Шпаргалка по дисциплине "Основы геологии"

Виды фаций по названию метаморфических минералов и их парагенезисов: гранат-кордиеритовая, гиперстенсиллиманитовая, ставролитовая, андалузитовая,силлиманитовая, кианитовая и др.

В зависимости от типов геосинклинальных подвижных зон и стадий их развития метаморфизм горных пород происходит в условиях различных фаций. Для ранних доорогенных стадий развития геосинклиналей характерен относительно низкотемпературный метаморфизм зеленосланцевой, глаукофановой или цеолитовой фации. В более поздние орогенические стадии горные породы подвергаются высокотемпературному метаморфизму, преимущественно амфиболитовой и гранулитовой фаций, который связывается с процессами становления в подвижных зонах гранитоидов. Пироксен-роговиковая и санидинитовая фации ограничиваются контактами с телами магматических пород, которые внедряются на посторогенных стадиях развития подвижных зон или в структуры платформенного типа.

В СССР в 1966 г. была издана карта метаморфических фаций СССР (масштаб 1: 7 500 000), составленная под руководством В. С. Соболева в Сибирском отделении АН СССР.

По степени интенсивности весь процесс метаморфизма может быть разделен на области с характерными давлением и температурой, которым будут соответствовать определенные минеральные ассоциации. Этим стадиям с их характерными минеральными ассоциациями отвечают фации метаморфизма. Метаморфические фации называют по характерным минералам, либо по облику пород. В настоящее время выделяются следующие фации (их границы по разным авторам немного различаются):

А. Фации контактового метаморфизма. Давление низкое от 100 до 3000 атм; температуры возрастают от фации альбит-эпидотовых роговиков до санидинитов.

1) Альбит-эпидотовые роговики - во внешней зоне контактового ореола; низкие Т и Р; типичны альбит, эпидот, актинолит, хлорит, кварц.

2) Роговообманковые роговики - в контактах, ближе к интрузиям; Т и Р выше; типичны плагиоклаз, роговая обманка, диопсид, кварц, биотит.

3) Пироксеновые роговики - в самых внутренних зонах контактового метаморфизма; высокие Т, умеренные Р; типичны плагиоклаз, диопсид, гиперстен.

4) Санидиниты - отвечают максимальным температурам порядка 600-1000оС (пирометаморфизм), низким давлениям; непосредственно около базальтовых или других приповерхностных интрузий; типичны санидин, тридимит, кордиерит, корунд, шпинель, стекло.

Б. Фации регионального метаморфизма. Давление высокое (2000-12000 атм). В порядке повышения Т и Р выделяются следующие фации.

5) Цеолитовая - переход от диагенеза к метаморфизму (при захоронении осадков, когда Т и Р выше, чем на поверхности), Р от 2000 до 3000 атм; Т 200-300оС; типичные минералы: ломонтит, альбит, кварц, адуляр; эта фация встречается редко.

6) Фация зеленых сланцев - характерна зелеными минералами: хлоритом, эпидотом, актинолитом; Т выше 300оС, Р 2000-4000 атм; выделяют три субфации по наименованиям типичных минералов: а) кварц-альбит-мусковит-хлоритовая; б) кварц-альбит-эпидот-биотитовая; в) кварц-альбит-эпидот-альмандиновая.

7) Фация глаукофановых сланцев - положение ее не вполне определенно, но близко к предыдущей фации, т.е. характеризуется относительно низкими Т и высокими Р. Разнообразные минеральные ассоциации глаукофана с лавсонитом, альмандином, мусковитом, эпидотом, пумпеллиитом, хлоритом и т.д. Часты переходы к фации зеленых сланцев. Отвечает эпидот-амфиболитовой фации других авторов (Мезон и др.).

8) Фация альмандиновых амфиболитов - в зонах высокой степени прогрессивного регионального метаморфизма; Т и Р выше, чем для фации зеленых сланцев; Т почти достигает 700оС, так как породы этой фации иногда переходят в мигматиты. По ассоциациям типичных минералов эта фация делится на 3 субфации: а) ставролит-кварцевая; б) кианит-мусковит-кварцевая; в) силлиманит-альмандиновая; в этой субфации наблюдаются явления гранитизации, что говорит о высоких температурах.

9) Фация гранулитов - охватывает совокупность метаморфических пород, характеризующихся ассоциациями: кианит (или силлиманит)-гранат и диопсид-гиперстен. Характерны высокие температуры и давления, поэтому нет водных минералов. Тесная ассоциация гранулитов с мигматитами, иногда с чарнокитами и анортозитами, что указывает на тесное взаимоотношение метаморфизма, плавления, инъекции и кристаллизации. Выделяют 2 субфации: а) роговообманковые гранулиты; б) пироксеновые гранулиты.

10) Фация эклогитов. Химический состав эклогитов близок составу габбро и базальтов, но они бесполевошпатовые и состоят главным образом из омфацита (диопсида) и пиропа-альмандина. Для некоторых эклогитов характерен алмаз; это указывает на высокие Т и Р и образование эклогитов на очень больших глубинах земной коры, а может быть, и в самой мантии, на это указывает и их основной химический состав. Допускают, что эклогиты могли образовываться на глубине 40 км при температурах около 700оС и давлениях в 13250 атм.

Метаморфизму могут подвергаться осадочные и магматические породы разного состава. Обычно среди метаморфических пород выделяют следующие 5 химических классов: 

1) пелитовый - производные глиноземистых осадков; 

2) кварцево-полевошпатовый - производные песчаников и кислых изверженных пород;  

3) известковый - производные известняков, доломитов и мраморов; 

4) основной - производные основных и изверженных пород, туфов и некоторых туфовых осадков;  

5) магнезиальный - производные ультраосновных изверженных пород и высокомагнезиальных осадков.

Если исходная порода была представлена глиноземистым осадком с кремнеземом (Al, Si), то в результате метаморфизма должны образоваться: в эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фациях кианит, в гранулитовой - кианит с силлиманитом, в пироксеновом роговике - андалузит и силлиманит, в сандинитовой - муллит.

При метаморфизме карбонатных осадков (Mg, Ca, CO2, Si) образуются: в фации зеленых сланцев - доломит, кальцит, тальк, тремолит, кварц; в эпидот-амфиболитовой - тремолит; в амфиболитовой - тремолит и диопсид; в гранулитовой - диопсид; в сандинитовой - диопсид, пижонит, клиноэнстатит, мелилит, мервинит.

Подобные списки характерных минералов имеются для разных метаморфических фаций разного химического состава в соответствии с химизмом исходных пород. В действительности дело обычно усложняется, так как при метаморфизме, как уже неоднократно отмечалось, в данную систему могут, как поступать некоторые другие химические элементы, так и выноситься из нее; это должно неизбежно отразиться на минералогическом составе фаций.

В процессе метаморфизма химический состав пород иногда может существенно не меняться; этоизохимический метаморфизм. Гораздо чаще вещественный состав меняется как за счет привноса, так и за счет выноса тех или иных химических элементов; это аллохимический метаморфизм. В случае аллохимического метаморфизма мы имеем дело с существенным изменением химического состава пород за счет привноса или выноса химических элементов. Эти процессы обычно называют метасоматическими. Линдгрен определил метасоматоз как "в основном одновременный молекулярный процесс растворения и отложения, посредством которого один минерал переходит в другой отличного химического состава". Считают, что эти процессы замещения происходят в тонких субкапиллярных каналах, когда большую роль начинают играть поверхностные капиллярные явления; здесь практически фронт растворения вещества и фронт отложения весьма сближены.

9.Литификация  горных пород. Диагенез, катагенез и метагенез. Примеры литогенических преобразований осадочных пород. (+ лекция)

Осадочные горные породы - это породы сформировавшиеся на поверхности или в приповерхностной части Земной коры за счет осаждения продуктов экзогенных процессов. Сами экзогенные процессы по направленности и результатам можно условно разделить на 3 группы: разрушительные, промежуточные, созидательные.

К первой группе относятся:  гипергенез;  геологическая деятельность ветра, водных потоков, ледников, озер и болот, подземных вод, морей. В результате этих процессов образуются: рыхлый обломочный материал,  новые минералы и минерализованные растворы.

Вновь образованный рыхлый материал и минералы могут оставаться на месте своего формирования (кора выветривания) или перемещаться. При перемещении или транспортировке и происходят промежуточные процессы. В зависимости от расстояния, скорости перемещения, объема и размеров переносимого материала и ряда других факторов могут продолжаться дальнейшее разрушение и начаться частичная аккумуляция (или осаждение) переносимого материала.

Разрушение при транспортировке - это:  превращение крупных обломков в мелкие,  превращение угловатых обломков в окатанные, сортировка обломочного материала по размерам (вертикальная и латеральная).

Частичная аккумуляция происходит обычно при транспортировке материала на большие расстояния или при резкой смене условий транспортировки. Происходит разделение рыхлого материала. Одна его часть перемещается дальше, а другая оседает. При этом может происходить укрупнение размеров обломков. Так, при разрушении горных пород могут высвобождаться мелкие частицы самородного золота, платины и других элементов. При частичном осаждении за счет мягкости и гибкости мелкие золотины слипаются и образуют комок золотин или самородок.

Созидательные процессы включают: осадконакопление или седиментогенез; преобразование рыхлых осадков в твердую горную породу - диагенез. Основными факторами осадконакопления являются рельеф, геохимическая обстановка и среда (водная или воздушная). Отложение частиц может быть временным и постоянным. Начнем рассмотрение со среды осадконакопления. Она может быть водной и воздушной. Водная среда - озера, реки и главным образом моря. Здесь формируются осадки трех типов- обломочные, биогенные и хемогенные. Воздушная среда - участки суши вне водной среды. Осадки здесь представлены обломочными и хемогенными типами.

Геохимическая обстановка определяет химическую осадочную дифференциацию вещества, которая по Л. В. Пустовалову - последовательное осаждение минеральных веществ в речных, морских и прибрежных водоемах вследствие различных химических процессов. Основными причинами химической дифференциации являются: изменение pH в природных водах, различие в ЕН- т.е. окислительно-восстановительного потенциала в зоне осадкообразования. Окислительно-восстановительный потенциал определяет форму минеральных соединений- окисную, силикатную или карбонатную.  Влияние рельефа на осадконакопление заключается в следующем: в общем плане все пониженные участки рельефа являются потенциальными областями аккумуляции осадков;  влияние рельефа на мощность осадков; на зональное распределение обломочного материала. Рассмотрим это явление на примере рельефа ложа Мирового океана.

В нем выделяют несколько областей - прибрежная, мелководная, батиальная (глубоководная) и абиссальная. Поступающий с континента обломочный, рыхлый материал в условиях неровностей рельефа начинает разделяться по размеру и весу обломков. Легкие и мелкие обломки уносятся в более глубокие пониженные области, а крупные оседают в прибрежных, мелководных зонах. Таким образом, на стадии седиментогенеза закладываются основные свойства осадков - это минеральный состав, размер и форма обломочных частиц и условия их залегания.

Свежесформированные осадки образуют рыхлые слои, обводненные и насыщенные химически активными соединениями. Для такого осадка характерно отсутствие физико-химического равновесия между твердыми, жидкими и газообразными компонентами. Начинается новая стадия, называемая диагенез, в которую рыхлые осадки под действием совокупности процессов переходят в твердую сцементированную осадочную породу.

В разных климатических зонах литогенез протекает по-разному. Н. М. Страхов выделяет 3 типа литогенеза: ледовый (нивальный), гумидный и аридный.

Нивальный тип - преобладает физическое разрушение, образование крупнообломочных пород типа морен, отложений озер (при таянии льдов), а в морях образуются кремнистые илы за счет диатомовых водорослей.

Гумидный тип- разнообразие процессов при гипергенезе и диагенезе приводит к образованию разнообразных осадочных пород.

Аридный тип- преобладает температурное разрушение в воздушной среде и образование мелкообломочных пород типа песков и лессов. В мелководных озерах и мирских заливах при повышенной концентрации солей в воде образуются залежи солей, гипса и др. пород, которые объединяются общим названием эвапориты.

Особое положение занимает эффузивно-осадочный литогенез. Этот процесс развивается в областях вулканизма, когда твердые продукты извержения - от бомб до пепла оседают и накапливаются в водной или воздушной среде, смешиваясь при этом с нормально-осадочными продуктами.

В условиях, когда осадочные породы продолжая находиться в верхних горизонтах земной коры, то в них протекает совокупность процессов с общим названием катагенез. Это процесс изменения осадочной породы при котором сохраняется ее строение и минеральный состав. Процессы катагенеза протекают в условиях медленного и длительного опускания осадочных пород или их подъема. Масштаб изменения глубин незначительный ~3-7 км. Тем не менее, начинают изменяться температура, давление и воздействие подземных вод, которые являются основными факторами катагенеза. Происходит уплотнение и обезвоживание пород, растворение одних минералов и образование других, перекристаллизация минералов. В процессе катагенеза могут образоваться скопления пирита, марказита, халцедона и других минералов. В случаях, когда осадочные породы содержат органические соединения- в зоне катагенеза происходит их преобразование. При температуре=60-150оС и до глубины 5км образуются жидкие и газообразные углеводороды. Глубже 5 км и >150о происходит разложение нефти и образование газа метана.

При переходе пород из зоны катагенеза на глубины > 5км и температуры >150-300о процессы преобразования могут изменить структуру и минеральный состав пород. В этом случае говорят о метагенезе или начальной стадии метаморфизма.