Rocas metamórficas (o rocas modificadas ): rocas formadas en el espesor de la corteza terrestre como resultado del metamorfismo , es decir, cambios en las rocas sedimentarias e ígneas debido a cambios en las condiciones físico-químicas. Debido a los movimientos de la corteza terrestre, las rocas sedimentarias y las rocas ígneas están expuestas a altas temperaturas , altas presiones y diversas soluciones de gas y agua , mientras comienzan a cambiar.
Una de las últimas clasificaciones de metamorfismo [1] se da en la tabla:
| Tipo de metamorfismo | Factores del metamorfismo |
|---|---|
| metamorfismo de inmersión | Aumento de presión, circulación de soluciones acuosas. |
| Metamorfismo de calentamiento | aumento de la temperatura |
| Metamorfismo de hidratación | Interacción de rocas con soluciones acuosas. |
| Metamorfismo de dislocaciones | Deformaciones tectónicas |
| Metamorfismo de impacto (choque) | La caída de grandes meteoritos, potentes explosiones endógenas |
Dado que el material inicial de las rocas metamórficas son las rocas sedimentarias e ígneas, sus formas de ocurrencia deben coincidir con las formas de ocurrencia de estas rocas. Así, a partir de rocas sedimentarias se conserva la forma estratificada de ocurrencia, ya partir de rocas ígneas, la forma de intrusiones o coberturas. Esto se utiliza a veces para determinar su origen. Así, si una roca metamórfica proviene de una sedimentaria, se le pone el prefijo para- (por ejemplo, un par de gneises ), y si se formó debido a una roca ígnea, entonces se le pone el prefijo orto- (por ejemplo, orto gneises ).
La composición química de las rocas metamórficas es diversa y depende principalmente de la composición de las originales. Sin embargo, la composición puede diferir de la composición de las rocas originales, ya que se producen cambios en el proceso de metamorfismo bajo la influencia de sustancias introducidas por soluciones acuosas y procesos metasomáticos .
La composición mineral de las rocas metamórficas también es variada, pueden estar compuestas por un solo mineral como el cuarzo ( cuarcita ) o la calcita ( mármol ), o por muchos silicatos complejos . Los principales minerales formadores de rocas son el cuarzo, los feldespatos , las micas , los piroxenos y los anfíboles . Junto a ellos, se encuentran minerales típicamente metamórficos: granates , andalucita , distenia , silimanita , cordierita , escapolita , y algunos otros. Característicos, especialmente para rocas pobremente metamorfoseadas , son talco , cloritas , actinolita , epidota , zoisita , carbonatos .
Las condiciones físico-químicas para la formación de rocas metamórficas, determinadas por los métodos de geobarotermometría , son muy elevadas. Varían de 100 a 300 °C a 1000 a 1500 °C y de decenas de bar a 20 a 30 kbar.
La textura de la roca es una característica espacial de una propiedad de la roca, refleja la forma en que se llena el espacio.
La "textura de piedra de almendra" no puede referirse a las texturas propiamente dichas, ya que no es una característica de la forma en que se llena el espacio. Sobre todo caracteriza las características estructurales de la raza.
La "textura cataclástica" tampoco puede ser una característica de textura por las mismas razones. El término "cataclástico" refleja únicamente el mecanismo de formación de granos que llenan la roca.
El concepto de "estructura" no tiene una definición estricta y es intuitivo. De acuerdo con la práctica de la investigación geológica, la “estructura” caracteriza los parámetros dimensionales (clástico grande, mediano o pequeño) de los granos que componen la roca.
Las estructuras de las rocas metamórficas surgen en el proceso de recristalización en estado sólido, o cristaloblastesis . Tales estructuras se llaman cristaloblastos. Según la forma de los granos, se distinguen estructuras [1] :
Por tamaño relativo:
Aquí están las rocas formadas como resultado del metamorfismo regional (de menos a más metamorfoseadas).
Son rocas que surgen bajo la influencia del dinamometamorfismo y perturbaciones tectónicas en la zona de trituración. La trituración y la deformación están sujetas no solo a la roca en sí, sino también a los minerales.
Durante las transformaciones metamórficas, ocurren varias reacciones químicas. Se cree que se llevan a cabo en estado sólido. En el proceso de estas reacciones se produce la formación de nuevos minerales o la recristalización de viejos, de manera que para un rango específico de temperaturas y presiones, este conjunto de minerales se mantiene relativamente constante. El conjunto definitorio de minerales se ha denominado "facies de metamorfismo". La división de rocas metamórficas en facies comenzó ya en el siglo XIX y está asociada con los trabajos de G. Barrow (1893), A. A. Inostrantsev (1877), G. F. Becker (1893) y otros investigadores, y fue ampliamente utilizada al principio. del siglo XX (Van Hayes, 1904; V. M. Goldshmidt, 1911; P. Escola, 1920; C. E. Tilly, 1925; y otros). D. S. Korzhinsky (1899–1985) desempeñó un papel importante en el desarrollo de la naturaleza fisicoquímica de las facies minerales. [2]
En la tabla se dan ideas modernas sobre las principales facies minerales del metamorfismo. [una]
| Tipo de metamorfismo | Facies de metamorfismo | Presión ( MPa ) | Rango de temperatura, ° C) | Ejemplos de razas |
| metamorfismo de inmersión | Zeolita | < (200-500) | < (200-300) | Metagrauvacas, metavolcanitas |
| prehnita-pumpeliita | 200-500 | 200-300 | ||
| Lavsonita-glauvanita (esquistos azules) | 400-800 | 300-400 | Esquistos de glaucofanía | |
| eclogítico | >800 | > (400-700) | eclogitas | |
| metamorfismo de contacto | Hornfelses de albita-epidota | — | 250-500 | Contacto hornfelses, skarns |
| Hornfelses anfíboles | 450-670 | |||
| Hornfelses de piroxeno | 630-800 | |||
| sanidina | > (720-800) | |||
| Metamorfismo regional | pizarras verdes | 200-900 | 300-600 | Lutitas verdes, esquistos de clorita-sericita |
| Epidota-anfibolita | 500-650 | Anfibolitas, esquistos de mica | ||
| anfibolita | 550-800 | Anfibolitas, biotita paragneises | ||
| granulito | > (700-800) | Granulitas, hiperstenas paragneises | ||
| esquistos de cianita | > 900 | 500-700 | esquistos de cianita | |
| eclogítico | eclogitas |
Las temperaturas de formación de las rocas metamórficas siempre han sido de interés para los investigadores, ya que no permitían comprender las condiciones, y por ende la historia del mecanismo de formación de estas rocas. Anteriormente, antes del desarrollo de los principales métodos para determinar las temperaturas de formación de minerales metamórficos, el principal método para resolver el problema eran los estudios experimentales basados en el análisis de varios diagramas de fusión. En estos diagramas se establecieron los principales intervalos de temperatura y presión, dentro de los cuales se revelaba la estabilidad de ciertas asociaciones minerales. Además, los resultados de los experimentos se transfirieron casi mecánicamente a objetos naturales. No se han estudiado los parámetros de formación de minerales específicos, lo cual es un inconveniente importante de tales estudios.
En años posteriores, aparecieron nuevos métodos para determinar las temperaturas de formación de minerales, que incluyeron el análisis de inclusiones de fusión, geotermómetros isotópicos y geoquímicos (ver Geobarothermometry ); estos métodos permitieron aclarar los límites de la existencia de ciertas asociaciones minerales en condiciones naturales y cerrar la brecha entre los estudios experimentales y los fenómenos naturales.
En la actualidad, todas las mediciones de temperatura realizadas con los geotermómetros mencionados anteriormente están en duda debido a que se han identificado importantes errores metodológicos en los desarrollos teóricos y métodos de su uso. [3] [4]
Investigaciones posteriores condujeron a la creación de nuevos tipos de geotermómetros de isótopos, que permitieron determinar la temperatura de formación de minerales específicos. Algunos de los resultados de estos estudios se muestran en la tabla. [3]
| razas | Regiones | Minerales | |||||||
| Qw | biografía | Illinois | Monte | Kf | mus | Alba | verde | ||
| pizarras | Austria | 700* | — | — | — | — | — | — | 330 |
| pizarras | Groenlandia | 700* | — | — | 610 | — | — | — | — |
| pizarras | Groenlandia | 700* | — | — | 594 | — | — | — | — |
| Metapelita | Alpes | 670 | — | 604 | — | — | — | — | — |
| Metapelita | Alpes | — | 740 | — | — | — | — | — | — |
| ortogneis | Alpes | 650 | — | 620 | — | 550 | — | — | — |
| Gneis | Alpes | 700* | — | — | — | — | — | — | 320 |
| Minerales: Qw - cuarzo; Bio - biotita; Il - ilmenita; Mt, magnetita; Kf, feldespato potásico; Mus - moscovita; alba, albita; Grn - granada. (*) - el mineral se toma como estándar con la temperatura indicada. | |||||||||
A continuación se describe la secuencia de separación de los minerales metamórficos.
(KV, BI) > (MT, IL) > PL 40 > MU > GR(?)(PL 40 - plagioclasa No. 40).
Esta serie tiene las siguientes características:
El mecanismo de liberación de un mineral se entiende como una reacción química que conduce a la cristalización de este mineral. Estas tareas se encuentran entre las principales tareas de la petrología . Se dan ejemplos de tales reacciones en el trabajo de N. A. Eliseev [5] . Se han confirmado experimentalmente muchas asociaciones de minerales metamórficos. Sin embargo, en ellas no se define el comportamiento de un mineral en particular, y además, no se ha probado la realidad de estas ecuaciones en condiciones naturales. En ambos casos, existe arbitrariedad en la formulación de ecuaciones para la formación de minerales. Las reacciones que involucran componentes fluidos son especialmente odiosas. Muy a menudo, todas las ecuaciones postuladas son "un ensayo sobre un tema libre". Estas soluciones son plausibles pero no probadas. Estas son decisiones míticas. Un ejemplo de una reacción escrita incorrectamente es la conclusión de V. I. Luchitsky [6] : al describir la sustitución de la hornblenda (en adelante Amp), da la reacción 5Amp + 7W → 2Ep + Chl + Act + Qw + ... (Act es actinolita , W es agua) y escribe que "La epidota Ep (temperatura más alta) y la clorita Chl (temperatura más baja) generalmente se desarrollan simultáneamente". Pero si en la vecindad de un punto aparecen minerales a diferentes temperaturas, entonces no son simultáneos. Por lo tanto, esta reacción debe dividirse en al menos dos reacciones.
Un ejemplo de otra reacción similar es la reacción (Fedkin V.V., 1975)
8 Stav + 12Qw = 4Grn + Chl + 30Kya .En esta reacción se forman Grn y Chl a diferentes temperaturas. Estos resultados no tienen en cuenta nuevos datos sobre la geoquímica de los minerales, reflejados en la tabla.
Numerosos datos analíticos nos permiten encontrar la respuesta a esta pregunta [7] .
Los datos de isótopos son limitados.
datos geoquimicos Este es el mineral más rico en términos de número de análisis. No disponemos de muestras en las que el granate u otro mineral se sometan simultáneamente a análisis isotópicos y de silicatos. En todos los casos se calcularon las reacciones de intercambio químico de los elementos Ca, Mg, Fe y Mn entre los compuestos Grn - Ċ . Como Ċ tomado: Ca, Mg, Fe, Ca +2 , Mg +2 , Fe +2 , CaO, MgO, FeO, Fe 2 O 3 , Al 2 O 3 , piroxenos simples (por ejemplo, MgSiO 3 ) y doble ( por ejemplo, CaMgSi 2 O 6 ), biotitas, olivinas (simples y dobles), cordieritas, silimanitas (para un par Fe + 3-Al + 3 ), espinelas (incluyendo magnetitas), corindón, hematites.
Todos los granates estudiados (Grn) están predominantemente asociados con biotita (Bio), cordierita (Cor) y plagioclasa (Pl).
Según los datos isotópicos, Bio se formó a Т ≈ 700 °C, plagioclasas ≈ 500 °C. La temperatura de liberación del granate no es lo suficientemente clara. Según datos isotópicos, se libera a 300–450 °C; los resultados del análisis LLW dan los mismos límites. Según el punto de vista oficial, es ≈ 700 °C, pero se basa en gran medida en termómetros geoquímicos, en cuyo uso hay errores significativos. Bio y Grn se liberan en equilibrio con el agua. No hay información sobre Cor. Según experimentos (L.L. Perchuka et al., 1983) a T = 550–1000°C, no hay intercambio de iones entre Grn y Cor durante la cristalización conjunta.
La versión principal es el equilibrio de Grn con Cor, a menudo presente en gneises en asociación con Grn. Entonces la ecuación probable para la formación de granates tiene la forma
… = {Cor + [Grn]+ H 2 O}+ … .Aquí los corchetes reflejan: […] es isotópico; {…} — equilibrio geoquímico.
En el trabajo de N. A. Eliseev [5] se proporciona material interesante sobre la interpretación de los resultados obtenidos . La transición de las rocas de la facies de esquisto verde a las rocas de la facies de epidota anfibolita se realiza en base a la reacción
Chl + Qw → Grn + H2O(Chl es clorito). Pero, al explicar el equilibrio isotópico del granate con el agua, esta reacción no refleja el equilibrio geoquímico del mineral con otros componentes del gneis. Al describir el origen de los granates, N. A. Eliseev escribe sobre una reacción más
Chl + Qw → Cor + Hormiga + H2O(Hormiga - antofilita). Estas reacciones proceden bajo diferentes condiciones P-T. Pero combinarlos en las regiones medias de las condiciones P-T conduce a la reacción deseada de formación de minerales:
Chl + Qw → {Cor + [Grn] + H 2 O] ,que corresponde al esquema obtenido anteriormente según datos isotópico-geoquímicos.
datos isotópicos. Se estudió la composición isotópica del oxígeno en las metamorfitas ácidas accesorias Mt e Il (ver tabla). No se confirma el equilibrio de los minerales con H 2 O, CO 2 y CO, pero se revela un equilibrio con rutilo, correspondiente a la formación del sistema Mt (Il) - Ru durante la descomposición de la ferropseudobrookita o ilmenita (P. Ya. Yarosh, 1956; P. R. Busek, K Kell, 1966, etc.) según la reacción
FeTiO5 → [Il + Ru] ;Sin embargo, en los yacimientos de magnetita de Krivoy Rog (Ucrania) no se ha identificado este mecanismo, posiblemente debido a errores en la determinación de la composición isotópica del oxígeno del mineral.
La formación de Mt es posible debido a la descomposición de la ilmenita según la reacción
3FeTiO 3 + O −2 → [Fe 3 O 4 + 3TiO 2 ] .Entonces Mt está en equilibrio isotópico con el rutilo (Ru). En este caso, Mt se forma en Тisot ≈ 450°C. Tales T isots (Mt) son bastante posibles. Así en la ocurrencia del mineral del río. Los minerales de magnetita-hemoilmenita similares a vetas de Keurichi se formaron a T = 430–570°C (A.N. Solyanik et al., 1984). En rocas metamórficas, Il y Mt se forman en equilibrio con Ru en Тisot = 400–500°С. Si consideramos Il como un producto de descomposición de la ulvospinel, entonces en asociación con Mt, su T isot = 458 °C. La magnetita no se puede formar debido a la descomposición de Il, ya que de lo contrario las temperaturas de formación ( Тisot = 1100 −2000 °C) son geológicamente poco realistas.
En los depósitos de la formación de mineral de hierro (N. Minnesota) del tipo skarn: según Sinyakov V. I. (1978), Dymkin A. M. et al.Biwabik Se ha estudiado un par de magnetita-cuarzo. Los datos obtenidos dan la temperatura de formación del Mt entre 500 y 550°C, siempre que esté en equilibrio con el CO 2 . El mecanismo más probable de su formación es la descomposición de la siderita según el esquema (Perry EC, Bonnichsen B, 1966)
3FeCO3 + 0,5O2 → Fe3O4 + 3CO2 . _ _ _V. N. Zagnitko et al. (1989), I. P. Lugovaya (1973), refiriéndose a los experimentos, dan reacciones correspondientes a proporciones de isótopos:
3FeCO 3 → [Fe 3 O 4 + 2CO 2 ] + CO (medio anhidro con eliminación de gas); 6FeCO 3 → [2Fe 3 O 4 + 5CO 2 ] + C (remoción lenta de gas, reacción menos probable).Se han estudiado principalmente magnetitas del escudo ucraniano. La interpretación tuvo en cuenta los datos termodinámicos de piroxenos, olivinos, granates, carbonatos y otros compuestos señalados en la descripción del granate. Se utilizan las relaciones constitutivas (Fe/Mg), (Fe/Mn), (Fe/Ca). Se establece que la ecuación original debe tener la forma
… = … + {Px + [Mt] + CO2] + … .No hay mención directa de tales reacciones en la literatura. En el trabajo de N. A. Eliseev (p. 64) [5] , al describir los hornfelses de contacto, se menciona la reacción
CaMg(CO 3 ) 2 + 2SiO 2 = CaMg(SiO 3 ) 2 + 2CO 2 .Si en lugar de dolomita tomamos ankerita Ca 2 Mg, Fe (CO 3 ) 4 , breinerita (Mg, Fe) CO 3 o sideroplesita (Fe, Mg) CO 3 , entonces durante el metamorfismo de los carbonatos podemos obtener una reacción, por ejemplo ,
3Ca 2 MgFe(CO 3 ) 4 + 6SiO 2 = 3CaCO 3 (?) + {3CaMg(SiO 3 ) 2 (?) + [Fe 3 O 4 } + 8CO 2 ] + CO .La composición de los carbonatos naturales también atestigua la posibilidad de que ocurran tales reacciones (IP Lugovaya, 1973): siderita - FeCO 3 - 98,4%; MnCO3 -3,4 %; MgCO3 - 0,7 %; pistololisita - FeCO3 - 69,6%; MgCO3 - 27,3 %; MnCO3 - 2,8 %; sideroplesitis - FeCO 3 - 83%; MgCO3 - 11,5 %; MnCO3 - 4,4 %. La desventaja de la reacción es la ambigüedad de la naturaleza isotópica de la calcita y el piroxeno.
El estudio de Mt (de N. M. Bondareva, 1977, 1978) de la zona de Odessa-Belotserkva mostró que para la referencia T = 500 °C (propiedades magnéticas [E. B. Glevassky et al., 1970], decrepitación) el mineral Mt termodinámicamente geoquímicamente está en equilibrio con olivino (Ol) (según la relación Fe +2 , Ca, Mg, Mn) y corindón (Cor) (Fe + 3-Al), formando la asociación [Mt-Ol-Cor]. En este caso, la presión se estima en 1 kbar. Según V. I. Mikheev (1955), a T = 1200 °C y P = 1 atm, el clorito de Mg se descompone en espinela y Ol. Dado que Mt es una espinela, la asociación identificada Mt-Ol-Cor puede estar asociada con la descomposición de clorita altamente ferruginosa (lepto-, septoclorita) del tipo kronshdtetita, que contiene Fe + 2 y Fe + 3 .