ELEMENTY GEOCHEMII SKAŁ METAMORFICZNYCH

ELEMENTY GEOCHEMII SKAŁ METAMORFICZNYCH

Metamorfizm to zespół procesów powodujących przeobrażenie skał w stanie stałym w warunkach podwyższonego ciśnienia i temperatury i działania czynników chemicznych głównie na zasadzie dyfuzji.

Głównymi czynnikami metamorfizmu są: ciepło = podwyższona temperatura, ciśnienie, fluidy powodujące wędrówkę substancji.

Źródłem ciepła mogą być: stygnąca intruzja magmowa oddająca ciepło do skał otaczających, ciepło krystalizacji krzepnącej intruzji magmowej, ciepło wnętrza Ziemi w zależności od stopnia geotermicznego i głębokości, rozpad pierwiastków promieniotwórczych, egzotermiczne reakcje chemiczne, ciepło wydzielane przy tarciu w czasie ruchów tektonicznych.

Ciśnienie : 1) litostatyczne ciśnienie nadkładu na skały położone na głębokości, działa jak ciśnienie hydrostatyczne, jest bezkierunkowe i jednakowe ze wszystkich stron; powoduje redukcję objętości i wzrost gęstości skały, 2) ciśnienie kierunkowe, powstałe podczas ruchów tektonicznych: przy małym ciśnieniu litostatycznym może powodować pęknięcia, przy dużym ciśnieniu litostatycznym może powodować płynięcie, 3) ciśnienie uderzeniowe

Fluidy i wędrówka substancji : Na temat ilości, składu i roli fluidów w metamorfizmie trwa wciąż dyskusja. Ich obecność przejawia się jedynie pośrednio: w próbce skały metamorficznej na powierzchni ziemi nie ma jużżadnych fluidów za wyjątkiem ciekłych inkluzji w minerałach. Przypuszcza się, że głównymi składnikami są przegrzana para wodna i CO 2, z dodatkiem wielu pierwiastków śladowych.

Fluidy i wędrówka substancji Większość petrologów wyróżnia: metamorfizm izochemiczny (po prostu metamorfizm, w którym skład chemiczny skały jako całości nie uległ zasadniczym zmianom, reakcje w układzie zamkniętym); metasomatyzm (w którym w wyniku udziału fluidów jedne składniki zostały doprowadzone a inne odprowadzone w wyniku czego skład chemiczny skały uległ istotnej modyfikacji, reakcje w układzie otwartym).

Fluidy i wędrówka substancji Ciekłe i gazowe inkluzje to małe (do 10 um) bąbelki gazu i cieczy zamknięte w minerałach metamorficznych. Ich skład chemiczny i warunki powstania mogą być odtworzone przy użyciu stolika grzewczego pozwalającego zamrażać i podgrzewać próbkę.

Reakcje w skałach metamorficznych prowadzą do: Rekrystalizacji, zazwyczaj prowadzącej do powstania większych kryształów; Powstania nowych minerałów, prawdopodobnie najczęściej obserwowane zjawisko przy metamorfizmie, jedne minerały zanikają a powstają nowe; Wykształcenia zorientowanej tekstury, jak foliacja, lineacja, złupkowacenie itp.; Metasomatycznych zmian składu chemicznego, jako efektu reakcji w układzie otwartym z udziałem fluidów.

Powszechnie spotykane skały metamorficzne przypomnienie : GNEJS, ŁUPEK KRYSTALICZNY, FYLLIT, ŁUPEK GLAUKOFANOWY, ZIELENIEC, HORNFELS, EKLOGIT, AMFIBOLIT, GRANULIT, SERPENTYNIT, MARMUR, SKARN, KWARCYT, MIGMATYT.

Facje i zony metamorfizmu - przypomnienie : Reakcje pomiędzy składnikami skał powodują zmiany w składzie mineralnym w zależności od stopnia metamorfizmu. Pozwala to w efekcie na wyróżnienie facji metamorfizmu (np. zeolitowej, zieleńcowej, amfibolitowej, granulitowej, eklogitowej) czy zon minerałów indeksowych (np. zona chlorytowa, biotytowa, granatowa, staurolitowa, dystenowa, sillimanitowa).

Reakcje między minerałami : Jak te reakcje przebiegają? Czy minerały reagują ze sobą bezpośrednio czy przez roztwory międzyziarnowe? Skąd biorą się brakujące składniki? Gdzie podziewają się te produkty reakcji, które nie wejdą w struktury nowych minerałów? Co jest przyczyną zachodzenia reakcji?

Co jest przyczyną zachodzenia reakcji? Główną przyczyną zmian metamorficznych i towarzyszących temu reakcji chemicznych jest tendencja do osiągnięcia równowagi (trwałości) w nowych warunkach ciśnienia i temperatury. Czynnikami ograniczającymi są kinetyka, czas geologiczny i transport (wymiana) składników chemicznych.

Skały metamorficzne przechodzą najpierw wzrost warunków metamorfizmu (metamorfizm progresywny) a później spadek ciśnienia i temperatury aż do osiągnięcia warunków panujących na powierzchni wciąż jednak zachowują cechy i skład właściwy maksimum osiągniętych ciśnień i temperatur. Dlaczego?

TEMPERATURA Erozja nadkładu CIŚNIENIE stopień geotermiczny Wynurzenie Maksymalna temp. T max Pogrzebanie Wzrost P z głębokością. Ścieżka P-T-t Maksymalne ciśnienie P max T max osiągana jest zazwyczaj dużo później niż P max często już na etapie wynurzenia. Grzanie. Ze względu na wysokie ciepło właściwe i słabe przewodnictwo wzrost jest zazwyczaj opóźniony w stosunku do głębokości

W warunkach eksperymentalnych powstawanie minerałów wysokotemperaturowych jest procesem odwracalnym. Teoretycznie więc po spadku temperatury powinny znów powstać minerały trwałe w niskich temperaturach. Gdyby tak było skały metamorficzne nie odsłaniałyby się na powierzchni Ziemi.

W praktyce procesy przemiany po spadku temperatur są pomijalnie wolne: minerały wysokotemperaturowe spotykane w warunkach powierzchniowych nazywamy minerałami metatrwałymi. Skały metamorficzne przedstawiają więc zamrożone metatrwałe paragenezy typowe dla wysokich ciśnień i temperatur.

Reguła przekory: system w równowadze chemicznej odpowiada na zakłócenie równowagi tak, aby zminimalizować wpływ zakłócenia. Kalcyt + Kwarc <=> Wollastonit + CO 2 W niskich ciśnieniach przy temp. ok. 500 o C. W wysokich ciśnieniach przy temp. ok. 800 o C.

CO 2 Wollastonit + + + intruzja + + + CaCO 3 + SiO 2 <=> CaSiO 3 + CO 2 Kalcyt + Kwarc <=> Wollastonit + CO 2 Równowaga jest kontrolowana przez ciśnienie CO 2. Gdy CO 2 jest uwalniany szczelinami powstaje więcej wollastonitu.

Na skutek działania ciśnienia tworzą się w skałach metamorficznych zespoły mineralne o mniejszej łącznej objętości molowej niż objętość molowa minerałów pierwotnych (przykład działania reguły przekory).

W poniższych dwóch przykładach obserwujemy prawie 20% spadek objętości skały: 2CaSiO 3 + CaAl 2 Si 2 O 8 <=> Ca 3 Al 2 (SiO 4 ) 3 + SiO 2 wollastonit + anortyt <=> grossular + kwarc 2 x 39,8 + 105 = 184,6 cm 3 /mol 149,6 = 127 + 22,6 Mg 2 SiO 4 + CaAl 2 Si 2 O 8 <=> Mg 2 CaAl 2 (SiO 4 ) 3 oliwin + anortyt <=> granat 43,9 + 105 <=> 121 cm 3 /mol 148,9 cm 3 /mol pirop-grossular

Wzrost temperatury powoduje przemiany fizyczne i chemiczne. Z chemicznych najważniejszymi są: dehydratacja minerałów uwodnionych, dehydroksylacja minerałów zawierających grupy OH oraz dysocjacja węglanów.

CaMg(CO 3 ) 2 <=> CaCO 3 + MgO + CO 2 Dolomit <=> kalcyt + peryklaz + CO 2 3CaMg(CO 3 ) 2 + SiO 2 + H 2 O <=> <=> Mg 3 Si 4 O 10 (OH) 2 + 3CaCO 3 + 3CO 2 Dolomit + Kwarc + H 2 O <=> <=> Talk + kalcyt + 3CO 2

CaCO 3 + SiO 2 <=> CaSiO 3 + CO 2 Kalcyt + Kwarc <=> Wollastonit + CO 2 Al 4 [(OH) 8 Si 4 O 10 ] <=> 2Al 2 SiO 5 + 2SiO 2 + 4H 2 O Kaolinit <=>Andaluzyt+Kwarc+4H 2 O

Reakcje ciągłe i nieciągłe Reakcje ciągłe fazy biorące udział w reakcji nie znikają kosztem nowych lecz następuje stopniowe (ciągłe) przejście z płynną zmianą składu chemicznego: Mg-granat + Fe-biotyt <=> <=> Fe-granat + Mg-biotyt Wzajemne proporcje Fe i Mg w granacie i biotycie są dobrymi wskaźnikami temperatury, w której ustalił się stan równowagi.

Reakcje ciągłe i nieciągłe Reakcje nieciągłe jedne fazy biorące udział w reakcji znikają a powstają nowe, np. : jadeit + kwarc <=> albit NaAlSi 2 O 6 + SiO 2 <=> NaAlSi 3 O 8 lub przemiany polimorficzne np. : andaluzyt <=> sillimanit

W reakcjach w których uwalniane są składniki gazowe wzrost ciśnienia przeciwdziała zachodzeniu reakcji: CaCO 3 + SiO 2 <=> CaSiO 3 + CO 2 Kalcyt + Kwarc <=> Wollastonit + CO 2 W niskich ciśnieniach przy temp. ok. 500 o C. W wysokich ciśnieniach przy temp. ok. 800 o C.

Dla uchwycenia związków między składem mineralnym skał metamorficznych a ich chemizmem stosuje się diagramy facjalne.

Diagram facjalny ACF to trójkątna projekcja dla skał metamorficznych zawierających wolny kwarc i pozbawionych łyszczyków: A = Al 2 O 3 + Fe 2 O 3 (Na 2 O + K 2 O) C = CaO 3.3 P 2 O 5 F = FeO + MgO + MnO

Diagram facjalny A KF to trójkątna projekcja dla skał metamorficznych zawierających biotyt, muskowit, i stilpnomelan: A = Al 2 O 3 + Fe 2 O 3 (Na 2 O + K 2 O + CaO) K = K 2 O F = FeO + MgO + MnO

Wadą diagramów facjalnych ACF i A KF jest to, że nie można na nich śledzić przemian związanych ze zmianą podstawienia izomorficznego Fe +2 i Mg +2 w minerałach będących ciągłymi szeregami izomorficznymi. Wady tej jest pozbawiona wprowadzona w 1982r przez Thompsona trójkątna projekcja AFM oparta o tetraedr AKFM.

BIOTYT

Metamorfizm a tektonika kier

Rozkład temperatur

i odpowiadające im facje metamorficzne w strefie subdukcji.

Rozkład temperatur

i odpowiadające im facje metamorficzne wokół grzbietów oceanicznych.

GEOTERMOMETRIA I GEOBAROMETRIA

Określenie ciśnień i temperatur powstania skał metamorficzych jest decydujące przy interpretacji ich genezy.

Geotermobarometria opiera się na dwóch, pozornie sprzecznych, założeniach: 1) Badane minerały tworzą równowagową paragenezę. 2) Parageneza ta nie zmieniła się od czasu osiągnięcia równowagi w głębi ziemi.

Termodynamiczne podstawy geotermobarometrii logk eq = - H r /(2.303R) 1/T + S r /(2.303R) P V r /(2.303RT) y = a x + b =0 gdy V r = 0 logk eq Nachylenie = - H r /(2.303R) S r (2.303R) 1/T

PRZYKŁAD GEOTERMOMETRII pirop + hedenbergit = almandyn + diopsyd Mg-granat + Fe-piroksen <=> Fe-granat + Mg-piroksen.. granat piroksen Wykonuje się analizę mikrosondową tych minerałów odnalezionych w szlifie mikroskopowym w strukturze wskazującej na ich wzajemną równowagę powstałą w procesie metamorficznym.

PRZYKŁAD GEOTERMOMETRII pirop + hedenbergit = almandyn + diopsyd 1/3 Mg 3 Al 2 Si 3 O 12 + CaFeSi 2 O 6 <=> 1/3 Fe 3 Al 2 Si 3 O 12 + CaMgSi 2 O 6 WZÓR: korekta na ew. zawartość Ca w granacie (3030 + 10.86P + 3104 [Ca] gt ) T(K) = --------------------------------------- (lnk D + 1.9034) Gdzie: K D = (Fe/Mg) gt / (Fe/Mg) cpx

Eksperymentalne linie kalibracyjne

The end