Metamorf kőzetek (vagy módosult kőzetek ) - olyan kőzetek , amelyek a földkéreg vastagságában metamorfizmus , vagyis az üledékes és magmás kőzetek fizikai-kémiai viszonyok változása miatti változása következtében alakultak ki. A földkéreg mozgása miatt az üledékes kőzetek és a magmás kőzetek magas hőmérsékletnek , nagy nyomásnak , valamint különféle gáz- és vízoldatoknak vannak kitéve , miközben elkezdenek változni.
A metamorfizmus egyik legújabb osztályozása [1] a táblázatban található:
| A metamorfizmus típusa | A metamorfizmus tényezői |
|---|---|
| Merülési metamorfizmus | Nyomás növekedés, vizes oldatok keringése |
| Fűtési metamorfizmus | hőmérséklet emelkedés |
| Hidratációs metamorfizmus | Kőzetek kölcsönhatása vizes oldatokkal |
| Diszlokációs metamorfizmus | Tektonikus deformációk |
| Impact (sokk) metamorfizmus | Nagy meteoritok zuhanása, erős endogén robbanások |
Mivel a metamorf kőzetek kiindulási anyaga üledékes és magmás kőzetek, előfordulási formájuknak meg kell egyeznie ezen kőzetek előfordulási formáival. Tehát az üledékes kőzetek alapján a réteges előfordulási forma, a magmás kőzeteknél pedig a behatolások vagy fedések formája őrződik meg. Ezt néha használják eredetük meghatározására. Tehát, ha egy metamorf kőzet üledékes kőzetből származik, akkor a para- előtagot kapja (például egy gneiszpár ), ha pedig magmás kőzet miatt keletkezett, akkor az orto- előtagot (pl. orto gneiszek ).
A metamorf kőzetek kémiai összetétele változatos, és elsősorban az eredeti kőzetek összetételétől függ. Az összetétel azonban eltérhet az eredeti kőzetek összetételétől, mivel a metamorfózis folyamatában változások következnek be a vizes oldatok és a metaszomatikus folyamatok által bevitt anyagok hatására.
A metamorf kőzetek ásványi összetétele is változatos, állhatnak egyetlen ásványból, például kvarcból ( kvarcit ) vagy kalcitból ( márvány ), vagy sok összetett szilikátból . A fő kőzetképző ásványok a kvarc, a földpátok , a csillámok , a piroxének és az amfibolok . Mellettük jellemzően metamorf ásványok találhatók: gránátok , andalúzit , disztén , szillimanit , kordierit , szkapolit és néhány más. Főleg a gyengén átalakult kőzetekre jellemzőek a talkum , kloritok , aktinolit , epidot , zoizit , karbonátok .
A metamorf kőzetek kialakulásának fizikai-kémiai feltételei, amelyeket a geobarotermometria módszerei határoznak meg, nagyon magasak. Hőmérsékletük 100–300 °C és 1000–1500 °C, több tíz bar és 20–30 kbar között mozog.
A kőzettextúra a kőzettulajdonság térbeli jellemzője, tükrözi a tér kitöltésének módját.
A "mandulakő textúra" nem utalhat a valódi textúrákra, mivel ez nem jellemző a térkitöltés módjára. Leginkább a fajta szerkezeti jellemzőit jellemzi.
A "kataklasztikus textúra" szintén nem lehet textúra jellemző ugyanezen okokból. A "kataklasztikus" kifejezés csak a kőzetet kitöltő szemcsék kialakulásának mechanizmusát tükrözi.
A „struktúra” fogalmának nincs szigorú meghatározása, és intuitív. A geológiai kutatások gyakorlata szerint a „szerkezet” a kőzetet alkotó szemcsék méretbeli (nagy-, közepes- vagy kisklasztos) paramétereit jellemzi.
A metamorf kőzetek szerkezetei a szilárd halmazállapotú átkristályosodás vagy krisztalloblasztézis során keletkeznek . Az ilyen szerkezeteket krisztalloblasztoknak nevezik. A szemcsék alakja szerint struktúrákat különböztetünk meg [1] :
Relatív méret szerint:
Itt vannak a regionális metamorfózis eredményeként kialakult kőzetek (a kevésbé átalakultról a metamorfizáltabbra).
Ezek olyan kőzetek, amelyek dinamometamorfizmus és tektonikus zavarok hatására keletkeznek a zúzózónában. A zúzás és a deformáció nemcsak magának a kőzetnek van kitéve, hanem ásványi anyagoknak is.
A metamorf átalakulások során különféle kémiai reakciók mennek végbe. Úgy gondolják, hogy ezeket szilárd állapotban végzik. E reakciók során új ásványok képződése vagy régi ásványok átkristályosodása megy végbe, így meghatározott hőmérséklet- és nyomástartományban ez az ásványkészlet viszonylag állandó marad. Az ásványok meghatározó halmazát a „metamorfizmus fáciesének” nevezték. A metamorf kőzetek fáciesekre való felosztása már a 19. században elkezdődött, és G. Barrow (1893), A. A. Inostrantsev (1877), G. F. Becker (1893) és más kutatók munkáihoz kötődik, és a kezdetekkor széles körben használták. századi (Van Hayes, 1904; V. M. Goldshmidt, 1911; P. Escola, 1920; C. E. Tilly, 1925; és mások). D. S. Korzhinsky (1899–1985) jelentős szerepet játszott az ásványi fáciesek fizikai-kémiai természetének kialakulásában. [2]
A metamorfizmus fő ásványi fácieseiről szóló modern elképzeléseket a táblázat tartalmazza. [egy]
| A metamorfizmus típusa | A metamorfizmus fáciese | Nyomás ( MPa ) | Hőmérséklet tartomány (°C) | Fajta példák |
| Merülési metamorfizmus | Zeolit | < (200-500) | < (200-300) | Metagraywackes, metavulcanites |
| prehnit-pumpeliite | 200-500 | 200-300 | ||
| Lavsonit-glauvanit (kék palák) | 400-800 | 300-400 | Glaukofán-palák | |
| eklogitikus | >800 | > (400-700) | Eclogites | |
| Kontakt metamorfizmus | Albit-epidot hornfelses | — | 250-500 | Kapcsolat hornfels, skarns |
| Amfibol hornfels | 450-670 | |||
| Piroxén szarvfélék | 630-800 | |||
| Szanidin | > (720-800) | |||
| Regionális metamorfizmus | zöld pala | 200-900 | 300-600 | Zöldpalák, klorit-szericit palák |
| Epidot-amfibolit | 500-650 | Amfibolitok, csillámpalák | ||
| Amfibolit | 550-800 | Amfibolitok, biotit paragneiszek | ||
| granulit | > (700-800) | Granulitok, hipersztén paragneiszek | ||
| kianit pala | > 900 | 500-700 | kianit pala | |
| eklogitikus | Eclogites |
A metamorf kőzetek képződési hőmérséklete mindig is érdekelte a kutatókat, mivel nem tették lehetővé e kőzetek viszonyainak, így keletkezési mechanizmusának történetének megértését. Korábban, a metamorf ásványok képződési hőmérsékletének meghatározására szolgáló fő módszerek kidolgozása előtt, a probléma megoldásának fő módszere a különböző olvadási diagramok elemzésén alapuló kísérleti vizsgálatok voltak. Ezeken a diagramokon felállítottuk azokat a fő hőmérséklet- és nyomásintervallumokat, amelyeken belül bizonyos ásványtársulások stabilitása megmutatkozott. Továbbá a kísérletek eredményeit szinte mechanikusan átvitték a természeti objektumokra. Az egyes ásványok képződési paramétereit nem vizsgálták, ami az ilyen vizsgálatok jelentős hátránya.
A következő években új módszerek jelentek meg az ásványképződés hőmérsékletének meghatározására, amelyek magukban foglalták az olvadékzárványok, izotópos és geokémiai geotermométerek elemzését (lásd Geobarothermometria ); ezek a módszerek lehetővé tették bizonyos ásványtársulások természetes körülmények között való létezésének határainak tisztázását, valamint a kísérleti vizsgálatok és a természeti jelenségek közötti szakadék áthidalását.
Jelenleg minden fent említett geotermométerrel végzett hőmérsékletmérés kétséges, mivel jelentős módszertani hibákat azonosítottak az elméleti fejlesztésekben és felhasználási módjukban. [3] [4]
A további kutatások eredményeként új típusú izotópos geotermométerek születtek, amelyek lehetővé tették az egyes ásványok képződési hőmérsékletének meghatározását. E vizsgálatok néhány eredményét a táblázat tartalmazza. [3]
| fajták | Régiók | Ásványok | |||||||
| Qw | Bio | il | Mt | Kf | Mus | Alb | Grn | ||
| Palák | Ausztria | 700* | — | — | — | — | — | — | 330 |
| Palák | Grönland | 700* | — | — | 610 | — | — | — | — |
| Palák | Grönland | 700* | — | — | 594 | — | — | — | — |
| Metapelit | Alpok | 670 | — | 604 | — | — | — | — | — |
| Metapelit | Alpok | — | 740 | — | — | — | — | — | — |
| ortogneisz | Alpok | 650 | — | 620 | — | 550 | — | — | — |
| Gneisz | Alpok | 700* | — | — | — | — | — | — | 320 |
| Ásványok: Qw - kvarc; Bio - biotit; Il - ilmenit; Mt, magnetit; Kf, káliumföldpát; Mus - muszkovita; Alb, albite; Grn - gránátalma. (*) - az ásványt standardnak vesszük a megadott hőmérsékleten. | |||||||||
A metamorf ásványok szétválási sorrendjét a következőkben ismertetjük
(KV, BI) > (MT, IL) > PL 40 > MU > GR(?)(PL 40 - plagioklász No. 40).
Ez a sorozat a következő tulajdonságokkal rendelkezik:
Az ásványok felszabadulásának mechanizmusa egy kémiai reakció, amely ennek az ásványnak a kristályosodásához vezet . Ezek a feladatok a kőzettani fő feladatai közé tartoznak . Ilyen reakciókra példákat ad N. A. Eliseev [5] munkája . Nagyon sok metamorf ásványtársulást igazoltak kísérletileg. Egy adott ásvány viselkedése azonban nincs bennük meghatározva, ráadásul ezeknek az egyenleteknek a valóságtartalma természetes körülmények között nem bizonyított. Mindkét esetben önkényesek az ásványok képződésére vonatkozó egyenletek megfogalmazása. A folyékony komponenseket érintő reakciók különösen kellemetlenek. Leggyakrabban minden feltételezett egyenlet „egy szabad témáról szóló esszé”. Ezek a megoldások hihetőek, de nem bizonyítottak. Ezek mitikus megoldások. Helytelenül írt reakcióra példa V. I. Luchitsky [6] következtetése: a hornblende (továbbiakban Amp) helyettesítését leírva az 5Amp + 7W → 2Ep + Chl + Act + Qw + ... reakciót adja (Az Act az aktinolit , W a víz), és azt írja, hogy "Epidote Ep (magasabb hőmérséklet) és klorit Chl (alacsonyabb hőmérséklet) általában egyidejűleg fejlődik." De ha egy pont közelében különböző hőmérsékletű ásványok jelennek meg, akkor ezek nem egyidejűek. Ezért ezt a reakciót legalább két reakcióra kell osztani.
Egy másik hasonló reakcióra példa a reakció (Fedkin V.V., 1975)
8Stav + 12Qw = 4Grn + Chl + 30Kya .Ebben a reakcióban Grn és Chl különböző hőmérsékleteken képződik. Ezek az eredmények nem veszik figyelembe az ásványok geokémiájára vonatkozó új adatokat, amelyeket a táblázat tükröz.
Számos elemző adat teszi lehetővé, hogy megtaláljuk a választ erre a kérdésre [7] .
Az izotóp adatok korlátozottak.
geokémiai adatok. Az elemzések számát tekintve ez a leggazdagabb ásvány. Nincsenek olyan mintáink, amelyekben gránátot vagy más ásványt egyszerre végeznének izotópos és szilikát analízisnek. Minden esetben a Ca, Mg, Fe és Mn elemek Grn- Ċ vegyületek közötti kémiai cserereakcióit számítottuk ki . Ċ szerint : Ca, Mg, Fe, Ca +2 , Mg +2 , Fe +2 , CaO, MgO, FeO, Fe 2 O 3 , Al 2 O 3 , egyszerű piroxének (például MgSiO 3 ) és kettős ( például CaMgSi 2 O 6 ), biotitok, olivinek (egyszerű és kettős), kordieritek, szillimanitok (Fe +3 -Al +3 párhoz ), spinellek (beleértve a magnetiteket), korund, hematit.
Az összes vizsgált gránát (Grn) túlnyomórészt biotittal (Bio), kordierittel (Cor) és plagioklászszal (Pl) kapcsolódik.
Izotópos adatok szerint a Bio Т ≈ 700 °C-on, a plagioklászok ≈ 500 °C-on képződik. A gránátkibocsátás hőmérséklete nem elég egyértelmű. Izotópos adatok szerint 300–450 °C-on szabadul fel; az LLW elemzés eredményei ugyanezeket a határokat adják. A hivatalos álláspont szerint ≈ 700 °C, de nagyrészt geokémiai hőmérőkre támaszkodik, amelyek használatában jelentős hibák vannak. A Bio és a Grn vízzel egyensúlyban szabadul fel. Koráról nincs információ. Kísérletek szerint (L.L. Perchuka és mtsai, 1983) T = 550-1000°C-on nincs ioncsere Grn és Cor között a közös kristályosodás során.
A fő változat a Grn és a Cor egyensúlya, amely gyakran jelen van a gneiszekben Grn-nel társulva. Ekkor a gránátok képződésének valószínű egyenlete a következő formában van
… = {Cor + [Grn]+ H 2 O}+ … .Itt a zárójelek a következőket tükrözik: […] izotóp; {…} — geokémiai egyensúly.
A kapott eredmények értelmezésére vonatkozó érdekes anyagot N. A. Eliseev [5] munkája tartalmazza . A zöldpala fáciesű kőzetek átmenete az epidot amfibolit fáciesű kőzetekre a reakció alapján történik.
Chl + Qw → Grn + H2O(A Chl az klorit). De a gránát vízzel való izotópos egyensúlyát magyarázva ez a reakció nem tükrözi az ásvány geokémiai egyensúlyát más gneiszkomponensekkel. A gránátok eredetét leírva N. A. Eliseev még egy reakcióról ír
Chl + Qw → Cor + Ant + H2O(Hangya - antofillit). Ezek a reakciók különböző P-T körülmények között mennek végbe. De ezek kombinálása a P-T körülmények középső régióiban az ásványi képződés kívánt reakciójához vezet:
Chl + Qw → {Cor + [Grn] + H 2 O] ,amely az izotóp-geokémiai adatok alapján a fent kapott sémának felel meg.
izotópos adatok. Megvizsgáltuk az oxigén izotóp összetételét a járulékos Mt és Il savmetamorfitokban (lásd a táblázatot). Az ásványok H 2 O-val, CO 2 -vel és CO-val való egyensúlya nem igazolt, de kiderült a rutil egyensúlya, amely megfelel az Mt (Il) - Ru rendszer kialakulásának a ferropseudobrookite vagy ilmenit bomlása során (P. Ya. Yarosh, 1956; P. R. Busek, K Kell, 1966 stb.) a reakció szerint
FeTiO5 → [Il + Ru] ;A Krivoy Rog (Ukrajna) magnetit lelőhelyein azonban ezt a mechanizmust nem azonosították, valószínűleg az ásvány oxigén izotóp-összetételének meghatározásában történt hibák miatt.
Mt képződése az ilmenit reakció szerinti bomlása miatt lehetséges
3FeTiO 3 + O −2 → [Fe 3 O 4 + 3TiO 2 ] .Ekkor az Mt izotópegyensúlyban van a rutillal (Ru). Ebben az esetben az Mt Тizot ≈ 450 °C-on képződik. Az ilyen T -izoták (Mt) nagyon is lehetségesek. Tehát a folyó ércesedéséről. A Keurichi-érszerű magnetit-hemoilmenit ércek T = 430-570 °C-on keletkeztek (A.N. Solyanik et al., 1984). A metamorf kőzetekben az Il és az Mt egyensúlyban alakul ki Ru- val Тisot = 400–500 °С hőmérsékleten. Ha az Il-t az ulvospinel bomlástermékének tekintjük, akkor a Mt-val együtt T izotjuk = 458 °C. Magnetit az Il lebomlása miatt nem tud képződni, mert egyébként a képződési hőmérsékletek ( Tisot = 1100 −2000 °C) geológiailag irreálisak.
A szkarn típusú vasércképződmény (N. Minnesota) lelőhelyein: Sinyakov V. I. (1978), Dymkin A. M. és munkatársai szerintBiwabik Egy magnetit-kvarc párost tanulmányoztak. A kapott adatok megadják a Mt képződés hőmérsékletét 500-550°C között, feltéve, hogy az egyensúlyban van a CO 2 -vel . Kialakulásának legvalószínűbb mechanizmusa a sziderit lebomlása a séma szerint (Perry EC, Bonnichsen B, 1966)
3FeCO 3 + 0,5O 2 → Fe 3 O 4 + 3CO 2 .V. N. Zagnitko és munkatársai (1989), I. P. Lugovaya (1973) kísérletekre hivatkozva az izotóparányoknak megfelelő reakciókat adják meg:
3FeCO 3 → [Fe 3 O 4 + 2CO 2 ] + CO (vízmentes közeg gázeltávolítással); 6FeCO 3 → [2Fe 3 O 4 + 5CO 2 ] + C (lassú gázeltávolítás, a legkevésbé valószínű reakció).Főleg az ukrán pajzs magnetitjeit vizsgálták. Az értelmezés figyelembe vette a piroxének, olivinek, gránátok, karbonátok és egyéb, a gránát leírásában szereplő vegyületek termodinamikai adatait. A konstitutív arányokat (Fe/Mg), (Fe/Mn), (Fe/Ca) alkalmazzuk. Megállapítást nyert, hogy az eredeti egyenletnek a következővel kell rendelkeznie
… = … + {Px + [Mt] + CO2] + … .Az irodalomban nincs közvetlen említés ilyen reakciókról. N. A. Eliseev munkájában (64. o.) [5] a kontakt szarvleírások leírásánál a reakciót említik
CaMg(CO 3 ) 2 + 2SiO 2 = CaMg(SiO 3 ) 2 + 2CO 2 .Ha dolomit helyett ankerit Ca 2 Mg, Fe (CO 3 ) 4 , breinerit (Mg, Fe) CO 3 vagy szideroplezit (Fe, Mg) CO 3 -ot veszünk , akkor a karbonátok metamorfózisa során reakciót kaphatunk pl. ,
3Ca 2 MgFe(CO 3 ) 4 + 6SiO 2 = 3CaCO 3 (?) + {3CaMg(SiO 3 ) 2 (?) + [Fe 3 O 4 } + 8CO 2 ] + CO .A természetes karbonátok összetétele is tanúskodik az ilyen reakciók előfordulásának lehetőségéről (IP Lugovaya, 1973): sziderit - FeCO 3 - 98,4%; MnCO 3 -3,4%; MgCO 3 - 0,7%; pisztolizit - FeCO 3 - 69,6%; MgCO 3 - 27,3%; MnCO 3 - 2,8%; sideroplesitis - FeCO 3 - 83%; MgCO 3 - 11,5%; MnCO 3 - 4,4%. A reakció hátránya a kalcit és a piroxén izotópos jellegének kétértelműsége.
Az Odessza-Belotserkva zóna Mt (N. M. Bondareva, 1977, 1978) vizsgálata azt mutatta, hogy a referencia T = 500 °C (mágneses tulajdonságok [E. B. Glevassky et al., 1970], dekrepitáció) esetében az érc termodinamikailag geokémiailag benne van. egyensúly az olivinnel (Ol) (a Fe +2 , Ca, Mg, Mn aránya szerint) és a korunddal (Cor) (Fe +3 -Al), létrehozva az [Mt-Ol-Cor] asszociációt. Ebben az esetben a nyomást 1 kbar-ra becsülik. V. I. Mikheev (1955) szerint T = 1200 °C és P = 1 atm hőmérsékleten a Mg-klorit spinellre és Ol-ra bomlik. Mivel a Mt egy spinell, az azonosított Mt-Ol-Cor asszociáció a kronshdtetit típusú, erősen vastartalmú klorit (lepto-, szeptoklorit) lebomlásával hozható összefüggésbe, amely Fe +2 és Fe +3 tartalmú .