دگرگونی

از ویکیپدیا، دانشنامه آزاد
پرش به ناوبری پرش به جستجو
نمایش شماتیک یک واکنش دگرگونی . مخفف مواد معدنی: act = actinolite ; chl = کلریت ; ep = اپیدوت ; gt = گارنت ; hbl = هورنبلند ; پلگ = پلاژیوکلاز . دو کانی نشان داده شده در شکل در واکنش شرکت نمی کنند، آنها می توانند کوارتز و K-feldspar باشند. این واکنش زمانی در طبیعت رخ می دهد که یک سنگ مافیک از رخساره آمفیبولیت به رخساره شیست سبز می رود .
تصویر مقطع نازک متقاطع از یک گارنت - میکا - شیست از Salangen ، نروژ که بافت کرنش قوی شیست‌ها را نشان می‌دهد. کریستال سیاه (همسانگرد) گارنت، رشته های صورتی-نارنجی-زرد رنگ میکای مسکوویت و کریستال های قهوه ای میکای بیوتیت هستند. بلورهای خاکستری و سفید کوارتز و فلدسپات (محدود) هستند.

دگرگونی تبدیل سنگ موجود ( پرتولیت ) به سنگ با ترکیب یا بافت کانی متفاوت است . دگرگونی در دماهای بیش از 150 تا 200 درجه سانتیگراد (300 تا 400 درجه فارنهایت) و اغلب در فشار بالا یا در حضور سیالات فعال شیمیایی رخ می دهد، اما سنگ در طول تبدیل عمدتاً جامد باقی می ماند. [1] دگرگونی متمایز از هوازدگی یا دیاژنز است، که تغییراتی هستند که در سطح زمین یا درست زیر آن اتفاق می‌افتند. [2]

اشکال مختلفی از دگرگونی وجود دارد، از جمله دگرگونی منطقه ای ، تماسی ، هیدروترمال، شوک و دینامیک. اینها در دماها، فشارها، و سرعتی که در آن اتفاق می‌افتند و میزان دخالت سیالات واکنشی متفاوت هستند. دگرگونی در شرایط افزایش فشار و دما به عنوان دگرگونی پیش رونده شناخته می شود ، در حالی که کاهش دما و فشار مشخصه دگرگونی رتروگراد است .

سنگ شناسی دگرگونی مطالعه دگرگونی است. سنگ شناسان دگرگونی برای درک فرآیندهای دگرگونی به شدت به مکانیک آماری و سنگ شناسی تجربی تکیه می کنند .

فرآیندهای دگرگونی

(سمت چپ) دانه های با جهت تصادفی در یک سنگ قبل از دگرگونی. (راست) اگر سنگ در حین دگرگونی تحت تنش قرار گیرد، دانه‌ها به صورت متعامد با تنش اعمال شده قرار می‌گیرند.

دگرگونی مجموعه ای از فرآیندهایی است که در آن سنگ موجود به صورت فیزیکی یا شیمیایی در دمای بالا تغییر شکل می دهد، بدون اینکه در واقع تا حد زیادی ذوب شود. اهمیت گرمایش در تشکیل سنگ های دگرگونی اولین بار توسط طبیعت شناس پیشگام اسکاتلندی، جیمز هاتون ، که اغلب به عنوان پدر زمین شناسی مدرن توصیف می شود، شناسایی شد. هاتون در سال 1795 نوشت که برخی از بسترهای سنگی ارتفاعات اسکاتلند در ابتدا سنگ های رسوبی بوده اند ، اما در اثر گرمای زیاد تغییر شکل داده اند. [3]

هاتون همچنین حدس زد که فشار در دگرگونی مهم است. این فرضیه توسط دوستش، جیمز هال ، آزمایش شد، که گچ را در یک مخزن فشار موقت ساخته شده از یک لوله توپ مهر و موم کرد و آن را در یک کوره ریخته گری آهن گرم کرد. هال دریافت که این ماده به جای آهک زنده معمولی که از حرارت دادن گچ در هوای آزاد تولید می شود، ماده ای شبیه سنگ مرمر تولید می کند. زمین شناسان فرانسوی متعاقباً متاسوماتیسم را اضافه کردندگردش سیالات از طریق سنگ مدفون، به فهرستی از فرآیندهایی که به دگرگونی کمک می کنند. با این حال، دگرگونی می‌تواند بدون متاسوماتیسم (دگرگونی ایزوشیمیایی) یا در اعماق چند صد متری که فشار نسبتاً کم است (مثلاً در دگرگونی تماسی) رخ دهد. [3]

سنگ را می توان بدون ذوب تبدیل کرد زیرا گرما باعث شکستن پیوندهای اتمی می شود و اتم ها را آزاد می کند تا حرکت کنند و پیوندهای جدیدی با اتم های دیگر تشکیل دهند . سیال منفذی موجود بین دانه های معدنی یک محیط مهم است که از طریق آن اتم ها مبادله می شوند. [4] این امکان تبلور مجدد کانی‌های موجود یا تبلور کانی‌های جدید با ساختارهای کریستالی یا ترکیبات شیمیایی مختلف ( نئوکریستالیزاسیون ) را فراهم می‌کند. [1] این دگرگونی کانی‌های موجود در پیش سنگ را به اشکالی تبدیل می‌کند که در شرایط فشار و دمایی که دگرگونی در آن اتفاق می‌افتد پایدارتر (نزدیک به تعادل شیمیایی ) هستند. [5] [6]

دگرگونی عموماً در دمای 100 تا 200 درجه سانتیگراد (212 تا 392 درجه فارنهایت) شروع می شود. این امر تغییرات دیاژنتیکی ناشی از تراکم و سنگ‌شدن را که منجر به تشکیل سنگ‌های رسوبی می‌شود، حذف می‌کند. [7] مرز بالایی شرایط دگرگونی در جامد سنگ قرار دارد که دمایی است که در آن سنگ شروع به ذوب شدن می کند. در این مرحله، فرآیند تبدیل به یک فرآیند آذرین می شود. [8] دمای جامدوس بستگی به ترکیب سنگ، فشار، و اینکه آیا سنگ از آب اشباع شده است یا خیر. دمای معمولی جامد از 650 درجه سانتیگراد (1202 درجه فارنهایت) برای گرانیت مرطوب با چند صد مگا پاسکال متغیر است.(Mpa) فشار [9] تا حدود 1080 درجه سانتیگراد (1980 درجه فارنهایت) برای بازالت مرطوب در فشار اتمسفر. [10] میگماتیت‌ها سنگ‌هایی هستند که در این حد بالایی تشکیل شده‌اند که حاوی غلاف‌ها و رگه‌هایی از مواد هستند که شروع به ذوب شدن کرده‌اند اما به طور کامل از بقایای نسوز جدا نشده‌اند. [11]

فرآیند دگرگونی تقریباً در هر فشاری می‌تواند رخ دهد، از فشار سطح نزدیک (برای دگرگونی تماسی) تا فشارهای بیش از 16 کیلوبار (1500 مگاپاسکال). [12]

تبلور مجدد

نمونه دست بازالت که بافت ظریفی را نشان می دهد
آمفیبولیت تشکیل شده توسط دگرگونی بازالت که بافت درشتی را نشان می دهد

تغییر اندازه دانه و جهت گیری سنگ در طی فرآیند دگرگونی را تبلور مجدد می گویند . به عنوان مثال، بلورهای کوچک کلسیت در سنگ های رسوبی سنگ آهک و گچ به بلورهای بزرگتر در سنگ مرمر دگرگونی تبدیل می شوند . [13] در ماسه سنگ دگرگون شده ، تبلور مجدد دانه های ماسه کوارتز اصلی منجر به کوارتزیت بسیار فشرده می شود که به نام متاکوارتزیت نیز شناخته می شود، که در آن کریستال های کوارتز اغلب بزرگتر در هم قفل شده اند. [14] هر دو دما و فشار بالا به تبلور مجدد کمک می کنند. دمای بالا اجازه می دهداتم‌ها و یون‌ها در بلورهای جامد مهاجرت می‌کنند، در نتیجه کریستال‌ها را سازمان‌دهی مجدد می‌کنند، در حالی که فشارهای بالا باعث حل شدن کریستال‌های درون سنگ در نقاط تماسشان ( محلول فشار ) و رسوب مجدد در فضای منافذ می‌شود. [15]

در طول تبلور مجدد، هویت کانی تغییر نمی کند، فقط بافت آن تغییر می کند. تبلور مجدد معمولاً زمانی آغاز می شود که دما به بیش از نیمی از نقطه ذوب ماده معدنی در مقیاس کلوین برسد. [16]

محلول فشار یک مکانیسم مهم برای تبلور مجدد است. در طی این فرآیند، دانه‌های پروتولیت در نقاط تماس، جایی که تنش‌های ناشی از تراکم بیشتر است، حل می‌شوند و دوباره در فضای منافذ رسوب می‌کنند. [15] محلول تحت فشار در طول دیاژنز (فرایند لیتیفیکاسیون رسوبات به سنگ رسوبی) شروع می شود اما در مراحل اولیه دگرگونی کامل می شود. برای یک پیش سنگ ماسه سنگ، خط جداکننده بین دیاژنز و دگرگونی را می توان در نقطه ای قرار داد که دانه های کوارتز صاف شده با دانه های کوارتز جدید، صاف نشده و کوچک جایگزین می شوند و بافت ملات ایجاد می کند که می تواند در مقاطع نازک شناسایی شود.زیر میکروسکوپ پلاریزه با افزایش درجه دگرگونی، تبلور مجدد بیشتر بافت کف ایجاد می کند که با دانه های چند ضلعی که در اتصالات سه گانه به هم می رسند، و سپس بافت پورفیروبلاستیک مشخص می شود که با دانه های درشت و نامنظم، از جمله برخی دانه های بزرگتر ( پورفیروبلاست ها ) مشخص می شود [17]

میلونیت (از طریق میکروسکوپ پتروگرافی )

سنگ‌های دگرگونی معمولاً درشت‌تر از سنگ اولیه‌ای هستند که از آن تشکیل شده‌اند. اتم ها در داخل یک کریستال توسط آرایش پایداری از اتم های همسایه احاطه شده اند. این تا حدی در سطح کریستال وجود ندارد و انرژی سطحی تولید می کند که سطح را از نظر ترمودینامیکی ناپایدار می کند. تبلور مجدد به کریستال های درشت تر، سطح را کاهش می دهد و بنابراین انرژی سطح را به حداقل می رساند. [18]

اگرچه درشت شدن دانه یک نتیجه رایج دگرگونی است، سنگ هایی که به شدت تغییر شکل می دهند ممکن است با تبلور مجدد به عنوان سنگ دانه ریز به نام میلونیت ، انرژی کرنش را از بین ببرند . انواع خاصی از سنگ ها، مانند سنگ های غنی از کوارتز، مواد معدنی کربناته یا الیوین، به ویژه مستعد تشکیل میلونیت هستند، در حالی که فلدسپات و گارنت در برابر میلونیت شدن مقاوم هستند. [19]

تغییر فاز

نمودار فاز Al 2 SiO 5
( نزوسیلیکات )

دگرگونی تغییر فاز، ایجاد یک کانی جدید با فرمول شیمیایی مشابه کانی پروتولیت است. این شامل بازآرایی اتم ها در کریستال ها می شود. یک مثال توسط مواد معدنی سیلیکات آلومینیوم ، کیانیت ، آندالوزیت و کیانیت ارائه شده است. هر سه ترکیب یکسانی دارند، Al 2 SiO 5 . کیانیت در شرایط سطحی پایدار است. با این حال، در فشار اتمسفر، کیانیت در دمای حدود 190 درجه سانتیگراد (374 درجه فارنهایت) به آندالوزیت تبدیل می شود. آندالوزیت به نوبه خود به سیلیمانیت تبدیل می شودهنگامی که دما به حدود 800 درجه سانتیگراد (1470 درجه فارنهایت) می رسد. در فشارهای بالاتر از حدود 4 کیلوبار (400 مگاپاسکال) با افزایش دما، کیانیت مستقیماً به سیلیمانیت تبدیل می‌شود. [20] گاهی اوقات تغییر فاز مشابهی بین کلسیت و آراگونیت مشاهده می‌شود که کلسیت در فشار بالا و دمای نسبتاً پایین به آراگونیت تبدیل می‌شود. [21]

نئوکریستالیزاسیون

نئوکریستالیزاسیون شامل ایجاد کریستال های معدنی جدید متفاوت از سنگ اولیه است. واکنش‌های شیمیایی مواد معدنی پروتولیت را هضم می‌کند که مواد معدنی جدیدی تولید می‌کند. این یک فرآیند بسیار کند است زیرا می تواند شامل انتشار اتم ها از طریق بلورهای جامد نیز باشد. [22]

نمونه ای از واکنش نئوکریستالیزاسیون واکنش فایالیت با پلاژیوکلاز در فشار و دمای بالا برای تشکیل گارنت است. واکنش این است: [23]

فایالیت3 Fe
2SiO
4+پلاژیوکلازCaAl
2سی
2O
8→گارنت2 کافه
2ال
2سی
3O
12

 

 

 

 

( واکنش 1 )

بسیاری از واکنش های پیچیده در دمای بالا ممکن است بین کانی ها بدون ذوب شدن آنها اتفاق بیفتد و هر مجموعه معدنی تولید شده سرنخی از دما و فشار در زمان دگرگونی به ما می دهد. این واکنش ها به دلیل انتشار سریع اتم ها در دمای بالا امکان پذیر است. سیال حفره ای بین دانه های معدنی می تواند محیط مهمی باشد که از طریق آن اتم ها مبادله می شوند. [4]

گروه مهمی از واکنش های نئوکریستالیزاسیون آنهایی هستند که مواد فراری مانند آب و دی اکسید کربن آزاد می کنند. در طی دگرگونی بازالت به اکلوژیت در مناطق فرورانش ، کانی‌های آبدار تجزیه می‌شوند و مقادیر زیادی آب تولید می‌کنند. [24] آب به گوشته پوشاننده بالا می رود، جایی که دمای ذوب سنگ گوشته را کاهش می دهد و از طریق ذوب شار ماگما تولید می کند. [25] ماگماهای مشتق شده از گوشته در نهایت می توانند به سطح زمین برسند و منجر به فوران های آتشفشانی شوند. آتشفشان های قوسی حاصلتمایل به ایجاد فوران های خطرناک دارند، زیرا محتوای بالای آب آنها آنها را به شدت انفجاری می کند. [26]

نمونه هایی از واکنش های کم آبی که آب را آزاد می کنند عبارتند از: [27]

هورنبلند7 Ca 2 Mg 3 Al 4 Si 6 O 22 (OH) 2+کوارتز10 10 SiO 2→کامینتونیت3 Mg 7 Si 8 O 22 (OH) 2+آنورتیت14 CaAl 2 Si 2 O 8+اب4 H 2 O

 

 

 

 

( واکنش 2 )

مسکویت2 KAl 2 (AlSi 3 O 10 ) (OH) 2+کوارتز2 SiO 2→سیلیمانیت2 Al 2 SiO 5+فلدسپات پتاسیم2 KAlSi 3 O 8+اب2 H 2 O

 

 

 

 

( واکنش 3 )

نمونه ای از واکنش کربن زدایی عبارت است از: [28]

کلسیتCaCO 3+کوارتزSiO 2→ولاستونیتCaSiO 3+دی اکسید کربنCO 2

 

 

 

 

( واکنش 4 )

تغییر شکل پلاستیک

در تغییر شکل پلاستیک فشار بر روی پروتولیت اعمال می شود که باعث برش یا خم شدن آن می شود، اما شکسته نمی شود. برای اینکه این اتفاق بیفتد دماها باید به اندازه ای بالا باشند که شکستگی های شکننده رخ ندهد، اما نه آنقدر بالا که انتشار کریستال ها انجام شود. [22] مانند محلول فشار، مراحل اولیه تغییر شکل پلاستیک در طول دیاژنز شروع می شود. [29]

انواع

منطقه ای

دگرگونی منطقه ای یک اصطلاح کلی برای دگرگونی است که تمام مناطق پوسته زمین را تحت تاثیر قرار می دهد. [30] اغلب به دگرگونی دیناموگرمی اشاره دارد که در کمربندهای کوهزایی (مناطقی که در آن کوه‌سازی در حال وقوع است) اتفاق می‌افتد، [31] اما شامل دگرگونی دفنی نیز می‌شود که صرفاً از مدفون شدن سنگ در اعماق زیاد زیر سطح زمین ناشی می‌شود. در یک حوضه فرونشست [32] [33]

دیناموترمال

یک سنگ دگرگونی، تغییر شکل یافته در طول کوهزایی Variscan ، در Vall de Cardós ، Lérida ، اسپانیا

برای بسیاری از زمین شناسان، دگرگونی منطقه ای عملاً مترادف با دگرگونی دیناموگرمی است. [30] این شکل از دگرگونی در مرزهای صفحه همگرا ، جایی که دو صفحه قاره ای یا یک صفحه قاره ای و یک قوس جزیره با هم برخورد می کنند، اتفاق می افتد. منطقه برخورد به کمربند تشکیل کوهی به نام کوهزایی تبدیل می شود . کمربند کوهزایی با ضخیم شدن پوسته زمین مشخص می شود که در طی آن سنگ پوسته عمیقا مدفون شده در معرض دما و فشار بالا قرار می گیرد و به شدت تغییر شکل می دهد. [33] [34] فرسایش بعدیاز کوه‌ها، ریشه‌های کمربند کوهزایی را به‌عنوان رخنمون‌های گسترده سنگ‌های دگرگونی، [35] مشخصه‌ی زنجیره‌های کوهستانی نشان می‌دهد. [33]

سنگ دگرگونی تشکیل شده در این تنظیمات تمایل به نشان دادن شاخ و برگ به خوبی توسعه یافته است. [33] شاخ و برگ زمانی ایجاد می شود که یک سنگ در طول یک محور در طول دگرگونی کوتاه شود. این باعث می شود کریستال های کانی های پلاتی مانند میکا و کلریت به گونه ای بچرخند که محورهای کوتاه آنها با جهت کوتاه شدن موازی باشد. این منجر به یک سنگ نواری یا برگ‌دار می‌شود که نوارها رنگ مواد معدنی تشکیل‌دهنده آن‌ها را نشان می‌دهند. سنگهای برگدار اغلب صفحات شکاف ایجاد می کنند. تخته سنگ نمونه ای از یک سنگ دگرگونی شاخدار است که از شیل منشأ می گیرد و معمولاً شکاف توسعه یافته ای را نشان می دهد که اجازه می دهد تخته سنگ به صفحات نازک تقسیم شود.[36]

نوع برگی که ایجاد می شود به درجه دگرگونی بستگی دارد. به عنوان مثال، با شروع یک گلسنگ ، توالی زیر با افزایش دما ایجاد می شود: گلسنگ ابتدا به تخته سنگ تبدیل می شود که یک سنگ دگرگونی بسیار ریز دانه و شاخ و برگ است که مشخصه دگرگونی درجه بسیار پایین است. تخته سنگ به نوبه خود به فیلیت تبدیل می شود که ریزدانه است و در مناطق با دگرگونی درجه پایین یافت می شود. شیست دارای دانه متوسط ​​تا درشت است و در نواحی دگرگونی درجه متوسط ​​یافت می شود. دگرگونی درجه بالا، سنگ را به گنیس تبدیل می کند که درشت تا بسیار درشت دانه است. [37]

سنگ هایی که از همه طرف تحت فشار یکنواخت قرار می گیرند یا سنگ هایی که فاقد مواد معدنی با عادت های رشد مشخص هستند، برگ ریز نخواهند شد. سنگ مرمر فاقد مواد معدنی پلاتی است و عموماً برگ‌دار نیست، که امکان استفاده از آن را به عنوان ماده‌ای برای مجسمه‌سازی و معماری فراهم می‌کند.

کوهزایی های برخوردی با فرورانش پوسته اقیانوسی انجام می شود. [38] شرایط درون دال فرورانش هنگامی که به سمت گوشته در ناحیه فرورانش فرو می‌رود ، اثرات دگرگونی منطقه‌ای متمایز خود را ایجاد می‌کند که با کمربندهای دگرگونی جفتی مشخص می‌شود . [39]

کار پیشگام جورج بارو در مورد دگرگونی منطقه ای در ارتفاعات اسکاتلند نشان داد که برخی از دگرگونی های منطقه ای مناطق کاملاً مشخص و قابل نقشه برداری با درجه دگرگونی فزاینده را ایجاد می کنند. این دگرگونی باروویی شناخته شده ترین سریال دگرگونی در جهان است. با این حال، دگرگونی بارووی مخصوص سنگ پلیتی است که از گل سنگ یا سیلت استون تشکیل شده است و حتی در سنگ پلیتی نیز منحصر به فرد نیست. توالی متفاوتی در شمال شرقی اسکاتلند دگرگونی بوکان را تعریف می‌کند که در فشار کمتری نسبت به باروویان اتفاق افتاد. [40]

دفن

کوارتزیت سیوکس، محصول دگرگونی تدفین

دگرگونی دفن به سادگی از طریق دفن سنگ در اعماق زیاد زیر سطح زمین در یک حوضه فرونشست انجام می شود. [33] در اینجا سنگ در معرض دماهای بالا و فشار زیاد ناشی از وزن بسیار زیاد لایه‌های سنگی قرار می‌گیرد. دگرگونی دفنی تمایل به تولید سنگ دگرگونی با عیار پایین دارد. این هیچ یک از اثرات تغییر شکل و چین خوردگی را نشان نمی دهد که مشخصه دگرگونی دیناموگرم باشد. [41]

نمونه‌هایی از سنگ‌های دگرگونی تشکیل‌شده توسط دگرگونی دفینه شامل برخی از سنگ‌های سیستم شکاف قاره میانی آمریکای شمالی، مانند کوارتزیت سیوکس ، [42] و در حوضه همرسلی استرالیا است. [43]

تماس (حرارتی)

هاله ای دگرگونی در کوه های هنری، یوتا. سنگ مایل به خاکستری در بالا، نفوذ آذرین است که از گرانودیوریت پورفیریتی از لاکولیت کوه های هنری تشکیل شده است و سنگ صورتی مایل به رنگ در پایین، سنگ رسوبی روستایی، یک سیلت استون است. در این بین، سیلت استون دگرگون شده هم به صورت لایه تیره (حدود 5 سانتی متر ضخامت) و هم به صورت لایه کم رنگ زیر آن قابل مشاهده است.
دگرگونی تماس سنگ eng big text.jpg

دگرگونی تماسی معمولاً در اطراف سنگ‌های آذرین نفوذی در نتیجه افزایش دما ناشی از نفوذ ماگما به سنگ‌های کشور سردتر رخ می‌دهد . ناحیه اطراف نفوذ که در آن اثرات دگرگونی تماسی وجود دارد، هاله دگرگونی [44] هاله تماسی یا به سادگی هاله نامیده می شود. [45] سنگ های دگرگونی تماسی معمولاً به نام هورنفلز شناخته می شوند . سنگ هایی که در اثر دگرگونی تماسی تشکیل شده اند ممکن است نشانه هایی از تغییر شکل قوی نداشته باشند و اغلب ریزدانه هستند [46] [47] و بسیار سخت هستند. [48]

دگرگونی تماس در مجاورت نفوذ بیشتر است و با فاصله از تماس از بین می رود. [49] اندازه هاله به گرمای نفوذ، اندازه آن و تفاوت دما با سنگ های دیوار بستگی دارد. دایک ها معمولاً دارای هاله های کوچک با حداقل دگرگونی هستند که بیش از یک یا دو ضخامت دایک در سنگ های اطراف گسترش نمی یابد، [50] در حالی که هاله های اطراف باتولیت ها می توانند تا چندین کیلومتر عرض داشته باشند. [51] [52]

درجه دگرگونی یک هاله با اوج کانی دگرگونی که در هاله تشکیل می شود اندازه گیری می شود. این معمولاً به دماهای دگرگونی سنگ های پلیتیکی یا آلومینوسیلیکاتی و کانی هایی که آنها تشکیل می دهند مربوط می شود. درجات دگرگونی هاله ها در عمق کم عبارتند از آلبیت - هورنفلز اپیدوت ، هورنفلس هورنبلند، هورنفلس پیروکسن و هورنفلس سیلیمانیت، به ترتیب افزایش دمای تشکیل. با این حال، هورنفلس آلبیت-اپیدوت اغلب تشکیل نمی شود، حتی اگر پایین ترین درجه دما باشد. [53]

سیالات ماگمایی که از سنگ نفوذی می آیند نیز ممکن است در واکنش های دگرگونی شرکت کنند . افزودن گسترده مایعات ماگمایی می تواند به طور قابل توجهی شیمی سنگ های آسیب دیده را تغییر دهد. در این حالت دگرگونی به متاسوماتیسم تبدیل می شود . اگر سنگ نفوذ شده غنی از کربنات باشد، نتیجه یک اسکارن است. [54] آب‌های ماگمایی غنی از فلوئور که گرانیت خنک‌کننده‌ای را به جا می‌گذارند ، اغلب ممکن است در داخل و در مجاورت تماس گرانیت، خاک‌های سبز ایجاد کنند. [55] هاله‌های تغییر یافته متاسوماتیک می‌توانند رسوب کانی‌های معدنی فلزی را محلی‌سازی کنند و بنابراین از منافع اقتصادی برخوردار هستند. [56] [57]

فنیتیزاسیون یا متاسوماتیسم Na ، شکل متمایز دگرگونی تماسی است که با متاسوماتیسم همراه است. این در اطراف نفوذ یک نوع نادر ماگما به نام کربناتیت اتفاق می افتد که بسیار غنی از کربنات و سیلیس کم است . اجسام خنک کننده ماگمای کربناتیت هنگام جامد شدن، مایعات بسیار قلیایی غنی از سدیم را از خود خارج می کنند و سیال داغ و واکنش پذیر، بسیاری از مواد معدنی موجود در هاله را با مواد معدنی غنی از سدیم جایگزین می کند. [58]

نوع خاصی از دگرگونی تماسی، مرتبط با آتش سوزی با سوخت فسیلی، به عنوان پیرومتمورفیسم شناخته می شود . [59] [60]

هیدروترمال

دگرگونی گرمابی حاصل برهمکنش یک سنگ با یک سیال با دمای بالا با ترکیب متغیر است. تفاوت در ترکیب بین یک سنگ موجود و سیال مهاجم مجموعه‌ای از واکنش‌های دگرگونی و متاسوماتیک را ایجاد می‌کند. سیال گرمابی ممکن است ماگمایی باشد (منشا یک ماگمای نفوذی)، آب زیرزمینی در گردش یا آب اقیانوس باشد. [33] گردش همرفتی سیالات گرمابی در بازالت های کف اقیانوس ، دگرگونی گرمابی گسترده ای را در مجاورت مراکز پخش و سایر مناطق آتشفشانی زیردریایی ایجاد می کند. مایعات در نهایت از طریق دریچه های کف اقیانوس که به عنوان سیگاری های سیاه شناخته می شوند، خارج می شوند. [61] الگوهای ایندگرسانی گرمابی به عنوان راهنما در جستجوی ذخایر سنگ‌های فلزی با ارزش استفاده می‌شود. [62]

شوک

دگرگونی شوک زمانی رخ می دهد که یک شی فرازمینی (مثلاً یک شهاب سنگ ) با سطح زمین برخورد کند. بنابراین، دگرگونی ضربه با شرایط فشار بسیار بالا و دمای پایین مشخص می شود. کانی های به دست آمده (مانند کوزیت پلی مورف های SiO 2 و استیشوویت ) و بافت ها مشخصه این شرایط هستند. [63]

پویا

دگرگونی دینامیک با مناطقی با کرنش بالا مانند مناطق گسلی همراه است. [64] در این محیط‌ها، تغییر شکل مکانیکی مهم‌تر از واکنش‌های شیمیایی در تبدیل سنگ است. کانی‌های موجود در سنگ اغلب شرایط تعادل شیمیایی را منعکس نمی‌کنند و بافت‌های تولید شده توسط دگرگونی دینامیکی مهم‌تر از ترکیب معدنی هستند. [65]

سه مکانیسم تغییر شکل وجود دارد که توسط آنها سنگ به صورت مکانیکی تغییر شکل می‌یابد. اینها کاتاکلاسیس ، تغییر شکل سنگ از طریق شکستگی و چرخش دانه های معدنی هستند. [66] تغییر شکل پلاستیکی کریستال های معدنی منفرد. و حرکت تک تک اتم ها توسط فرآیندهای انتشاری. [67] بافت‌های نواحی دگرگونی پویا به عمقی که در آن شکل گرفته‌اند وابسته است، زیرا دما و فشار محدود مکانیسم‌های تغییر شکل غالب را تعیین می‌کنند. [68]

در کم عمق ترین اعماق، یک ناحیه گسلی با انواع سنگ های کاتاکلاستیک تثبیت نشده ، مانند گسل گسلی یا برش گسلی پر می شود. در اعماق بیشتر، سنگ‌های کاتاکلاستیک تثبیت‌شده، مانند برش خرد شده ، که در آن قطعات سنگ‌های بزرگ‌تر توسط کلسیت یا کوارتز به هم چسبیده می‌شوند، جایگزین می‌شوند. در اعماق بیشتر از حدود 5 کیلومتر (3.1 مایل)، کاتاکلاسیت هابه نظر می رسد؛ اینها سنگهای کاملاً سختی هستند که از قطعات سنگ خرد شده در یک ماتریس چخماق تشکیل شده اند که فقط در دمای بالا تشکیل می شود. در اعماق بیشتر، جایی که دما از 300 درجه سانتی‌گراد (572 درجه فارنهایت) فراتر می‌رود، تغییر شکل پلاستیک فراتر می‌رود و ناحیه گسل از میلونیت تشکیل شده است. میلونیت با شاخ و برگ قوی خود متمایز می شود که در بیشتر سنگ های کاتاکلاستیک وجود ندارد. [69] این سنگ با اندازه دانه ریزتر آن از سنگ های اطراف متمایز می شود. [70]

شواهد قابل توجهی وجود دارد که نشان می‌دهد کاتاکلاسیت‌ها از طریق تغییر شکل پلاستیک و تبلور مجدد به اندازه شکستگی شکننده دانه‌ها تشکیل می‌شوند و این که سنگ ممکن است هرگز به طور کامل انسجام خود را در طول فرآیند از دست ندهد. کانی‌های مختلف در دماهای مختلف انعطاف‌پذیر می‌شوند، کوارتز یکی از اولین کانی‌هایی است که شکل‌پذیر می‌شود، و سنگ‌های بریده شده متشکل از کانی‌های مختلف ممکن است به طور همزمان هم تغییر شکل پلاستیک و هم شکستگی شکننده را نشان دهند. [71]

نرخ کرنش همچنین بر نحوه تغییر شکل سنگ ها تأثیر می گذارد. تغییر شکل شکل پذیر در نرخ های کرنش کم (کمتر از 10-14 ثانیه ) در پوسته میانی و پایینی محتمل تر است، اما نرخ کرنش بالا می تواند باعث تغییر شکل شکننده شود. در بالاترین نرخ کرنش، سنگ ممکن است چنان به شدت گرم شود که برای مدت کوتاهی ذوب شود و سنگی شیشه ای به نام سودوتاکیلیت تشکیل دهد . [72] [73] به نظر می رسد که پسودوتاکیلیت ها به سنگ های خشک مانند گرانولیت محدود می شوند. [74]

طبقه بندی سنگ های دگرگونی

سنگ‌های دگرگونی بر اساس سنگ اولیه طبقه‌بندی می‌شوند، اگر بتوان این را از روی ویژگی‌های خود سنگ تعیین کرد. به عنوان مثال، اگر بررسی یک سنگ دگرگونی نشان دهد که سنگ اولیه آن بازالت بوده است، به عنوان یک متابازالت توصیف می شود. هنگامی که سنگ اولیه را نمی توان تعیین کرد، سنگ بر اساس ترکیب معدنی یا درجه شاخ و برگ آن طبقه بندی می شود. [75] [76] [77]

درجات دگرگونی

درجه دگرگونی یک نشانه غیر رسمی از میزان یا درجه دگرگونی است. [78]

در توالی Barrovian (توصیف شده توسط جورج بارو در مناطق دگرگونی پیشرونده در اسکاتلند)، گریدهای دگرگونی نیز بر اساس مجموعه مواد معدنی بر اساس ظاهر کانی‌های کلیدی در سنگ‌های با منشاء پلیتیکی (شیلی، آلومینوز) طبقه‌بندی می‌شوند :

معدل پایین -------------------- متوسط ​​---------------------- معدل عالی

گرین شیست ------------- آمفیبولیت ----------------------- گرانولیت
تخته سنگ --- فیلیت ---------- شیست ---------------------- گنیس --- میگماتیت
منطقه کلریت
منطقه بیوتیت
منطقه گارنت
منطقه استاورولیت
منطقه کیانیتی
منطقه سیلیمانیت

نشانه کامل تری از این شدت یا درجه با مفهوم رخساره های دگرگونی ارائه می شود. [78]

رخساره های دگرگونی

رخساره‌های دگرگونی زمین‌ها یا زون‌هایی با مجموعه‌ای از کانی‌های کلیدی هستند که در طول یک رویداد دگرگونی در محدوده خاصی از دما و فشار در تعادل بودند. این رخساره ها از سنگ های دگرگونی تشکیل شده در آن شرایط رخساره از بازالت نامگذاری شده اند . [79]

مجموعه معدنی خاص تا حدودی به ترکیب آن سنگ اولیه وابسته است، به طوری که (به عنوان مثال) رخساره های آمفیبولیت یک سنگ مرمر با رخساره های آمفیبولیت یک پلیت یکسان نخواهد بود. با این حال، رخساره ها به گونه ای تعریف می شوند که سنگ های دگرگونی با طیف وسیعی از ترکیبات که عملی است، می توانند به رخساره خاصی اختصاص داده شوند. تعریف فعلی رخساره های دگرگونی عمدتاً بر اساس کار زمین شناس فنلاندی، پنتی اسکولا در سال 1921، با اصلاحات بر اساس کارهای تجربی بعدی است. اسکولا از طرح‌های ناحیه‌ای مبتنی بر کانی‌های شاخص استفاده کرد که توسط زمین‌شناس بریتانیایی، جورج بارو ، پیشگام بود . [12]

رخساره های دگرگونی معمولاً هنگام طبقه بندی سنگ های دگرگونی بر اساس سنگ اولیه، حالت کانی یا بافت در نظر گرفته نمی شوند. با این حال، چند رخساره دگرگونی سنگی با ویژگی متمایز تولید می کنند که زمانی که طبقه بندی دقیق تر امکان پذیر نباشد از نام رخساره برای سنگ استفاده می شود. نمونه های اصلی آمفیبولیت و اکلوژیت هستند. سازمان زمین شناسی بریتانیا به شدت از استفاده از گرانولیت به عنوان طبقه بندی برای سنگ های دگرگون شده به رخساره های گرانولیت جلوگیری می کند. در عوض، چنین سنگی اغلب به عنوان گرانوفل طبقه بندی می شود. [76] با این حال، این مورد پذیرش جهانی نیست. [77]

دما و فشار رخساره های دگرگونی
درجه حرارت فشار رخساره ها
کم کم زئولیت
متوسط ​​پایین تر متوسط ​​پایین تر پرهنیت-پمپلیت
متوسط ​​تا زیاد کم هورنفلز
کم تا متوسط متوسط ​​تا زیاد بلوشیست
متوسط ​​→ زیاد در حد متوسط گرین شیست → آمفیبولیت → گرانولیت
متوسط ​​تا زیاد بالا Eclogite

برای جزئیات بیشتر به نمودار مراجعه کنید.

ترقی و پسرفت

دگرگونی بیشتر به دگرگونی پیش رونده و پسرفت تقسیم می شود . دگرگونی پیشرو شامل تغییر مجموعه های معدنی ( پاراژنز ) با افزایش دما و (معمولا) شرایط فشار است. اینها واکنش های کم آبی حالت جامد هستند و شامل از دست دادن مواد فرار مانند آب یا دی اکسید کربن می شوند. دگرگونی پیشروی منجر به مشخصه سنگ با حداکثر فشار و دمای تجربه شده می شود. سنگهای دگرگونی معمولاً با بازگرداندن آنها به سطح تغییر بیشتری نمی کنند. [80]

دگرگونی رتروگراد شامل بازسازی مجدد یک سنگ از طریق تبخیر مجدد تحت کاهش دما (و معمولاً فشار) است که به مجموعه‌های معدنی تشکیل‌شده در دگرگونی پیشگام اجازه می‌دهد تا به آن‌هایی که در شرایط سخت‌تر پایدارتر هستند بازگردند. این یک فرآیند نسبتاً غیر معمول است، زیرا فرارهای تولید شده در طول دگرگونی پیشروی معمولاً به خارج از سنگ مهاجرت می کنند و برای ترکیب مجدد با سنگ در طول خنک شدن در دسترس نیستند. دگرگونی رتروگراد موضعی زمانی رخ می دهد که شکستگی های سنگ مسیری را برای ورود آب های زیرزمینی به سنگ خنک کننده فراهم می کند. [80]

مجموعه های معدنی تعادلی

شبکه پتروژنتیکی که مرزهای فاز آلومینیوم سیلیکات-مسکوویت-کوارتز-K فلدسپات را نشان می دهد
نمودارهای سازگاری ACF (آلومینیوم-کلسیم-آهن) که تعادل فاز را در سنگ های مافیک دگرگونی در شرایط مختلف PT ( رخساره های دگرگونی) نشان می دهد. نقاط نشان دهنده فازهای معدنی هستند، خطوط نازک خاکستری تعادل بین دو فاز هستند. اختصارات معدنی: act = actinolite ; cc = کلسیت ; chl = کلریت ; دی = دیوپساید ; ep = اپیدوت ; گلو = گلوکوفان ; gt = گارنت ; hbl = هورنبلند ; کی = کیانیت ; قانون = لاوسونیت ; پلاگ = پلاژیوکلاز ; om = omphacite ; opx = ارتوپیروکسن ; زو =زوئیسیت

فرآیندهای دگرگونی عمل می‌کنند تا سنگ اولیه را به تعادل ترمودینامیکی نزدیک‌تر کنند ، که حالت حداکثر پایداری آن است. به عنوان مثال، تنش برشی (تنش غیرهیدرودینامیکی) با تعادل ترمودینامیکی ناسازگار است، بنابراین سنگ های بریده شده تمایل به تغییر شکل به روش هایی دارند که تنش برشی را کاهش دهد. [81] پایدارترین مجموعه مواد معدنی برای سنگی با ترکیب معین، آن چیزی است که انرژی آزاد گیبس را به حداقل می رساند [82]

جایی که:

به عبارت دیگر، یک واکنش دگرگونی تنها در صورتی انجام می‌شود که کل انرژی آزاد گیبس را کاهش دهد. تبلور مجدد به کریستال های درشت تر، انرژی آزاد گیبس را با کاهش انرژی سطح کاهش می دهد، [18] در حالی که تغییرات فاز و نئوکریستالیزاسیون انرژی آزاد گیبس را کاهش می دهد. در دما و فشاری که انرژی آزاد گیبس معرف ها بیشتر از فرآورده ها می شود، واکنش آغاز می شود. [83]

یک فاز معدنی به طور کلی پایدارتر خواهد بود اگر انرژی داخلی کمتری داشته باشد و منعکس کننده اتصال محکم تر بین اتم های آن باشد. فازهای با چگالی بالاتر (بیان شده به صورت حجم مولی کمتر V ) در فشار بالاتر پایدارتر هستند، در حالی که مواد معدنی با ساختار کمتر (بیان شده به صورت آنتروپی S بالاتر ) در دمای بالا مورد علاقه هستند. بنابراین آندالوزیت تنها در فشار کم پایدار است، زیرا دارای کمترین چگالی در بین پلی‌مورف‌های سیلیکات آلومینیوم است، در حالی که سیلیمانیت در دماهای بالاتر شکل پایدار است، زیرا دارای کمترین نظم ساختاری است. [84]

انرژی آزاد گیبس یک کانی خاص در دما و فشار مشخص را می توان با فرمول های تحلیلی مختلف بیان کرد. اینها بر اساس خواص اندازه گیری تجربی و مرزهای فاز مجموعه های معدنی کالیبره شده اند. مجموعه مواد معدنی تعادلی برای یک ترکیب توده ای معین از سنگ در دما و فشار معین را می توان در رایانه محاسبه کرد. [85] [86]

با این حال، نمایش مجموعه‌های معدنی تعادلی با استفاده از انواع مختلف نمودارها اغلب بسیار مفید است. [87] اینها شامل شبکه‌های پتروژنتیک [88] [89] و نمودارهای سازگاری (نمودار فاز ترکیبی.) [90] [91] است.

شبکه های پتروژنتیک

شبکه پتروژنتیکی یک نمودار فاز زمین‌شناسی است که واکنش‌های دگرگونی به‌دست‌آمده تجربی را در شرایط فشار و دمای آن‌ها برای یک ترکیب سنگ مشخص ترسیم می‌کند. این به پترولوژیست های دگرگونی اجازه می دهد تا شرایط فشار و دمایی را که در آن سنگ ها دگرگون می شوند، تعیین کنند. [88] [89] نمودار فاز نوسیلیکات Al 2 SiO 5 نشان داده شده یک شبکه پتروژنتیکی بسیار ساده برای سنگهایی است که فقط ترکیبی متشکل از آلومینیوم (Al)، سیلیکون (Si) و اکسیژن (O) دارند. از آنجایی که سنگ تحت دما و فشار متفاوتی قرار می گیرد، می تواند هر یک از سه مورد داده شده باشد کانی های چندشکلی [84] برای سنگی که دارای چندین فاز است، مرزهای بین بسیاری از تبدیل‌های فازی ممکن است ترسیم شود، اگرچه شبکه پتروژنتیکی به سرعت پیچیده می‌شود. به عنوان مثال، یک شبکه پتروژنتیک ممکن است هم انتقال فاز سیلیکات آلومینیوم و هم انتقال از سیلیکات آلومینیوم به اضافه فلدسپات پتاسیم به مسکویت به علاوه کوارتز را نشان دهد. [92]

نمودارهای سازگاری

در حالی که یک شبکه پتروژنتیک فازهایی را برای یک ترکیب منفرد در محدوده دما و فشار نشان می دهد، یک نمودار سازگاری نشان می دهد که چگونه مجموعه معدنی با ترکیب در دما و فشار ثابت تغییر می کند. نمودارهای سازگاری روشی عالی برای تجزیه و تحلیل چگونگی تأثیر تغییرات در ترکیب سنگ بر پاراژنز معدنی که در یک سنگ در شرایط فشار و دمای خاص ایجاد می شود، ارائه می دهد. [90] [91] به دلیل دشواری به تصویر کشیدن بیش از سه جزء (به عنوان یک نمودار سه تایی )، معمولاً تنها سه مؤلفه مهم ترسیم می شوند، اگرچه گاهی اوقات نمودار سازگاری برای چهار مؤلفه به عنوان یک چهار وجهی پیش بینی شده ترسیم می شود. . [93]

همچنین ببینید

پاورقی

  1. ^ a b Marshak 2009 ، ص. 177.
  2. ↑ ورنون 2008 ، ص. 1.
  3. ^ a b Yardley 1989 ، pp. 1-5.
  4. ^ a b Yardley 1989 ، p. 5.
  5. ^ یاردلی 1989 ، صفحات 29-30.
  6. ↑ Philpotts & Ague 2009 ، صفحات 149، 420-425.
  7. ^ بوچر 2002 ، ص. 4.
  8. ↑ نلسون 2022 .
  9. ^ هالند و پاول
  10. ↑ Philpotts & Ague 2009 ، p. 252.
  11. ^ فیلپوتس و آگ ، ص. 44.
  12. ^ a b Yardley 1989 ، صفحات 49-51.
  13. ↑ Yardley 1989 ، صفحات 127، 154.
  14. ↑ جکسون 1997 ، "متاکوارتزیت".
  15. ^ a b Yardley 1989 ، صفحات 154-158.
  16. ↑ گیلن 1982 ، ص. 31.
  17. ^ هوارد 2005 .
  18. ^ a b Yardley 1989 ، صفحات 148-158.
  19. ^ یاردلی 1989 ، ص. 158.
  20. ^ یاردلی 1989 ، صفحات 32-33، 110، 130-131.
  21. ^ یاردلی 1989 ، صفحات 183-183.
  22. ^ a b Vernon 1976 ، ص. 149.
  23. ^ یاردلی 1989 ، صفحات 110، 130-131.
  24. ^ استرن 2002 ، صص 6-10.
  25. ^ Schmincke 2003 ، صفحات 18، 113-126.
  26. ^ استرن 2002 ، صفحات 27-28.
  27. ↑ Yardley 1989 ، صفحات 75، 102.
  28. ^ یاردلی 1989 ، ص. 127.
  29. ↑ بوگز 2006 ، صفحات 147-154.
  30. جکسون 1997 ، "دگردیسی منطقه ای" .
  31. ↑ جکسون 1997 ، "دگرگونی دیناموگرم".
  32. ↑ جکسون 1997 ، "دگرگونی دفن".
  33. ^ a b c d e f Yardley 1989 , p. 12.
  34. ↑ Kearey, Klepeis & Vine 2009 , pp. 275-279.
  35. ^ لوین 2010 ، صفحات 76-77، 82-83.
  36. ^ یاردلی 1989 ، ص. 22، 168-170.
  37. ↑ Wicander & Munroe 2005 ، صفحات 174-77.
  38. ^ یوان و همکاران 2009 ، صفحات 31-48.
  39. ↑ Miyashiro 1973 ، صفحات 368-369.
  40. ↑ Philpotts & Ague 2009 ، p. 417.
  41. ^ رابینسون و همکاران 2004 ، صفحات 513-528.
  42. ^ دنیسون و همکاران 1987 .
  43. اسمیت، پردریکس و پارکز 1982 .
  44. ^ مارشاک 2009 ، ص. 187.
  45. ↑ جکسون 1987 ، "aureole".
  46. ^ یاردلی 1989 ، صفحات 12، 26.
  47. ↑ بلات و تریسی 1996 ، صص 367، 512.
  48. ↑ Philpotts & Ague 2009 ، صفحات 422، 428.
  49. ^ یاردلی 1989 ، صفحات 10-11.
  50. ↑ بارکر، استخوان و لوان 1998 .
  51. ^ یاردلی 1989 ، ص. 43.
  52. ↑ Philpotts & Ague 2009 ، p. 427.
  53. ↑ Philpotts & Ague 2009 ، p. 422.
  54. ^ یاردلی 1989 ، ص. 126.
  55. ^ راکوان 2007 .
  56. ^ Buseck 1967 .
  57. ^ کوپر و همکاران 1988 .
  58. ↑ Philpotts & Ague 2009 ، pp. 396-397.
  59. ^ انگور 2011 .
  60. ^ سوکول و همکاران 2005 .
  61. ^ مارشاک 2009 ، ص. 190.
  62. ↑ Philpotts & Ague 2009 ، صفحات 70، 243، 346.
  63. ^ یاردلی 1989 ، ص. 13.
  64. ^ یارلی 1989 ، ص. 12.
  65. ^ میسون 1990 ، صفحات 94-106.
  66. ↑ جکسون 1987 ، «کاتاکلاسیس».
  67. ^ برودی و راتر 1985 .
  68. ^ Fossen 2016 ، ص. 185.
  69. ↑ Fossen 2016 ، صفحات 184-186.
  70. ^ Fossen 2016 ، ص. 341.
  71. ↑ Philpotts & Ague 2009 ، p. 441.
  72. ↑ Philpotts & Ague 2009 ، p. 443.
  73. ^ Fossen 2016 ، ص. 184.
  74. ^ یاردلی 1989 ، ص. 26.
  75. ^ یاردلی 1989 ، صفحات 21-27.
  76. ^ a b Robertson 1999 .
  77. ^ a b اشمید و همکاران. 2007 .
  78. ^ a b Marshak 2009 ، ص. 183.
  79. ^ گنت 2020 .
  80. ^ a b بلات و تریسی 1996 ، ص. 399.
  81. ^ میترا 2004 .
  82. ↑ Philpotts & Ague 2007 ، p. 159.
  83. ↑ Philpotts & Ague 2007 ، pp. 159-160.
  84. ^ a b ویتنی 2002 .
  85. ^ هالند و پاول 1998 .
  86. ↑ Philpotts & Ague 2007 ، pp. 161-162.
  87. ↑ Philpotts & Ague 2007 ، pp. 447-470.
  88. ^ a b Yardley 1989 ، صفحات 32-33، 52-55.
  89. ^ a b Philpotts & Ague 2007 , pp. 424-425.
  90. ^ a b Yardley 1989 ، صفحات 32-33.
  91. ^ a b Philpotts & Ague 2007 , p. 447.
  92. ↑ Philpotts & Ague 2007 ، p. 453.
  93. ↑ Philpotts & Ague 2007 ، p. 454-455.

منابع

  • بارکر، چارلز ای. استخوان، ایوان؛ لوان، مایکل دی (سپتامبر 1998). "گسترش سیال و ژئوترمومتری انعکاس ویترینیت در مقایسه با مدل‌های جریان گرما با حداکثر دمای دیرینه در کنار دایک‌ها، حوضه خشکی غربی Gippsland، استرالیا". مجله بین المللی زمین شناسی زغال سنگ . 37 (1-2): 73-111. doi : 10.1016/S0166-5162(98)00018-4 .
  • بلات، هاروی؛ میدلتون، جرارد؛ موری، ریموند (1980). منشا سنگهای رسوبی (ویرایش دوم). Englewood Cliffs، NJ: Prentice-Hall. شابک 0136427103.
  • بوگز، سام (2006). اصول رسوب شناسی و چینه شناسی (ویرایش چهارم). رودخانه فوقانی زین، نیوجرسی: سالن پیرسون پرنتیس. شابک 0131547283.
  • برودی، KH; راتر، EH (1985). "درباره رابطه بین تغییر شکل و دگرگونی، با اشاره ویژه به رفتار سنگ های اساسی". واکنش های دگرگونی 4 : 138-179. doi : 10.1007/978-1-4612-5066-1_6 .
  • بوچر، کرت (2002). پتروژنز سنگ‌های دگرگونی (تحریر کامل هفتم و ویرایش به‌روز). برلین: اسپرینگر. شابک 9783540431305. بازبینی شده در 2 فوریه 2022 .
  • Buseck, Peter R. (1 مه 1967). "متاسوماتیسم تماس و رسوب سنگ معدن، Tem Piute، نوادا". زمین شناسی اقتصادی . 62 (3): 331-353. doi : 10.2113/gsecongeo.62.3.331 .
  • کوپر، دی سی; لی، MK; فورتی، نیوجرسی؛ کوپر، ق. راندل، CC؛ وب، BC; آلن، PM (ژوئیه 1988). "هاله آب کراموک: منطقه متاسوماتیسم و ​​منبع فلزات سنگ معدن در ناحیه دریاچه انگلیسی". مجله انجمن زمین شناسی . 145 (4): 523-540. doi : 10.1144/gsjgs.145.4.0523 .
  • دنیسون، RE; بیکفورد، من؛ لیدیاک، EG; کیسوارسانی، EB (1987). "زمین شناسی و زمین شناسی سنگ های پرکامبرین در منطقه مرکزی داخلی ایالات متحده" . انتشارات ویژه انجمن زمین شناسی تولسا . 3 (`): 12-14 . بازبینی شده در 5 فوریه 2022 .
  • اسکولا پی.، 1920، رخساره های معدنی سنگ ها، نورسک. جئول Tidsskr., 6, 143-194
  • فوسن، هاکون (2016). زمین شناسی ساختاری (ویرایش دوم). کمبریج، بریتانیا: انتشارات دانشگاه کمبریج. پ. 61. شابک 9781107057647.
  • گنت، ادوارد (1 ژوئیه 2020). رخساره های دگرگونی: بررسی و پیشنهاداتی برای تغییرات. کانی شناس کانادایی 58 (4): 437-444. doi : 10.3749/canmin.1900078 .
  • گیلن، کان (1982). زمین شناسی دگرگونی: مقدمه ای بر فرآیندهای تکتونیکی و دگرگونی . لندن: جی آلن و آنوین. شابک 978-0045510580.
  • انگور، RH (2011). پیرومتامورفیسم (ویرایش دوم). برلین: اسپرینگر. شابک 9783642155888.
  • هلند، TJB؛ پاول، آر (1998). "مجموعه داده های ترمودینامیکی سازگار داخلی برای فازهای مورد علاقه پترولوژیکی". مجله زمین شناسی دگرگونی . 16 (3): 309-343. doi : 10.1111/j.1525-1314.1998.00140.x .
  • هلند، تیم؛ پاول، راجر (2001). "محاسبه روابط فاز شامل مذاب هاپلوگرانیتی با استفاده از یک مجموعه داده ترمودینامیکی سازگار داخلی" . مجله پترولوژی . 42 (4): 673-683. Bibcode : 2001JPet...42..673H . doi : 10.1093/petrology/42.4.673 .
  • هوارد، جفری ال. (نوامبر 2005). "مسئله کوارتزیت بازبینی شد". مجله زمین شناسی . 113 (6): 707-713. Bibcode : 2005JG....113..707H . doi : 10.1086/449328 . S2CID  128463511 .
  • جکسون، جولیا ای.، ویرایش. (1997). واژه نامه زمین شناسی (ویرایش چهارم). اسکندریه، ویرجینیا: موسسه زمین شناسی آمریکا. شابک 0922152349.
  • کیری، پی. Klepeis، KA; Vine, FJ (2009). تکتونیک جهانی (ویرایش سوم). آکسفورد: وایلی بلکول. ص 184-188. شابک 9781405107778.
  • مارشاک، استفان (2009). ملزومات زمین شناسی (ویرایش سوم). WW Norton & Company. شابک 978-0393196566.
  • میسون، راجر (1990). "دگردیسی پویا". سنگ شناسی سنگ های دگرگونی . doi : 10.1007/978-94-010-9603-4_4 .
  • میترا، ساچینات (2004). ژئوشیمی فشار بالا و فیزیک معدنی: مبانی سیاره‌شناسی و علم ژئومواد . آمستردام: الزویر. پ. 425. شابک 9780080458229.
  • میاشیرو، آکیهو (1973). دگرگونی و کمربندهای دگرگونی . دوردرخت: اسپرینگر هلند. شابک 9789401168366.</ref>
  • نلسون، استفان آ. "انواع دگرگونی" . ENS 2120: پترولوژی . دانشگاه تولان بازبینی شده در 3 فوریه 2022 .
  • فیلپوتس، آنتونی آر. آگ، جی جی (2009). اصول سنگ شناسی آذرین و دگرگونی (ویرایش دوم). کمبریج، انگلستان: انتشارات دانشگاه کمبریج. شابک 9780521880060.
  • راکوان، جان (2007). "گریزن" (PDF) . سنگ ها و مواد معدنی . 82 : 157-159 . بازبینی شده در 6 فوریه 2022 .
  • رابرتسون، اس (1999). "طرح طبقه بندی سنگ BGS، جلد 2: طبقه بندی سنگ های دگرگونی" (PDF) . گزارش پژوهشی سازمان زمین شناسی بریتانیا RR 99-02 . بازبینی شده در 27 فوریه 2021 .
  • رابینسون، دی. Bevins, RE; آگویر، ال. Vergara, M. (1 ژانویه 2004). "ارزیابی مجدد دگرگونی دفن اپیزودیک در آند در مرکز شیلی". کمک به کانی شناسی و پترولوژی . 146 (4): 513-528. Bibcode : 2004ComP..146..513R . doi : 10.1007/s00410-003-0516-4 . S2CID  140567746 .
  • اشمید، آر. فتس، دی. هارت، بی. دیویس، ای. دزمنز، جی (2007). "نحوه نامگذاری یک سنگ دگرگونی.". سنگ‌های دگرگونی: طبقه‌بندی و واژه‌نامه اصطلاحات: توصیه‌های کمیسیون فرعی اتحادیه بین‌المللی علوم زمین‌شناسی درباره سیستماتیک سنگ‌های دگرگونی (PDF) . کمبریج: انتشارات دانشگاه کمبریج. صص 3-15 . بازبینی شده در 28 فوریه 2021 .
  • اشمینکه، هانس اولریش (2003). آتشفشان . برلین: اسپرینگر. ص 18، 113-126. شابک 9783540436508.
  • اسمیت، RE; پردریکس، جی ال. Parks, TC (1 فوریه 1982). "دگرگونی دفن در حوضه همرسلی، استرالیای غربی". مجله پترولوژی . 23 (1): 75-102. doi : 10.1093/petrology/23.1.75 .
  • سوکول، EV; ماکسیموا، NV; Nigmatulina، EN; شاریگین، VV; کالوگین، VM (2005). دگرگونی احتراق (به روسی). نووسیبیرسک: انتشارات شعبه سیبری آکادمی علوم روسیه.
  • استرن، رابرت جی. (2002)، "مناطق فرورانش"، بررسی‌های ژئوفیزیک ، 40 (4): 6–10، کد Bibcode : 2002RvGeo..40.1012S ، doi : 10.1029/2001RG000108
  • Vernon، RH، 1976، فرآیندهای دگرگونی ، چاپ Halsted
  • ورنون، رونالد هولدن (2008). اصول سنگ شناسی دگرگونی . انتشارات دانشگاه کمبریج. شابک 978-0521871785.
  • ویتنی، دی ال (2002). "همزیستی آندالوزیت، کیانیت و سیلیمانیت: تشکیل متوالی سه پلی‌مورف Al 2 SiO 5 در حین دگرگونی پیشرونده در نزدیکی نقطه سه‌گانه، Sivrihisar، ترکیه". کانی شناس آمریکایی . 87 (4): 405-416. Bibcode : 2002AmMin..87..405W . doi : 10.2138/am-2002-0404 . S2CID  131616262 .
  • ویکاندر، آر. مونرو، جی (2005). ملزومات زمین شناسی . Cengage Learning. شابک 978-0495013655.
  • یاردلی، BWD (1989). مقدمه ای بر سنگ شناسی دگرگونی . هارلو، اسکس، انگلستان: علمی و فنی لانگمن. شابک 0582300967.
  • یوان، اس. پان، جی. وانگ، ال. جیانگ، ایکس. یین، اف. ژانگ، دبلیو. ژو، جی (2009). "کوهزایی برافزایشی در حاشیه فعال قاره". مرزهای علوم زمین 16 (3): 31-48. Bibcode : 2009ESF....16...31Y . doi : 10.1016/S1872-5791(08)60095-0 .

ادامه مطلب

  • Winter JD، 2001، مقدمه ای بر سنگ شناسی آذرین و دگرگونی ، Prentice-Hall ISBN 0-13-240342-0 . 

پیوندهای خارجی

Retrieved from "https://en.wikipedia.org/w/index.php?title=Metamorphism&oldid=1075925322"
0.079809904098511