоморфными минералами являются здесь, кроме того, диопсид, энстатит-гиперстен, оливин, диетен, рутил. Характерно, что именно в эклогитовой ассоциации присутствует алмаз (в кимберлиге).

Химический состав омфацита и граната эклогитов характеризуется широкими колебаниями в пределах отношения ACF, сравнения можно привести следующие данные.

Гранаты гранитов, гнейсов, слюдяных сланцев, кордиеритовых пород богаты альмандином, редко содержат свыше 12% гроссуляра и 3% пирона. Гранаты габбро и амфоболитов также богаты альмандином, почти всегда со деря менее 35%, пиропа и 12—40% гроссуляра. Гранаты дув тов сходны с богатыми пиропом гранатами эклогитов (в госта) последних 25—70% пиропа и 12—40% гроссуляра).

Еще более отличаются омфациты эклогитов от других клино-пироксенов: они содержат значительное количество мииа жадеита; в то же время благодаря примеси призматина [(Mg, Fe) Al6SiO6] они более богаты алюминием; часто в них присутствует избыток SiO3.
Пироксены эклогитов отличаются от других пироксенов содержанием минала эгирина (NaFeSi2O6); богатые глинозеном пироксены одновременно богаты титаном, а пироксены эклогитов лишены его: обычно их титан входит в состав рутила или ильменита. При малом содержании SiO2 появляется оливин.

Для эквивалентных минералов эклогитов характерен особенно большой удельный вес. Так, удельный вес эклогитов равен 3,35—3,60, в то время как эквивалентные габбро обладают удельным весом всего 2,9—3,1. Вместо граната эклогитов богатого пиропом и гроссуляром, в роговиковой фации присутствует ассоциация кордиерит—оливин—шпинель с некоторой примесью анортита, в амфиболитовой фации — главным образом богатая глиноземом роговая обманка, и поэтому удельный вес обеих пород значительно меньше.

Сухой омфацитовый расплав кристаллизуется в виде агрегата диопсида, альбита и нефелина. Жадеит дает альбит и нефелин, причем объем агрегата возрастает на 22%.
Образование рутила связано, наоборот, с значительным уменьшением объема.

Дистен обладает объемом, на 10,2% меньшим, чем силлиманит, и на 13,9% меньшим, чем андалузит.

К эк логитам приурочен алмаз, который образует вклточения в кимберлитах африканских вулканических алмазоносных воронок.

Вагнер (1914 г.) пришел к выводу, что эклогиты представляют собой санмагматические выделения в кимберлита. В книберлитовых воронках (трубках) Нового Южного Уэльса (в Австралии) и Северной Америки имеются выделения эклогитов, в которых присутствуют карбонадо а алмаз. Точно так же алмаз был найден вместе с пиропом в экологитах, приуроченных к серпентинитам Длащковиц в Чехословакии. Отсюда следует, что алмаз образуется в тех же физических условиях, как и эклогиты. Разница в удельном весе между алмазом и графитом огромна — 3,5 и 2,2.

Ряд минералов эклогитов переходит в новые минералы с образованием келифитовых оболочек. Гранат окружается оболочками из пироксена и амфибола. Омфацит переходит в амфиболитовую фацию. При этом сперва выделяется альбитовый плагиоклаз: получается мирмекитовидное срастание плагиоклаза с сохраняющимся клинопироксеном (диопсидом). В таком случае порода переходит в роговиковую фацию. Затем по краям этот клинопироксен уралитизируется: плагиоклаз срастается с зеленой роговой обманкой. Франки (1902 г.) назвал такой процесс фельдшпатуралитизацаей. В других случаях омфацит переходит в глаукофан: получается глаукофан-сланцевая фация.

В мигматизированных гнейсах иногда эклогиты амфиболитизируются (образуется эклогитовый амфиболит), причем эклогитовый гранат сохраняется в виде реликта.

Бриер (1920 г.) на основании химического анализа пришел к выводу, что в процессе преобразования в амфиболитовые породы химический состав эк логита остается неизменным.

Имеются переходные типы от эклогитовой фации к амфиболитовой и далее к глаукофановой и эпидот-амфиболитовой.

Эклогитовые образования имеют обычно незначительные размеры и встречаются в следующем виде:

1. Как включения в кимберлитах и в базальтах (Эрнст, 1935 г.). Вероятно, это первичные выделения из магмы; во всяком случае они были в равновесии с магмой.

2. Как шлировые и полосчатые выделения в дунитах (оливиновых породах) или в образовавшихся из них серпентинитах. Эклогитовый гранат в таком случае богат миналом пирона и приближается к гранатам, обычным для оливиновых пород и серпентинитов, пироксены содержат хром, по большей части без жадеита.

3. Как линзовидные включения в мигматитовых гнейсах или гранитах. Эскола полагает, что это обломки более крупных выделений, образовавшихся на значительных глубинах, вынесенные в более высокие горизонты вместе с гранитными интрузиями.

Позже Фридель и Баклунд (1936 г.) высказали иные предположения относительно генезиса эклогитов варисцийского и каледонского возрастов.

Фридель полагал, что эклогитовые линзы тесно связаны в магматическими и пегматитовыми гранитами и, следовательно, эклогиты образовались при воздействии диатектических гранитных растворов. Основную роль играло при этом флюидно-пегматитовое состояние растворов, а сильное давление помогало минералообразованию в эклогитах. Так как диатектичесие растворы обычно богаты водой, должны были бы образоваться и в эклогитовой фации гидроксилсодержащие минералы, чего на деле не наблюдается. Везде, где присутствуют эклогиты в контакте с гранитами, они переходят в амфиболитовую фацию.

Баклунд считает, что образование эклогитов тесно связано с развитием стресса или динамического давления, действие которого более эффективно, чем гидростатического давления. В этом смысле эклогиты представляют собой тектониты в должны поэтому состоять из безводных минералов, как они и есть в действительности.

В общем вопрос о генезисе эклогитов пока нельзя считать разрешенным. Генезис эклогитов, присутствующих среди тектонитов Альп и других стран, связан с тектоническими движениями и небольшими сравнительно глубинами.

Фермор, Эскола и Гольдшмидт предполагали существование непрерывной эклогитовой оболочки иод опаловой оболочкой земли. Основывалась эта гипотеза в первую очередь на присутствии эклогитов в кимберлитах и базальтах.

Эскола высказывал также пред положение о существовании и таких минералов высокого давления, которые при понижении давления преобразуются в новые минералы или расплавляются и которые поэтому никогда не достигают поверхности земли. Такие минералы находятся в таком же отношении к анортиту, как жадеиты к альбиту. Они образуются в связи с более плотной упаковкой ионов, которая получается в результате преобразования также и других кристаллических веществ при высоких давлениях, что доказано экспериментами Бриджмена (1936 г.).

Фация глаукофановых сланцев относится также к эклогитовой фации, как амфибодитовая к роговиковой. Здесь также вместо пироксенов образуются амфиболы, в особенности синие глаукофаны, соответствующие жадеиту. Гранат тот же, что и в эклогитах. В обеих фациях присутствует рутил. С эпидот-амфиболитовой фацией их сближает присутствие слюд, в частности парагонита, также хлорита, эпидота. Присутствуют также критические для глаукофан-сланцевой фации минералы, в их числе лаусонит (CaAl2Si2O8*2H2O), соответствующий анортиту, но со значительно большим удельным весом (3,09).

В отличие от эклогитов, в глаукофановых сланцах в ряде случаев можно находить первичный материал, так как они подверглись метаморфизму не так сильно, как эклогиты. Диаграмму их пока нет возможности составить, так как трудно установить, являются ли указанные выше минералы представителями ассоциации равновесия, или существует несколько cубфаций.

Сами породы частью магматогенные, частью седиментогенные. В некоторых случаях они представляют собой измененные под воздействием натровых растворов габбровые породы. Некоторые японские породы данной фации представляют собой глаукофансодержащие измененные кварцитовые породы. Часть пород, содержащих глаукофан, лаусонит, серицит, образовалась из диабазовых порфиритов как первичных пород (Северный Лабрадор). Ряд месторождений, таких же пород встречен во Франции, Греции, Северной Италия, Калифорнии, Орегоне, Ост-Индии, Новой Каледонии. Они настолько тесно связаны с эклогитовыми породами, что, вполне вероятно, натровый амфибол—глаукофан образовался в них за счет омфацита. Характерно, что глаукофан, как и эклогиты, редко присутствует в докембрии.

Глаукофановые сланцы не являются производными больших глубин, а температуры их образования сравнительно низкие. Б некоторых случаях очевидно их метасоматическое происхождение.

Образуются глаукофановые породы как при прогрессивном, так и при регрессивном метаморфозе. Хотя глаукофан, как и жадеит — щелочные минералы, однако содержащие их породы не относятся к щелочным. По всем признакам их минералогические составы при одном и том же общем химическом составе могут быть представлены в виде различных минеральных ассоциаций, как это предполагает и Коржинский. Он, однако, полагает, что при увеличении с глубиной давления, углекислота должна разлагаться и поэтому известково-силикатные и эклогитовые породы на больших глубинах изменяют свой состав; кроме того, он приписывает атомам в растворах, заполняющих поры, значительно большую подвижность, чем мы до сих пор привыкли себе представлять.