Эксперименты с визуальным контролем

Б) комплексы метаморфического ядра

В обстановках растяжения в пределах континентальной коры( петротип в Кордильерах).

В глубокометаморфизованных( до верхов амфиболитовой фации) обнажается в виде валов и гребней. При этом глубокометаморфизованное ядро вместе с мигматитами сверху отделяется от слабометаморфизованных пород различного состава мощной зоной милонита. В обнаженной части метаморфического комплекса наблюдаются директивные структуры(S и L типа), ориентированные в соответствии с вектором напряжения.

2.Зоны субдукции

-островные дуги и активные конт окраины;

-парные метам пояса.

2а) Зональный метаморфизм(HT/LP)

2б )НР метаморфизм

-эклогито-глаукофаново-сланцевый ( францисканская серия);

-глаукофан-зеленосланцевый .

А) метаморфизм гималайского типа

Широко развитый зональный метаморфизм, гранито-гнейсовые купола.

В гранито-гнейсовом комплексе, где образовался параавто(алло)хтонн, содержится значительное количество реститового материала и гнейсовидность конкордантна вмещающим породам. В зонах такого метаморфизма существенные объемы тектонического меланжа с присутствием корово-мантийных смесей.

Б шотландский тип

Метаморфизм сдвиговых зон( «зон смятия»)

Н-р: Иртышская зона смятия

Кинематика – трансгрессия

Незначительное утолщение коры, купольные структуры не характерны. Мощность зон смятия до десятков км.

Характерные породы – тектониты.

4 метаморфизм погребенияхарактеризуется низкими градиентами , в большинстве случаев верхний уровень метаморфизма – верхи ЗС.

Директивные структуры развиты слабо. Н-р: Новая Зеландия.

№23 Офиолитовая ассоциация - характерная ассоциация магматических пород, обычно встречающихся вместе главным образом в центральных зонах складчатых систем, а именно перидотитов, габбро и диабазов- спилитов( базальтовая порода).

Также высказано предположение, что офиолиты- фрагменты древней (докембр) океанич. коры.

Понятие «триада Штейнманна» , объед. породы офиолитовой ассоциации и радиоляриты в единой разрезе океанич. коры. Элементы триады: 1) серпентинизированные перидотиты и габбро; 2) диабазы и базальты; 3) радиоляриты

Наиболее характерный элемент- офиолитовые покровы. Они могут распространяться либо на осадочных образованиях внутреннего края внешних зон, либо непосредственно на их кристаллическом фундаменте (что может являться следствием обдукции океанической коры).

Офиолитовые покровы могут иметь различное происхождение:

1) Образование в спрединговых зонах открытого океана
2) Спред.зоны окраинных морей
3) Составляют основание энсиматических вулканических дуг

Офиолитовая ассоциация представляет собой фрагменты древней океанической коры, сохранившиеся в складчатых областях континентальной коры. Подавляющая часть океанической коры (более тяжелой, чем континентальная кора) поглощается в мантии в зонах субдукции, и лишь малая часть сохраняется в земной коре в виде офиолитов.

В полной офиолитовой ассоциации снизу вверх по разрезу представлены следующие типы пород (снизу вверх):

1. Ультрабазитовый комплекс, состоящий из гарцбургитов, лерцолитов и дунитов в различных количественных соотношениях, обычно обладающих текстурами тектонитов и в большей или меньшей степени серпентинизированных.

2. Слой расслоенных габброидных интрузий, как правило, менее деформированными по сравнению с породами ультрабазитового комплекса.

3. Комплекс параллельных даек диабазов.

4. Комплекс базальтов, обычно с подушечной отдельностью и кремнистые (в меньшем количестве карбонатные и тонкозернистые терригенные) осадки.

Все эти слои характерны и для типичной океанической коры, и возникают в результате спрединга в срединно-океанических хребтах.

Офиолитовые комплесы образуют пакеты тектонических пластин, надвинутых на вмещающие отложения. В подошве офиолитовых аллохтонов залегают серпентинитовые меланжи.

Породы подстилающего автохтона нередко подвергнуты специфическому контактовому метаморфизму с обратной зональностью. Он возникает за счет высокой, почти мантийной, температуры нижней части офиолитовой пластины. При заползании офиолитовой пластины на континентальную кору тепло от офиолитовой пластины прогревает ниже лежащие толщи, в результате получается зональный метаморфический комплекс, в котором более высокотемпературные зоны лежат выше чем низкотемпературные. Такое сочетание очень не обычно для метаморфических комплексов потому, что в подавляющем большинстве случаев тепло идет снизу вверх, и соответственно расположена метаморфическая зональность.

Важную роль они играют в палеореконструкциях и террейновом анализе.

№24 Расплавные и флюидные включения в минералах и их значение(http://geo.web.ru/db/msg.html?uri=gloss.htm&mid=1162146 - нормально написано все)

Типизация включений в минералах.
Включения в минералах по фазово-генетическим характеристикам подразделяются на:

• Расплавные
• Флюидные (газово-жидкие)
• Твердофазные
• Включения гетерофазного захвата (комбинированные)

Расплавные включения (РВ) представляют собой участки расплава, захваченные и законсервированные кристаллом в процессе роста или перекристаллизации из-за различных дефектов структуры поверхности.

В первую очередь, для образования расплавных включений необходим расплав. Для того, чтобы произошел захват расплавного включения необходим дефект на фазовой границе кристалл-расплав. Наличие дефекта является основным условием образования расплавных включений.

Флюидные включения (ФВ) представляют собой флюидный пузырек сорбированный поверхностью растущего кристалла и законсервированный им в процессе дальнейшего роста.

Твердофазные включения (ТВ) представляют собой захваченную растущим кристаллом постороннюю кристаллическую фазу. Часто, твердофазные включения называют механическими примесями.

Включения гетерофазного захвата представляют собой комбинацию из вышеперечисленных типов включений. Например, захваченное расплавное включение уже содержало при захвате кристаллическую фазу.

Отличия полностью раскристаллизованных РВ от твердофазных включений.
Важно различать часто сходные по морфологии полностью раскристаллизованные РВ и твердофазные включения.Так как из остаточного расплава РВ начинают расти несколько фаз, то кристаллический агрегат в полностью раскристаллизованных РВ будет полифазным, причем от включения к включению сохраняется соотношениефаз. В то же время твердофазные вростки как правило мономинеральны.

Отличия стекловатых РВ от флюидных включений.

Стекловатые расплавные включения представляют собой стекло с газовым пузырьком, заключенное в минерал-хозяин. Газово-жидкие включения также часто бывают двуфазными (жидкость + газовый пузырек). Рельеф по отношению к минералу-хозяину у стекла в расплавных включениях обычно средний или низкий (отрицательный), а у жидкости (вода или углекислота) всегда высокий (отрицательный). У газового пузырька рельеф очень высокий (отрицательный)по отношению к минералу-хозяину.

Информация, получаемая из расплавных включений (РВ)

При исследовании РВ можно оценить:

• условия захвата включения (Т, Р, fO2)
• состав расплава в момент захвата включения

Все методики исследования РВ сводятся к определению тех или иных интересующих параметров: температуры, давления, фугитивности кислорода, флюидонасыщенности расплава, состава расплава, существовавашего в момент захвата РВ флюидного режима (определяется по составу РВ).

Экспериментальные исследования расплавных включений подразделяются на:

• Статистические эксперименты, без визуального контроля.
• Эксперименты с визуальным контролем.

При эксперементальном изучении РВ возникают следующие проблемы:
1. достигнута ли гомогенизация;
2. проблема закалки (минерал-хозяин отсаживается на стенке включения при закалке);
3. определение параметров эксперимента - какие температура, давление, фугитивность кислорода и т.д. во включении и в минерале-хозяине в ходе эксперимента.

Эксперименты с визуальным контролем.

Эксперименты с визуальным контролем позволяют наблюдать за процессами, происходящими в единичных включениях, в отличие от статистических экспериментов, но в то же время они более трудоемки.
Использование визуального контроля позволяет узнать:

• Температуру плавления включения
• Температуру расстеклования
• Температуру плавления отдельных фаз включения
• В случаях, когда имеет место гетерогенный захват, при использовании визуального контроля можно проследить динамику фаз (динамику изменения объема газового пузырька, плавления фаз, процессов расслоения и др.).

Соответственно, к экспериментальным установкам для проведения экспериментов с визуальным контролем предъявляются гораздо более строгие требования, чем к установкам для статистических экспериментов.

Флюидные включения.

Флюидные включения содержат летучие компоненты, прежде всего воду.
Флюидные включения обычно многофазные. Основные компоненты: вода; соли (NaCl, CaCl2, KCl; карбонаты и сульфаты железа и магния - в меньших количествах); газы (прежде всего CО2). СО2 может присутствовать и в виде жидкости.

Газово-жидкие включения (при комнатной температуре) подразделяются на:

• однофазные - содержат только газ или только жидкость
• двуфазные - во включении присутствуют газ и жидкость
• трехфазные - состоят из двух газов и жидкости или из двух жидкостей и газа
• многофазные (включения с дочерними фазами) - содержат газ, жидкость и дочерние минералы

Для исследования флюидных включений используют:

 криокамеры

 термокамеры (изучение фазовых переходов)

Сначала включение замораживают, затем начинают медленно нагревать. При повышении температуры выделяют следующие показатели:
1. Температура эвтектики. Она является характеристической для любой водно-солевой системы. При растворении соли в воде температура плавления льда понижается до температуры эвтектики. Для многих солей изучены и отстроены кривые зависимости температуры эвтектики от концентрации соли в воде. Чтобы определить концентрацию соли во включении, нужно измеритьт температуру, при которой расплавился последний кристаллик льда (или соли), и нанести полученную точку на диаграмму.
2. Температура гомогенизации - температура исчезновения газового пузырька (растворение его в воде). По этой температуре определяют плотность воды. Если при температуре гомогенизации образовался газ (а не жидкость), то определяют плотность включения. По плотности можно определить температуру образования включения, если известно давление, или давление образования, ели известна температура.
3. Если во включении находится чистый газ или смесь газов (что характерно для метаморфических пород), то измеряют температуру замерзания включения, по которой определяют состав газа.

Температуру можно расчитать, зная состав минерала-хозяина и состав расплава, полученный по РВ; либо исходя из состава сосуществующих минералов.

Методы определения давления:

• термодинамические методы (по минеральным равновесиям)
• мономинеральные методы; например по моноклинным пироксенам (Nimis,1999), основываясь на распределении катионов по позициям в кристаллической решетке.
• методы, основанные на изучении флюидных включений; по плотности включения определяется давление, если известна температура (или температура, если известно давление).

Измерить фугитивность кислорода в прямую практически невозможно. Для ее оценки пользуются минеральными равновесиями (оливин - хромшпинель и другие).

Для определения режима летучих нужно знать содержание летучих компонентов в расплаве. Количество в РВ S, F, Cl можно померить на микрозонде, Н2О - на ионном зонде. С помощью Раман-спектроскопии можно определить все летучие компоненты (кроме воды). Кроме того, используется ИК-спектроскопия (включение должно быть вскрыто с двух сторон!). Но! во включении присутствует газовый пузырек, в котором находится какая-то часть летучих компонентов. С газовым пузырьком можно работать как с флюидным включением.

№38 1.Внутриконтинентальные рифтовые зоны

активным рифтовым зонам континентов свойственны расчлененный рельеф,сейсмичность, вулканизм, которые отчетливо контролируются крупными разломами, преимущественно сбросами (# пояс Великих африканских разломов, Байкальская рифтовая система)

центральное положение в рифтовой зоне занимает долина 40-50 км шириной, ограниченная сбросами

тектонические блоки на обрамлении рифта бывают подняты до 3000-3500 м

рифты могут быть сложены продольными и диагональными горстами (иногда ассиметричные односторонние грабены)

в верхней обнаженной части сбросы наклонены к горизону под углом 50-60° , но многие на глубине выполаживаются (листрические), часто присутствует сдвиговая компонента; диагонально ориентированные разрывы со сдвиговым смещением и их эшелонированные системы в ряде случаев переносят движение от одного раскрывающегося рифта к другому (аналогичны трансформным разломам океанского рифтогенеза)

вдоль некоторых полого ориентированных разрывов параллельно их сместителю развивается динамотермальный метаморфизм

сочетание осадочных формацийс вулканитами, мощность осадочного слоя до 5-7 км(обычно 3-4 км); преобладают обломочные отложения озерного, аллювнального, пролювиально, флювиогляциального и ледникового происхождений, как правило, снизу вверх грубость обломочного материала возрастает

в зоне вулканизма вынос вещества гидротермальными растворами создает условия для отложения специфических хемогенных осадков — карбонатных (в том числе содовых), кремнистых (диатомовых, опаловых), сульфатных, хлоридных

обычно вулканы размещаются асимметрично - по одну сторону от рифтовой долины, на ее более высоком борту; магматические породы разнообразны, широко представлены щелочные разности, характерны контрастные (бимодальные) формации, в образовании которых участвуют как мантийные базальтовые выплавки, так и анатектические, преимущественно кислые расплавы, формирующиеся в континентальной коре

мощность коры под континентальными рифтами уменьшается и происходит подъем границы Мохо, которая находится там в зеркальном соответствии с наземным рельефом (мощность коры под Байкальским рифтом снижается до 30—35 км); тепловой поток в рифтах резко повышен из-за близости астеносферы, вулканизма, повышенной проницаемости нарушенной разломами коры

неглубокое залегание астеносферы ограничивает глубинность сейсмических очагов, они размещаются в утоненной коре, и в зависимости от ее мощности предельная глубина очагов варьирует от 15 до 35—40 км.

Механизмы континентального рифтогенеза (стр.72 Хаин, Ломизе, 2005)