Roci metamorfice (sau roci modificate ) - roci formate în grosimea scoarței terestre ca urmare a metamorfismului , adică modificări ale rocilor sedimentare și magmatice ca urmare a modificărilor condițiilor fizico-chimice. Datorită mișcărilor scoarței terestre, rocile sedimentare și rocile magmatice sunt expuse la temperaturi ridicate, presiune ridicată și diferite soluții de gaz și apă , în timp ce încep să se schimbe.
Una dintre cele mai recente clasificări ale metamorfismului [1] este dată în tabel:
| Tip de metamorfism | Factorii metamorfismului |
|---|---|
| Metamorfismul de imersie | Creșterea presiunii, circulația soluțiilor apoase |
| Metamorfismul de încălzire | cresterea temperaturii |
| Metamorfismul de hidratare | Interacțiunea rocilor cu soluțiile apoase |
| Metamorfismul de dislocare | Deformatii tectonice |
| Metamorfism de impact (șoc). | Căderea unor meteoriți mari, explozii endogene puternice |
Deoarece materialul inițial al rocilor metamorfice este roci sedimentare și magmatice, formele lor de apariție trebuie să coincidă cu formele de apariție ale acestor roci. Deci, pe baza rocilor sedimentare, se păstrează forma stratificată de apariție, iar pe baza rocilor magmatice, forma intruziunilor sau acoperirilor. Aceasta este uneori folosită pentru a determina originea lor. Deci, dacă o rocă metamorfică provine dintr-una sedimentară, i se dă prefixul para- (de exemplu, o pereche de gneisuri ), iar dacă s-a format din cauza rocii magmatice, atunci se pune prefixul orto- (de exemplu, gneisuri orto ).
Compoziția chimică a rocilor metamorfice este diversă și depinde în primul rând de compoziția celor originale. Cu toate acestea, compoziția poate diferi de compoziția rocilor originale, deoarece în procesul de metamorfism apar modificări sub influența substanțelor introduse prin soluții apoase și procese metasomatice .
Compoziția minerală a rocilor metamorfice este, de asemenea, variată, acestea putând fi compuse dintr-un singur mineral, cum ar fi cuarțul ( cuarțitul ) sau calcitul ( marmura ), sau mulți silicați complecși . Principalele minerale care formează rocile sunt cuarțul, feldspații , micile , piroxenii și amfibolii . Alături de acestea, există de obicei minerale metamorfice: granate , andaluzită , distenă , sillimanit , cordierit , scapolit și altele. Caracteristici, în special pentru rocile slab metamorfozate , sunt talcul , cloriții , actinolitul , epidotul , zoizitul , carbonații .
Condițiile fizico-chimice pentru formarea rocilor metamorfice, determinate prin metodele geobarotermometriei , sunt foarte ridicate. Acestea variază de la 100-300 °C la 1000-1500 °C și de la zeci de bari la 20-30 kbar.
Textura rocii este o caracteristică spațială a unei proprietăți de rocă, reflectă modul în care spațiul este umplut.
„Textura de piatră de migdale” nu se poate referi la texturi propriu-zise, deoarece nu este o caracteristică a modului în care este umplut spațiul. Mai ales caracterizează trăsăturile structurale ale rasei.
De asemenea, „Textura cataclastică” nu poate fi o caracteristică a texturii din aceleași motive. Termenul „cataclastic” reflectă doar mecanismul de formare a boabelor care umplu roca.
Conceptul de „structură” nu are o definiție strictă și este intuitiv. Conform practicii cercetării geologice, „structura” caracterizează parametrii dimensionali (clastici mari, medii sau mici) ai boabelor care alcătuiesc roca.
Structurile rocilor metamorfice apar în procesul de recristalizare în stare solidă sau cristaloblasteza . Astfel de structuri se numesc cristaloblast. După forma boabelor se disting structuri [1] :
După mărimea relativă:
Iată rocile formate ca urmare a metamorfismului regional (de la mai puțin la mai metamorfozate).
Acestea sunt roci care apar sub influența dinamometamorfismului și a perturbărilor tectonice în zona de strivire. Zdrobirea și deformarea sunt supuse nu numai rocii în sine, ci și mineralelor.
În timpul transformărilor metamorfice au loc diverse reacții chimice. Se crede că acestea sunt efectuate în stare solidă. În procesul acestor reacții, are loc formarea de noi minerale sau recristalizarea vechilor minerale, astfel încât, pentru un interval specific de temperaturi și presiuni, acest set de minerale rămâne relativ constant. Setul definitoriu de minerale a fost numit „faciesul metamorfismului”. Împărțirea rocilor metamorfice în facies a început încă din secolul al XIX-lea și este asociată cu lucrările lui G. Barrow (1893), A. A. Inostrantsev (1877), G. F. Becker (1893) și alți cercetători și a fost utilizat pe scară largă la început. al secolului al XX-lea (Van Hayes, 1904; V. M. Goldshmidt, 1911; P. Escola, 1920; C. E. Tilly, 1925; și alții). D. S. Korzhinsky (1899–1985) a jucat un rol semnificativ în dezvoltarea naturii fizico-chimice a faciesului mineral. [2]
Ideile moderne despre principalele facies minerale ale metamorfismului sunt prezentate în tabel. [unu]
| Tip de metamorfism | Facies de metamorfism | Presiune ( MPa ) | Interval de temperatură (°C) | Exemple de rasă |
| Metamorfismul de imersie | Zeolit | < (200-500) | < (200-300) | Metagraywackes, metavulcaniți |
| prehnit-pompeliite | 200-500 | 200-300 | ||
| Lavsonit-glauvanit (șisturi albastre) | 400-800 | 300-400 | șisturi glaucofane | |
| eclogitic | >800 | > (400-700) | Eclogite | |
| Metamorfismul contactului | Albit-epidot cornfelses | — | 250-500 | Contactați hornfelses, skarns |
| Hornfelses amfiboli | 450-670 | |||
| Hornfelses de piroxene | 630-800 | |||
| Sanidină | > (720-800) | |||
| Metamorfismul regional | ardezie verzi | 200-900 | 300-600 | șisturi verzi, șisturi clorit-sericit |
| Epidot-amfibolit | 500-650 | Amfibolite, mica sisturi | ||
| Amfibolit | 550-800 | Amfiboliți, paragneisuri de biotit | ||
| granulite | > (700-800) | Granulite, paragneisuri hiperstenice | ||
| șisturi de cianită | > 900 | 500-700 | șisturi de cianită | |
| eclogitic | Eclogite |
Temperaturile de formare a rocilor metamorfice au fost întotdeauna de interes pentru cercetători, deoarece nu au permis înțelegerea condițiilor și, prin urmare, a istoriei mecanismului de formare a acestor roci. Anterior, înainte de dezvoltarea principalelor metode de determinare a temperaturilor de formare a mineralelor metamorfice, principala metodă de rezolvare a problemei au fost studiile experimentale bazate pe analiza diferitelor diagrame de topire. Pe aceste diagrame au fost stabilite principalele intervale de temperatură și presiune, în cadrul cărora s-a relevat stabilitatea anumitor asociații minerale. Mai mult, rezultatele experimentelor au fost aproape mecanic transferate la obiecte naturale. Parametrii de formare ai mineralelor specifice nu au fost studiați, ceea ce este un dezavantaj semnificativ al unor astfel de studii.
În anii următori au apărut noi metode de determinare a temperaturilor de formare a mineralelor, care au inclus analiza incluziunilor de topitură, geotermometre izotopice și geochimice (vezi Geobarotermometria ); aceste metode au făcut posibilă clarificarea limitelor existenței anumitor asociații de minerale în condiții naturale și de a acoperi decalajul dintre studiile experimentale și fenomenele naturale.
În prezent, toate măsurătorile de temperatură efectuate cu ajutorul geotermometrelor menționate mai sus sunt puse la îndoială din cauza faptului că au fost identificate erori metodologice semnificative în evoluțiile teoretice și metodele de utilizare a acestora. [3] [4]
Cercetările ulterioare au condus la crearea de noi tipuri de geotermometre izotopice, care au făcut posibilă determinarea temperaturii de formare a unor minerale specifice. Unele dintre rezultatele acestor studii sunt prezentate în tabel. [3]
| rasele | Regiuni | Minerale | |||||||
| Qw | bio | il | Mt | Ce faci | Mus | Alb | Grn | ||
| Ardezii | Austria | 700* | — | — | — | — | — | — | 330 |
| Ardezii | Groenlanda | 700* | — | — | 610 | — | — | — | — |
| Ardezii | Groenlanda | 700* | — | — | 594 | — | — | — | — |
| Metapelita | Alpi | 670 | — | 604 | — | — | — | — | — |
| Metapelita | Alpi | — | 740 | — | — | — | — | — | — |
| ortogneiss | Alpi | 650 | — | 620 | — | 550 | — | — | — |
| Gneis | Alpi | 700* | — | — | — | — | — | — | 320 |
| Minerale: Qw - cuarț; Bio - biotit; Il - ilmenit; Mt, magnetit; Kf, feldspat de potasiu; Mus - moscovit; Alb, albit; Grn - rodie. (*) - mineralul este luat ca standard cu temperatura indicată. | |||||||||
Secvența de separare a mineralelor metamorfice este descrisă în continuare
(KV, BI) > (MT, IL) > PL 40 > MU > GR(?)(PL 40 - plagioclaza nr. 40).
Această serie are următoarele caracteristici:
Mecanismul de eliberare a unui mineral este înțeles ca o reacție chimică care duce la cristalizarea acestui mineral. Aceste sarcini sunt printre sarcinile principale ale petologiei . Exemple de astfel de reacții sunt date în lucrarea lui N. A. Eliseev [5] . Foarte multe asociații de minerale metamorfice au fost confirmate experimental. Cu toate acestea, comportamentul unui anumit mineral nu este definit în ele și, în plus, realitatea acestor ecuații în condiții naturale nu a fost dovedită. În ambele cazuri, există un arbitrar în formularea ecuațiilor pentru formarea mineralelor. Reacțiile care implică componente fluide sunt deosebit de odioase. Cel mai adesea, toate ecuațiile postulate sunt „un eseu pe o temă liberă”. Aceste soluții sunt plauzibile, dar nu sunt dovedite. Acestea sunt decizii mitice. Un exemplu de reacție scrisă greșit este concluzia lui V. I. Luchitsky [6] : descriind înlocuirea hornblendei (denumită în continuare Amp), el dă reacția 5Amp + 7W → 2Ep + Chl + Act + Qw + ... (Act este actinolit , W este apă) și scrie că „Epidotul Ep (temperatură mai mare) și cloritul Chl (temperatură mai scăzută) se dezvoltă de obicei simultan”. Dar dacă în vecinătatea unui punct mineralele apar la temperaturi diferite, atunci ele nu sunt simultane. Prin urmare, această reacție trebuie împărțită în cel puțin două reacții.
Un exemplu de altă reacție similară este reacția (Fedkin V.V., 1975)
8Stav + 12Qw = 4Grn + Chl + 30Kya .În această reacție, Grn și Chl se formează la temperaturi diferite. Aceste rezultate nu iau în considerare noi date despre geochimia mineralelor, reflectate în tabel.
Numeroase date analitice ne permit să găsim răspunsul la această întrebare [7] .
Datele izotopice sunt limitate.
date geochimice. Acesta este cel mai bogat mineral din punct de vedere al numărului de analize. Nu avem mostre în care granatul sau alt mineral ar fi supus simultan analizelor izotopice și silicate. În toate cazurile au fost calculate reacțiile de schimb chimic ale elementelor Ca, Mg, Fe și Mn între compușii Grn - Ċ . După cum se iau: Ca, Mg, Fe, Ca +2 , Mg +2 , Fe +2 , CaO, MgO, FeO, Fe 2 O 3 , Al 2 O 3 , piroxeni simpli (de exemplu, MgSiO 3 ) și dublu ( de exemplu, CaMgSi 2 O 6 ), biotite, olivine (simple și duble), cordierite, silimanite (pentru o pereche Fe +3 -Al +3 ), spinele (inclusiv magnetite), corindon, hematit.
Toate granatele studiate (Grn) sunt asociate predominant cu biotit (Bio), cordierit (Cor) și plagioclază (Pl).
Conform datelor izotopice, Bio s-a format la Т ≈ 700 °C, plagioclaze ≈ 500 °C. Temperatura eliberării granatului nu este suficient de clară. Conform datelor izotopice, este eliberat la 300–450 °C; rezultatele analizei LLW dau aceleași limite. Conform punctului de vedere oficial, este ≈ 700 °C, dar se bazează în mare parte pe termometre geochimice, în utilizarea cărora există erori semnificative. Bio și Grn sunt eliberate în echilibru cu apa. Nu există informații despre Cor. Conform experimentelor (L.L. Perchuka et al., 1983) la T = 550–1000°C, nu există schimb de ioni între Grn și Cor în timpul cristalizării articulațiilor.
Versiunea principală este echilibrul Grn cu Cor, prezent adesea în gneisuri în asociere cu Grn. Atunci ecuația probabilă pentru formarea granatelor are forma
… = {Cor + [Grn]+ H 2 O}+ … .Aici parantezele reflectă: […] este izotopic; {…} — echilibru geochimic.
Material interesant privind interpretarea rezultatelor obținute este dat în lucrarea lui N. A. Eliseev [5] . Trecerea rocilor faciesului de schist verde la rocile faciesului de amfibolit epidot se realizează pe baza reacției.
Chl + Qw → Grn + H2O(Chl este clorit). Dar, explicând echilibrul izotopic al granatului cu apa, această reacție nu reflectă echilibrul geochimic al mineralului cu alte componente ale gneisului. Descriind originea granatelor, N. A. Eliseev scrie despre încă o reacție
Chl + Qw → Cor + Ant + H2O(Furnica - antofilita). Aceste reacții au loc în diferite condiții P-T. Dar combinarea lor în regiunile mijlocii ale condițiilor P-T duce la reacția dorită de formare a mineralelor:
Chl + Qw → {Cor + [Grn] + H 2 O] ,care corespunde schemei obţinute mai sus conform datelor izotop-geochimice.
date izotopice. A fost studiată compoziția izotopică a oxigenului în metamorfiții acizi Mt și Il accesorii (vezi tabel). Echilibrul mineralelor cu H 2 O, CO 2 și CO nu este confirmat, dar a fost evidențiat un echilibru cu rutil, corespunzător formării sistemului Mt (Il) - Ru în timpul descompunerii feropseudobrookitei sau ilmenitei (P. Ya. Yarosh, 1956; P. R. Busek, K Kell, 1966 etc.) conform reacției
FeTiO5 → [Il + Ru] ;Cu toate acestea, în zăcămintele de magnetită de la Krivoy Rog (Ucraina), acest mecanism nu a fost identificat, posibil din cauza unor erori în determinarea compoziției izotopice a oxigenului mineralului.
Formarea Mt este posibilă datorită descompunerii ilmenitei în funcție de reacție
3FeTiO 3 + O −2 → [Fe 3 O 4 + 3TiO 2 ] .Atunci Mt este în echilibru izotopic cu rutil (Ru). În acest caz, Mt se formează la Тizot ≈ 450°C. Astfel de izoți T (Mt) sunt destul de posibili. Deci asupra apariției minereului râului. Minereurile Keurichi de magnetit-hemoilmenit s-au format la T = 430–570°C (A.N. Solyanik et al., 1984). În rocile metamorfice, Il și Mt se formează în echilibru cu Ru la Тizot = 400–500°С. Dacă considerăm Il ca un produs de descompunere al ulvospinelului, atunci în asociere cu Mt, T izot al acestora = 458 °C. Magnetita nu poate fi formată din cauza descompunerii lui Il, deoarece în caz contrar temperaturile de formare ( Тizot = 1100 −2000 °C) sunt nerealiste din punct de vedere geologic.
În zăcămintele formațiunii de minereu de fier (N. Minnesota) de tip skarn: după Sinyakov V. I. (1978), Dymkin A. M. și colab.Biwabik S-a studiat o pereche de magnetit-cuart. Datele obținute dau temperatura formării Mt la 500–550°C, cu condiția ca acesta să fie în echilibru cu CO 2 . Cel mai probabil mecanism al formării sale este descompunerea sideritei conform schemei (Perry EC, Bonnichsen B, 1966)
3FeCO 3 + 0,5O 2 → Fe 3 O 4 + 3CO 2 .V. N. Zagnitko și colab. (1989), I. P. Lugovaya (1973), referindu-se la experimente, dau reacții corespunzătoare rapoartelor izotopice:
3FeCO 3 → [Fe 3 O 4 + 2CO 2 ] + CO (mediu anhidru cu îndepărtare a gazelor); 6FeCO 3 → [2Fe 3 O 4 + 5CO 2 ] + C (înlăturare lentă a gazului, reacție cel mai puțin probabilă).Au fost studiate în principal magnetitele scutului ucrainean. Interpretarea a luat în considerare datele termodinamice despre piroxeni, olivine, granate, carbonați și alți compuși menționați în descrierea granatului. Sunt utilizate rapoartele constitutive (Fe/Mg), (Fe/Mn), (Fe/Ca). Se stabilește că ecuația inițială ar trebui să aibă forma
… = … + {Px + [Mt] + CO2] + … .Nu există nicio mențiune directă a unor astfel de reacții în literatură. În lucrarea lui N. A. Eliseev (p. 64) [5] , când se descrie cornfelses de contact, reacția este menționată
CaMg(C03 ) 2 + 2Si02 = CaMg ( Si03 ) 2 + 2C02 .Dacă în loc de dolomit luăm ankerit Ca 2 Mg, Fe (CO 3 ) 4 , breinerit (Mg, Fe) CO 3 sau sideroplezit (Fe, Mg) CO 3 , atunci în timpul metamorfismului carbonaților putem obține o reacție, de exemplu ,
3Ca2MgFe ( C03 ) 4 + 6SiO2 = 3CaC03 (a ) + {3CaMg(Si03 ) 2 ( a ) + [ Fe304 } + 8C02 ] + CO .Compoziția carbonaților naturali mărturisește și posibilitatea apariției unor astfel de reacții (IP Lugovaya, 1973): siderit - FeCO 3 - 98,4%; MnC03 -3,4 %; MgC03 - 0,7 %; pistololisit - FeCO 3 - 69,6%; MgC03 - 27,3 %; MnC03 - 2,8 %; sideroplezita - FeCO 3 - 83%; MgC03 - 11,5 %; MnC03 - 4,4% . Dezavantajul reacției este ambiguitatea naturii izotopice a calcitului și piroxenului.
Studiul Mt (din N. M. Bondareva, 1977, 1978) din zona Odessa-Belotserkva a arătat că pentru referința T = 500 °C (proprietăți magnetice [E. B. Glevassky și colab., 1970], decrepitare) minereul Mt termodinamic geochimic este în echilibru cu olivina (Ol) (după raportul dintre Fe +2 , Ca, Mg, Mn) și corindon (Cor) (Fe +3 -Al), formând asocierea [Mt-Ol-Cor]. În acest caz, presiunea este estimată la 1 kbar. Conform lui V. I. Mikheev (1955), la T = 1200 °C și P = 1 atm, cloritul de Mg se descompune în spinel și Ol. Întrucât Mt este un spinel, asocierea identificată Mt-Ol-Cor poate fi asociată cu descompunerea cloritului foarte feruginos (lepto-, septoclorit) de tip kronshdtetite, care conține Fe +2 și Fe +3 .