Zonas metamórficas y niveles de reacción metamórfica

Desde la perspectiva de la composición mineral y la estructura de las rocas, muchas áreas de rocas metamórficas tienen fenómenos de zonificación de intensidad metamórfica de diferentes escalas. Los primeros investigadores como Beck (1903) y Grubenmann (1924) relacionaron este fenómeno de zonificación con la profundidad de la corteza donde ocurre el metamorfismo. Creían que a medida que aumenta la profundidad, la temperatura y la presión aumentan, por lo que el metamorfismo se vuelve más intenso. el concepto de zonas de profundidad. Más tarde, Nigli y otros utilizaron tres puntos para establecer un plan de zona de profundidad.

◎Capa poco profunda: la temperatura es baja o media, la presión estática es pequeña y la tensión lateral suele ser fuerte pero desigual. A través de deformación y reacciones químicas, forma principalmente silicatos laminares que contienen (OH), incluidos sericita, clorita, anhidrita, anhidrita negra, serpentina, talco, actinolita y epidota, anfíbol azul, albita, granate espesartina, calcita, dolomita y siderita. .

◎Zona media: la temperatura y la presión son más altas que la zona poco profunda, y la tensión lateral suele ser muy fuerte. Se trata principalmente de recristalización y reorganización metamórfica, formando biotita, moscovita, estaurolita, cianita y hornblenda. , hornblenda máfica, hornblenda ordinaria, hornblenda básica, epidota, plagioclasa ácida, granate de almandino y calcita.

◎ Zona profunda: la temperatura y la presión estática son muy altas y la tensión lateral es débil. Es causada principalmente por deterioro, recristalización y composición a largo plazo. Forma principalmente minerales de alta temperatura que no contienen (OH), como feldespato potásico, silimanita, andalucita, enstatita, perilita, diópsido, leucopiroxeno, onfacita, olivino y sodacita, jadeíta, anfíbol básico, granate, cianita. plagioclasa básica, fuji, andalucita, silicomagnesita, montmorillonita, periclasa y calcita.

Sin embargo, investigaciones posteriores encontraron que la temperatura y la presión en el espacio tridimensional de la corteza terrestre a menudo son desiguales durante el metamorfismo, y la temperatura no necesariamente aumenta solo con la profundidad, por lo que el concepto de zonas de profundidad fue abandonado paulatinamente. Sin embargo, desarrollaron el concepto de rocas metamórficas regionales en tres grados metamórficos: bajo, medio y alto según la composición y estructura mineral, que se convirtió en una de las bases para la clasificación de las rocas metamórficas, pero ya no está directamente relacionado con la profundidad.

La segunda es la zona metamórfica progresiva de las rocas arcillosas

Barrow (1893) estudió el sistema de esquistos Dalradianos del Paleozoico Inferior en las Tierras Altas de Escocia a través de estudios geológicos y cartografía, y encontró su intensidad metamórfica. Con el granito-gneis como centro, está regularmente dividido en zonas en el espacio (Figura 22-1). Desde el borde exterior hacia el centro, cuanto más cerca del granito, más fuerte será el metamorfismo. Esta serie de rocas está dominada por rocas arcillosas y es sensible a los cambios de temperatura y presión. Marcadas por la primera aparición de nuevos minerales metamórficos, se pueden dividir las siguientes zonas metamórficas (Figura 22-1).

◎Zona de clorita: Las combinaciones minerales típicas son clorita, sericita, albita y clorita.

◎Zona de biotita: caracterizada por la aparición de biotita de color marrón rojizo.

◎Zona del granate almandino: caracterizada por la aparición del granate almandino y su simbiosis con biotita, moscovita, almandino y plagioclasa.

Figura 22-1 La zona metamórfica progresiva paleozoica en las Tierras Altas de Escocia (según Miyashiro, 1973)

◎Zona de estaurolita: caracterizada por la apariencia de estaurolita, similar a la piedra de la granada, biotita y moscovita coexisten en temporada.

◎Zona cianita: Caracterizada por el inicio de la aparición de la cianita, en simbiosis con el granate almandino, la biotita y la moscovita.

◎Zona de silimanita: caracterizada por la aparición de silimanita y su simbiosis con granate almandino, biotita, feldespato potásico y estacional.

Tilley (1925) realizó más investigaciones sobre esta área y resumió este fenómeno de zonificación con el concepto de grado metamórfico. Creía que las líneas que conectan los lugares donde los mismos minerales metamórficos comienzan a aparecer son isogradientes, que representan la intersección de la superficie isotérmica durante el metamorfismo y la superficie actual en la corteza terrestre. Las isoparmas adyacentes son rocas metamórficas con el mismo rango de temperatura en ese momento, y las rocas arcillosas con la misma composición química deberían tener la misma combinación mineral. Se cree que la formación de esta zona metamórfica es causada por un metamorfismo progresivo por etapas. Es decir, alrededor de algunos centros calientes de la corteza terrestre donde se ubica el granito, inicialmente se forma una combinación de minerales de baja temperatura dentro de un cierto rango espacial, lo que equivale a un cinturón de clorito.

Luego, la temperatura continúa aumentando dentro de un cierto rango espacial, y la combinación de cinturón de clorito formada se transforma aún más en una combinación de cinturón de biotita (comienza a aparecer biotita). Posteriormente, debido al aumento de temperatura en algunas zonas, la combinación del cinturón de biotita pudo transformarse en una combinación del cinturón de granate almandino (comenzó a aparecer el granate almandino). Por analogía, la etapa final alcanza la temperatura más alta en el centro térmico y se forma una combinación de bandas de silimanita sobre el fondo de la banda de cianita. Aunque investigaciones posteriores demostraron que era incorrecto vincular completamente la fuente de calor en el área con la intrusión de granito, el uso de fuentes de calor en la corteza terrestre para estudiar los cambios en los conjuntos (y tejidos) minerales en rocas metamórficas negó la visión simple de la zona de profundidad. Es un avance importante en la geología metamórfica.

Desde el siglo XX se han realizado un gran número de estudios sobre cinturones metamórficos progresivos en continentes de todo el mundo, como los Apalaches en América del Norte, los Pirineos en el suroeste de Europa, el norte de Europa y el Caledonia en el Reino Unido, así como Xikangdanba, Altai, la montaña Zhongtiao, la montaña Wutai en el norte de China y la región de Yunkai en China. Con la profundización de la investigación, se encontró que debido a diferentes condiciones de temperatura y presión en diferentes áreas, existen ciertas diferencias en las características químicas de la serie de lutitas en diferentes áreas, y también existen diferencias obvias en las zonas metamórficas progresivas desarrolladas. . A continuación se analizan algunas cuestiones relacionadas con cada área.

1. Zona de biotita

La aparición de biotita es señal de entrada en esta zona. En el pasado, se pensaba que se formaban mediante las siguientes reacciones:

Petrología

Las condiciones de temperatura y presión en las que se formaban eran relativamente estables. Sin embargo, en los últimos años se ha descubierto que la moscovita de baja temperatura es rica en silicio y pobre en aluminio, y su composición química cambia mucho, controlada principalmente por la composición de la roca original. Debido a las diferentes composiciones químicas de la moscovita, la temperatura (22-1) a la que se produce la reacción para formar biotita también puede ser significativamente diferente. Según Miyashiro (1973), la biotita se forma en etapas durante el metamorfismo. También puede aparecer en las rocas de aluminio más pobres con temperaturas relativamente bajas y no es simbiótica con la moscovita (o sericita). Luego, a una temperatura ligeramente superior, la biotita comienza a aparecer en rocas de composición general, y su fórmula de reacción es la siguiente:

Petrología

En este momento, la biotita se puede combinar con baja -Moscovita de aluminio Nacidos juntos. Cuando la temperatura vuelve a subir, la biotita comienza a aparecer en rocas ricas en aluminio, y su fórmula de reacción es:

Petrología

Por otro lado, los diferentes FeO/MgO de la original roca La proporción también afecta la temperatura a la que comienza a aparecer la biotita. La biotita puede ocurrir a temperaturas relativamente bajas cuando la relación FeO/MgO es alta. En definitiva, debido a la influencia de factores como las relaciones Al2O3/K2O y FeO/MgO en la composición de la roca original, así como a diferentes condiciones de presión, la biotita aparece más tempranamente en algunas zonas, lo que es básicamente consistente con la recristalización de rocas arcillosas. , es decir, no existe una zona de Barro verde independiente. En otras zonas aparecen más tarde, formando cinturones de biotita independientes. En algunas zonas, la aparición de la biotita puede retrasarse al mismo tiempo que la del granate de almandino, o incluso un poco más tarde que el granate de almandino. En este momento, a la zona de clorita le sigue la zona de biotita-granate, y no hay zonas independientes de biotita y granate.

2. Zona del granate almandino

La aparición del granate es señal de entrada en esta zona. Las rocas arcillosas suelen estar dominadas por el granate almandino, pero también pueden contener cierta cantidad de granate almandino y pequeñas cantidades de miembros finales de granate almandino. Generalmente se cree que se forma por la reacción de deshidratación del clorito, y la fórmula de reacción es:

Petrología

Suele estabilizarse con biotita y moscovita. También se puede realizar mediante:

Petrología

Se forma esta reacción. La temperatura a la que se forma el granate es relativamente baja, alrededor de 400°C, por lo que cuando la roca original es rica en manganeso, este tipo de granate puede aparecer en el cinturón de clorita. Cuando las proporciones FeO/MgO y FeO/(FeO Fe2O3) en la roca original son altas, el almandino tiende a aparecer antes, formando una zona metamórfica granate-biotita. A temperaturas más altas, el esquisto arcilloso también puede formar almandina mediante la siguiente reacción:

Petrología

En este momento, es simbiótico con el feldespato potásico, equivalente a las condiciones de temperatura de la silimanita del cinturón. Además, el rango de estabilidad del granate de almandino también está relacionado con la presión estática, y una presión más alta favorece su apariencia.

3. Zona de Piedras Cruzadas

La aparición de piedras en cruz es señal de entrada a esta zona.

La composición química de la estaurolita es similar a la de la anhidrita, por lo que muchas veces se piensa que esta última se forma mediante la siguiente reacción durante el proceso de calentamiento:

Petrología

Pero se encuentra estaurolita en materiales arcillosos Es común en rocas metamórficas, y la anhidrita es rara, por lo que deben existir otras reacciones que no involucren a la anhidrita, como por ejemplo:

Petrología

Petrología

La situación anterior muestra que la aparición de estaurolita tiene un cierto rango de temperatura y presión, y puede formarse más tarde que el granate almandino y convertirse en un cinturón de estaurolita independiente, como también puede ser el cinturón de Barlow en las Tierras Altas de Escocia; forma con granate almandino La piedra se formó al mismo tiempo y se convirtió en el cinturón de Alm St (como los Apalaches en América del Norte). Además, la relación FeO/MgO en la roca original debe ser alta para facilitar la aparición de estaurolita. Diferentes condiciones de estrés determinan si nace con Alm*** o es reemplazado por CRD y CRD.

4. Zona de cianita

Aunque la cianita forma una zona metamórfica independiente en las Tierras Altas de Escocia, apareciendo entre la zona de estaurolita y la zona de silimanita, en la mayoría de zonas aparece al mismo tiempo. tiempo como la Piedra de la Cruz y no pueden separarse unos de otros. La razón puede ser que en estas zonas existen rocas originales extremadamente ricas en aluminio, que pueden formarse mediante las siguientes reacciones:

Petrología

La cianita formada de esta manera básicamente puede ser Combinado con estaurolita, el granate hierro-aluminio aparece al mismo tiempo y de forma equilibrada, a veces incluso antes, y puede actuar en simbiosis con la moscovita y la clorita rica en magnesia. Otra reacción que forma cianita es:

Petrología

La cianita también ocurre en esta reacción a presiones más altas, y su temperatura de formación es mucho más alta que en la reacción (22-12). En este momento, después del cinturón de piedras cruzadas apareció un cinturón de cianita independiente, y las Tierras Altas de Escocia pertenecen a este tipo. Por el contrario, cuando la presión es baja aparecerá la silimanita, simbiótica con la moscovita y la almandina. La zona de cianita no apareció en este momento, y a la zona de estaurolita fue seguida por la zona Sil Ms (equivalente a la "primera zona de silimanita" en los Apalaches). A presiones más bajas, las reacciones (22-12) y (22-13) forman andalucita en lugar de cianita, y en dichas regiones también faltan bandas de cianita. Por otro lado, la aparición de minerales de Al2SiO5 como la cianita está estrechamente relacionada con la composición química de la roca original. Las investigaciones muestran que cuando las proporciones FeO/MgO y FeO/(FeO Fe2O3) en rocas arcillosas son altas, la cianita no aparecerá y una gran cantidad de estaurolita, almandina y otros minerales la reemplazarán. Por lo tanto, la ausencia de bandas de cianita en algunas áreas puede estar relacionada con la composición original de la roca.

5. Zona de silimanita

Esta zona es generalmente estrecha y limitada a algunos puntos calientes de la corteza terrestre. A menudo está estrechamente asociada con rocas graníticas, pero no se encuentra en algunas áreas. . Aparecer. Generalmente se cree que la reacción típica para la formación de silimanita es:

Petrología

Según datos experimentales, bajo presión moderada (0,3 ~ 0,5 GPA), su temperatura de equilibrio es 650 Entre ~700℃, es la reacción crítica de metamorfismo de nivel medio y alto clasificado por Winkler (1976). La silimanita formada por esta reacción debe generarse junto con feldespato potásico, almandino, etc. , pero no equilibrado con moscovita.

Muchos estudios han encontrado que la silimanita tiene muchos orígenes, a veces se transforma directamente a partir de cianita y andalucita, o se descompone a partir de estaurolita y cordierita. Esto último puede reflejar temperaturas de formación más altas. Por otro lado, el conjunto Sil Ms Q sin feldespato potásico tiene una temperatura de formación baja, que es equivalente a la zona de cianita en la zona metamórfica progresiva de Barlow. De hecho, la biotita en las rocas a menudo se transforma ampliamente en silimanita filamentosa. Existe desacuerdo sobre si se formaron por metamorfismo asociado al granito o por metasomatismo fluido.

De la discusión anterior se puede explicar:

(1) La zona metamórfica progresiva establecida por Barrow et al en las Tierras Altas de Escocia solo representa una especie de protolito fangoso con una composición química específica. El patrón en el que la composición mineral del medio cambia secuencialmente con el aumento de la temperatura bajo presión media generalmente se denomina tipo Barlow en la literatura. Pero no es ni mucho menos el único estilo. Las investigaciones de los últimos años han demostrado que en áreas con bajo dP/dT en la corteza, las características de las zonas metamórficas progresivas de las lutitas varían mucho.

Por lo general, no tienen zona de clorita y la biotita aparece temprano; el granate no está desarrollado y a veces contiene alto contenido de manganeso, y la posición de la zona de granate a menudo se reemplaza por Crd y una combinación. La cianita no aparece, y esta zona puede ser reemplazada por una combinación de Sil Ms Q, denominada "primera zona de silimanita". Cuando la temperatura es mayor aparece una combinación de Sil Kf Q, que se denomina "segunda zona de silimanita". Esta zona metamórfica progresiva de baja presión se encuentra en las Tierras Altas del noreste de Escocia y se llama tipo Butch (Figura 22-1). Pertenece a la misma serie de rocas metamórficas que el tipo Barlow. Este tipo también se encuentra en la zona metamórfica mesozoica de Jia Ling en Japón, por lo que también se le llama tipo Jia Ling. Muchos cinturones metamórficos progresivos del Paleozoico de puntos calientes en los Pirineos en el suroeste de Europa y el cinturón metamórfico del Paleozoico en Altai, China, también pertenecen a este tipo.

(2) Debido a que las características químicas de las rocas arcillosas originales aún pueden ser diferentes en diferentes áreas, o porque el mismo mineral metamórfico puede sufrir diferentes reacciones metamórficas bajo diferentes condiciones de temperatura y presión, una cierta disponibilidad y orden La frecuencia de aparición de minerales específicos puede variar significativamente de una región a otra. Las seis zonas metamórficas progresivas del tipo Barlow no se pueden aplicar completamente a diferentes regiones. También es incorrecto comparar las condiciones de temperatura y presión en diferentes regiones comenzando con un solo mineral.

(3) Además, cabe señalar que se ha avanzado mucho en el estudio de la relación entre las características de composición química de los minerales metamórficos, la composición química de la roca original y las condiciones metamórficas de temperatura y presión, y los resultados relevantes se han aplicado eficazmente a la degradación de la división de zonas metamórficas. Por ejemplo, a medida que aumenta la temperatura metamórfica, la relación FeO/MgO en la biotita disminuye y el contenido de TiO2 aumenta. Cuando las temperaturas son similares, el contenido de miembros finales del granate Mn-Al en el granate disminuye al aumentar la presión, y su (MgO FeO)/(CaO MnO) aumenta al aumentar la temperatura. La proporción de aluminio a silicio en la moscovita aumenta con la temperatura. Pero al realizar esta investigación, primero debemos comprender el efecto de control de la composición química total de la roca original sobre la fase mineral. En segundo lugar, es necesario estudiar los cambios en la composición química de las microzonas minerales para obtener sus composiciones de equilibrio en el pico del metamorfismo. Sólo estas últimas pueden usarse como base para dividir las zonas metamórficas.

En tercer lugar, la zona metamórfica progresiva de las rocas básicas

La combinación mineral de las rocas básicas también es muy sensible a los cambios de temperatura y presión, y puede utilizarse para dividir zonas metamórficas progresivas. Sin embargo, su composición química es compleja y fluidos como el H2O y el CO2 tienen un mayor impacto en las reacciones de deterioro relativo. Además, los gradientes P/T de diferentes entornos tectónicos son diferentes, por lo que los patrones de los cinturones metamórficos en diferentes regiones suelen ser diferentes. Según el resumen de Turner (1981), las zonas metamórficas de media presión generalmente se pueden dividir en las siguientes zonas metamórficas:

1. Zona de albita-clorita

Minerales típicos La combinación es Ab Ep. Chl, y además puede contener algo de temporada y/o calcita y pequeñas cantidades de sericita y magnetita. Equivalente a la zona de clorita en rocas arcillosas. Cuando la actividad del H2O es muy alta, el mineral epidota ya no es estable y se descompone completamente en clorita, calcita y clorita.

2. Zona albita-actinolita

La combinación mineral típica es AB ACT EP CHL Q CC Bi. La aparición de actinolita es señal de entrada en esta zona. Su apariencia es equivalente a la parte media del cinturón de clorita de esquistos arcillosos en Escocia y otras regiones, y equivalente al cinturón de biotita de esquistos arcillosos en otras regiones. En las rocas metamórficas básicas, la biotita generalmente aparece al mismo tiempo que la actinolita, antes que el esquisto arcilloso. Las principales reacciones metamórficas en la formación de actinolita son:

Petrología

La PCO2 y el PH2O tienen una gran influencia en estas reacciones. A medida que aumentan, la aparición de actinolita se retrasará.

3. Zona de albita-anfíbol ordinario

La aparición de anfíbol ordinario en lugar de actinolita es señal de entrada en esta zona. La combinación típica es AB HB EP ALM, que equivale a la zona del granate almandino en rocas arcillosas. Los anfíboles ordinarios pueden formarse mediante las siguientes reacciones:

Petrología

La temperatura de equilibrio de este tipo de reacción puede rondar los 500 °C, pero existe un amplio rango, la química de Las propiedades del anfíbol también cambian al aumentar la temperatura.

4. Zona de plagioclasa-hornblenda ordinaria

La plagioclasa (An > 17 ~ 20) reemplaza la albita por An ≈ 5 para formar un mineral estable, que es la entrada a este signo del Cinturón. La combinación típica es PL HB ALM Di Bi, y las rocas correspondientes son varias hornblendes. En general, en zonas de baja presión, la plagioclasa aparece antes y se forma al mismo tiempo que la hornblenda común. Por el contrario, en zonas de mayor presión, la albita puede retenerse a temperaturas relativamente altas. Después de que aparece la plagioclasa, especialmente cuando an > 30, el contenido de an aumenta con la temperatura. Algunos investigadores han intentado dividir las zonas metamórficas según el grado de plagioclasa en la anfibolita. En esta zona también se encuentran pequeñas cantidades de almandino o diópsido. En general, se cree que es probable que aparezca diópsido cuando CaO/Al2O3 > 1 0 (relación molecular) en la roca original. En cambio, aparece el almandino. Además, a veces hay biotita. Ninguno de estos minerales tiene importancia de zonificación.

5. Zona de diópsido

El signo de entrada a esta zona es el inicio del ortopiroxeno, y su combinación típica es Opx Cpx Pl (básico medio). Las rocas correspondientes son varias granulitas. Generalmente se cree que las reacciones que forman el piroxeno son las siguientes:

Petrología

Según datos experimentales, cuando PH2O < Pl, la temperatura de equilibrio de estas reacciones es de unos 700°C. o ligeramente superior. Sin embargo, cuando P > 0. 8 ~ 1.0GPA, el anfíbol se combinará con la plagioclasa para formar Cpx Gt. Cuando la temperatura aumenta aún más, se forma clinopiroxeno mediante la siguiente reacción:

Petrología

Por lo tanto, en estas áreas, la zona CPX-GT a veces precede a la zona de piroxeno.

Además, en la zona metamórfica de baja temperatura y alta presión, es decir, alta P/T, en ocasiones puede aparecer en rocas básicas una zona metamórfica progresiva de LM → PRH PU → GL LW.

4. Zona metamórfica progresiva de calcáreas y margas

1. Zona metamórfica progresiva de dolomita silícea

Este tipo de roca es Cao-MgO-SiO2-H2O. -Sistema de cinco elementos CO2, la composición mineral de la roca original es sensible a la temperatura. En condiciones generales de temperatura y presión metamórficas, además de calcita, dolomita y calcita, generalmente pueden aparecer silicatos de calcio y magnesio como talco, tremolita, diópsido, forsterita, wollastonita, periclasa e hidrotalcita. Sin embargo, la presencia y temperatura de varios minerales no sólo están relacionadas con la presión estática, sino que también están controladas por XCO, XH y sus propiedades amortiguadoras en el sistema. Aunque existen abundantes datos experimentales en esta área, muchas cuestiones relacionadas con diversas reacciones metamórficas aún no se comprenden completamente. En las dolomitas silíceas metamórficas regionales, a veces se pueden dividir en zonas de talco, tremolita, diópsido y forsterita, apareciendo wollastonita a temperaturas más altas. Las reacciones metamórficas entre cada zona se muestran en la Figura 22-2.

(1) Zona de talco

La combinación mineral de la roca original no metamórfica es Dol Q, que equivale al vasto rango debajo de la línea AB en la figura. Cuando la temperatura aumenta, se forma talco (en la zona de talco) a través de la siguiente reacción:

Petrología

Pero esta reacción solo ocurre cuando el XCO en el sistema es extremadamente bajo (< 0,10), por lo que esta banda tiende a no aparecer. Si el SiO2_2 en la roca original es muy bajo, la combinación característica de esta zona es: Tc Cc Dol, con una temperatura entre 400 ~ 500°C.

(2) Zona de tremolita

La aparición de tremolita es una señal de entrada a esta zona. La reacción de formación de tremolita es:

Figura 22 -2 t. -diagrama xco de la reacción metamórfica de la dolomita silícea con P = 0. 5GPa.

Petrología

La combinación característica de esta zona es Tr Cc Dol (o Q), y el intervalo estable de Tr está entre las líneas de reacción AB y BC en la figura. La Figura 22-2 muestra que cuando el XCO en el sistema es bajo, el área de estabilidad de la tremolita es mayor. Por el contrario, si xco > 0,9, la reacción (22-22) no puede ocurrir. El límite superior de temperatura de esta zona es de aproximadamente 600°C.

(3) Zona de diópsido

La aparición de diópsido es una señal de entrada a esta zona, y existen múltiples reacciones metamórficas para formar diópsido.

Cuando todavía hay sílice en la roca, la fórmula de reacción más común es:

Petrología

La combinación de minerales común en esta zona es Di Tr Cc, y su rango estable está en el figura encima de la línea de reacción (22-23). Cuando el XCO en la roca es mayor y hay una amortiguación externa, el rango de estabilidad del diópsido se expande.

(4) Zona de forsterita

Marcada por la aparición de forsterita, la reacción metamórfica de formación de forsterita es la siguiente:

Petrología

Los minerales biogénicos comunes incluyen Fo Di Cc Dol. Cuando XCO≈0. 5 y amortiguación externa, el límite de temperatura superior de esta banda es de aproximadamente 700 °C.

A temperaturas más altas, si la roca todavía tiene SiO2_2 después de haber sido utilizada para formar varios silicatos, la reacción continuará:

Petrología

Se forma wollastonita, pero rara vez .

2. Zona metamórfica progresiva de la marga

La composición de la marga es compleja, y el proceso de cristalización metamórfica está obviamente controlado por las propiedades XCO, XH y tampón de la fase fluida. el calcio formado por su metamorfismo La composición mineral en las rocas de silicato de magnesio es compleja y cambiante, lo que dificulta identificar la relación genética de los minerales y clasificar las zonas metamórficas. Sin embargo, Ferry (1983) hizo un estudio detallado de la zona metamórfica de la Formación Vasaboro compuesta por tales rocas en el centro-sur de Maine, América del Norte, y * * * la dividió en cinco zonas.

(1) Cinturón de ankerita

La combinación representativa es ank q ab ms cc CHL. La albita, la moscovita y la clorita son productos de la reacción de la ankerita y los minerales arcillosos.

(2) Zona de Biotita

La biotita se forma mediante las siguientes reacciones:

Petrología

La combinación representativa de esta zona es Bi Ank Q Ab Sra. Cc Chl.

(3) Zona de hornblenda

La reacción para formar hornblenda calcárea (el mineral característico de esta zona) es la siguiente:

Petrología

Las combinaciones comunes son: CAM Q PL CC BI CHL. La hornblenda al inicio de esta zona es tremolita-actinolita, el contenido de aluminio aumenta hacia altas temperaturas y la composición promedio de plagioclasa es An70.

(4) Zona de zoisita

La zisita aparece inicialmente como un borde de reacción entre plagioclasa y calcita, indicando que la reacción que las formó es:

Petrología

La combinación mineral típica de esta zona es zo cam q pl (an74) cc bi mic.

(5) Zona de diópsido

Equivalente a la zona de silimanita en rocas metamórficas arcillosas adyacentes. La fórmula de reacción para la formación del diópsido es:

Petrología

La combinación mineral típica es di zo cam cc q pl (an79) bi mic.

Sin embargo, este tipo de partición puede ser muy regional y difícil de utilizar ampliamente.

5. Como el nivel de reacción (metamórfica)

Las zonas metamórficas se dividen según la aparición de nuevos minerales en las diversas rocas metamórficas anteriores para representar el aumento de la temperatura e intensidad metamórficas. Sin embargo, se ha explicado que un mismo mineral puede formarse mediante diferentes reacciones metamórficas en diferentes condiciones de temperatura y presión. Por ejemplo, la aparición de granate almandino puede deberse a la siguiente reacción:

Petrología

En este momento, se pueden producir biotita y moscovita, y la temperatura de formación es de 400 ~ 500 °C; pero también puede deberse a otra reacción:

Petrología

Cuando la presión es 0. 1 ~ 0,2 GPA, la temperatura de formación es tan alta como 675 ~ 700 ℃. Por lo tanto, es difícil juzgar y comparar las condiciones de temperatura y presión de las correspondientes zonas metamórficas en diferentes regiones basándose únicamente en la aparición de un determinado mineral característico, e incluso se pueden obtener resultados erróneos. Si se considera también la influencia de la composición química de la roca original sobre la temperatura de los minerales metamórficos, la situación se complica.

En vista de esto, Winkler (1976) propuso que el aumento de la temperatura metamórfica debería calibrarse mediante reacciones metamórficas específicas y la aparición de combinaciones minerales * * * correspondientes (en lugar de la aparición de un nuevo mineral). y se utiliza para Delinear zonas metamórficas.

Propuso que la ubicación espacial de las reacciones debería calibrarse en función de los cambios espaciales en los conjuntos de minerales metamórficos. Entonces, conectar estos puntos que representan el inicio de la misma reacción en un plano se llama contorno de reacción. Representan verdaderamente la intersección entre la superficie isotérmica en el momento en que comenzaron las reacciones metamórficas en la corteza terrestre y la superficie actual. Usarlos para reflejar los cambios espaciales en las condiciones de temperatura y presión en ese momento es más confiable que usar la primera aparición de un determinado mineral característico para la calibración, y sus signos de identificación también son más obvios. Tomando como ejemplo la reacción de estaurolita y almandina (22-32), el lado de baja temperatura debería estar marcado por la formación de St Q *** en la roca, el lado de alta temperatura debería estar marcado por la formación de Alm Sil Kf ***, St Q Alm Sil se puede equilibrar en la línea de reacción isomórfica (línea de variable única). Otra ventaja de la etapa de reacción isometamórfica es que se puede utilizar simultáneamente para rocas con diferentes composiciones químicas en un área, como rocas básicas con capas intermedias de rocas calcáreas y rocas arcillosas. Finalmente, un análisis exhaustivo de varias secuencias de niveles de reacción isometamórficas puede determinar mejor los patrones de variación espacial de las condiciones metamórficas de temperatura y presión en toda la región. Propuso 14 reacciones metamórficas características, que pueden usarse para establecer un nivel de reacciones isometamórficas (Figura 22-3).

Figura 22-3 En el texto se ilustran curvas de equilibrio univariadas (basadas en Winkler, 1976) para algunas reacciones metamórficas importantes.

1.Serp 2Q=Tc H2O

Se produce en rocas ultrabásicas ricas en sílice, con una temperatura de equilibrio de 300~350 ℃, pero no contiene serpentina pura estacional es estable. a temperaturas más altas.

2.Pu Chl Q=Czo Act H2O

Se encuentra comúnmente en rocas básicas metamórficas del Mesozoico y Cenozoico. Según los datos experimentales de Nitsch (1971), esta reacción no ocurre cuando P = 0,25 ~ 0,7 GPA, T = 345 ~ 370 ℃, pH 2O < 0,25 GPA. Cuando la presión sea baja, cambie a Pu Q=Prh Czo Chl H2O.

3.5Lw=2Zo Clt 2Q 8H2O

Se produce en rocas básicas metamórficas. Según datos experimentales de Nitsch (1972), P = 0,55 ~ 1,10 GPA, T = 350 ~ 450 ℃.

4.Atg Brc=Fo 3H2O

Encontrado en rocas metamórficas ultrabásicas, la temperatura de equilibrio es ligeramente superior a la de reacción (3).

5.Stp Phn=Bi Ms Q H2O

Producido en rocas metamórficas arcillosas, equivalentes al cinturón de biotita de las Tierras Altas de Escocia. La temperatura de equilibrio de esta reacción está entre 420°C y 450°C.

6.Chl Ms Cld=St/Crd Bi Q H2O

Generalmente producido en lutita metamórfica, las condiciones de equilibrio general son pH = 0,4 ~ 0,7 GPA, T = 540 ~ 560 ℃ . La combinación mineral típica formada por la reacción es ST Bi MS Q. A excepción de la roca original arcillosa rica en magnesio, la clorita y la anhidrita generalmente desaparecen. Bajo baja presión, la cordierita puede reemplazar a la estaurolita mediante la siguiente reacción CHL MS Q = CRD Bi al2o 3 9H2O (pH = 0,05 ~ 0,4 GPA, t = 505 ~ 555 ℃).

7.5Serp=6Fo Tc ​​​​9H2O

Se produce en rocas ultrabásicas con una temperatura de equilibrio de 560 ~ 630°C.

8.CLT Q = An and/Ky H2O

Se produce en rocas ultrabásicas. Su característica es que su temperatura de equilibrio aumenta mucho con el aumento de presión, que puede ser de. 500 ℃ aumentó a aproximadamente 650 ℃. Las combinaciones Clt Q están restringidas a bajas temperaturas cuando p <0,5 GPA. Cuando p = 0,5 ~ 0,6 GPA, esta combinación también puede existir de forma estable a temperaturas moderadas. Cuando p > 0,9 GPA, esta combinación es inestable y se transformará en Zo Ky H2O.

9.Tr Cc Dol Tc Q (combinación univariada)

Aparece en calizas dolomíticas silíceas, indicando que existen dos reacciones al mismo tiempo y alcanzan el equilibrio. La temperatura de equilibrio varía mucho, de 500°C a 650°C, y tiene mucho que ver con la presión. Si esta combinación ocurre en:

(1) Aparece una zona metamórfica de baja temperatura, indicando P < 0.1.5 GPA

(2) Aparece una zona metamórfica de temperatura media, indica P = 0,15 ~ 0,7 (o 0,8) GPa;

(3) La aparición de zonas metamórficas de alta temperatura indica que P > 0,7 ~ 0,8 GPa.

10.Zo Gro Q An Cc (combinación de una sola variable)

Ocurriendo en margas metamórficas, es una combinación de las dos reacciones siguientes que coexisten y alcanzan el equilibrio:

(1)Zo Q = Gro An H2O;

(2)Zo CO2=An Cc H2O.

Esta curva de variable única tiene una pendiente suave y se puede comparar con otras curvas de una sola variable forman muchos puntos de intersección que indican correctamente las condiciones metamórficas de temperatura y presión en las áreas donde ocurren estas reacciones.

11.St Ms Q=Al2SiO5 Bi H2O

Esta es una de las reacciones más importantes de las rocas metamórficas arcillosas. Se caracteriza por la desaparición de la estaurolita en las rocas que contienen moscovita. La temperatura de equilibrio entre 550 y 650 °C es la marca divisoria entre el metamorfismo de nivel medio y alto. De manera similar, la condición de equilibrio es que ocurra la siguiente reacción en la dolomita silícea: Tr 3Cc 2Q = 5Di 3CO2 H2O.

12.tr 11 dol = 8Fo 13Cc 9 CO2 H2O

Se produce en calizas dolomíticas silíceas, y su temperatura de equilibrio también está estrechamente relacionada con la presión. Bajo baja presión, la forsterita puede aparecer entre 550 y 600 ℃. Por el contrario, bajo alta presión, se pueden generar calcita y trémol a temperaturas superiores a 700°C.

13.Ms Q=Kf Al2SiO5(Ky/Sil)H2O

Es una reacción crítica extremadamente importante entre el metamorfismo de alta temperatura en rocas arcillosas. Su condición de equilibrio es:

(1)PH 0,35 GPA, si la roca no contiene plagioclasa, la combinación Ms Q aún puede ser estable por encima de 660 ℃;

(3) Si la roca contiene plagioclasa, la roca de MS Q PL KF H2O Bi se derretirá para formar una masa fundida cuando alcance los 660 ℃.

14.9 TC 4Fo = 5 mg-ant 4H2O

Se produce en rocas metamórficas ultrabásicas, y su temperatura de equilibrio está entre 650 ~ 680°C. Sólo cuando el XCO en el fluido es pequeño, se determinan sus condiciones de temperatura y presión de equilibrio.

A partir de estas reacciones se pueden determinar con precisión las condiciones de temperatura y presión del metamorfismo en la zona metamórfica.

Además, Winkler (1976) también dividió cuatro etapas metamórficas iguales basándose en algunas reacciones críticas típicas:

◎ Grado extremadamente bajo: sólo aparece a veces en rocas básicas. Los minerales característicos son turbidita, clinoptilolita, andalucita, serpentina y crisotilo, y el rango de temperatura es de 200 ~ 400 ℃.

◎Baja calidad: equivalente al cinturón de clorita, cinturón de biotita y cinturón de granate almandino de las Tierras Altas de Escocia, con temperaturas entre 400°C y 550°C. Las reacciones críticas entre este y los grados extremadamente bajos son las reacciones 1, 2 y 3 en la Figura 22-3. Los cambios minerales correspondientes son la desaparición de la serpentina y el berilo, reemplazados por la piedra zoisita, clorita y actinolita.

◎Medio: equivalente al cinturón de piedras cruzadas y al cinturón de cianita en las Tierras Altas de Escocia, con una temperatura entre 550 ℃ ~ 650 ℃. La reacción crítica entre esta y la siguiente etapa es la reacción 6 en la Figura 22-3, que se caracteriza por la combinación de St Ms Q, la desaparición de clorito y la aparición de cordierita a baja presión. Las rocas básicas metamórficas se caracterizan por HB PL (An > 17).

◎Avanzado: equivalente al cinturón de silimanita en las Tierras Altas de Escocia, con una temperatura de 600 ~ 650 ℃.

El límite entre este y el intermedio es: la reacción a baja presión (<0,35 GPa) es la reacción 6 en la Figura 22-3, cuando la presión es más alta, la curva de fusión más baja de la roca de granito se puede utilizar como límite.

El concepto de niveles de reacción iguales (metamórficos) y la división de niveles metamórficos son un avance importante en el estudio de las zonas de intensidad metamórfica. Dado que existen datos experimentales para las reacciones metamórficas seleccionadas, el estudio de los patrones de variación espacial de las condiciones de temperatura y presión metamórficas condujo a la cuantificación.