Презентация на тему: Метаморфизм

Метаморфические процессы образования минералов

Перед тем, как начать…. 14-15 февраля 2015 года время проведения XXII Московской открытой олимпиады по геологии 2015 года,  посвященной 260-летней годовщине основания Московского университета и 165-летию со дня рождения выдающегося русского геолога И.В.Мушкетова Важно! В этом году олимпиада вошла в перечень значимых мероприятий Министерства Образования!! Были изменены возрастные категории – Ваша была 11 классы – стала 10-11 Сколько занятий хотите на подготовку к о.??

Определение Метаморфизмом (от греч. слова, означающего преобразуясь, подвергаясь изменению) называется процесс твердофазного минерального и структурного изменения горных пород под действием температуры и давления в присутсвиии флюида.

Комментарии к определению Флюидом называются летучие компоненты метаморфических систем. Это первую очередь вода и углекислый газ. Реже роль могут играть кислород, водород, углеводороды, соединения галогенов и некоторые другие. В присутствии флюида область устойчивости многих фаз (особенно содержащих эти летучие компоненты) изменяются. В их присутствии плавление горных пород начинается при значительно более низких температура

Комментарии к определению С ростом температуры происходят метаморфические реакции с разложением водосодержащих фаз (хлориты, слюды, амфиболы). С ростом давления происходят реакции с уменьшением объема фаз. При температурах более 600 С начинается частичное плавление некоторых пород, образуются расплавы, которые уходят на верхние горизонты, оставляя тугоплавкий остаток – рестит. Пример при процессе метаморфизма глинистый минерал каолинит Al2[Si2O5](OH)4 переходит с потерей части групп (ОН) в мусковит KAl2[AlSi3O10](OH)2, затем образуется кианит Al2[SiO4]O – безводный минерал

Критерии выделения протолита Минералогические. Например, если есть ставролит, хлоритоид, And, Ky, Sill - это глинистые осадочные породы. Также для метапелитов (производных глинистых осадочных) характерны серицит, мусковит, кордиерит, сапфирин, встречается ПШ. Показателем может служить количество минералов в породе (если 50-60% слюд – глинисто-карбонатные породы). Для ортопород характерным признаком может служить магматический плагиоклаз (с четкими полисинтетическими двойниками, зональностью) Петрографические. Если в породе сохраняются реликтовые текстуры и структуры. Миндалины, (Ep, Q) – скорее всего, базальт; полосчатость – осадочная. Pl/Chl+Ep+Act – переслаивание глинисто-кремнистых и глинистых полос. Петрохимические. У метапелитов CaO< 5%, SiO2 45-75%, Al2O3 13-26%, сумма щелочей до 7% (калия сильно больше чем натрия). У метабазитов CaO 6-13%, SiO2 42-56%, Al2O3 10-20%, сумма щелочей 1-5% (калия меньше). Геологические. К примеру, условия залегания. Если рвущий контакт – орто-, если согласный – скорее всего, парапорода. Если согласно залегают кварциты – кварцито-сланцы – слюдяные сланцы – амфиболиты – мраморы, то исходные породы, соответственно: кварцевые песчаники – кварцевые песчаники с глинистым цементом – глины – мергели – карбонаты.

Термины метаморфизм и диагенез Формирование осадочных пород связано с воздействием на осадки экзогенных факторов – температуры и давления, возрастающих при их погружении в ходе накопления слоистых толщ. Этот процесс формирования осадочных толщ называется диагенезом. Метаморфические горные породы в свою очередь образуются на месте осадочных и магматических при воздействии на них глубинных флюидов, Т и Р путем перекристаллизации в твердом состоянии. В отличие от метаморфизма диагенез не связан с тектоническими дислокациями и внедрениями изверженных пород, сопровождаемыми подъемом ювенильных флюидов и термическими аномалиями. Его область располагается вдоль линии геотермического градиента, тогда как метаморфизм отвечает либо более высоким температурам при одинаковой глубинности, или более низкому давлению при соответствии по температуре. Так как диагенез и метаморфизм имеют существенную область перекрытия по температуре, существует сходство глубоко преобразованных осадков и слабометаморфизованных пород по парагенезисам минералов (серицит-хлорит, альбит-хлорит, мусковит-хлорит)

Типы метаморфизма Не изохимическим метаморфизмом (МЕТАСОМАТОЗОМ) соответсвенно называется тот вид для которого характерно существенное изменение состава пород (рассматривается в отдельной презентации)

Контактовый метаморфизм  в общем случае различные изменения вмещающих пород, обусловленные тепловым и химическим воздействием на них интрузивных магматических масс. Различают метаморфизм нормальный (контактовый) и контактово-метасоматический. Первый представляет собой, по Тернеру (1949), почти изохимическое преобразование пород под влиянием высоких температур вблизи интрузивных тел, происходящее обычно в статических условиях. Интенсивность этого вида контактового метаморфизма, характер вызванного им минералообразования зависят от первоначального состава пород, удаленности их от контакта, глубинности процесса, размеров, формы и характера контактов интрузивного тела, состава слагающих его пород, участия в метаморфизме летучих веществ и растворов. Типичными продуктами контактового метаморфизма являются различные роговики. В их составе участвуют такие характерные минералы, как андалузит, кордиерит (в метапелитовых роговиках), брусит, тремолит, актинолит, диопсид, гроссуляр, шпинель, анортит, волластонит (в мраморах), или роговая обманка, пироксены, гранаты (восновных породах). При метаморфизме карбонатно-мергелистых пород в контактах с гипабиссальными интрузиями могут возникать редкие минералы: ларнит, монтичеллит, мервинит, сперрит, ранкинит, мелилит и другие. Степень преобразования пород убывает в направлении удаления от контакта с интрузией. Сейчас на основе парагенетического анализа минеральных ассоциаций выделяют фации и субфации контактового метаморфизма. Контактово-метасоматический метаморфизм включает разнообразные пневматолитические, главным образом гидротермальные изменения вмещающих пород с привносом вещества из интрузии. Эти изменения обычно накладываются на уже сформированные контактовые роговики. Типичным продуктом контактового метаморфизма являются роговик

Импактный (ударный) метаморфизм

Астроблемы

Фации метаморфизма. История Ван-Хайз. Была выделена верхняя зона катаморфизма, в которой происходят приповерхностные процессы (под воздействием подземных вод и воздуха), и более глубинная зона анаморфизма, в которой образуются сланцы и гнейсы. Метаморфизм, по Ван-Хайзу, непосредственно связан с поверхностными процессами изменения осадков и изменением температуры и давления вследствие простого перемещения пород из одной зоны в другую. По Ван-Хайзу, с глубиной изменяется и характер деформации горных пород. В верхней зоне преобладает катаклаз, в нижней "зоне истечения" реализуются пластические деформации и формируются гнейсы и кристаллические сланцы. По характеру деформаций выделялась также промежуточная зона. У. Грубенман. Намечаются три зоны глубинности - эпизона, мезозона и катазона. К малоглубинной эпизоне относятся низкотемпературные породы — альбитовые гнейсы, кианитовые сланцы, филлиты, хлоритовые и тальковые сланцы и др. К промежуточной мезозоне принадлежат среднетемпературные образования (мусковитовые, роговообманковые, кианитовые, ставролитовые и другие гнейсы и сланцы). Образование высокотемпературных пород (силлиманитовых, кордиеритовых, гранатовых гнейсов, пироксеновых сланцев, эклогитов и др.) ограничивалось в основном наиболее глубинной областью — катазоной.

Фации метаморфизма В основу концепции глубинных зон положено представление о возрастании с глубиной давления и температуры в соответствии с геотермическим градиентом Земли, который обуславливает повышение фоновой температуры по мере увеличения глубинности. Различается на континентах и в подвижных зонах, где он значительно выше. При среднем геотермическом градиенте, равном 30° на 1 км, крайние его значения равны 150° для геотектонических подвижных зон и 6° на платформах. Давление рассматривалось в прямой зависимости от температуры. Отражало повышение степени метаморфизма с глубиной (в вертикальном направлении. Противоречия: 1. Ф. Бекке - объемные соотношения метаморфических реакций (Т не зависит от Р), диафторез (изменение направленности). Барроу - горизонтальная зональность метаморфизма. Гольдшмидт - зональные роговиковые ореолы в районе Осло, с помощью физико-химического анализа парагенезисов минералов показано, что они отвечают Т до 1200° и Р ниже 1000 бар. Зоны выделены по Т, а не по глубинности. В работе было положено начало концепции минеральных фаций, которая получила развитие в трудах П. Эскола. В минеральную фацию согласно П. Эскола объединяются горные породы, образовавшиеся в сходных условиях температуры и давления, т. е. отвечающие определенным полям диаграммы Р-Т. Не учтены: 1. Цеолитовые сланцы. Не учтен режим летучих компонентов. М/б совмещены с зелеными сланцами по условиям метаморфизма. Должно быть учтено флюидное давление. 2. нет точных границ между полями из-за нехватки термодинамических данных. 3. не учтена роль флюидного давления. 4. Не учтены минералы перменного состава.

Особенности структур метаморфических пород Структуры. По размеру кристаллов породы подразделяются на микро- ( до 0,1 мм), мелко- (0,1-1,0 мм), средне- (1,0-5,0 мм), крупно- (5-10 мм) и гигантокристаллические. Породы формируются при перекристаллизации исходного субстрата в твердом состоянии, и их структуры объединяются под названием бластовых. Если размеры зерен близки – гомеобластовая структура, если различаются – гетеробластовая (порфиробластовая – с новообразованными вкрапленниками (огромное количество ориентированных включений), бластопорфировая – реликтовые, с замещением, размытыми границами). Еще структуры разделяют по отношению к стрессовому давлению на протокинематические (порфиробласты образовались до появления сланцеватости), синкинематические (одновременно, ориентировка включений во вкрапленниках совпадает со сланцеватостью, последняя огибает порфиробласты) и эпикинематические (сланцеватость проходит через зерно). Структуры пород с порфиробластами, содержащими закрученные, изогнутые полосы включений – гелицитовые («снежного кома») Способность минералов образовывать порфиробласты и приобретать идиоморфные очертания связана с кристаллизационной силой. Минералы по ее возрастанию: щелочные ПШ, Qtz, Pl – Px, Amf - Grt, Ep - Mgt, титанит. Степень идиоморфизма зерен здесь не отражает последовательность кристаллизации. В метаморфических породах рисунок структуры во многом определяется габитусом преобладающих минералов. Изометричные зерна – гранобластовая структура (если ориентировки зерен нет, то она - роговиковая, торцовая, сотовая); листовые силикаты – лепидобластовая, длиннопризматические кристаллы – нематобластовая (фибробластовая – игольчатая). Метаморфические реакции между минералами фиксируются келифитовыми (венцовыми) каймами (обычно возникают в приповерхностных условиях). Например, такое явление имеет место на границе оливина и плагиоклаза с образованием следующих зон: оливин – магнетит – куммингтонит – паргасит. При дислокационном метаморфизме ГП подвергаются дроблению, перетиранию, возникает катакластическая структура. В результате катаклаза образуются либо гомеокластовые, либо гетерокластовые структуры

Особенности текстур метаморфических пород Текстуры. Они подразделяются на собственные и унаследованные (реликтовые). Среди собственных выделяется массивная (редко) и ориентированная, подразделяющаяся на плоскопараллельную, линейно-параллельную, параллельно-пластинчатую. Сланцеватая текстура определяется обилием в породе параллельных плоскостей, подчеркивающихся листоватыми и чешуйчатыми минералами, одинаково ориентированными в плоскости сланцеватости. По мере уменьшения роли слюд сланцы сменяются породами с гнейсовидной текстурой. В зависимости от специфики сланцеватой текстуры, определяемой главным образом минеральным составом, используются синонимы: пластинчатая, чешуйчатая, свилеватая, лентикулярная. Два последних термина относятся к разностям, переходным к гнейсовидной текстуре. Для них характерно обилие линзовидных скоплений минералов (кварца, ПШ), разделенных параллельными или ветвящимися слюдяными прослойками (свилеватая) или образующих линзовидно-слоистый рисунок (лентикулярная). Такие агрегаты могут быть продуктами оварцевания, фельдшпатизации или, наоборот, реликтами. Наиболее сложны полосчатые текстуры. Они могут быть как реликтовыми, так и сингенетическими. Специфические типы текстур формируются при наложении различных или разновременных процессов. К ним относятся пятнистая (в породах с неравномерным распределением темноцветных на начальных этапах перекристаллизации за счет порфиробластеза), очковая (четко выделяющиеся вкрапленники в хорошо раскристаллизованной основной массе). Специфическая структура для метаморфических пород – будинаж.

Это важно!!

Описание некоторых типичных минералов

Описание некоорых типичных минералов

Практическое значение Метаморфических пород в целом и метаморфогенных месторождений весьма велико!! Например сами гнейсы, сланцы, мрамора являются ценным строительным материалом. В них, кроме того, наблюдаются значительные скопления минералов, которые ценны сами по себе. Например месторождения граната – самоцвет (Кительское месторождение) и сырьё для абразивной промышленности. Надеюсь, все помнят где применяется кианит???

Гидротермальные месторождения

Гидротермальные месторождения образуются при отложении минералов из водных или углекисло-водных растворов. Максимальные глубины формирования этих месторождений составляют 4.5- 5 км, минимальные – отвечают поверхностным условиям.

Классификация гидротермальных месторождений В зависимости от температур образования принято выделять пневматолитовые (выше 400°С) и собственно гидротермальные месторождения (400 - 50°С). Несколько особняком стоят гидротермальные жилы т. наз. "альпийского типа", минералообразование в которых происходит вне зависимости от близости магматических очагов и их влияния.

С удовольсвием скажу пару слов о жилах альпийского типа… … Жилы альпийского типа представляют собой особую разновидность гидротермальных жил и минеральных месторождений. К ним относят линзовидные трещины в метаморфических породах, ориентированные вкрест простирания вмещающих пород. Для них характерно выполнение минералами, близкими по составу к окружающим их породам. Типичными минералами альпийских жил являются кварц (часто в виде горного хрусталя в крупных пустотах), адуляр (К - полевой пат), альбит, хлориты, эпидот, рутил, титанит, анатаз, брукит, гематит, некоторые минералы из группы цеолитов. Альпийские жилы в одних случаях генетически никак не связаны с изверженными породами, в других случаях близость магматических очагов хоть и имеет место, но прямая взаимосвязь с ними не прослеживается. Предполагается, что происхождение альпийских жил связано с процессами выщелачивания компонентов породообразующих минералов и их переотложения в сущеcтвующих полостях трещин. Совокупность таких процессов называется латерально-секреционным минералообразованием. С жилами альпийского типа часто связаны более или менее крупные хрусталеносные полости, стенки которых покрыты друзами или щёткамикристаллов. Такие полости называют "занорыши" или "погреба". Хрусталеносные жилы альпийского типа имеют промышленное значение и разрабатываются как источник пьезооптического кварцевого сырья

Дополнительная информация В среднем мощность гидротермальных жил колеблется от 10-20 см до 3-4 м. Они прослеживаются по простиранию на 700-800 м, а на глубину до 500 м. Они редко бывают одиночными, чаще всего группируются в системы жил, сложные по характеру их взаимных пересечений.

Об источниках воды в гидротермах Существует несколько источников воды в гидротермальных жилах 1. Это могут быть застывающие магматические очаги 2. Вода и углекислый газ выделяются в глубинных зонах земной коры за счёт реакций дегидратации и декарбонизации глин, мергелей, известняков при процессах их регионального метаморфизма. 3. Источником воды может быть процессы дегазации мантии – CH4+2O2 = ??? 4. Источником воды могут быть поверхностные воды, которые опускаются на глубину до 500 метров, постепенно нагреваясь и минерализуясь.

В основном, металлы, в гидротермах переносятся в виде комплексных ионов

Некоторые типичные минералы гидротерм

Цеолиты. Общая информация Цеолиты — большая группа близких по составу и свойствам минералов, водные алюмосиликаты кальция и натрия из подкласса каркасных силикатов. Кристаллическая структура цеолитов образована тетраэдрическими группами SiO2 и ALO4, объединенными общими вершинами в трехмерный каркас, пронизанный полостями и каналами. В последних находятся молекулы воды и катионы металлов. Решетка из (Si,Al)O4 тетраэдров имеет весьма большие полости и каналы, молекулы Н2O с ней связаны слабо, поэтому цеолиты легко отдают свою кристаллизационную воду и обладают способностью к обратимому катионному обмену — без разрушения кристаллической решетки. . На основе кристаллической структуры цеолитов возможна дальнейшая их систематизация. Способны отдавать и вновь поглощать воду в зависимости от температуры и влажности. Другим важным свойством цеолитов является способность к ионному обмену, они способны селективно выделять и вновь впитывать различные вещества, а также обменивать катионы. Наиболее распространённые представители группы цеолитов: Натролит Шабазит Гейландит Стильбит (десмин) Морденит Томсонит Сколецит Ломонтит

Формирование цеолитов По происхождению цеолиты - гидротермальные, экзогенные, реже метаморфические минералы. Встречаются в миндалиных вулканических пород, в песчаниках, аркозах и граувакках; в трещинах и пустотах гнейсов и кристаллических сланцев. Распространены довольно широко главным образом в низкотемпературных гидротермальных жилах, а также в миндалинах и трещинах эффузивных пород, где образуются как продукт поствулканических процессов и находятся в ассоциации с кальцитом, кварцем, селадонитом, халцедоном (агатом). При образовании цеолитов есть некоторая последовательность, заключающаяся в том, что сначала выделяются цеолиты, бедные водой и богатые кремнеземом, а потом — цеолиты, богатые водой и бедные кремнеземом. В нефелиновых породах в последние стадии гидротермального процесса наблюдается превращение нефелина в цеолиты, в частности в натролит (т. наз. "шпреуштейн".) При экзогенных процессах цеолиты возникают за счет изменения ряда алюмосиликатов. Образование цеолитов иногда имеет место в почвах. Скопления цеолитов связаны главным образом с вулканическими породами. Месторождения незначительны по объёму но многочисленны и известны во всем мире. Наиболее известные из них находятся в Забайкалье (Кличка, окрестности Усть-Кяхты), на Кавказе, в Восточной Сибири, в массиве Кара-даг в Крыму, в Закарпатье, на Волыни. Гармотом развит в рудных свинцово-цинковых жилах Гарца и Шотландии. Значительные по количеству первоклассных коллекционных образцов м-ния открыты и разрабатываются в Индии.

Примеры гидротермальных месторождений Хрусталеносные альпийские жилы Альп и Приполярного Урала. Полиметаллические месторождения Приморья (Дальнегорск) Сурьмяно-ртутные месторождения Киргизии (Хайдаркан, Кадамджай, Чаувай)

К следующему разу посмотрите пожалуйста эти 3 короткие и простые презентации по гипергенному минералообразованию Презентации по гипергенным минералм железа, меди, свинца, цинка http://spiridonov.mineralog.com/programma-kursa/tretya-chast-kursa/uchebnyy-material/ т.к. многие из вас «писали» Ломоносова, когда мы говорили о некоторых основах гипергенного минералообразования

Ну и наконец… Несколько геолого-минералогических стихотворений раз уж вы все такие творческие… Начнем с одного из лучших Пушкин в геологии

Пушкин в геологии Я Вас люблю, чего же боле, Что я могу еще сказать? Я уезжаю завтра в поле Чтоб снова керн поцеловать От карадока и до бата, От доломитов до кремней Я керн люблю любовью брата А может быть еще сильней! 1985

Историческая справка