Metamorfa bergarter (eller modifierade bergarter ) - stenar som bildas i tjockleken av jordskorpan som ett resultat av metamorfos , det vill säga förändringar i sedimentära och magmatiska bergarter på grund av förändringar i fysikalisk-kemiska förhållanden. På grund av jordskorpans rörelser utsätts sedimentära bergarter och magmatiska bergarter för hög temperatur , högt tryck och olika gas- och vattenlösningar samtidigt som de börjar förändras.
En av de senaste klassificeringarna av metamorfism [1] ges i tabellen:
| Typ av metamorfism | Faktorer av metamorfism |
|---|---|
| Nedsänkningsmetamorfism | Ökning i tryck, cirkulation av vattenlösningar |
| Uppvärmningsmetamorfism | temperatur ökning |
| Hydrationsmetamorfism | Interaktion mellan bergarter och vattenlösningar |
| Dislokationsmetamorfism | Tektoniska deformationer |
| Impact (chock)metamorfism | Fallet av stora meteoriter, kraftfulla endogena explosioner |
Eftersom det ursprungliga materialet för metamorfa bergarter är sedimentära och magmatiska bergarter, måste deras förekomstformer sammanfalla med förekomstformerna för dessa bergarter. Så, på basis av sedimentära bergarter, bevaras den skiktade formen av förekomst, och på basis av magmatiska bergarter, formen av intrång eller täckningar. Detta används ibland för att fastställa deras ursprung. Så, om en metamorf bergart kommer från en sedimentär, får den prefixet para- (till exempel ett par gnejser ), och om den bildades på grund av magmatisk bergart, så sätts prefixet orto- (till exempel, ortho gneiser ).
Den kemiska sammansättningen av metamorfa bergarter är varierande och beror främst på sammansättningen av de ursprungliga. Sammansättningen kan dock skilja sig från sammansättningen av de ursprungliga bergarterna, eftersom förändringar sker i processen för metamorfism under påverkan av ämnen som introduceras av vattenlösningar och metasomatiska processer.
Mineralsammansättningen av metamorfa bergarter varierar också, de kan vara sammansatta av ett enda mineral som kvarts ( kvartsit ) eller kalcit ( marmor ), eller många komplexa silikater . De viktigaste stenbildande mineralerna är kvarts, fältspat , glimmer , pyroxener och amfiboler . Tillsammans med dem finns det typiskt metamorfa mineraler: granater , andalusit , disthene , sillimanite , cordierite , scapolite och några andra. Karakteristiskt, särskilt för dåligt omvandlade stenar , är talk , klorit , aktinolit , epidot , zoisite , karbonater .
Fysikalisk-kemiska förhållanden för bildandet av metamorfa bergarter, bestämt av metoderna för geobaroterometri , är mycket höga. De sträcker sig från 100–300 °C till 1000–1500 °C och från tiotals bar till 20–30 kbar.
Stentextur är en rumslig egenskap hos en bergegenskap, den återspeglar hur utrymmet fylls.
"Mandelstenstextur" kan inte hänvisa till texturer, eftersom det inte är ett kännetecken för hur utrymmet fylls. Det kännetecknar mest av allt rasens strukturella egenskaper.
"Cataclastic Texture" kan inte heller vara en texturkaraktär av samma skäl. Termen "kataklastisk" återspeglar endast mekanismen för bildandet av korn som fyller berget.
Begreppet "struktur" har ingen strikt definition och är intuitivt. Enligt praxis för geologisk forskning kännetecknar "strukturen" de dimensionella (stora, medel- eller småklastiska) parametrarna för kornen som utgör berget.
Strukturer av metamorfa bergarter uppstår i processen för omkristallisation i fast tillstånd, eller kristalloblastes . Sådana strukturer kallas kristalloblast. Beroende på formen på kornen särskiljs strukturer [1] :
Efter relativ storlek:
Här finns de stenar som bildats som ett resultat av regional metamorfos (från mindre till mer omvandlad).
Dessa är bergarter som uppstår under inverkan av dynamometamorfism och tektoniska störningar i krosszonen. Krossning och deformation utsätts inte bara för själva berget utan också för mineraler.
Under metamorfa omvandlingar sker olika kemiska reaktioner. Man tror att de utförs i fast tillstånd. I processen för dessa reaktioner sker bildningen av nya eller omkristallisering av gamla mineraler så att för ett specifikt temperatur- och tryckintervall förblir denna uppsättning mineraler relativt konstant. Den definierande uppsättningen av mineraler har kallats "metamorfismens ansikten". Uppdelningen av metamorfa bergarter i facies började redan på 1800-talet och är förknippad med verk av G. Barrow (1893), A. A. Inostrantsev (1877), G. F. Becker (1893) och andra forskare, och användes flitigt i början av 1900-talet (Van Hayes, 1904; V.M. Goldshmidt, 1911; P. Escola, 1920; C.E. Tilly, 1925; och andra). D. S. Korzhinsky (1899–1985) spelade en betydande roll i utvecklingen av den fysikalisk-kemiska naturen hos mineralfacies. [2]
Moderna idéer om metamorfismens viktigaste mineralfacies ges i tabellen. [ett]
| Typ av metamorfism | Ansikter av metamorfism | Tryck ( MPa ) | Temperaturområde (°C) | Rasexempel |
| Nedsänkningsmetamorfism | Zeolit | < (200-500) | < (200-300) | Metagraywackes, metavulkaniter |
| prehnit-pumpeliite | 200-500 | 200-300 | ||
| Lavsonit-glauvanit (blå skiffer) | 400-800 | 300-400 | Glaukofanskivor | |
| ekologiska | >800 | > (400-700) | Eklogiter | |
| Kontaktmetamorfosm | Albit-epidot hornfelses | — | 250-500 | Kontakta hornfelses, skarns |
| Amfibol hornfelses | 450-670 | |||
| Pyroxene hornfelses | 630-800 | |||
| Sanidin | > (720-800) | |||
| Regional metamorfism | gröna skiffer | 200-900 | 300-600 | Grönskiffer, klorit-sericit skiffer |
| Epidot-amfibolit | 500-650 | Amfiboliter, glimmerskivor | ||
| Amfibolit | 550-800 | Amfiboliter, biotitparagneiser | ||
| granulit | > (700-800) | Granuliter, hyperstenparagneiser | ||
| kyanitskivor | > 900 | 500-700 | kyanitskivor | |
| ekologiska | Eklogiter |
Temperaturerna för bildning av metamorfa bergarter har alltid varit av intresse för forskare, eftersom de inte tillät att förstå villkoren och därav historien om mekanismen för bildandet av dessa stenar. Tidigare, innan utvecklingen av huvudmetoderna för att bestämma temperaturerna för bildning av metamorfa mineraler, var huvudmetoden för att lösa problemet experimentella studier baserade på analys av olika smältdiagram. På dessa diagram fastställdes huvudtemperatur- och tryckintervallen, inom vilka stabiliteten hos vissa mineralföreningar avslöjades. Vidare överfördes resultaten av experimenten nästan mekaniskt till naturliga föremål. Bildningsparametrarna för specifika mineral har inte studerats, vilket är en betydande nackdel med sådana studier.
Under de efterföljande åren dök nya metoder för att bestämma temperaturerna för mineralbildning upp, som inkluderade analys av smältinneslutningar, isotopiska och geokemiska geotermometrar (se Geobarotherometry ); dessa metoder gjorde det möjligt att klargöra gränserna för förekomsten av vissa mineralföreningar under naturliga förhållanden och att överbrygga gapet mellan experimentella studier och naturfenomen.
För närvarande är alla temperaturmätningar gjorda med de ovan nämnda geotermometrarna tveksamma på grund av att betydande metodfel har identifierats i teoretisk utveckling och metoder för deras användning. [3] [4]
Ytterligare forskning ledde till skapandet av nya typer av isotopgeotermometrar, som gjorde det möjligt att bestämma bildningstemperaturen för specifika mineral. Några av resultaten av dessa studier visas i tabellen. [3]
| raser | Regioner | Mineraler | |||||||
| Qw | Bio | il | Mt | K F | Mus | Alba | Grn | ||
| Skiffer | Österrike | 700* | — | — | — | — | — | — | 330 |
| Skiffer | Grönland | 700* | — | — | 610 | — | — | — | — |
| Skiffer | Grönland | 700* | — | — | 594 | — | — | — | — |
| Metapelite | Alperna | 670 | — | 604 | — | — | — | — | — |
| Metapelite | Alperna | — | 740 | — | — | — | — | — | — |
| orthogneiss | Alperna | 650 | — | 620 | — | 550 | — | — | — |
| Gnejs | Alperna | 700* | — | — | — | — | — | — | 320 |
| Mineraler: Qw - kvarts; Bio - biotit; Il - ilmenit; Mt, magnetit; Kf, kaliumfältspat; Mus - muskovit; Alb, albit; Grn - granatäpple. (*) - mineralet tas som standard med den angivna temperaturen. | |||||||||
Separationssekvensen för metamorfa mineraler beskrivs härnäst
(KV, BI) > (MT, IL) > PL 40 > MU > GR(?)(PL 40 - plagioklas nr 40).
Denna serie har följande funktioner:
Mekanismen för frisättning av ett mineral förstås som en kemisk reaktion som leder till kristallisering av detta mineral. Dessa uppgifter är bland petrologins huvuduppgifter . Exempel på sådana reaktioner ges i N. A. Eliseevs arbete [5] . Väldigt många metamorfa mineralassociationer har bekräftats experimentellt. Men beteendet hos ett visst mineral är inte definierat i dem, och dessutom har verkligheten av dessa ekvationer under naturliga förhållanden inte bevisats. I båda fallen finns det godtycke i formuleringen av ekvationer för bildandet av mineraler. Reaktionerna som involverar flytande komponenter är särskilt avskyvärda. Oftast är alla postulerade ekvationer "en uppsats om ett fritt ämne." Dessa lösningar är rimliga men inte bevisade. Det är mytiska beslut. Ett exempel på en felaktigt skriven reaktion är slutsatsen av V. I. Luchitsky [6] : när han beskriver ersättningen av hornblende (nedan kallat Amp), ger han reaktionen 5Amp + 7W → 2Ep + Chl + Act + Qw + ... (Act är aktinolit , W är vatten) och skriver att "Epidot Ep (högre temperatur) och klorit Chl (lägre temperatur) utvecklas vanligtvis samtidigt." Men om mineraler i närheten av en punkt uppträder vid olika temperaturer, är de inte samtidiga. Därför måste denna reaktion delas upp i minst två reaktioner.
Ett exempel på en annan liknande reaktion är reaktionen (Fedkin V.V., 1975)
8Stav + 12Qw = 4Grn + Chl + 30Kya .I denna reaktion bildas Grn och Chl vid olika temperaturer. Dessa resultat tar inte hänsyn till nya data om mineralers geokemi, som återspeglas i tabellen.
Många analytiska data gör att vi kan hitta svaret på denna fråga [7] .
Isotopdata är begränsade.
geokemiska data. Detta är det rikaste mineralet sett till antalet analyser. Vi har inga prover där granat eller annat mineral samtidigt skulle utsättas för isotop- och silikatanalyser. I samtliga fall beräknades kemiska utbytesreaktioner av grundämnena Ca, Mg, Fe och Mn mellan föreningarna Grn - Ċ . Som Ċ taget: Ca, Mg, Fe, Ca +2 , Mg +2 , Fe +2 , CaO, MgO, FeO, Fe 2 O 3 , Al 2 O 3 , enkla pyroxener (till exempel MgSiO 3 ) och dubbla ( till exempel CaMgSi2O6 ) , biotiter , oliviner (enkla och dubbla), kordieriter, sillimaniter (för ett Fe +3 -Al +3 -par ), spineller (inklusive magnetiter), korund, hematit.
Alla studerade granater (Grn) är övervägande associerade med biotit (Bio), kordierit (Cor) och plagioklas (Pl).
Enligt isotopdata bildades Bio vid Т ≈ 700 °C, plagioklaser ≈ 500 °C. Temperaturen för granatsläpp är inte tillräckligt tydlig. Enligt isotopdata frisätts det vid 300–450 °C; resultaten av LLW-analysen ger samma gränser. Enligt den officiella synpunkten är det ≈ 700 °C, men det förlitar sig till stor del på geokemiska termometrar, vid vilka det finns betydande fel. Bio och Grn frigörs i jämvikt med vatten. Det finns ingen information om Cor. Enligt experiment (L.L. Perchuka et al., 1983) vid T = 550–1000°C sker inget jonbyte mellan Grn och Cor under gemensam kristallisation.
Huvudversionen är balansen mellan Grn och Cor, ofta närvarande i gnejser i samband med Grn. Då har den troliga ekvationen för bildandet av granater formen
… = {Cor + [Grn]+ H2O } + … .Här speglar parenteser: […] är isotop; {…} — geokemisk jämvikt.
Intressant material om tolkningen av de erhållna resultaten ges i arbetet av N. A. Eliseev [5] . Övergången av stenarna i grönskissfacies till bergarterna av epidot amfibolitfacies utförs på basis av reaktionen
Chl + Qw → Grn + H2O(Chl är klorit). Men för att förklara den isotopiska jämvikten mellan granat och vatten, återspeglar denna reaktion inte mineralets geokemiska jämvikt med andra gnejskomponenter. N. A. Eliseev beskriver granaternas ursprung och skriver om ytterligare en reaktion
Chl + Qw → Cor + Ant + H2O(Myra - antofyllit). Dessa reaktioner fortskrider under olika P-T-betingelser. Men att kombinera dem i de mellersta regionerna av P-T-förhållanden leder till den önskade reaktionen av mineralbildning:
Chl + Qw → {Cor + [Grn] + H2O ] ,vilket motsvarar schemat erhållet ovan enligt isotop-geokemiska data.
isotopdata. Den isotopiska sammansättningen av syre i accessoriska Mt- och Il-syrametamorfiter studerades (se tabell). Jämvikten mellan mineraler med H 2 O, CO 2 och CO är inte bekräftad, men en jämvikt med rutil avslöjades, motsvarande bildandet av Mt (Il) - Ru-systemet under nedbrytningen av ferropseudobrookit eller ilmenit (P. Ya. Yarosh, 1956; P. R. Busek, K Kell, 1966, etc.) enligt reaktionen
FeTi05 → [Il + Ru] ;Men i magnetitavlagringarna i Krivoy Rog (Ukraina) har denna mekanism inte identifierats, möjligen på grund av fel vid bestämning av den isotopiska sammansättningen av mineralets syre.
Bildandet av Mt är möjligt på grund av nedbrytningen av ilmenit enligt reaktionen
3FeTiO3 + O -2 → [ Fe3O4 + 3TiO2 ] . _Då är Mt i isotopisk jämvikt med rutil (Ru). I detta fall bildas Mt vid Тisot ≈ 450°C. Sådana T -isoter (Mt) är fullt möjliga. Så om älvens malmförekomst. De Keurichi-venliknande magnetit-hemoilmenitmalmerna bildades vid T = 430–570°C (A.N. Solyanik et al., 1984). I metamorfa bergarter bildas Il och Mt i jämvikt med Ru vid Тisot = 400–500°С. Om vi betraktar Il som en nedbrytningsprodukt av ulvospinel, då i förening med Mt, är deras T isot = 458 °C. Magnetit kan inte bildas på grund av nedbrytningen av Il, eftersom annars formationstemperaturerna ( Тisot = 1100 −2000 °C) är geologiskt orealistiska.
I avlagringarna av Biwabiks järnmalmsformation (N. Minnesota) av skarntyp: enligt Sinyakov V. I. (1978), Dymkin A. M. et al. Ett par magnetit-kvarts har studerats. De erhållna data visar temperaturen för Mt-bildningen vid 500–550°C, förutsatt att den är i jämvikt med CO 2 . Den mest sannolika mekanismen för dess bildande är nedbrytningen av siderit enligt schemat (Perry EC, Bonnichsen B, 1966)
3FeCO3 + 0,502 → Fe3O4 + 3CO2 . _ _ _V. N. Zagnitko et al. (1989), I. P. Lugovaya (1973), med hänvisning till experiment, ger reaktioner som motsvarar isotopförhållanden:
3FeCO3 → [ Fe3O4 + 2CO2 ] + CO (vattenfritt medium med gasavlägsnande ); 6FeCO 3 → [2Fe 3 O 4 + 5CO 2 ] + C (långsam gasavlägsnande, minst sannolika reaktion).Främst magnetiter av den ukrainska skölden har studerats. Tolkningen tog hänsyn till termodynamiska data om pyroxener, oliviner, granater, karbonater och andra föreningar som noteras i beskrivningen av granat. De konstitutiva förhållandena (Fe/Mg), (Fe/Mn), (Fe/Ca) används. Det är fastställt att den ursprungliga ekvationen ska ha formen
… = … + {Px + [Mt] + CO2] + … .Det finns inget direkt omnämnande av sådana reaktioner i litteraturen. I arbetet av N. A. Eliseev (s. 64) [5] , när man beskriver kontakthornfelses, nämns reaktionen
CaMg(CO3 ) 2 + 2SiO2 = CaMg( SiO3 ) 2 + 2CO2 .Om vi istället för dolomit tar ankerit Ca 2 Mg, Fe (CO 3 ) 4 , breinerit (Mg, Fe) CO 3 eller sideroplesit (Fe, Mg) CO 3 , så kan vi under karbonaternas metamorfos få en reaktion t.ex. ,
3Ca2MgFe (CO3 ) 4 + 6SiO2 = 3CaCO3 ( ?) + {3CaMg(SiO3 ) 2 ( ?) + [ Fe3O4 } + 8CO2 ] + CO .Sammansättningen av naturliga karbonater vittnar också om möjligheten att sådana reaktioner inträffar (IP Lugovaya, 1973): siderit - FeCO 3 - 98,4%; MnCO3 -3,4 %; MgCO3 - 0,7%; pistololysit - FeCO3 - 69,6%; MgCO3 - 27,3 %; MnCO3 - 2,8%; sideroplesit - FeCO3 - 83%; MgCO3 - 11,5%; MnCO3 - 4,4%. Nackdelen med reaktionen är tvetydigheten i den isotopiska naturen hos kalcit och pyroxen.
Studien av Mt (från N. M. Bondareva, 1977, 1978) i Odessa-Belotserkva-zonen visade att för referensen T = 500 °C (magnetiska egenskaper [E.B. Glevassky et al., 1970], decrepitation) är malm Mt termodynamiskt geokemiskt i jämvikt med olivin (Ol) (enligt förhållandet Fe +2 , Ca, Mg, Mn) och korund (Cor) (Fe +3 -Al), vilket bildar [Mt-Ol-Cor]-associationen. I detta fall uppskattas trycket till 1 kbar. Enligt V. I. Mikheev (1955), vid T = 1200 °C och P = 1 atm, sönderdelas Mg-klorit till spinell och Ol. Eftersom Mt är en spinell kan den identifierade Mt-Ol-Cor-associationen associeras med sönderdelningen av högjärnhaltig klorit (lepto-, septoklorit) av typen kronshdtetit, innehållande Fe +2 och Fe +3 .