Metamorfe bjergarter (eller modificerede bjergarter ) - klipper dannet i tykkelsen af jordskorpen som følge af metamorfose , det vil sige ændringer i sedimentære og magmatiske bjergarter på grund af ændringer i fysisk-kemiske forhold. På grund af jordskorpens bevægelser udsættes sedimentære bjergarter og magmatiske bjergarter for høj temperatur , højt tryk og forskellige gas- og vandopløsninger , mens de begynder at ændre sig.
En af de seneste klassifikationer af metamorfose [1] er givet i tabellen:
| Type af metamorfose | Faktorer af metamorfose |
|---|---|
| Fordybelsesmetamorfose | Forøgelse i tryk, cirkulation af vandige opløsninger |
| Opvarmningsmetamorfose | temperaturstigning |
| Hydreringsmetamorfose | Interaktion mellem sten og vandige opløsninger |
| Dislokationsmetamorfose | Tektoniske deformationer |
| Impakt (chok) metamorfose | Faldet af store meteoritter, kraftige endogene eksplosioner |
Da det oprindelige materiale af metamorfe bjergarter er sedimentære og magmatiske bjergarter, skal deres forekomstformer falde sammen med de former for forekomst af disse bjergarter. Så på grundlag af sedimentære bjergarter bevares den lagdelte form for forekomst, og på grundlag af magmatiske bjergarter, formen af indtrængen eller dæksler. Dette bruges nogle gange til at bestemme deres oprindelse. Så hvis en metamorf bjergart kommer fra en sedimentær, får den præfikset para- (for eksempel et par gnejser ), og hvis den blev dannet på grund af magmatisk bjergart, så sættes præfikset ortho- (f.eks. ortho gneisser ).
Den kemiske sammensætning af metamorfe bjergarter er forskelligartet og afhænger primært af sammensætningen af de oprindelige. Sammensætningen kan dog afvige fra sammensætningen af de oprindelige klipper, da der sker ændringer i processen med metamorfose under påvirkning af stoffer introduceret af vandige opløsninger og metasomatiske processer.
Mineralsammensætningen af metamorfe bjergarter er også varieret, de kan være sammensat af et enkelt mineral såsom kvarts ( kvartsit ) eller calcit ( marmor ) eller mange komplekse silikater . De vigtigste stendannende mineraler er kvarts, feldspat , glimmer , pyroxener og amfiboler . Sammen med dem er der typisk metamorfe mineraler: granater , andalusit , disthene , sillimanit , cordierit , scapolite og nogle andre. Karakteristisk, især for dårligt metamorfoserede bjergarter , er talkum , chloritter , actinolit , epidote , zoisit , karbonater .
Fysisk-kemiske betingelser for dannelsen af metamorfe bjergarter, bestemt ved metoderne til geobarotherometri , er meget høje. De spænder fra 100–300 °C til 1000–1500 °C og fra snesevis af bar til 20–30 kbar.
Stentekstur er en rumlig karakteristik af en klippeegenskab, den afspejler den måde, hvorpå rummet er fyldt.
"Mandelstenstekstur" kan ikke referere til egentlige teksturer, da det ikke er et kendetegn for den måde, rummet fyldes på. Det kendetegner mest af alt racens strukturelle træk.
"Cataclastic Texture" kan heller ikke være en teksturkarakteristik af de samme grunde. Udtrykket "kataklastisk" afspejler kun mekanismen for dannelse af korn, der fylder klippen.
Begrebet "struktur" har ikke en streng definition og er intuitivt. Ifølge praksis inden for geologisk forskning karakteriserer "strukturen" de dimensionelle (stor-, mellem- eller lille-klastiske) parametre for de korn, der udgør klippen.
Strukturer af metamorfe bjergarter opstår i processen med omkrystallisation i fast tilstand eller krystalloblastese . Sådanne strukturer kaldes krystalloblast. Ifølge kornens form skelnes strukturer [1] :
Efter relativ størrelse:
Her er klipperne dannet som følge af regional metamorfose (fra mindre til mere metamorfoseret).
Det er sten, der opstår under påvirkning af dynamometamorfi og tektoniske forstyrrelser i knusningszonen. Knusning og deformation udsættes ikke kun for selve klippen, men også for mineraler.
Under metamorfe transformationer forekommer forskellige kemiske reaktioner. Det antages, at de udføres i fast tilstand. I processen med disse reaktioner sker dannelsen af nye eller omkrystallisation af gamle mineraler, således at dette sæt af mineraler forbliver relativt konstant for et bestemt temperatur- og trykområde. Det definerende sæt af mineraler er blevet kaldt "metamorfosens ansigter". Opdelingen af metamorfe bjergarter i facies begyndte så tidligt som i det 19. århundrede og er forbundet med værker af G. Barrow (1893), A. A. Inostrantsev (1877), G. F. Becker (1893) og andre forskere, og blev meget brugt i begyndelsen af det 20. århundrede (Van Hayes, 1904; V. M. Goldshmidt, 1911; P. Escola, 1920; C. E. Tilly, 1925; og andre). D. S. Korzhinsky (1899-1985) spillede en væsentlig rolle i udviklingen af den fysisk-kemiske natur af mineralske facies. [2]
Moderne ideer om metamorfosens vigtigste mineralfacies er givet i tabellen. [en]
| Type af metamorfose | Metamorfosens ansigter | Tryk ( MPa ) | Temperaturområde (°C) | Race eksempler |
| Fordybelsesmetamorfose | Zeolit | < (200-500) | < (200-300) | Metagraywackes, metavulkanitter |
| præhnit-pumpeliite | 200-500 | 200-300 | ||
| Lavsonit-glauvanit (blå skifer) | 400-800 | 300-400 | Glaukofanskifer | |
| økologiske | >800 | > (400-700) | Eklogitter | |
| Kontaktmetamorfose | Albit-epidot hornfelses | — | 250-500 | Kontakt hornfelses, skarns |
| Amfibol hornfelses | 450-670 | |||
| Pyroxene hornfelses | 630-800 | |||
| Sanidin | > (720-800) | |||
| Regional metamorfose | grønne tafer | 200-900 | 300-600 | Grønskifer, chlorit-sericitskifer |
| Epidot-amfibolit | 500-650 | Amfibolitter, glimmerskifer | ||
| Amfibolit | 550-800 | Amfibolitter, biotit-paragneisser | ||
| granulit | > (700-800) | Granulitter, hyperstene-paragneisser | ||
| kyanitskifer | > 900 | 500-700 | kyanitskifer | |
| økologiske | Eklogitter |
Temperaturerne ved dannelsen af metamorfe klipper har altid været af interesse for forskere, da de ikke tillod at forstå betingelserne og dermed historien om mekanismen til dannelse af disse klipper. Tidligere, før udviklingen af de vigtigste metoder til bestemmelse af temperaturerne for dannelse af metamorfe mineraler, var hovedmetoden til at løse problemet eksperimentelle undersøgelser baseret på analyse af forskellige smeltediagrammer. På disse diagrammer blev hovedtemperatur- og trykintervallerne fastlagt, inden for hvilke stabiliteten af visse mineralforeninger blev afsløret. Yderligere blev resultaterne af eksperimenterne næsten mekanisk overført til naturlige genstande. Dannelsesparametrene for specifikke mineraler er ikke blevet undersøgt, hvilket er en væsentlig ulempe ved sådanne undersøgelser.
I de efterfølgende år dukkede nye metoder op til bestemmelse af temperaturerne for mineraldannelse, som omfattede analyse af smelteindeslutninger, isotopiske og geokemiske geotermometre (se Geobarothermometri ); disse metoder gjorde det muligt at klarlægge grænserne for eksistensen af visse mineralforeninger under naturlige forhold og at bygge bro mellem eksperimentelle undersøgelser og naturfænomener.
På nuværende tidspunkt er alle temperaturmålinger foretaget ved hjælp af ovennævnte geotermometre i tvivl på grund af, at der er identificeret væsentlige metodiske fejl i teoretiske udviklinger og metoder til deres anvendelse. [3] [4]
Yderligere forskning førte til skabelsen af nye typer isotop geotermometre, som gjorde det muligt at bestemme dannelsestemperaturen for specifikke mineraler. Nogle af resultaterne af disse undersøgelser er vist i tabellen. [3]
| racer | Regioner | Mineraler | |||||||
| Qw | Bio | il | Mt | Kf | Mus | Alb | Grn | ||
| Skifer | Østrig | 700* | — | — | — | — | — | — | 330 |
| Skifer | Grønland | 700* | — | — | 610 | — | — | — | — |
| Skifer | Grønland | 700* | — | — | 594 | — | — | — | — |
| Metapelite | Alperne | 670 | — | 604 | — | — | — | — | — |
| Metapelite | Alperne | — | 740 | — | — | — | — | — | — |
| orthogneiss | Alperne | 650 | — | 620 | — | 550 | — | — | — |
| Gnejs | Alperne | 700* | — | — | — | — | — | — | 320 |
| Mineraler: Qw - kvarts; Bio - biotit; Il - ilmenit; Mt, magnetit; Kf, kaliumfeldspat; Mus - muskovit; Alb, albit; Grn - granatæble. (*) - mineralet tages som standard med den angivne temperatur. | |||||||||
Sekvensen for adskillelse af metamorfe mineraler beskrives herefter
(KV, BI) > (MT, IL) > PL 40 > MU > GR(?)(PL 40 - plagioklas nr. 40).
Denne serie har følgende funktioner:
Mekanismen for frigivelse af et mineral forstås som en kemisk reaktion, der fører til krystallisation af dette mineral. Disse opgaver er blandt petrologiens hovedopgaver . Eksempler på sådanne reaktioner er givet i N. A. Eliseevs arbejde [5] . Rigtig mange metamorfe mineralassociationer er blevet bekræftet eksperimentelt. Imidlertid er opførselen af et bestemt mineral ikke defineret i dem, og desuden er virkeligheden af disse ligninger under naturlige forhold ikke blevet bevist. I begge tilfælde er der vilkårlighed i formuleringen af ligninger for dannelsen af mineraler. Reaktionerne, der involverer væskekomponenter, er særligt modbydelige. Oftest er alle postulerede ligninger "et essay om et gratis emne." Disse løsninger er plausible, men ikke bevist. Det er mytiske løsninger. Et eksempel på en forkert skrevet reaktion er konklusionen af V. I. Luchitsky [6] : han beskriver substitutionen af hornblende (herefter Amp), og giver reaktionen 5Amp + 7W → 2Ep + Chl + Act + Qw + ... (Act er actinolit , W er vand) og skriver, at "Epidote Ep (højere temperatur) og chlorit Chl (lavere temperatur) udvikler sig sædvanligvis samtidigt." Men hvis der i nærheden af et punkt forekommer mineraler ved forskellige temperaturer, så er de ikke samtidige. Derfor skal denne reaktion opdeles i mindst to reaktioner.
Et eksempel på en anden lignende reaktion er reaktionen (Fedkin V.V., 1975)
8Stav + 12Qw = 4Grn + Chl + 30Kya .I denne reaktion dannes Grn og Chl ved forskellige temperaturer. Disse resultater tager ikke højde for nye data om mineralers geokemi, afspejlet i tabellen.
Talrige analytiske data giver os mulighed for at finde svaret på dette spørgsmål [7] .
Isotopdata er begrænset.
geokemiske data. Dette er det rigeste mineral i forhold til antallet af analyser. Vi har ikke prøver, hvor granat eller et andet mineral samtidig vil blive udsat for isotop- og silikatanalyser. I alle tilfælde blev kemiske udvekslingsreaktioner af grundstofferne Ca, Mg, Fe og Mn mellem forbindelserne Grn - Ċ beregnet . Som Ċ taget: Ca, Mg, Fe, Ca +2 , Mg +2 , Fe +2 , CaO, MgO, FeO, Fe 2 O 3 , Al 2 O 3 , simple pyroxener (f.eks. MgSiO 3 ) og dobbelt ( f.eks. CaMgSi2O6 ) , biotitter , oliviner (enkle og dobbelte), cordieritter, sillimanitter (for et Fe +3 -Al +3 -par ), spineller (inklusive magnetitter), korund, hæmatit.
Alle de undersøgte granater (Grn) er overvejende forbundet med biotit (Bio), cordierit (Cor) og plagioklas (Pl).
Ifølge isotopdata blev Bio dannet ved Т ≈ 700 °C, plagioklaser ≈ 500 °C. Temperaturen for granatfrigivelse er ikke klar nok. Ifølge isotopdata frigives det ved 300–450 °C; resultaterne af LLW-analysen giver de samme grænser. Ifølge det officielle synspunkt er det ≈ 700 °C, men det er stort set afhængigt af geokemiske termometre, i hvis brug der er betydelige fejl. Bio og Grn frigives i ligevægt med vand. Der er ingen oplysninger om Cor. Ifølge eksperimenter (L.L. Perchuka et al., 1983) ved T = 550-1000°C er der ingen ionbytning mellem Grn og Cor under fælles krystallisation.
Hovedversionen er balancen mellem Grn og Cor, ofte til stede i gnejser i forbindelse med Grn. Så har den sandsynlige ligning for dannelsen af granater formen
… = {Cor + [Grn]+ H 2 O}+ … .Her afspejler parentes: […] er isotop; {…} — geokemisk ligevægt.
Interessant materiale om fortolkningen af de opnåede resultater er givet i N. A. Eliseevs arbejde [5] . Overgangen af klipperne i grønskiferfacies til klipperne i epidot amfibolitfacies udføres på basis af reaktionen
Chl + Qw → Grn + H2O(Chl er chlorit). Men for at forklare den isotopiske ligevægt mellem granat og vand, afspejler denne reaktion ikke mineralets geokemiske ligevægt med andre gnejskomponenter. N. A. Eliseev beskriver granaternes oprindelse og skriver om endnu en reaktion
Chl + Qw → Cor + Ant + H2O(Myre - antofyllit). Disse reaktioner forløber under forskellige P-T-betingelser. Men at kombinere dem i de midterste regioner af P-T-forhold fører til den ønskede reaktion af mineraldannelse:
Chl + Qw → {Cor + [Grn] + H2O ] ,hvilket svarer til skemaet opnået ovenfor ifølge isotop-geokemiske data.
isotopiske data. Den isotopiske sammensætning af oxygen i accessoriske Mt- og Il-syremetamorfitter blev undersøgt (se tabel). Ligevægten mellem mineraler med H 2 O, CO 2 og CO er ikke bekræftet, men en ligevægt med rutil blev afsløret, svarende til dannelsen af Mt (Il) - Ru-systemet under nedbrydningen af ferropseudobrookit eller ilmenit (P. Ya. Yarosh, 1956; P. R. Busek, K Kell, 1966, etc.) ifølge reaktionen
FeTi05 → [Il + Ru] ;Men i magnetitaflejringerne i Krivoy Rog (Ukraine) er denne mekanisme ikke blevet identificeret, muligvis på grund af fejl ved bestemmelse af den isotopiske sammensætning af mineralets oxygen.
Dannelsen af Mt er mulig på grund af nedbrydningen af ilmenit ifølge reaktionen
3FeTiO3 + O −2 → [Fe 3 O 4 + 3TiO 2 ] .Så er Mt i isotopisk ligevægt med rutil (Ru). I dette tilfælde dannes Mt ved Тisot ≈ 450°C. Sådanne T -isoter (Mt) er ganske mulige. Altså på malmforekomsten af floden. De Keurichi-venelignende magnetit-hæmoilmenitmalme blev dannet ved T = 430-570°C (A.N. Solyanik et al., 1984). I metamorfe bjergarter dannes Il og Mt i ligevægt med Ru ved Тisot = 400–500°С. Hvis vi betragter Il som et nedbrydningsprodukt af ulvospinel, så i forbindelse med Mt, er deres T isot = 458 °C. Magnetit kan ikke dannes på grund af nedbrydningen af Il, da ellers dannelsestemperaturerne ( Тisot = 1100 −2000 °C) er geologisk urealistiske.
I aflejringerne af Biwabik -jernmalmformationen (N. Minnesota) af skarntypen: ifølge Sinyakov V. I. (1978), Dymkin A. M. et al. Et par magnetit-kvarts er blevet undersøgt. De opnåede data giver temperaturen for Mt-dannelse ved 500-550°C, forudsat at den er i ligevægt med CO 2 . Den mest sandsynlige mekanisme for dens dannelse er nedbrydningen af siderit ifølge skemaet (Perry EC, Bonnichsen B, 1966)
3FeCO3 + 0,502 → Fe304 + 3CO2 . _ _ _V. N. Zagnitko et al. (1989), I. P. Lugovaya (1973), med henvisning til eksperimenter, giver reaktioner svarende til isotopforhold:
3FeCO 3 → [Fe 3 O 4 + 2CO 2 ] + CO (vandfrit medium med gasfjernelse); 6FeCO 3 → [2Fe 3 O 4 + 5CO 2 ] + C (langsom gasfjernelse, mindst sandsynlig reaktion).Hovedsageligt magnetitter af det ukrainske skjold er blevet undersøgt. Fortolkningen tog hensyn til termodynamiske data om pyroxener, oliviner, granater, carbonater og andre forbindelser, der er nævnt i beskrivelsen af granat. De konstitutive forhold (Fe/Mg), (Fe/Mn), (Fe/Ca) anvendes. Det er fastslået, at den oprindelige ligning skal have formen
… = … + {Px + [Mt] + CO2] + … .Der er ingen direkte omtale af sådanne reaktioner i litteraturen. I N. A. Eliseevs arbejde (s. 64) [5] , når kontakthornfelses beskrives, omtales reaktionen
CaMg(CO 3 ) 2 + 2SiO 2 = CaMg(SiO 3 ) 2 + 2CO 2 .Hvis vi i stedet for dolomit tager ankerit Ca 2 Mg, Fe (CO 3 ) 4 , breinerit (Mg, Fe) CO 3 eller sideroplesit (Fe, Mg) CO 3 , så kan vi under omdannelsen af karbonater få en reaktion, f.eks. ,
3Ca 2 MgFe(CO 3 ) 4 + 6SiO 2 = 3CaCO 3 (?) + {3CaMg(SiO 3 ) 2 (?) + [Fe 3 O 4 } + 8CO 2 ] + CO .Sammensætningen af naturlige carbonater vidner også om muligheden for sådanne reaktioner (IP Lugovaya, 1973): siderit - FeCO 3 - 98,4%; MnCO3 -3,4 %; MgC03 - 0,7 %; pistololysite - FeCO 3 - 69,6%; MgC03 - 27,3 %; MnCO3 - 2,8 %; sideroplesitis - FeCO3 - 83%; MgC03 - 11,5 %; MnCO 3 - 4,4 %. Ulempen ved reaktionen er tvetydigheden af den isotopiske natur af calcit og pyroxen.
Undersøgelsen af Mt (fra N. M. Bondareva, 1977, 1978) af Odessa-Belotserkva-zonen viste, at for referencen T = 500 °C (magnetiske egenskaber [E.B. Glevassky et al., 1970], affald) er malm Mt termodynamisk geokemisk i ligevægt med olivin (Ol) (ifølge forholdet mellem Fe +2 , Ca, Mg, Mn) og korund (Cor) (Fe +3 -Al), der danner [Mt-Ol-Cor]-associationen. I dette tilfælde er trykket estimeret til 1 kbar. Ifølge V. I. Mikheev (1955), ved T = 1200 °C og P = 1 atm, nedbrydes Mg-chlorit til spinel og Ol. Da Mt er en spinel, kan den identificerede Mt-Ol-Cor-association være forbundet med nedbrydningen af stærkt ferruginholdig chlorit (lepto-, septochlorit) af kronshdtetit-typen, der indeholder Fe +2 og Fe +3 .