Metamorfované horniny (nebo modifikované horniny ) - horniny vzniklé v mocnosti zemské kůry v důsledku metamorfózy , tj. změn sedimentárních a vyvřelých hornin v důsledku změn fyzikálně-chemických podmínek. V důsledku pohybů zemské kůry jsou sedimentární horniny a vyvřeliny vystaveny vysoké teplotě , vysokému tlaku a různým plynným a vodním roztokům , přičemž se začínají měnit.
Jedna z nejnovějších klasifikací metamorfózy [1] je uvedena v tabulce:
| Typ metamorfózy | Faktory metamorfózy |
|---|---|
| Imerzní metamorfóza | Zvýšení tlaku, cirkulace vodných roztoků |
| Metamorfóza ohřevu | Zvýšení teploty |
| Metamorfóza hydratace | Interakce hornin s vodnými roztoky |
| Metamorfóza dislokace | Tektonické deformace |
| Nárazová (šoková) metamorfóza | Pád velkých meteoritů, silné endogenní exploze |
Protože výchozím materiálem metamorfovaných hornin jsou sedimentární a vyvřelé horniny, musí se jejich formy výskytu shodovat s formami výskytu těchto hornin. Takže na základě sedimentárních hornin je zachována vrstevnatá forma výskytu a na základě vyvřelých hornin forma intruzí nebo krytů. To se někdy používá k určení jejich původu. Pokud tedy metamorfovaná hornina pochází ze sedimentární horniny, dostane předponu para- (například dvojice rul ), a pokud vznikla díky vyvřelé hornině, pak je uvedena předpona ortho- (např. ortoruly ) .
Chemické složení metamorfovaných hornin je různorodé a závisí především na složení těch původních. Složení se však může lišit od složení původních hornin, protože v procesu metamorfózy dochází ke změnám pod vlivem látek zavedených vodnými roztoky a metasomatickými procesy.
Minerální složení metamorfovaných hornin je také různorodé, mohou být složeny z jediného minerálu, jako je křemen ( křemenec ) nebo kalcit ( mramor ), nebo mnoho komplexních silikátů . Hlavními horninotvornými minerály jsou křemen, živce , slídy , pyroxeny a amfiboly . Spolu s nimi jsou typické metamorfní minerály: granáty , andaluzit , disthene , sillimanit , cordierit , skapolit a některé další. Charakteristické, zejména pro špatně metamorfované horniny , jsou mastek , chlority , aktinolit , epidot , zoisit , uhličitany .
Fyzikálně-chemické podmínky pro vznik metamorfovaných hornin, stanovené metodami geobarothermometrie , jsou velmi vysoké. Pohybují se od 100–300 °C do 1000–1500 °C a od desítek barů do 20–30 kbar.
Textura skály je prostorová charakteristika vlastnosti skály, odráží způsob, jakým je prostor vyplněn.
"Textura mandlového kamene" nemůže odkazovat na vlastní textury, protože to není charakteristika způsobu, jakým je prostor vyplněn. Charakterizuje především strukturální rysy plemene.
"Kataklastická textura" také nemůže být charakteristikou textury ze stejných důvodů. Termín "kataklastický" odráží pouze mechanismus tvorby zrn, která vyplňují horninu.
Pojem „struktura“ nemá striktní definici a je intuitivní. Podle praxe geologického výzkumu „struktura“ charakterizuje rozměrové (velko-, středně- nebo maloklastické) parametry zrn tvořících horninu.
Struktury metamorfovaných hornin vznikají v procesu rekrystalizace v pevném stavu neboli krystaloblastéze . Takové struktury se nazývají krystaloblasty. Podle tvaru zrn se rozlišují struktury [1] :
Podle relativní velikosti:
Zde jsou horniny vzniklé v důsledku regionální metamorfózy (od méně k více metamorfované).
Jedná se o horniny, které vznikají vlivem dynamometamorfózy a tektonických poruch v zóně drcení. Drcení a deformace jsou vystaveny nejen samotné hornině, ale také minerálům.
Při metamorfních přeměnách dochází k různým chemickým reakcím. Předpokládá se, že se provádějí v pevném stavu. V procesu těchto reakcí dochází k tvorbě nových nebo k rekrystalizaci starých minerálů, takže pro určitý rozsah teplot a tlaků zůstává tento soubor minerálů relativně konstantní. Definující soubor minerálů byl nazýván "facies of metamorphism". Dělení metamorfovaných hornin do facie začalo již v 19. století a je spojeno s pracemi G. Barrowa (1893), A. A. Inostrantseva (1877), G. F. Beckera (1893) a dalších badatelů a na počátku bylo hojně využíváno. 20. století (Van Hayes, 1904; V. M. Goldshmidt, 1911; P. Escola, 1920; C. E. Tilly, 1925; a další). D. S. Korzhinsky (1899–1985) se významně podílel na vývoji fyzikálně-chemické podstaty minerální facie. [2]
Moderní představy o hlavních minerálních faciích metamorfózy jsou uvedeny v tabulce. [jeden]
| Typ metamorfózy | Tvář metamorfózy | Tlak ( MPa ) | Rozsah teplot (°C) | Příklady plemen |
| Imerzní metamorfóza | Zeolit | < (200–500) | < (200–300) | Metagray, metavulkanity |
| prehnite-pumpeliit | 200-500 | 200-300 | ||
| Lavsonit-glauvanit (modré břidlice) | 400-800 | 300-400 | Glaukofanové břidlice | |
| eklogitický | >800 | > (400–700) | Eklogity | |
| Kontaktní metamorfóza | Albite-epidote hornfels | — | 250-500 | Kontaktní hornfelse, skarny |
| Amphibole hornfels | 450-670 | |||
| Pyroxene hornfels | 630-800 | |||
| Sanidine | > (720-800) | |||
| Regionální metamorfóza | zelené břidlice | 200-900 | 300-600 | Zelené břidlice, chlorit-sericitové břidlice |
| Epidot-amfibolit | 500-650 | Amfibolity, slídové břidlice | ||
| Amfibolit | 550-800 | Amfibolity, biotitické pararuly | ||
| granulit | > (700-800) | Granuly, hyperstenické pararuly | ||
| kyanitové břidlice | > 900 | 500-700 | kyanitové břidlice | |
| eklogitický | Eklogity |
Teploty vzniku metamorfovaných hornin byly vždy předmětem zájmu badatelů, protože neumožňovaly pochopení podmínek, a tedy i historii mechanismu vzniku těchto hornin. Dříve, před vývojem hlavních metod pro stanovení teplot tvorby metamorfovaných minerálů, byly hlavní metodou řešení problému experimentální studie založené na analýze různých diagramů tání. Na těchto diagramech byly stanoveny hlavní teplotní a tlakové intervaly, ve kterých byla odhalena stabilita určitých minerálních asociací. Dále byly výsledky experimentů téměř mechanicky přeneseny na přírodní objekty. Parametry tvorby specifických minerálů nebyly studovány, což je významnou nevýhodou takových studií.
V následujících letech se objevily nové metody pro stanovení teplot tvorby minerálů, které zahrnovaly analýzu vměstků taveniny, izotopové a geochemické geotermometry (viz Geobarothermometrie ); tyto metody umožnily objasnit hranice existence určitých minerálních asociací v přírodních podmínkách a překlenout propast mezi experimentálními studiemi a přírodními jevy.
V současné době jsou všechna měření teploty prováděná pomocí výše zmíněných geotermoměrů zpochybňována vzhledem k tomu, že byly zjištěny významné metodologické chyby v teoretickém vývoji a způsobech jejich použití. [3] [4]
Další výzkum vedl k vytvoření nových typů izotopových geotermometrů, které umožnily určit teplotu vzniku konkrétních minerálů. Některé výsledky těchto studií jsou uvedeny v tabulce. [3]
| plemen | Regiony | Minerály | |||||||
| Q w | Bio | il | Mt | Kf | Mus | Alb | Grn | ||
| Břidlice | Rakousko | 700* | — | — | — | — | — | — | 330 |
| Břidlice | Grónsko | 700* | — | — | 610 | — | — | — | — |
| Břidlice | Grónsko | 700* | — | — | 594 | — | — | — | — |
| Metapelit | Alpy | 670 | — | 604 | — | — | — | — | — |
| Metapelit | Alpy | — | 740 | — | — | — | — | — | — |
| ortorula | Alpy | 650 | — | 620 | — | 550 | — | — | — |
| Rula | Alpy | 700* | — | — | — | — | — | — | 320 |
| Minerály: Qw - křemen; Bio - biotit; Il - ilmenit; Mt, magnetit; Kf, draselný živec; Mus - moskovit; Alb, albit; Grn - granátové jablko. (*) - minerál je brán jako standard s uvedenou teplotou. | |||||||||
Dále je popsána sekvence separace metamorfovaných minerálů
(KV, BI) > (MT, IL) > PL 40 > MU > GR(?)(PL 40 - plagioklas č. 40).
Tato řada má následující vlastnosti:
Mechanismus uvolňování minerálu je chápán jako chemická reakce vedoucí ke krystalizaci tohoto minerálu. Tyto úkoly patří mezi hlavní úkoly petrologie . Příklady takových reakcí jsou uvedeny v práci N. A. Eliseeva [5] . Experimentálně bylo potvrzeno velmi mnoho metamorfních minerálních asociací. Chování konkrétního minerálu v nich však není definováno a navíc nebyla prokázána reálnost těchto rovnic v přírodních podmínkách. V obou případech dochází k libovůli ve formulaci rovnic pro vznik minerálů. Reakce zahrnující tekuté složky jsou obzvláště odporné. Nejčastěji jsou všechny postulované rovnice „esejí na volné téma“. Tato řešení jsou věrohodná, ale neprokázaná. Jsou to mýtická rozhodnutí. Příkladem špatně napsané reakce je závěr V. I. Luchitského [6] : popisující substituci rohovce (dále Amp), uvádí reakci 5Amp + 7W → 2Ep + Chl + Act + Qw + ... (Act je aktinolit , W je voda) a píše, že "Epidot Ep (vyšší teplota) a chloritan Chl (nižší teplota) se obvykle vyvíjejí současně." Ale pokud se v blízkosti jednoho bodu minerály objevují při různých teplotách, pak nejsou současné. Proto je třeba tuto reakci rozdělit alespoň na dvě reakce.
Příkladem další podobné reakce je reakce (Fedkin V.V., 1975)
8Stav + 12Qw = 4Grn + Chl + 30Kya .Při této reakci se Grn a Chl tvoří při různých teplotách. Tyto výsledky neberou v úvahu nové údaje o geochemii minerálů, vyjádřené v tabulce.
Odpověď na tuto otázku nám umožňuje nalézt četná analytická data [7] .
Izotopová data jsou omezená.
geochemická data. Jedná se o nejbohatší minerál z hlediska počtu analýz. Nemáme vzorky, ve kterých by byl granát nebo jiný minerál současně podroben izotopové a silikátové analýze. Ve všech případech byly vypočteny chemické výměnné reakce prvků Ca, Mg, Fe a Mn mezi sloučeninami Grn - Ċ . Jako Ċ vzato: Ca, Mg, Fe, Ca +2 , Mg +2 , Fe +2 , CaO, MgO, FeO, Fe 2 O 3 , Al 2 O 3 , jednoduché pyroxeny (například MgSiO 3 ) a dvojité ( například CaMgSi 2 O 6 ), biotity, olivíny (jednoduché a dvojité), cordierity, silimanity (pro pár Fe +3 -Al +3 ), spinely (včetně magnetitů), korund, hematit.
Všechny studované granáty (Grn) jsou spojeny převážně s biotitem (Bio), kordieritem (Cor) a plagioklasem (Pl).
Podle izotopových údajů se Bio vytvořil při Т ≈ 700 °C, plagioklasy ≈ 500 °C. Teplota uvolňování granátu není dostatečně jasná. Podle izotopových údajů se uvolňuje při 300–450 °C; výsledky analýzy LLW poskytují stejné limity. Podle oficiálního pohledu je to ≈ 700 °C, ale spoléhá se z velké části na geochemické teploměry, v jejichž použití jsou značné chyby. Bio a Grn se uvolňují v rovnováze s vodou. Neexistují žádné informace o Cor. Podle experimentů (L.L. Perchuka et al., 1983) při T = 550–1000 °C nedochází k výměně iontů mezi Grn a Cor během společné krystalizace.
Hlavní verzí je rovnováha Grn s Cor, často přítomná v rulách ve spojení s Grn. Pak má pravděpodobná rovnice pro vznik granátů tvar
… = {Cor + [Grn]+ H20 }+ … .Zde závorky odrážejí: […] je izotop; {…} — geochemická rovnováha.
Zajímavý materiál o interpretaci získaných výsledků přináší práce N. A. Eliseeva [5] . Přechod hornin facie greenschist do hornin epidotové amfibolitové facie se provádí na základě reakce.
Chl + Qw → Grn + H2O(Chl je chloritan). Ale, vysvětlující izotopovou rovnováhu granátu s vodou, tato reakce neodráží geochemickou rovnováhu minerálu s ostatními složkami ruly. Při popisu původu granátů N. A. Eliseev píše ještě o jedné reakci
Chl + Qw → Cor + Ant + H2O(Mravenec - antofylit). Tyto reakce probíhají za různých P-T podmínek. Ale jejich kombinace ve středních oblastech P-T podmínek vede k požadované reakci tvorby minerálů:
Chl + Qw → {Cor + [Grn] + H 2 O] ,což odpovídá schématu získanému výše podle izotopově-geochemických dat.
izotopová data. Bylo studováno izotopové složení kyslíku v akcesorních metamorfitech kyselin Mt a II (viz tabulka). Rovnováha minerálů s H 2 O, CO 2 a CO není potvrzena, ale byla odhalena rovnováha s rutilem, odpovídající vzniku systému Mt (Il) - Ru během rozkladu ferropseudobrookitu nebo ilmenitu (P. Ya. Yarosh, 1956; P. R. Busek, K Kell, 1966 atd.) podle reakce
FeTi05 → [Il + Ru] ;V magnetitových ložiskách Krivoj Rog (Ukrajina) však tento mechanismus nebyl identifikován, pravděpodobně kvůli chybám při určování izotopového složení kyslíku minerálu.
Vznik Mt je možný díky rozkladu ilmenitu podle reakce
3FeTiO 3 + O −2 → [Fe 3 O 4 + 3TiO 2 ] .Potom je Mt v izotopové rovnováze s rutilem (Ru). V tomto případě se Mt tvoří při Тisot ≈ 450 °C. Takové T izoty (Mt) jsou docela možné. Tedy na rudném výskytu řeky. Keurichi žíly podobné magnetit-hemoilmenitové rudy vznikaly při T = 430–570 °C (A.N. Solyanik et al., 1984). V metamorfovaných horninách se Il a Mt tvoří v rovnováze s Ru při Тisot = 400–500°С. Pokud považujeme Il za produkt rozkladu ulvospinel, pak ve spojení s Mt je jejich T izot = 458 °C. Magnetit nemůže vzniknout rozkladem Il, protože jinak jsou teploty vzniku ( Тisot = 1100 −2000 °C) geologicky nereálné.
Na ložiskách železnorudného souvrství Biwabik Byla studována dvojice magnetit-křemen. Získaná data udávají teplotu vzniku Mt při 500–550°C za předpokladu, že je v rovnováze s CO 2 . Nejpravděpodobnějším mechanismem jeho vzniku je rozklad sideritu podle schématu (Perry EC, Bonnichsen B, 1966)
3FeC03 + 0,502 → Fe304 + 3C02 . _ _ _V. N. Zagnitko a další (1989), I. P. Lugovaya (1973), s odkazem na experimenty, uvádějí reakce odpovídající poměrům izotopů:
3FeCO 3 → [Fe 3 O 4 + 2CO 2 ] + CO (bezvodé médium s odstraňováním plynu); 6FeCO 3 → [2Fe 3 O 4 + 5CO 2 ] + C (pomalé odstraňování plynu, nejméně pravděpodobná reakce).Studovány byly především magnetity Ukrajinského štítu. Interpretace vzala v úvahu termodynamické údaje o pyroxenech, olivínech, granátech, uhličitanech a dalších sloučeninách uvedených v popisu granátu. Používají se konstitutivní poměry (Fe/Mg), (Fe/Mn), (Fe/Ca). Je stanoveno, že původní rovnice by měla mít tvar
… = … + {Px + [Mt] + CO2] + … .V literatuře není o takových reakcích žádná přímá zmínka. V práci N. A. Eliseeva (str. 64) [5] , při popisu kontaktních hornfelsů je zmíněna reakce
CaMg(C03 ) 2 + 2Si02 = CaMg ( Si03 ) 2 + 2C02 .Pokud místo dolomitu vezmeme ankerit Ca 2 Mg, Fe (CO 3 ) 4 , breinerit (Mg, Fe) CO 3 nebo sideroplezit (Fe, Mg) CO 3 , pak při metamorfóze uhličitanů můžeme získat reakci např. ,
3Ca2MgFe (C03 ) 4 + 6Si02 = 3CaC03 ( ?) + {3CaMg(Si03 ) 2 ( ? ) + [ Fe304 } + 8C02 ] + CO .Složení přírodních uhličitanů také svědčí o možnosti výskytu takových reakcí (IP Lugovaya, 1973): siderit - FeCO 3 - 98,4 %; MnC03 -3,4 %; MgC03 - 0,7 %; pistololysit - FeCO 3 - 69,6 %; MgC03 - 27,3 %; MnC03 - 2,8 %; sideroplesitida - FeCO 3 - 83 %; MgC03 - 11,5 %; MnC03 - 4,4 %. Nevýhodou reakce je nejednoznačnost izotopické povahy kalcitu a pyroxenu.
Studium Mt (od N. M. Bondareva, 1977, 1978) zóny Odessa-Belotserkva ukázalo, že pro referenci T = 500 °C (magnetické vlastnosti [E. B. Glevassky et al., 1970], dekrepitace) je ruda Mt termodynamicky geochemicky v rovnováha s olivínem (Ol) (podle poměru Fe +2 , Ca, Mg, Mn) a korundem (Cor) (Fe +3 -Al), tvořící asociaci [Mt-Ol-Cor]. V tomto případě se tlak odhaduje na 1 kbar. Podle V. I. Mikheeva (1955) se při T = 1200 °C a P = 1 atm rozkládá Mg-chloritan na spinel a Ol. Vzhledem k tomu, že Mt je spinel, může být zjištěná asociace Mt-Ol-Cor spojena s rozkladem vysoce železitého chloritu (lepto-, septochloritu) kronshdtetitového typu obsahujícího Fe +2 a Fe +3 .