PETROLOGIA

WYBRANE MINERAŁY

SKAŁOTWÓRCZE SKAŁ

METAMORFICZNYCH

Granaty

(Mg,Fe

2+

,Mn,Ca)

3

Al

2

[SiO

4

]

3

Epidot

Ca

2

(Fe,Al)Al

2

[O|OH|SiO

4

|Si

2

O

7

]

Sillimanit, Andaluzyt, Dysten Al

2

O

3

·SiO

2

lub AlAl[O|SiO

4

]

Staurolit

2FeO·AlOOH·Al

2

[O|SiO

4

]

Chlorytoid Fe

2+2

Al

4

[(OH)

4

|O

2

|(SiO

4

)

2

]

Lawsonit

CaAl

2

[(OH)

2

|(Si

2

O

7

)]·H

2

O

Wezuwian

Ca

10

(Mg,Fe)

2

Al

4

[(OH)

4

|(SiO

4

)

5

|(Si

2

O

7

)

2

]

Kordieryt

Mg

2

Al

3

[AlSi

5

O

18

]

Serpentyny Mg

6

[Si

4

O

10

](OH)

8

Chloryty

(Mg,Fe)

6

[(Si,Al)

4

O

10

](OH)

8

Talk Mg

3

[Si

4

O

10

](OH)

2

METAMORFIZM

Metamorfizm to zespół procesów fizyko-

chemicznych, prowadzących do zmian składu

mineralnego, niekiedy również chemicznego,

oraz strukturalno-teksturalnych przeobrażeń

skał, pod wpływem temperatur i ciśnień

znacznie wyższych niż na powierzchni Ziemi,

a zarazem istotnie różnych od tych, w

których te skały (osadowe, magmowe bądź

metamorficzne) pierwotnie powstały.
Przemiany te zasadniczo zachodzą w stanie

stałym; bez istotnego ilościowo udziału fazy

ciekłej, aczkolwiek niewielkie ilości fluidów

(głównie H

2

O i CO

2

) mogą być obecne

pomiędzy ziarnami (kryształami, blastami)

minerałów.

METAMORFIZM

W trakcie metamorfizmu skały ulegają dwóm

podstawowym typom przemian:

strukturalno-teksturalnym i mineralogicznym.
Przemiany strukturalno-teksturalne, prowadząca do

powstania nowych struktur i tekstur to kataklaza i
rekrystalizacja.

Kataklaza to kruszenie kryształów i ziaren skały.
Rekrystalizacja to przebudowa sieci krystalicznej,

najczęściej związana ze wzrostem kryształów. Najlepiej
widoczna jest w skałach monomineralnych takich jak
marmury lub kwarcyty.

Przemiany mineralogiczne (przemiany fazowe

związane z reakcjami chemicznymi) to zastępowanie
pierwotnych minerałów przez nowe minerały
metamorficzne, nie istniejące w metamorfizowanym
protolicie.

CZYNNIKI

METAMORFIZMU

Za główne czynniki metamorfizmu uważa się
temperaturę i ciśnienie litostatyczne, a w
dalszej kolejności ciśnienie kierunkowe
(stress), oddziaływanie fluidów, wędrówkę
substancji i czas.
Metamorfizm ma miejsce gdy skała jest
poddana oddziaływaniu czynników nowego
środowiska chemicznego lub fizycznego, na
tyle różniącego się od warunków jej
powstania, że jej dotychczasowy zespół
minerałów (parageneza) już nie jest
termodynamicznie stabilny.

Czynniki metamorfizmu

Ponieważ zainicjowanie i realizacja tych przemian
wymaga pewnej energii, która wzrasta wraz ze
wzrostem temperatury, ta ostatnia jest jednym z
kluczowych czynników metamorfizmu.
Drugim podstawowym czynnikiem metamorfizmu jest
ciśnienie; wyższe ciśnienia są niezbędne dla reakcji
mineralnych i przemian fazowych, zaś niejednolity
stress prowadzi do deformacji i rekrystalizacji skały, co
przejawia się w postaci nowych tekstur
metamorficznych.
Nowe warunki chemiczne mogą ponadto powodować
infiltrację fluidów, które wchodzą w reakcje ze skałami.
Przemiany fazowe i reakcje mineralne w stanie stałym
zachodzą bardzo wolno, dlatego za istotny czynnik
metamorfizmu należy również uznać czas.

Temperatura (T)

Skały ulegają oddziaływaniu wysokich temperatur
w miarę przemieszczania się w głębsze strefy
skorupy ziemskiej, w sąsiedztwie intruzji gorących
ciał magmowych, ewentualnie (sporadycznie) w
trakcie krótkotrwałych, acz bardzo gwałtownych
procesów dynamicznych, charakterystycznych dla
metamorfizmu uderzeniowego.
Temperatura wzrasta w głąb Ziemi, a prędkość
tego wzrostu jest określana jako gradient
geotermiczny (ang. geothermal gradient).
Gradienty geotermiczne są zwykle rzędu 15-
30C/km, ale zdarzają się ekstremalne gradienty

rzędu 5-10 lub 50-60C/km.

Temperatura (T)

Generalnie strumień ciepła w skorupie kontynentalnej jest
wyższy niż w starszych basenach oceanicznych, ale młoda
skorupa oceaniczna generuje wyższy strumień ciepła, gdyż
wciąż jeszcze stygnie od czasu jej utworzenia się w
temperaturach magmowych. Trzy główne składowe strumienia
ciepła to:
a) ciepło dopływające do skorupy ziemskiej z płaszcza;
b) ciepło pochodzące z rozpadu radioaktywnych pierwiastków
w skorupie ziemskiej - wyższe dla skorupy kontynentalnej niż
oceanicznej;
c) ciepło dostarczane do skorupy przez wznoszące się ciała
magmowe.
Ponadto młode łańcuchy górskie odznaczają się wyższymi
wartościami strumienia ciepła, ponieważ ich wypiętrzanie i
erozja stosunkowo szybko, bez większych strat ciepła,
wynoszą ciepłe skały na powierzchnię Ziemi.

Temperatura (T)

Metamorfizm przebiega w zakresie
temperatur 200-800C. Dolny limit to

granica z diagenezą i powstanie
pierwszych zespołów minerałów
metamorficznych. Górny zakres
temperatur, zależny od składu
chemicznego i mineralnego skał oraz
obecności H

2

O w systemie, to granica

topienia skał. Procesy metamorficzne
przebiegające przy częściowym wytopieniu
skał są określane jako ultrametamorfizm.

Ciśnienie (P)

Ciśnienie jest miara siły na jednostkę powierzchni
której podlega skała i zależy od masy nadległych
skał, a zatem od głębokości. W geologii najczęściej
stosowana jednostką ciśnienia jest bar lub kilobar
(kbar).
1 bar = 0.987 atm = 10

5

Pa

1 kbar = 10

8

Pa = 0.1 GPa

Całkowite ciśnienie wywierane w danym punkcie
skorupy ziemskiej powodowane przez nadkład skał
jest znane jako ciśnienie litostatyczne i jest równe
iloczynowi dgh, gdzie d jest średnią gęstością skał
nadkładu, h to głębokość, a g jest przyspieszeniem
ziemskim.

Ciśnienie (P)

W większości środowisk metamorficznych zakładamy, że
ciśnienie oddziaływujące w danym punkcie jest raczej
jednorodne we wszystkich kierunkach i jest równe
ciśnieniu litostatycznemu. Dlatego dla oszacowania
całkowitego ciśnienia jakiemu podlega skała
posługujemy się wartościami ciśnienia litostatycznego i
te wartości są krytyczne przy ocenie efektu ciśnienia na
stabilność minerałów metamorficznych.
Można przyjąć, że ciśnienie wywierane przez nadkład
skał o miąższości 10 km jest rzędu 2.6 do 3.2 kbar, w
zależności od składu mineralnego, a zatem i gęstości
skał. Ciśnienia rzędu 10 kbar panują na głębokościach
około 35 km. Bardzo ważną zmienną ciśnienia w
metamorfiźmie jest ciśnienie fluidów, czyli ciśnienie
wywierane przez fluidy w przestrzeni porowej i wzdłuż
granic ziaren.

Fluidy metamorficzne

Ciekła woda podlega przemianie fazowej w parę wodną
przez wrzenie w 100C pod ciśnieniem atmosferycznym, a

temperatura wrzenia wzrasta ze wzrostem ciśnienia. Im
wyższa temperatura przy której woda wrze, tym mniejsza
zmiana objętości towarzysząca konwersji cieczy w gaz.
Przy ciśnieniu 220 bar i temperaturze 374C nie ma już

żadnej różnicy objętości między wodą i parą. Na
diagramie fazowym krzywa wrzenia, oddzielająca te dwie
fazy po prostu kończy się w tym punkcie, określanym
jako punkt krytyczny. Woda w warunkach ciśnień
wyższych niż 220 bar i temperaturze wyższej niż 375C

jest określana raczej jako ponadkrytyczny fluid (ang.
supercritical fluid) niż jako gaz. Należy zauważyć, że
krytyczne ciśnienie H

2

O (220 bar) jest stosunkowo niskie

w porównaniu do ciśnień metamorficznych.

Czas

Skały są stosunkowo dobrymi izolatorami,
wolno przewodzącymi ciepło. Rozległe
kompleksy skalne, o znacznych
objętościach, a takie podlegają
metamorfizmowi regionalnemu, zwykle
wymagają dziesiątek milionów lat aby
doznać znaczących zmian temperatury.
Analogicznie rozległe aureole kontaktowe
wokół znacznych rozmiarów intruzji (o
dużej pojemności cieplnej) tworzą się
przez setki tysięcy lub nawet miliony lat.

Typy metamorfizmu, kryteria

klasyfikacji

Typy i rodzaje metamorfizmu można wydzielić na podstawie szeregu

różnych kryteriów:
objętość skał ulegających przeobrażeniom;
metamorfizm regionalny i lokalny
lokalizacja geologiczna;
metamorfizm orogeniczny, dna oceanicznego,
z pogrzebania, dyslokacyjny, kontaktowy itp.
dominujący czynnik;
np. metamorfizm termiczny
szczególna przyczyna specyficznego rodzaju metamorfizmu;
np. metamorfizm uderzeniowy, hydrotermalny
czy metamorfizm jest efektem pojedynczego czy złożonego procesu;
monometamorfizm, polimetamorfizm
kierunek zmian temperatury i/lub ciśnienia w trakcie procesu;
metamorfizm progresywny i retrogresywny.

 

Współczesne podręczniki oraz propozycje SCMR IUGS przyjmują
pierwszy, zasadniczy podział metamorfizmu na regionalny i lokalny oraz
dalsze wydzielenia.

Metamorfizm regionalny

i lokalny

Metamorfizm regionalny zachodzi w strefach
globalnych procesów geotektonicznych
(subdukcja i kolizja płyt litosfery,
spreading dna oceanicznego), obejmując
swoim zasięgiem tysiące kilometrów
sześciennych skał.

  Metamorfizm lokalny zachodzi pod wpływem

czynnika o ograniczonym zasięgu (intruzja
magmowa, dyslokacja, upadek meteorytu) i
obejmuje stosunkowo niewielkie objętości
skał (zazwyczaj do 100 km

3

).

burial metamorphism

Metamorfizm z pogrzebania (ang. burial
metamorphism) jest odmianą
metamorfizmu regionalnego, która
zachodzi gdy miąższa sukcesja skał
osadowych lub wulkanicznych i
osadowych rozwija się w basenie
ulegającym subsydencji, tak że u jej
podstawy osiągnięte sa warunki
metamorfizmu niskiego stopnia (ang. low
grade metamorphic conditions) bez
jakichkolwiek deformacji lub fałdowania.

Metamorfizm dna

oceanicznego

Metamorfizm dna oceanicznego
zachodzi w pobliżu stref
spreadingu skorupy
oceanicznej.
Są to strefy wysokich
gradientów geotermicznych, a
metamorficzna rekrystalizacja
zachodzi w szerokim zakresie
temperatur.

Metamorfizm

hydrotermalny

Metamorfizm hydrotermalny obejmuje
przemiany chemiczne (metasomatoza) jako
integralną część procesu i jest efektem
cyrkulacji gorących wód w górotworze wzdłuż
szczelin i pęknięć. Ten rodzaj metamorfizmu jest
często związany z aktywnością magmową,
ponieważ konwekcja fluidów wymaga wysokich
wartości gradientu temperatury, takich jak
obecne wokół intruzji. Zapewne najbardziej
rozpowszechnionym typem metamorfizmu
hydrotermalnego jest metamorfizm dna
oceanicznego, zachodzący w grzbietach
śródoceanicznych.

Metamorfizm

orogeniczny

Metamorfizm orogeniczny prowadzi do
powstania rozległych kompleksów skał
metamorficznych w wielu łańcuchach
orogenicznych. Wzrost temperatury zachodzi
bez bezpośredniego wpływu okreslonych ciał
magmowych, chociaż intruzje moga mieć
miejsce i przyczyniać się do ogólnego wzrostu
temperatury. Metamorfizm orogeniczny jest
prawie zawsze związany z deformacjami i
fałdowaniem. Dalszy podział metamorfizmu
orogenicznego pozwala wyróżnić metamorfizm
stref subdukcji oraz metamorfizm stref kolizji.

Pierwszy podział metamorfizmu

regionalnego

U. Grubenmann - Die kristallinen Schiefern
(1906-08)

trzy strefy głębokościowe metamorfizmu

regionalnego:
epizona
mezozona
katazona

 

Grubenmann przypisał im warunki wzrastającego

ciśnienia i temperatury, przy pewnym zróżnicowaniu
dominujących czynników metamorfizmu. Krytycy tego
systemu zwracali uwagę na autorytarne wydzielenie
trzech stref oraz brak kryteriów ilościowych.

Alternatywna propozycja:

System facji metamorfizmu regionalnego i
termicznego

Pentti E. Eskola (1883-1964)

Termin facja jest jednym z tych trudnych

terminów geologii, który jest szeroko
stosowany, a zarazem bardzo różnie
pojmowany. W petrografii i petrologii pod tym
terminem zazwyczaj rozumie się zespół różnych
cech skały, będących odbiciem warunków w
jakich się tworzyła, a zatem środowiska
formowania się i powstania danej skały.

Eskola (1915, 1939) zaproponował termin facji

mineralnej, z ideą próby klasyfikacji skał
metamorficznych na podstawie warunków ich powstania.
Ponieważ w tamtych latach rola fluidów (H

2

O, CO

2

) nie

była ilościowo znana, Eskola rozważał jako decydujące
zewnętrzne czynniki warunków metamorfizmu jedynie P i
T.

Według jego pierwszej, a obecnie uważanej za

najbardziej precyzyjną (Miysahiro 1994) definicji (Eskola
1915) jedna facja metamorficzna obejmuje te skały,
które można uważać za przeobrażane w jednakowych
warunkach P-T.

Jako należące do tych samych facji uważamy takie

skały, które jeśli mają taki sam skład chemiczny
utworzone są z takich samych minerałów. Każda facja
może z kolei obejmować różne odmiany chemiczne i
genetyczne skał.

Pierwsze studium Eskoli (1915) zawiera pięć

facji metamorficznych : zieleńcową, amfibilitową,
piroksenowo-hornfelsową, sanidynitową i
eklogitową, późniejsza klasyczna synteza Die
Entstehung der Gestaine (1939) dodatkowo
wyróżnia facje: epidotowo-amfibilitową, łupków
glaukofanowych (łupków niebieskich) i
granulitową.

Powyższe facje metamorfizmu zostały

zdefiniowane głównie na podstawie zmianu składu
mineralnego zmetamorfizowanych skał
zasadowych (metabazytów), bez uwzględnienia
specyficznych często paragenez mineralnych skał
metapelitowych oraz innych skał metamorficznych.

Metamorfizm termiczny

Metamorfizm termiczny (kontaktowy) to
metamorfizm wynikający ze wzrostu
temperatury w skałach otaczających
intruzje magmową. Zwykle skały aureoli
kontaktowej nie są deformowane podczas
rekrystalizacji metamorficznej, tak że
ziarna wzrastaja razem tworząc masywna
skałę - hornfels. Hornfelsy mogą niekiedy
zawierać relikty kierunkowych struktur
powstałych w trakcie wcześniejszych
procesów np. metamorfizmu regionalnego.

Metamorfizm

dynamiczny

Metamorfizm dynamiczny lub
kataklastyczny jest zwykle jeszcze
bardziej lokalny niż metamorfizm
kontaktowy. Zachodzi on zwykle wzdłuż
płaszczyzn uskoków lub stref ścinania
jako rezultat intensywnych deformacji
skał w bezpośrednim sąsiedztwie ruchu.
Często mechaniczne roztarcie jest
związane z rekrystalizacją lub wzrostem
minerałów uwodnionych, dzięki fluidom
penetrującym strefy deformacji.

Metamorfizm

uderzeniowy

Metamorfizm uderzeniowy jest wynikiem
upadku znacznych rozmiarów meteorytu,
o dużej prędkości, na powierzchnię
planety. Wytworzona fala uderzeniowa
przechodzi przez otaczające skały i na ten
ułamek sekundy poddaje je ekstremalnie
wysokim ciśnieniom. Następujące
odprężenie (relaksacja) sieci krystalicznej
minerałów prowadzi do gwałtownego
wzrostu temperatury, co z kolei skutkuje
topnieniem lub nawet parowaniem skał.

Metasomatoza

Metasomatoza to procesy rozpuszczania

pierwotnych minerałów i zastępowania ich
nowymi, przy czym przez cały czas trwania
przeobrażeń skała znajduje się w stanie stałym.

Metasomatoza odbywa się za

pośrednictwem cieczy i gazów migrujących
przez kapilary z roztworami porowymi. W
zależności od mechanizmu transportu
substancji metasomatoza może być dyfuzyjna,
infiltracyjna lub jonowo-dyfuzyjna. Skały
metasomatyczne tworzą się w szerokim
zakresie temperatur i ciśnień.

Ultrametamorfizm

Ultrametamorfizm to zespół przeobrażeń

wskutek działania wysokich ciśnień, a przede
wszystkim temperatury, która w warunkach
wysokiego ciśnienia powoduje częściowe wytopienie
produktów intensywnego metamorfizmu
regionalnego przy ograniczonym dopływie
składników z zewnątrz. W efekcie dochodzi do
powstania stopu magmowego przez wytopienie
składników o niskiej temperaturze topnienia i
pojawienia się krzemianowej fazy ciekłej.

Do skał ultrametamorficznych zalicza się

również utwory powstałe w wyniku injekcji magmy
w skały wcześniej zestalone.

Ultrametamorfizm

Ultrametamorfizm oznacza intensywne

przeobrażenia skał na znacznych głębokościach, poniżej
granicy topnienia skał granitowych. Najbardziej podatne
na tego typu przeobrażenia są skały kwaśne i alkaliczne,
bogate w minerały jasne i nasycone H

2

O, co ułatwia

częściowe wytapianie składników.

Jest to proces

selektywny, określany jako anateksis. Częściowe
wytapianie obejmuje składniki jasne,

np. ortoklaz + albit + kwarc w zespole

eutektycznym,
a powstała magma anatektyczna ma charakter
alaskitowy.

Skała niewytopiona zostaje wzbogacona

w składniki ciemne, które wprawdzie nie ulegają
wytopieniu, ale w warunkach P-T ultrametamorfizmu
miękną, stają się plastyczne i podatne na deformacje.

Ultrametamorfizm

Ruch takich skał określa się jako

reomorfizm, a intruzje jako intruzje
reomorficzne. Magma anatektyczna może być
wyciskana ze skał macierzystych,
przemieszczana na znaczne odległości i
akumulowana. To ostatnie zjawisko nazywane
jest palingenezą.

Magmy palingenetyczne mogą tworzyć

intruzje analogicznie jak magmy juwenilne, lub
też niewielkimi injekcjami wnikać w skały
otaczające tworząc migmatyty. Najczęściej
powstają one przez wnikanie jasnej migmy w
skały złupkowane, jak gnejsy lub łupki
krystaliczne.

Diaftoreza

Wyżej przedstawione rodzaje

metamorfizmu można zaliczyć do metamorfizmu
progresywnego; motorem przemian jest
dostosowanie materii do temperatur i ciśnień
wyższych niż w warunkach powstania faz
(minerałów) wyjściowych.

Jego przeciwieństwem jest metamorfizm

retrogresywny, polegający na przebudowie
mineralogicznej i strukturalno-teksturalnej skał
metamorficznych w kolejnych fazach
metamorfizmu regionalnego, w warunkach
niższych ciśnień i temperatur niż skały
wyjściowe. Zachodzi zazwyczaj przy
wydźwiganiu kompleksów skalnych.

Diaftoreza

Takie wsteczne przeobrażenia fazowe

zachodzą opornie w warunkach statycznych,
dzięki czemu na powierzchni Ziemi możemy
obserwować bogactwo asocjacji minerałów
właściwych dla metamorficznych P-T.

W warunkach dynamicznych, silnych

deformacji, dochodzi do diaftorezy.
Zazwyczaj nie ma wtedy równowagi
termodynamicznej, diaftoryty zawierają
liczne pseudomorfozy i relikty, dzięki czemu
mogą być wdzięcznymi obiektami dla studiów
nad historią metamorfizmu.