Кора выветривания

В результате единого и сложного взаимосвязанного физического, химического и хемобиогенного процессов разрушения горных пород образуются различные продукты выветривания. Остаточные или несмещенные продукты выветривания, остающиеся на месте разрушения материнских (коренных) горных пород, представляют собой один из важных генетических типов континентальных образований и называют элювием. Кора выветривания объединяет всю совокупность различных элювиальных образований. Такая остаточная кора выветривания называется автоморфной (греч. "аутос" - сам). Помимо первичной автоморфной коры выветривания ряд исследователей (П. И. Гинзбург, В. А. Ковда, В. В. Добровольский и др.) выделяют вторичную, или гидроморфную, кору выветривания, образующуюся в результате выноса почвенными и грунтовыми водами химических элементов в виде истинных и коллоидных растворов в ходе формирования первичной автоморфной коры. Эти элементы, выносимые растворами, выпадают в виде минералов в пониженных элементах рельефа. Такую взаимосвязь автоморфной и гидроморфной кор выветривания называют геохимической сопряженностью, что имеет важное значение. Так, например, с автоморфными латеритными корами выветривания с гидроокислами алюминия сочетаются местами, расположенные по соседству и орографически ниже залежи бокситов осадочного происхождения. Главное внимание в этой главе уделяется формированию первичной автоморфной коры выветривания.

Рис. 4.2. Схема полного профиля коры выветривания в тропической лесной области.

В истории геологического развития земной коры неоднократно возникали благоприятные условия для образования мощных автоморфных кор выветривания, к числу которых относятся: сочетания высоких температур и влажности, относительно выровненный рельеф, обилие растительности и продолжительность периода выветривания. При достаточно длительном времени выветривания и соответствующих условиях образуются хорошо выраженные зоны коры выветривания, имеющие свои текстурно-структурные особенности и сложенные минералами, отражающими последовательные стадии развития. Значительная мощность и наиболее полный профиль коры выветривания формировался в тропической лесной области, где выделяются следующие зоны: дезинтегрированная гидрослюдисто-монтмориллонитово-бейделлитовая каолинитовая гиббсит-гематит-гётитовая. Благодаря присутствию окислов и гидроокислов Аl и Fe элювий верхней части коры выветривания в сухом состоянии напоминает обожженный кирпич, часто образующий панцири и окрашенный в красный цвет. Поэтому такие коры выветривания называются латеритными (лат. "латер" - кирпич). Приведенные данные показывают, что состав полного профиля автоморфной коры выветривания изменяется снизу вверх от свежей исходной породы до продуктов наиболее глубокого гипергенного преобразования (рис. 4.2).

Б. Б. Полыновым и П. И. Гинзбургом была намечена схема последовательности, или стадийности, процесса выветривания магматических пород. Были выделены четыре стадии: 1) обломочная, в которой гипергенное преобразование сводится к дроблению, механическому разрушению породы до обломочного материала (обломочный элювий); 2) сиаллитная 7, когда происходит извлечение щелочных и щелочноземельных элементов, главным образом Са и Na, которые образуют пленки и конкреции кальцита. Поэтому эта стадия называется обызвесткованной; 3) кислая сиаллитная, в которой происходят глубокие изменения кристаллохимической структуры силикатов с образованием глинистых минералов (монтмориллонита, нонтронита, каолинита); 4) аллитная, когда кора выветривания обогащается окислами железа, а при наличии определенного состава исходных пород - окислами алюминия.

Изложенное представление понимается исследователями как идеализированная схема, иллюстрирующая общую направленность процесса выветривания. Конкретные климатические условия и состав горных пород, существовавшие в отдельные этапы геологической истории, могли задерживать или, наоборот, ускорять этот процесс, в результате чего формировались сокращенные и неполные профили вплоть до образования однозонального профиля коры выветривания, как, например, в пустынях и полупустынях элювий состоит преимущественно из различных обломков, щебня, дресвы, образующихся при физическом выветривании, местами с карбонатными пленками. Аналогичный обломочный профиль характерен для тундры. В отличие от указанных наблюдаются сокращенные и неполные профили в условиях особо высоких температур и интенсивного водообмена, где в ряде случаев выпадают промежуточные зоны, местами вплоть до образования однозонального профиля, состоящего из свободных окислов и гидроокислов железа и алюминия, располагающихся на неизмененных породах.

Рис. 4.3. Избирательный характер выветривания. Фигуры выветривания на склоне г. Демерджи, Крым (рис. Н. В. Короновского)

Кроме того, и в полном профиле коры выветривания вертикальная зональность может быть объяснена не только стадийностью процесса, но и возможностью различия степени химического разложения первичных минералов в верхних и более глубоких зонах профиля. Ведь именно в верхней (приповерхностной) зоне расходуется значительная часть химически и биохимически активных веществ, и происходят наиболее интенсивные химические реакции и преобразования первичных минералов в глинистые и даже в свободные окислы и гидроокислы железа и алюминия. Глубже поступают уже обедненные, менее активные растворы, вследствие чего процессы преобразования минералов там замедляются и образуются промежуточные минералы - гидрослюды, монтмориллонит и др. Следует также учитывать избирательный характер выветривания. Не все породы и не все части одной породы выветриваются равномерно. В трещиноватых участках пород выветривание происходит значительно легче, вдоль трещин образуются карманы продуктов выветривания. Кроме того, одни компоненты породы растворяются (или гидролизируются) легче, другие трудней. В слоистых, различных по составу породах также в ряде случаев наблюдается избирательное выветривание. Одни слои более подвержены выветриванию, другие менее, в результате местами возникают останцы более устойчивых слоев (в виде столбов, башен) на фоне продуктов выветривания разрушенных слоев (рис. 4.3).

Среди кор выветривания выделено два основных морфогенетических типа: площадной и линейный. Площадные коры выветривания развиваются в виде покрова или плаща, занимают местами обширные площади до десятков и сотен квадратных километров, представляющие различные выровненные тектонически спокойные поверхности рельефа. Линейные коры выветривания имеют линейное распространение в плане и приурочены к зонам повышенной трещиноватости, к разломам и контактам различных по составу и генезису горных пород. В этих условиях происходит более свободное проникновение воды и связанных с ней химически активных компонентов, что вызывает интенсивный процесс химического выветривания.

Кроме того, существует представление, развиваемое В. Н. Разумовой, что в формировании линейных кор выветривания участвуют глубинные гидротермально-вадозные растворы, с которыми связаны миграция химических элементов и, возможно, метасоматическое замещение одних минералов другими. Такой процесс может быть приурочен к разломам и зонам повышенной трещиноватости, где наблюдается и наибольшая мощность коры в виде глубоко уходящих карманов. Менее обоснованно влияние гидротермальных растворов на формирование широко распространенных площадных кор выветривания на поверхностях выравнивания.

Рис. 4.4. Строение полных профилей выветривания на серпентинитах Урала (а), кварц-хлорит-серицитовых сланцах и железистых кварцитах КМА (б) (по А. П. Никитиной, Д. Г. Сапожникову и др.)

Древние коры выветривания формировались в различные этапы геологической истории, совпадающие с крупными перерывами в осадконакоплении, они изучены и изучаются в отложениях разного возраста, начиная с докембрия. Самые древние протерозойские коры выветривания отмечены в Карелии и на Украинском кристаллическом щите Русской платформы. Под Москвой глубокими скважинами встречена допалеозойская кора выветривания, представленная преимущественно дресвянистой, гидрослюдистой, иногда каолинитизированной зоной суммарной мощностью около 30 м. Богатые железные руды Курской магнитной аномалии представляют собой древнюю кору выветривания (дораннекаменноугольную), развивавшуюся на метаморфических протерозойских магнетитсодержащих кварцитах (рис. 4.4, б). Как видно из рисунка, на дислоцированных неизмененных магнетитсодержащих кварцитах располагаются мартитизированные кварциты, выше которых - богатые железные гематитовые руды по железистым кварцитам. На том же рисунке хорошо выражен латеритный профиль выветривания на кварц-хлорит-серицитовых сланцах.

Рис. 4.5.Схема строения древней коры выветривания на гранитах Урала (по В.П. Петрову)

Особенно широко развиты древние коры выветривания мезозойского и мезозойско-кайнозойского времени в Казахстане, на Алтае, в ряде районов Сибири, на Урале и в других местах. Классическим развитием этих кор является Южный и Средний Урал, где они характеризуются большой мощностью и хорошо изучены многими исследователями (И.И. Гинзбургом, В.П. Петровым, Н.П. Херасковым, В. Н. Разумовой и др.). Полный профиль выветривания на серпентинитах Урала (рис. 4.4, а) отмечается определенной зональностью. В нем неизмененные серпентиниты сменяются выщелоченными, далее монтмориллонитизированными и нонтронитизированными и, наконец, охрами по серпентинитам. В пределах развития габбро и долеритов также намечается полный профиль коры выветривания - от дезинтегрированных пород через промежуточные минералы к латеритным бокситам и охрам. По данным В.П. Петрова (рис. 4.5), строение площадной древней коры выветривания на гранитах Урала отличается достаточно четко выраженной зональностью: дресвянистая зона гидрослюдистая каолинитовая, суммарной мощностью около 100 м. Здесь же выражена линейная кора выветривания, соответствующая контакту гранита со сланцами и характеризующаяся мощностью около 200 м и отсутствием дресвянистой зоны.

По данным С.Л. Шварцева, зона окисленных руд в Гвинее образуется на хорошо дренируемых возвышенных участках и не всегда сопровождается образованием глинистых минералов. Латеризацию пород он объясняет не только конечными стадиями выветривания (когда образуются окислы и гидроокислы), но и привносом в верхние горизонты коры Fe и А1 путем выщелачивания и миграции их из покрывающих почв.

Своеобразный тип линейной коры выветривания описан В. П. Егоровым и В. М. Новиковым в пределах Ново-Бурановского рудного месторождения Кемпирсайского массива Урала. Здесь в Контактной зоне основных пород - габбро и ультраосновных - серпентинитов выражен полный профиль коры выветривания с латеритным бокситом. В профиле выветривания габброидов выделяются четыре минерало-геохимические зоны (снизу вверх): 1) механической дезинтеграции; 2) выщелачивания (гидрохлорит-монтмориллонитовая); 3) каолинито-охристая и 4) гиббсит-каолинито-охристая с латеритным бокситом. Залежи бокситов имеют гнездообразную форму. В центральной части габброидного тела завершает кору выветривания каолинито-охристая зона. Здесь же в профиле коры выветривания серпентинитов выделяются следующие зоны: 1) дезинтегрированных серпентинитов; 2) керолитовых; 3) никельсодержащих нонтронитов; 4) охр. Местами же непосредственно на серпентинитах располагаются никельсодержащие нонтрониты, переходящие в охры.

В работах Н.А. Лисицыной приведены интересные данные о современно-четвертичных корах выветривания южного полушария. Особенностью всех описанных ею типов кор является отсутствие дезинтегрированной зоны и непосредственный переход базальтов в различные глинистые образования и даже в охристую латеритную зону. Так, например, в Индонезийском типе на базальтах располагаются сильно выветрелые гиббсит-каолинитовые образования мощностью до 20 м, выше которых гиббсит-гематит-гётитовые образования конкреционной структуры мощностью 0,3-5,5 м. Наиболее интенсивное разложение базальтов отмечено в Гвинейском типе, где кора состоит из маломощного (0,5 м) гиббсит-каолинитового горизонта, а выше из гиббсит-гематит-гётитовых образований мощностью около 12 м. Близкие данные получены С.П. Прокофьевым по Западной Гвинее в пределах Фута-Мандингского свода. При этом указывается на возможность проявления во времени двух циклов гипергенеза: 1) позднемеловой - миоценовый и 2) плиоцен-четвертичный.

Рассмотренные примеры показывают, что общий процесс формирования кор выветривания весьма сложен, зависит от сочетания многих факторов и представляет собой несколько взаимосвязанных явлений: 1) разрушение и химическое разложение горных пород с образованием продуктов выветривания; 2) частичный вынос и перераспределение продуктов выветривания; 3) синтез новых минералов в результате взаимодействия продуктов выветривания в ходе их миграции; 4) метасоматическое (греч. "мета" - после, "сома" - тело) замещение минералов материнских пород. В направленности общего процесса выветривания большая роль принадлежит миграционной способности химических элементов.

Билет

Магма, её состав, состояние и условия нахождения. Дифференциация магмы (процессы ликвации, контаминации и ассимиляции. Последовательность кристаллизации породообразующих минералов.

МАГМА (от греч. magma — густая мазь * а. magma; н. Magma; ф. magma; и. magma) — расплавленная огненно-жидкая масса преимущественно силикатного состава, возникающая в земной коре или верхней мантии и образующая при застывании магматические горные породы. В редких случаях отмечаются магматические расплавы несиликатного состава, например щелочно- карбонатного (вулканы восточной Африки) или сульфидного.

Магма — сложный взаимный раствор соединений большого числа химических элементов, среди которых преобладают Si, Al, Fe, Mg, Mn, Ca, Na, К, О, N, S, Cl, F. Наряду с типичными катионами в магме находятся анионы, представленные главным образом соединениями кремния с кислородом на основе т.н. кремнекислородного тетраэдра SiO₄. Присутствие Ti, Al и некоторых других элементов приводит к образованию более сложных комплексных анионов. Анионы и катионы образуют в расплаве ещё до стадии его кристаллизации полимерные соединения, приближающиеся по структуре к кристаллическим силикатам и являющиеся зародышами будущих минералов. Кроме того, магматический расплав содержит сульфиды и соединения типа Fe₂О₃, атомы отдельных металлов и молекулы растворённых газов.

В вулканических областях магма, достигая земной поверхности, изливается в виде лавы, образует в жерлах вулканов экструзивные тела или выбрасывается с газами в виде пепла. Последний в смеси с обломками боковых пород и осадочным материалом слагает разнообразные туфы. Магматические массы, застывающие на глубине, образуют различные по форме и размерам интрузивные тела — от мелких, представляющих собой выполненные магмой трещины, до огромных массивов с площадями в горизонтальном сечении до многих тысяч км². Среди изливающихся на поверхность вулканических горных пород резко преобладают базальты, в то время как в глубинном залегании преобладают граниты.

В качестве факторов, вызывающих генерацию магматического расплава, рассматриваются радиогенное тепло, внезапное уменьшение давления вследствие образования глубинных разломов, подъём геоизотерм и т.п. Предполагают также, что в начальные этапы эволюции Земли энергия уплотнения протовещества вызывала массовое образование магматических расплавов. Магма периодически образует отдельные очаги в пределах разных по составу и глубинности зон Земли, например в астеносфере, где происходит частичное плавление мантийной горной породы и при благоприятных условиях возможно отделение магматических расплавов. Согласно теоретическим построениям концепции "тектоники плит" магмы преимущественно возникают в зонах столкновения и поддвигания литосферных плит (зоны Беньоффа-Заварицкого), в зонах их раздвижения (рифты) и в зонах восходящих тепловых потоков (т.н. горячие точки).

Магмы могут возникать двумя путями: при полном или почти полном плавлении ранее существовавших горных пород; при парциальном плавлении, при котором низкоплавкие жидкие фракции отделяются от нерасплавившегося твёрдого остатка (т.н. реститы). Предполагается, что за счёт парциального плавления из существенно железисто-магнезиальной мантии могут выплавляться пикритовые или базальтовые магмы. Такой же процесс парциального плавления базальтовых (габброидных) пород может приводить к возникновению андезитовых или риолитовых магм.

Природные магмы обладают различным химическим составом. Состав родоначальной магмы спорен. Согласно гипотезе американские учёного Н. Боуэна, родоначальной является базальтовая магма, из которой в процессе её эволюции возникают все остальные типы магм. По другой гипотезе, признаётся самостоятельность двух родоначальных магм — гранитной и базальтовой (Ф. Ю. Левинсон-Лессинг). Большинство исследователей полагают, что главными типами магм являются ультраосновная (<40% SiO₂), основная (40-55% SiO₂), средняя (55-65% SiO₂) и кислая (>65% SiO₂). Щелочная магма (с высоким содержанием К₂О и Na₂О), по-видимому, является производной главной магмы и образуется в процессе дифференциации магмы или ассимиляции вмещающих горных пород. Кроме главных типов допускается существование других более редких местных магм, природа которых пока ещё недостаточно ясна.

Попадая в иные условия, чем те, в которых она образовалась, магма может эволюционировать, меняя свой состав. Это приводит к образованию разных по минеральному составу горных пород. Дифференциация магмы может происходить до её кристаллизации (докристаллизационная дифференциация) или в процессе кристаллизации (кристаллизационная дифференциация), в промежуточном магматическом очаге (глубинная дифференциация) или на месте её застывания (внутрикамерная дифференциация). Среди факторов, обусловливающих дифференциацию магмы, выделяют гравитацию, термодиффузию, ассимиляцию, ликвацию и др. Установление в расплавах гравитационного равновесия может привести к дифференциации их вещества по высоте. Общая тенденция такой дифференциации — обогащение SiO₂, Al₂О₃, CaO и щелочами верхних частей поднимающейся магматической колонны и накопление MgO и FeO в нижних её частях (гравитационная дифференциация).

Наибольшее значение имеет кристаллизационная дифференциация, экспериментально и теоретически обоснованная Боуэном для базальтовой магмы. В процессе дифференциации под влиянием различных факторов (например, гравитационное осаждение или всплывание выделившихся из расплава кристаллов, перемещение их конвекционными потоками) должно происходить и пространственное обособление возникающих минеральных фаз (фракционирование). В результате в вертикальном разрезе магматической камеры образуются горные породы различного состава. Для определения хода эволюции магмы важное значение имеет последовательность выделения минералов при кристаллизации. Согласно схеме Боуэна при кристаллизации магмы в первую очередь выделяются редкие (акцессорные) минералы, затем магнезиально-железистые силикаты (оливин и пироксен) и основные плагиоклазы, далее амфибол и средние плагиоклазы, а в конце процесса образуются биотит, щелочные полевые шпаты и кварц. Однако универсальной последовательности кристаллизации магмы не существует.

Магма — сложный раствор, в котором выпадение твёрдых фаз определяется законом действующих масс и растворимостью компонентов, поэтому в магме, богатой алюмосиликатными и щелочными компонентами, полевые шпаты выделяются раньше темноцветных минералов. В сильно пересыщенных кремнезёмом породах нередко первым выделяется кварц. Даже в магме одного состава порядок кристаллизации меняется в зависимости от температуры, давления и содержания летучих компонентов.

Магмы разного состава имеют различные физические свойства, которые зависят также от температуры и содержания летучих компонентов. Магмы базальтового состава отличаются пониженной вязкостью и образуемые ею лавовые потоки очень подвижны. Скорость перемещения таких потоков достигает иногда 30 км/ч. Магма кислого состава, обычно более вязкая, особенно после потери летучих компонентов. В жерлах вулканов она образует экструзивные купола, реже — потоки. Для кислой магмы характерны также взрывные извержения с образованием мощных толщ игнимбритов. Температура изливающейся на земную поверхность магмы колеблется в широких пределах от 900 до 1250° С. По экспериментальным данным, гранитная магма сохраняется в жидком виде примерно до 600° С.

Содержавшиеся в магме полезные компоненты в процессе её кристаллизации концентрируются в отдельных участках, создавая эндогенные месторождения. Некоторые рудные минералы (минералы хрома, титана, никеля, платины), а также апатит обосабливаются в процессе кристаллизации магмы и образуют магматические месторождения в расслоенных комплексах. Полагают, что на последних стадиях формирования интрузивов (послемагматические стадия) за счёт летучих компонентов, содержащихся в магме, формируются гидротермальные, грейзеновые, скарновые и другие месторождения цветных, редких и драгоценных металлов, а также некоторые месторождения железа. Устанавливается связь главных концентраций руд щелочных металлов, бора, бериллия, редких земель, вольфрама и других элементов с производными гранитной магмы, руд халькофильных элементов — с базальтовой магмой, а хрома, алмазов и пр. — с ультраосновной магмой.

8 вопрос:

Метаморфизм: основные понятия, стадии, характеристика основных метаморфических пород.

МЕТАМОРФИЗМ (от греч. metamorphoomai — преображаюсь, подвергаюсь превращению * а. metamorphism; н. Metamorphose; ф. metamorphisme; и. metamorfismo) — изменение осадочных и магматических горных пород (перекристаллизация, минералогические и химические преобразования), в результате которого они превращаются в метаморфические горные породы. Метаморфизм подразделяется на эндогенный, происходящий под воздействием на породы тепла, флюидов, а также давления вышележащих слоев Земли, и космогенный, возникающий в астроблемах (крупных метеоритных кратерах) при воздействии на породы ударных волн, порождаемых падениями крупных метеоритов. Экзогенные процессы выветривания пород и литогенез при погружении осадков на глубину в ходе накопления слоистых толщ (диагенез, катагенез) в понятие метаморфизма не включаются.

Эндогенный метаморфизм подразделяется на региональный и контактовый. В результате регионального метаморфизма образуются метаморфические сланцы (филлиты, слюдяные сланцы, гнейсы, амфиболиты, пироксен-плагиоклазовые сланцы, эклогиты), кварциты и мраморы. Этому типу метаморфизма подвергаются геосинклинальные вулканогенные, вулканогенно-осадочные и осадочные отложения в ходе эволюционного развития складчатых поясов. Различаются ранний (догранитный) метаморфизм собственно геосинклинальной стадии развития подвижных зон и последующий метаморфизм орогенной стадии, связанный с развитием мигматитов и гранито-гнейсовых куполов. С метаморфизмом связывается разуплотнение глубинных зон земной коры и подстилающей её мантии, ведущее к орогенному воздыманию и эрозии складчатых поясов. В посторогенную стадию метаморфические складчатые толщи могут подвергаться расколам, вдоль которых развивается их повторный низкотемпературный метаморфизма (диафторез). Контактовый метаморфизм происходит в непосредственной близости от интрузий или экструзий магм под воздействием на вмещающие породы отделяющихся от них флюидов и тепла. Интрузивные контакты, на которых флюидное воздействие магм по тем или иным причинам не проявилось, называются сухими контактами. Контактовое воздействие при очень высокой температуре приводит к метаморфизму, сопровождаемому частичным плавлением глинистых пород, и образованию бухитов (роговиков, содержащих богатое водой стекло, иногда с перлитовой структурой).

Метаморфические минеральные фации определяют области термодинамической устойчивости метаморфических пород. На схеме (рис.) они выделены относительно температуры и литостатического давления, определяемого глубиной протекания метаморфических реакций (массой вышележащих пород).

Главные типы метаморфических пород, выделяемые на этой схеме, дополнительно характеризуются входящими в их состав минералами-индикаторами — показателями термодинамических условий метаморфизма. Эти минералы могут иметь постоянный или переменный состав. Из характерных в этом отношении минералов постоянного состава на рассматриваемую схему вынесены андалузит, силлиманит и кианит. Эти минералы имеют одинаковый состав Al₂SiO₅, но образуются в различных условиях температуры и давления, так что различаются минеральные фации андалузитовых, силлиманитовых и кианитовых метаморфических пород.

Минералы переменного состава, находящиеся в метаморфических породах, также показательны в отношении условий их образования. На схеме отражены вариации состава граната в силлиманит-кордиеритовых гнейсах. Линии его постоянной железистости (100-90-80-50) разделяют на ней фации глубинности образования метаморфических пород. Выше линии 100 выделяется область образования малоглубинных контактовых роговиков, в которых гранат неустойчив. Ниже этой линии устойчивы более глубинные гранатовые роговики и гнейсы, в которых по мере увеличения глубины их образования возникает гранат всё более низкой железистости. Гнейсы с железистостью граната около 50 и ниже образуются на очень большой глубине и встречаются только в наиболее глубоко эродированных частях докембрийских щитов (например, на южной окраине Алданского щита). Основные кристаллические сланцы, образующиеся в этих условиях, представлены гранат-клинопироксен-плагиоклазовыми разновидностями и эклогитами. На схеме показана также область устойчивости бухитов и мигматитов, в которой метаморфизм сопровождается развитием кислого магматизма.

Такой метаморфизм называется ультраметаморфизмом. Линия геотермического градиента определяет на схеме общее возрастание температуры с глубиной: метаморфизм всегда происходит при более высокой температуре по сравнению с этим геотермическим фоном и связан с подъёмом геоизотерм, обусловленным восходящими потоками ювенильных метаморфизующих флюидов. Метаморфизм в условиях повышения температуры сопровождается дегидратацией минералов и называется прогрессивным (метаморфизм обратного направления называется регрессивным). Сланцевая, гнейсовая, амфиболитовая текстуры метаморфических пород обусловлены развитием метаморфизма в условиях стресса (направленного давления, вызывающего складчатость и другие деформации слоистых толщ). Со стрессом связывается также метаморфическая дифференциация, в ходе которой происходит перераспределение вещества в породах и образование полосчатых и других такситовых текстур. Метаморфизм всегда сопровождается существенными изменениями химического состава пород. В тех случаях, когда эти изменения касаются главных образующих летучих компонентов (Н₂О, CO₂ и др.), метаморфизм условно называется изохимическим, при более радикальных изменениях состава — аллохимическим. Примерами аллохимического метаморфизма могут служить спилитизация базальтов и глаукофановый метаморфизм, сопровождаемые выносом кальция и привносом в породы натрия, а также ультраметаморфизм, связанный с дебазификацией пород (выносом из них сильных оснований — MgO, CaO и др.). При крайнем выражении аллохимической природы метаморфизм при постоянстве объёма (независимо от литостатического давления) используется термин «метасоматизм».

Космогенный метаморфизм связан с резким кратковременным возрастанием температуры и давления под воздействием на породы ударных волн, порождаемых падениями крупных метеоритов. Он приводит к образованию импактитов, в которых встречаются минералы высокого давления (стишовит, коэсит, мелкие алмазы и др.) совместно с продуктами плавления, деформации и дробления минералов исходных пород.

9 вопрос:

Date: 2015-04-23; view: 1291; Нарушение авторских прав