Metamorfiset kivet (tai muunnetut kivet ) - kiviä , jotka muodostuvat maankuoren paksuudessa muodonmuutoksen seurauksena , eli sedimentti- ja magmakivissä tapahtuvien muutosten seurauksena fysikaalis-kemiallisten olosuhteiden muutoksista. Maankuoren liikkeistä johtuen sedimenttikivet ja magmaiset kivet altistuvat korkeille lämpötiloille , korkealle paineelle ja erilaisille kaasu- ja vesiliuoksille samalla kun ne alkavat muuttua.
Yksi viimeisimmistä metamorfismin luokitteluista [1] on esitetty taulukossa:
| Metamorfismin tyyppi | Metamorfismin tekijät |
|---|---|
| Upotus metamorfismi | Paineen nousu, vesiliuosten kierto |
| Lämmitys Metamorfia | lämpötilan nousu |
| Nesteytymisen metamorfia | Kivien vuorovaikutus vesiliuosten kanssa |
| Dislokaatio metamorfismi | Tektoniset muodonmuutokset |
| Impact (shokki) metamorfismi | Suurten meteoriittien putoaminen, voimakkaat endogeeniset räjähdykset |
Koska metamorfisten kivien lähtöaine on sedimentti- ja magmakiviä, niiden esiintymismuotojen on oltava samat näiden kivien esiintymismuotojen kanssa. Joten sedimenttikivien perusteella säilyy esiintymisen kerrosmuoto ja vulkaanisten kivien perusteella tunkeutumisten tai kansien muoto. Tätä käytetään joskus niiden alkuperän määrittämiseen. Joten jos metamorfinen kivi tulee sedimenttikivistä, sille annetaan etuliite para- (esimerkiksi gneissipari ), ja jos se muodostui magmaisen kiven takia, laitetaan etuliite orto- (esim. ortogneisset ) .
Metamorfisten kivien kemiallinen koostumus on monipuolinen ja riippuu ensisijaisesti alkuperäisten kivien koostumuksesta. Koostumus voi kuitenkin poiketa alkuperäisten kivien koostumuksesta, koska muodonmuutosprosessissa tapahtuu muutoksia vesiliuosten ja metasomaattisten prosessien tuomien aineiden vaikutuksesta.
Myös metamorfisten kivien mineraalikoostumus on vaihteleva, ne voivat koostua yhdestä mineraalista, kuten kvartsista ( kvartsiitti ) tai kalsiitista ( marmori ), tai useista monimutkaisista silikaateista . Tärkeimmät kiviä muodostavat mineraalit ovat kvartsi, maasälpät , kiillet , pyrokseenit ja amfibolit . Niiden ohella on tyypillisesti metamorfisia mineraaleja: granaattia , andalusiittia , disteeniä , sillimaniittia , kordieriittia , skapoliittia ja joitain muita. Erityisesti huonosti metamorfoituneille kiville ominaisia ovat talkki , kloriitit , aktinoliitti , epidootti , tsoisiitti , karbonaatit .
Geobarotermometrian menetelmillä määritetyt fysikaalis-kemialliset olosuhteet metamorfisten kivien muodostumiselle ovat erittäin korkeat. Ne vaihtelevat 100–300 °C:sta 1000–1500 °C:seen ja kymmenistä baareista 20–30 kbariin.
Kalliorakenne on kiviomaisuuden spatiaalinen ominaisuus, se heijastaa tilan täyttötapaa.
"Mantelikivirakenne" ei voi tarkoittaa varsinaisia tekstuureja, koska se ei ole tilan täyttötavan ominaisuus. Se luonnehtii eniten rodun rakenteellisia piirteitä.
"Cataclastic Texture" ei myöskään voi olla tekstuurin ominaisuus samoista syistä. Termi "kataklastinen" heijastaa vain kiven täyttävien jyvien muodostumismekanismia.
Käsitteellä "rakenne" ei ole tiukkaa määritelmää ja se on intuitiivinen. Geologisen tutkimuksen käytännön mukaan "rakenne" luonnehtii kallion muodostavien jyvien mittaparametreja (suuri-, keski- tai pieni-lastinen).
Metamorfisten kivien rakenteet syntyvät kiinteässä tilassa tapahtuvan uudelleenkiteytymisen tai kristalloblasteesin yhteydessä . Tällaisia rakenteita kutsutaan kristalloblastiksi. Rakeiden muodon mukaan erotetaan rakenteet [1] :
Suhteellisen koon mukaan:
Tässä ovat kivet, jotka muodostuivat alueellisen muodonmuutoksen seurauksena (vähemmän metamorfoitunutta enemmän).
Nämä ovat kiviä, jotka syntyvät dynamometamorfismin ja tektonisten häiriöiden vaikutuksesta murskausvyöhykkeellä. Murskaus ja muodonmuutos kohdistuvat paitsi itse kallioon, myös mineraaleihin.
Metamorfisten muutosten aikana tapahtuu erilaisia kemiallisia reaktioita. Uskotaan, että ne suoritetaan kiinteässä tilassa. Näiden reaktioiden prosessissa tapahtuu uusien mineraalien muodostumista tai vanhojen mineraalien uudelleenkiteytymistä niin, että tietyllä lämpötila- ja painealueella tämä mineraalisarja pysyy suhteellisen vakiona. Määrittelevää mineraalien joukkoa on kutsuttu "metamorfismin faciesiksi". Metamorfisten kivien jako faciesiksi alkoi jo 1800-luvulla ja se liittyy G. Barrow'n (1893), A. A. Inostrantsevin (1877), G. F. Beckerin (1893) ja muiden tutkijoiden töihin, ja sitä käytettiin laajasti alussa. 1900-luvun (Van Hayes, 1904; V. M. Goldshmidt, 1911; P. Escola, 1920; C. E. Tilly, 1925; ja muut). D. S. Korzhinsky (1899–1985) näytteli merkittävää roolia mineraalifaciesien fysikaalis-kemiallisen luonteen kehityksessä. [2]
Taulukossa on nykyaikaisia ideoita metamorfismin tärkeimmistä mineraalifaasseista. [yksi]
| Metamorfismin tyyppi | Metamorfismin ilmeet | Paine ( MPa ) | Lämpötila-alue (°C) | Esimerkkejä rotuista |
| Upotus metamorfismi | Zeoliitti | < (200-500) | < (200-300) | Metagraywackes, metavolkaniitit |
| prehnite-pumpeliite | 200-500 | 200-300 | ||
| Lavsoniitti-glauvaniitti (siniset liuskeet) | 400-800 | 300-400 | Glaukofaaniliuskoja | |
| ekloginen | >800 | > (400-700) | Eclogites | |
| Yhteyden muodonmuutos | Albiitti-epidoottisarvikalut | — | 250-500 | Ota yhteyttä hornfelsseihin, skarniin |
| Amfiboliset sarvikilvet | 450-670 | |||
| Pyrokseenin sarvet | 630-800 | |||
| Sanidiini | > (720-800) | |||
| Alueellinen metamorfismi | vihreät laatat | 200-900 | 300-600 | Viherliuskeet, kloriitti-serikiittiliuskeet |
| Epidootti-amfiboliitti | 500-650 | Amfiboliitit, kiilleliuskat | ||
| Amfiboliitti | 550-800 | Amfiboliitit, biotiittiparagneissit | ||
| granuliitti | > (700-800) | Granuliitit, hypersteeniparagneissit | ||
| kyaniittiliuskoja | > 900 | 500-700 | kyaniittiliuskoja | |
| ekloginen | Eclogites |
Metamorfisten kivien muodostumislämpötilat ovat aina kiinnostaneet tutkijoita, koska ne eivät ole mahdollistaneet näiden kivien olosuhteiden ja siten näiden kivien muodostumismekanismin historian ymmärtämistä. Aikaisemmin ennen metamorfisten mineraalien muodostumislämpötilojen määrittämisen päämenetelmien kehittämistä pääasiallinen menetelmä ongelman ratkaisemiseksi oli kokeelliset tutkimukset, jotka perustuivat erilaisten sulamiskaavioiden analysointiin. Näissä kaavioissa määritettiin tärkeimmät lämpötila- ja painevälit, joiden sisällä tiettyjen mineraaliyhdistelmien stabiilius paljastettiin. Lisäksi kokeiden tulokset siirrettiin lähes mekaanisesti luonnollisiin esineisiin. Tiettyjen mineraalien muodostumisparametreja ei ole tutkittu, mikä on tällaisten tutkimusten merkittävä haittapuoli.
Seuraavina vuosina ilmestyi uusia menetelmiä mineraalien muodostumisen lämpötilojen määrittämiseen, joihin sisältyi sulateinkluusioten, isotooppisten ja geokemiallisten geotermometrien analyysi (ks . Geobarotermometria ); Nämä menetelmät mahdollistivat tiettyjen mineraaliyhdistelmien olemassaolon rajojen selvittämisen luonnollisissa olosuhteissa ja kuromisen umpeen kokeellisten tutkimusten ja luonnonilmiöiden välillä.
Tällä hetkellä kaikki edellä mainituilla geotermometreillä tehdyt lämpötilamittaukset ovat kyseenalaisia, koska teoreettisessa kehityksessä ja niiden käyttömenetelmissä on havaittu merkittäviä metodologisia virheitä. [3] [4]
Jatkotutkimukset johtivat uudentyyppisten isotooppigeotermometrien luomiseen, jotka mahdollistivat tiettyjen mineraalien muodostumislämpötilan määrittämisen. Osa näiden tutkimusten tuloksista on esitetty taulukossa. [3]
| rotuja | Alueet | Mineraalit | |||||||
| Qw | Bio | il | Mt | Kf | Mus | Alb | Grn | ||
| Liusteet | Itävalta | 700* | — | — | — | — | — | — | 330 |
| Liusteet | Grönlanti | 700* | — | — | 610 | — | — | — | — |
| Liusteet | Grönlanti | 700* | — | — | 594 | — | — | — | — |
| Metapelite | Alpit | 670 | — | 604 | — | — | — | — | — |
| Metapelite | Alpit | — | 740 | — | — | — | — | — | — |
| ortogneissi | Alpit | 650 | — | 620 | — | 550 | — | — | — |
| Gneissi | Alpit | 700* | — | — | — | — | — | — | 320 |
| Mineraalit: Qw - kvartsi; Bio - biotiitti; Il - ilmeniitti; Mt, magnetiitti; Kf, kaliummaasälpä; Mus - muskoviitti; Alb, albiitti; Grn - granaattiomena. (*) - mineraali otetaan vakiona ilmoitetulla lämpötilalla. | |||||||||
Metamorfisten mineraalien erotusjärjestys kuvataan seuraavaksi
(KV, BI) > (MT, IL) > PL 40 > MU > GR(?)(PL 40 - plagioklaasi nro 40).
Tässä sarjassa on seuraavat ominaisuudet:
Mineraalin vapautumismekanismi ymmärretään kemialliseksi reaktioksi, joka johtaa tämän mineraalin kiteytymiseen . Nämä tehtävät kuuluvat petrologian päätehtäviin . Esimerkkejä tällaisista reaktioista on annettu N. A. Eliseevin työssä [5] . Hyvin monet metamorfisten mineraalien assosiaatiot on vahvistettu kokeellisesti. Niissä ei kuitenkaan ole määritelty tietyn mineraalin käyttäytymistä, ja lisäksi näiden yhtälöiden todellisuutta luonnollisissa olosuhteissa ei ole todistettu. Molemmissa tapauksissa mineraalien muodostumista koskevien yhtälöiden muotoilussa on mielivaltaa. Nestekomponenttien reaktiot ovat erityisen vastenmielisiä. Useimmiten kaikki oletetut yhtälöt ovat "esseitä vapaasta aiheesta". Nämä ratkaisut ovat uskottavia, mutta niitä ei ole todistettu. Nämä ovat myyttisiä ratkaisuja. Esimerkki väärin kirjoitetusta reaktiosta on V. I. Luchitskyn [6] johtopäätös : kuvaillessaan sarvisekoitteen (jäljempänä Amp) korvaamista, hän antaa reaktion 5Amp + 7W → 2Ep + Chl + Act + Qw + ... (Akti on aktinoliitti , W on vesi) ja kirjoittaa, että "Epidote Ep (korkeampi lämpötila) ja kloriitti Chl (alempi lämpötila) kehittyvät yleensä samanaikaisesti." Mutta jos yhden pisteen läheisyydessä esiintyy mineraaleja eri lämpötiloissa, ne eivät ole samanaikaisia. Siksi tämä reaktio on jaettava vähintään kahteen reaktioon.
Esimerkki toisesta samankaltaisesta reaktiosta on reaktio (Fedkin V.V., 1975)
8Stav + 12Qw = 4Grn + Chl + 30Kya .Tässä reaktiossa Grn ja Chl muodostuvat eri lämpötiloissa. Näissä tuloksissa ei ole otettu huomioon uutta tietoa mineraalien geokemiasta, joka näkyy taulukossa.
Lukuisten analyyttisten tietojen avulla voimme löytää vastauksen tähän kysymykseen [7] .
Isotooppitietoja on rajoitetusti.
geokemialliset tiedot. Tämä on rikkain mineraali analyysien lukumäärän suhteen. Meillä ei ole näytteitä, joissa granaatille tai muulle mineraalille tehtäisiin samanaikaisesti isotooppi- ja silikaattianalyysit. Kaikissa tapauksissa laskettiin alkuaineiden Ca, Mg, Fe ja Mn kemialliset vaihtoreaktiot yhdisteiden Grn - Ċ välillä . Kuten Ċ otettu: Ca, Mg, Fe, Ca +2 , Mg +2 , Fe +2 , CaO, MgO, FeO, Fe 2 O 3 , Al 2 O 3 , yksinkertaiset pyrokseenit (esimerkiksi MgSiO 3 ) ja kaksinkertaiset ( esimerkiksi CaMgSi 2O 6 ) , biotiitit, oliviinit (yksinkertaiset ja kaksoistuotteet), kordieriitit, sillimaniitit (Fe +3 -Al +3 parille ), spinellit (mukaan lukien magnetiitit), korundi, hematiitti.
Kaikki tutkitut granaatit (Grn) liittyvät pääasiassa biotiittiin (Bio), kordieriittiin (Cor) ja plagioklaasiin (Pl).
Isotooppitietojen mukaan Bio muodostuu lämpötilassa Т ≈ 700 °C, plagioklaasit ≈ 500 °C. Granaatin vapautumisen lämpötila ei ole tarpeeksi selkeä. Isotooppitietojen mukaan se vapautuu 300–450 °C:ssa; LLW-analyysin tulokset antavat samat rajat. Virallisen näkemyksen mukaan se on ≈ 700 °C, mutta se perustuu pitkälti geokemiallisiin lämpömittareihin, joiden käytössä on merkittäviä virheitä. Bio ja Grn vapautuvat tasapainossa veden kanssa. Korosta ei ole tietoa. Kokeiden (L.L. Perchuka et al., 1983) mukaan T = 550–1000 °C:ssa Grn:n ja Corin välillä ei tapahdu ioninvaihtoa yhteiskiteytymisen aikana.
Pääversio on Grn:n ja Corin tasapaino, jota esiintyy usein gneisseissä yhdessä Grn:n kanssa. Silloin granaattien muodostumisen todennäköisellä yhtälöllä on muoto
… = {Cor + [Grn]+ H2O }+ … .Tässä suluissa näkyy: […] on isotooppi; {…} — geokemiallinen tasapaino.
Mielenkiintoista materiaalia saatujen tulosten tulkinnasta on annettu N. A. Eliseevin työssä [5] . Viherliuskeen kivien siirtyminen epidootin amfiboliittifaciesin kiviin tapahtuu reaktion perusteella
Chl + Qw → Grn + H2O(Chl on kloriitti). Mutta selittäen granaatin isotooppitasapainoa veden kanssa, tämä reaktio ei heijasta mineraalin geokemiallista tasapainoa muiden gneissikomponenttien kanssa. Kuvaamalla granaattien alkuperää N. A. Eliseev kirjoittaa vielä yhdestä reaktiosta
Chl + Qw → Cor + Ant + H2O(Muurahainen - antofylliitti). Nämä reaktiot etenevät erilaisissa P-T-olosuhteissa. Mutta niiden yhdistäminen P-T-olosuhteiden keskialueille johtaa haluttuun mineraalien muodostumisreaktioon:
Chl + Qw → {Cor + [Grn] + H 2 O] ,joka vastaa yllä saatua kaaviota isotooppigeokemiallisten tietojen perusteella.
isotooppiset tiedot. Hapen isotooppikoostumusta lisäaine-Mt- ja Il-happometamorfiiteissa tutkittiin (katso taulukko). Mineraalien tasapainoa H 2 O:n, CO 2 : n ja CO:n kanssa ei ole vahvistettu, mutta tasapaino rutiilin kanssa paljastui, mikä vastaa Mt (Il) - Ru -järjestelmän muodostumista ferropseudobrookiitin tai ilmeniitin hajoamisen aikana (P. Ya. Yarosh, 1956; P. R. Busek, K Kell, 1966 jne.) reaktion mukaan
FeTiO5 → [Il + Ru] ;Krivoy Rogin (Ukraina) magnetiittiesiintymissä tätä mekanismia ei kuitenkaan ole tunnistettu, mikä johtuu mahdollisesti virheistä mineraalin hapen isotooppisen koostumuksen määrittämisessä.
Mt:n muodostuminen on mahdollista johtuen ilmeniitin hajoamisesta reaktion mukaan
3FeTiO 3 + O −2 → [Fe 3O 4 + 3TiO 2 ] .Silloin Mt on isotooppitasapainossa rutiilin (Ru) kanssa. Tässä tapauksessa Mt muodostuu lämpötilassa Тisot ≈ 450°C. Tällaiset T -isotit (Mt) ovat täysin mahdollisia. Joten joen malmin esiintymisestä. Keurichin suonen kaltaiset magnetiitti-hemoilmeniittimalmit muodostuivat lämpötilassa T = 430–570 °C (A.N. Solyanik et al., 1984). Metamorfisissa kivissä Il ja Mt muodostuvat tasapainossa Ru:n kanssa lämpötilassa Тisot = 400–500°С. Jos katsomme Il:n ulvospineelin hajoamistuotteeksi, niin yhdessä Mt:n kanssa niiden T -isot = 458 °C. Magnetiittia ei voi muodostua Il:n hajoamisen vuoksi, koska muuten muodostumislämpötilat ( Tisot = 1100 −2000 °C) ovat geologisesti epärealistisia.
Skarnityyppisen Biwabik - rautamalmimuodostelman (N. Minnesota) esiintymissä: Sinyakov V. I. (1978), Dymkin A. M. et al. Magnetiitti-kvartsi-paria on tutkittu. Saadut tiedot antavat Mt:n muodostumisen lämpötilan 500–550 °C:ssa edellyttäen, että se on tasapainossa CO 2 :n kanssa . Todennäköisin sen muodostumismekanismi on sideriitin hajoaminen kaavion mukaisesti (Perry EC, Bonnichsen B, 1966)
3FeCO 3 + 0,5O 2 → Fe 3O 4 + 3CO 2 .V. N. Zagnitko et ai. (1989), I. P. Lugovaya (1973) antavat kokeisiin viitaten reaktioita, jotka vastaavat isotooppisuhteita:
3FeCO 3 → [Fe 3 O 4 + 2CO 2 ] + CO (vedetön väliaine kaasunpoistolla); 6FeCO 3 → [2Fe 3 O 4 + 5CO 2 ] + C (hidas kaasunpoisto, epätodennäköisin reaktio).Pääasiassa on tutkittu Ukrainian Shieldin magnetiitteja. Tulkinnassa on otettu huomioon termodynaamiset tiedot pyrokseeneista, oliviineista, granaateista, karbonaateista ja muista granaatin kuvauksessa mainituista yhdisteistä. Käytetään konstitutiivisia suhteita (Fe/Mg), (Fe/Mn), (Fe/Ca). On todettu, että alkuperäisellä yhtälöllä tulee olla muoto
… = … + {Px + [Mt] + CO2] + … .Kirjallisuudessa ei ole suoraa mainintaa tällaisista reaktioista. N. A. Elisejevin teoksessa (s. 64) [5] kontaktisarvipalloja kuvattaessa reaktio mainitaan
CaMg( C03 ) 2 + 2Si02 = CaMg ( Si03 ) 2 + 2C02 .Jos dolomiitin sijasta otamme ankeriitti Ca 2 Mg, Fe (CO 3 ) 4 , breineriitti (Mg, Fe) CO 3 tai sideroplesiitti (Fe, Mg) CO 3 , niin karbonaattien muodonmuutoksen aikana voimme saada reaktion esim. ,
3Ca2MgFe ( C03 ) 4 + 6Si02 = 3CaC03 (a ) + {3CaMg(Si03 ) 2 ( ? ) + [Fe304 } + 8C02 ] + CO .Luonnollisten karbonaattien koostumus todistaa myös tällaisten reaktioiden mahdollisuudesta (IP Lugovaya, 1973): sideriitti - FeCO 3 - 98,4 %; MnC03 -3,4 %; MgC03 - 0,7 %; pistololysiitti - FeCO 3 - 69,6 %; MgC03 - 27,3 %; MnC03 - 2,8 %; sideroplesiitti - FeCO 3 - 83 %; MgC03 - 11,5 %; MnC03 - 4,4 %. Reaktion haittapuolena on kalsiitin ja pyrokseenin isotooppisuuden epäselvyys.
Odessa-Belotserkvan vyöhykkeen Mt:n (N. M. Bondareva, 1977, 1978) tutkimus osoitti, että vertailulämpötilassa T = 500 °C (magneettiset ominaisuudet [E. B. Glevassky et al., 1970], decrepitaatio) malmin Mt on termodynaamisesti geokemiallisesti tasapaino oliviinin (Ol) (Fe +2 , Ca, Mg, Mn suhteen) ja korundin (Cor) (Fe +3 -Al) kanssa, muodostaen [Mt-Ol-Cor]-assosiaation. Tässä tapauksessa paineeksi on arvioitu 1 kbar. V. I. Mikheevin (1955) mukaan T = 1200 °C:ssa ja P = 1 atm:ssä Mg-kloriitti hajoaa spinelliksi ja ol:ksi. Koska Mt on spinelli, tunnistettu Mt-Ol-Cor-assosiaatio voidaan liittää erittäin rautapitoisen kronshdtetiitti-tyyppisen kloriitin (lepto-, septokloriitti) hajoamiseen, joka sisältää Fe +2 ja Fe +3 .