5. GEOCHEMIA WN
TRZA ZIEMI II: procesy metamorficzne
1
5. GEOCHEMIA WN
TRZA ZIEMI II: procesy metamorficzne
Przemiany metamorficzne to zespół procesów powodujących przeobrażenie skał w stanie stałym (np.
rekrystalizacja prowadząca do zmiany struktury i tekstury, zanik niektórych minerałów a powstanie
innych) w warunkach i pod wpływem podwyższonego ciśnienia i temperatury oraz działania czynników
chemicznych głównie na drodze dyfuzji i reakcji ze składnikami fluidów (cieczy i gazów
międzyziarnowych). To jest bardzo skomplikowana i skondensowana definicja. Głównym celem tego
wykładu jest wyjaśnienie jej elementów i podanie niektórych mechanizmów i przyczyn zachodzenia
procesów związanych z metamorfizmem.
5.1. Przypomnienie z petrografii skał metamorficznych
Rozpatrując skały metamorficzne należy pamiętać, że są to skały o co najmniej dwuetapowej historii i
trzeba umieć spoza metamorfizmu dostrzegać prawdopodobny protolit (skałę wyjściową), która uległa
przeobrażeniom. Pomaga to uzmysłowić sobie procesy prowadzące do powstania skały metamorficznej.
Skały metamorficzne klasyfikuje się na podstawie badań mineralogicznych i petrograficznych. Określa
się skład mineralny, strukturę i teksturę skały, co pozwala wyróżnić na przykład: fyllity (przeobrażone
łupki ilaste itp.), łupki krystaliczne (np. łupki chlorynowe, łupki mikowe, łupki kwarcowo-węglanowe itd.
bedące często, podobnie jak fyllity, przeobrażonymi skałami ilastymi, mułowcami itp.), serpentynity (z
przeobrażenia skał ultrazasadowych takich jak perydotyty), zieleńce i łupki zieleńcowe (z bazaltów i
gabr), amfibolity (silniejszy od zieleńców metamorfizm bazaltów i gabr), kwarcyty (z piaskowców i skał
krzemionkowych), marmury (z wapieni), gnejsy (laminowane skały o składzie granitu, powstałe przez
stosunkowo silny metamorfizm regionalny skał magmowych lub osadowych), granulity i eklogity
(produkty wysokich facji metamorfizmu), Å‚upki niebieskie zwane dawniej Å‚upkami glaukofanowymi
(charakterystyczne dla stref subdukcji, powstające w stosunkowo wysokich ciśnieniach przy niskich
temperaturach) i wiele innych. Pośród minerałów skał metamorficznych najpowszechniejsze dla gnejsów
i łupków są kwarc, skalenie, miki i chloryty; dla marmurów kalcyt i dolomit; dla amfibolitów i zieleńców
amfibole i plagioklazy. Sa też specyficzne minerały dla skał metamorficznych takie jak chlorytoid, grafit,
talk, epidoty, granaty, monacyt, kordieryt, staurolit, wollastonit oraz trzy odmiany polimorficzne
substancji Al2SiO5: sillimanit, andaluzyt i dysten (inaczej cyjanit).
Wiedza dotycząca skał metamorficznych rozwijała się od początku z dużym szacunkiem dla roli
przemian chemicznych prowadzących do ich powstania. W przeciwieństwie do zjawisk magmowych
wyróżnianych na podstawie składu chemicznego (magmy kwaśne, obojętne, zasadowe itd.), procesy
metamorficzne odróżniane są na podstawie ich genezy i przebiegu. Nie ma pojedynczego jednolitego
kryterium podziału. Istnieje szereg różnych kryteriów, według których wyróżnia się np. metamorfizm
5. GEOCHEMIA WN
TRZA ZIEMI II: procesy metamorficzne
2
lokalny i regionalny, metamorfizm progresywny i retrogresywny, metamorfizm kontaktowy i
orogeniczny itd.
Natomiast opis genetyczny procesów metamorficznych jest związany z odtworzeniem warunków
termodynamicznych a wiec ciśnienia i temperatury. Związane z tym jest zaproponowane około 100 lat
temu przez Eskolę pojęcie facji metamorfizmu, które z czasem było rozwijane i uściślane. Facje
wyróżniają specyficzne zakresy warunków ciśnienia i temperatury w jakich powstają określone rodziny
skał metamorficznych. Facje nanosi się na wykres, na którego poziomej osi odkłada się temperaturę a na
pionowej ciśnienie (Fig. 5.1). Jest to więc identyczny wykres do diagramu fazowego jakiego używaliśmy
na przykład do interpretacji równania Clapeyrona na wykładzie z termodynamiki. W przeciwieństwie
jednak do diagramów fazowych, geolodzy rysują wzrost ciśnienia na osi pionowej w dół zgodnie ze
wzrostem głębokości pod powierzchnią ziemi na jakiej skały odpowiedniej facji powstają. Zazwyczaj
przyjmuje się, że ciśnienie rośnie o 1 kb na każde 3,6 kilometra głębokości a skały metamorficzne mogą
powstawać nawet na głębokościach przekraczających 40 km. Pojęcie facji jest w powszechnym użyciu
ponieważ nie da się jednym słowem określić, która z porównywanych skał przeszła  silniejszy czy
 słabszy metamorfizm a określenie facji daje pojecie o zakresie ich przeobrażenia.
a) b)
c)
Fig. 5.1. a) i b) Powiązanie facji metamorfizmu z warunkami (temperatura i ciśnienie) panującymi w głębi ziemi.
Granice facji mogą się nieco różnić w zależności od protolitu. c) Powiązanie warunków metamorfizmu (temperatury i
ciśnienia) z różnymi środowiskami geotektonicznymi.
5. GEOCHEMIA WN
TRZA ZIEMI II: procesy metamorficzne
3
Dla geologa kartującego w terenie niezwykle użyteczne jest również wyróżnienie tak zwanych zon
minerałów indeksowych. Na przykład w kolejności wzrastających warunków metamorfizmu mogą
pojawiać się: zona chlorytowa, biotytowa, granatowa, staurolitowa dystenowa czy silimanitowa.
Pojawianie się nowych minerałów indeksowych świadczy o wzroście warunków PT metamorfizmu.
Często przebieg granicy pomiędzy zonami jest ukośny do biegu skał i w dużym stopniu niezależny od
litologii. Na pojawienie się minerału indeksowego ma wpływ głównie osiągnięcie przez metamorfizm
takich ciśnień i temperatur, w których ten minerał jest trwały.
Już Goldschmidt zauważył, że pomimo olbrzymiej różnorodności składu mineralnego skał wyjściowych
(protolitów), powstające z nich skały metamorficzne mają skład mineralny sprowadzający się do
kilkunastu powtarzających się minerałów głównych i akcesorycznych. Najczęściej ich specyficzna
parageneza świadczy o konkretnych warunkach ciśnienia i temperatury (PT), w jakich powstała skała.
Odsłonięcia typowych sekwencji skał metamorficznych zostały opisane przez wybitnych petrografów, na
przykład Barrow opisał metamorfizm w Szkocji a Mijashiro w Japonii i innych wystąpieniach dookoła
Pacyfiku. Następnie rozwój wiedzy o tektonice kier pozwolił wskazać procesy tektoniczne prowadzące
do ich powstania. Postęp geochemicznych metod analitycznych i zastosowanie termodynamiki pozwoliło
na ilościową charakterystykę przyczyn i kierunku przebiegu reakcji prowadzących do krystalizacji
minerałów skał metamorficznych. Dzięki analizom geochemicznym możliwe jest też niemal bezpośrednie
oznaczenie ilościowe ciśnienia i temperatury metamorfizmu opróbowanych skał.
5.2. Ścieżki reakcji na diagramach fazowych PT
Reakcje w skałach metamorficznych prowadzą najczęściej do:
- zaniku jednych minerałów i powstania nowych, jedno z najczęściej obserwowanych zjawisk w
metamorfizmie;
- rekrystalizacji, zazwyczaj prowadzącej do powstania większych kryształów lub do ich ułożenia
kierunkowego, zjawisko niemal zawsze obserwowane w metamorfizmie;
- wykształcenia tekstury kierunkowej jak warstwowanie, złupkowacenie, foliacja, lineacja, i inne;
- metasomatycznych zmian składu chemicznego jako efektu reakcji w układzie otwartym z
udziałem fluidów, na przykład powstawanie złóż.
Jak powstaja skały metamorficzne? Dlaczego minerały i struktury protolitu ulegają przeobrażeniu?
trzema najważniejszymi czynnikami metamorfizmu są temperatura, ciśnienie i działanie fluidów (głównie
H2O i CO2). Niebagatelną rolę pełni też czas.
Większość petrologów wyróżnia osobno metamorfizm izochemiczny a osobno metasomatyzm.
Metamorfizm izochemiczny, czy po prostu metamorfizm, to przemiana przy zachowaniu ogólnego
składu chemicznego skały jako całości. Reagujące minerały wymieniają składniki miedzy sobą w
5. GEOCHEMIA WN
TRZA ZIEMI II: procesy metamorficzne
4
układzie zamkniętym. W przypadku metasomatyzmu, niektóre składniki skały są z niej odprowadzane a
inne do niej dostarczane przy udziale fluidów (gazów i cieczy, głownie pary wodnej i dwutlenku węgla).
W wyniku tego skład chemiczny skały ulega modyfikacji a zasadnicze reakcje zachodzą w układzie
otwartym. Tą różnicę pomiędzy metamorfizmem a metasomatyzmem widać znacznie wyraz
niej, gdy
przyjrzymy się bliżej przyczynom geochemicznym zachodzenia obu procesów.
W obydwu przypadkach zasadniczą przyczyną przemian jest zachwianie równowagi chemicznej. W
wyniku zminy warunków minerały istniejące w skale stają się nietrwałe i muszą zniknąć lub
przekrystalizować a powstaja minerały trwałe w nowych warunkach. W procesach metamorficznych
wytrącenie systemu ze stanu równowagi termodynamicznej zachodzi w wyniku zmiany warunków
ciśnienia i temperatury: znikają minerały nietrwałe w nowych warunkach a pojawiają się nowe minerały
trwałe w podwyższonych ciśnieniach i temperaturach. Natomiast główną przyczyną zachodzenia reakcji
w procesach metasomatycznych jest zachwianie równowagi chemicznej przez odprowadzenie jednych a
dostarczenie nowych składników, które powodują zajście reakcji chemicznych i powstanie nowych
minerałów. A więc na pytanie dlaczego powstają skały metamorficzne należy odpowiedzieć, że powstają
one w wyniku wytrącenia istniejącej już skały z równowagi termodynamicznej lub chemicznej
przez zmianę ciśnienia i temperatury oraz doprowadzenie czy odprowadzenie składników
chemicznych. Dzięki przemianom metamorficznym i z pomocą czasu geologicznego składniki skały
osiągają nowy stan równowagi. Dlatego biorąc próbkę skały metamorficznej do ręki należy mieć
świadomość, że jest to okaz skały, która jest weteranem geologicznym i ma za sobą zazwyczaj dłuższą i
bardziej skomplikowaną historię niż inne skały. Najpierw na lub pod powierzchnią Ziemi musiała
powstać skała macierzysta (protolit), która następnie w wyniku procesów tektonicznych została
pogrzebana na miliony lat głęboko pod powierzchnią ziemi, a następnie w wyniku kolejnych  ruchów
górotwórczych wynurzona i odsłonięta z powrotem na powierzchni. Należy więc do takiej skały
podchodzić z szacunkiem, bo jest ona zazwyczaj wiekowa i przeszła wiele. A odpowiednio potraktowana
na pewno opowie nam mnóstwo ciekawych historii i dat ze swego życia odnoszących się również do jej
kuzynów i protoplastów z rodzin skał magmowych i osadowych. Nie da się ukryć, że kilka
podstawowych pytań przewija się najczęściej podczas wywiadów i przesłuchań jakim poddawani są
przedstawiciele skał metamorficznych z różnych miejsc Ziemi (i Księżyca!). Należą do nich: Kto był
twoim przodkiem (protolitem)? Ile masz lat? Kiedy nastąpił metamorfizm? Jak głęboko pod powierzchnią
miał miejsce? Jaka była tam temperatura? W jaki sposób działało ciśnienie? Poza tymi szczegółowymi
pytaniami pod adresem konkretnych skał stawiane są też pytania natury ogólnej, na przykład w jaki
sposób i jak szybko przebiegają reakcje pomiędzy minerałami w czasie metamorfizmu, skąd biorą się
brakujące składniki a gdzie podziewają się zbędne produkty reakcji, jaka jest rola fluidów, w jaki sposób i
dlaczego powstają często takie dziwne tekstury skał metamorficznych jak laminacja w gnejsach, tekstury
oczkowe, porfiroblastyczne, i inne piękne formy tak często wykorzystywane w zdobnictwie
kamieniarskim.
5. GEOCHEMIA WN
TRZA ZIEMI II: procesy metamorficzne
5
Do zrozumienia geochemicznych przyczyn zachodzenia procesów metamorficznych potrzebna jest
umiejętność posługiwania się dwoma pojęciami: diagramami PT i regułą przekory. Diagram PT został
przedstawiony i omówiony przy okazji wykładu z termodynamiki na przykładzie zastosowania równania
Clapeyrona. Jest to wykres pozwalający na wykreślenie pól trwałości (warunków PT) poszczególnych
minerałów. Nanosi się na nim obliczone z użyciem termodynamiki linie równowagi pomiędzy
reagującymi fazami mineralnymi. Linia równowagi reakcji może reprezentować reakcję chemiczną lub
przemianę polimorficzną, jak na przykład pomiędzy grafitem i diamentem, kalcytem i aragonitem CaCO3
czy sillimanitem, andaluzytem i dystenem Al2SiO5. Rysunki na Fig. 5-1 przedstawiające podział na facje
metamorficzne jest również diagramem PT ukazującym zakresy trwałości minerałów metamorficznych
specyficznych dla skał poszczególnych facji. Znikanie jednych a pojawianie się innych faz mineralnych
może się odbywać na drodze rekrystalizacji, (np. przemiany polimorficzne, powstają wtedy
pseudomorfozy), lub w wyniku reakcji pomiędzy minerałami z udziałem fluidów. Mogą wtedy
powstawać struktury reakcyjne jak korony czy obwódki, albo może nastąpić zastępowanie jednych
minerałów innymi prowadzące do powstania pseudomorfoz, albo mogą wykrystalizować zupełnie nowe
minerały wzrastające razem z powstającą foliacją czy innymi teksturami metamorficznymi. Część z tych
reakcji zachodzi na drodze dyfuzji jonów w kryształach, która choć jest procesem z natury dość
powolnym to jednak w wysokich temperaturach zachodzi szybciej. W przeważającej większości jednak
reakcje te zachodzą z udziałem fluidów, które umożliwiają rozpuszczanie się minerałów protolitu,
transport składników w objętości skały i krystalizację minerałów metamorficznych. Świadczy o tym m.in.
zupełnie odmienna dystrybucja pierwiastków śladowych w skale. Na przykład w osadowych skałach
ilastych pierwiastki śladowe są często rozproszone a w powstających skałach metamorficznych
koncentrują się np. w granatach, monacytach czy innych minerałach.
Przekroczenie granicy faz w wyniku zmian ciśnienia i temperatury staje się przyczyną reakcji lub
przemian polimorficznych. Zastępowanie minerałów trwałych w niższych P i T przez minerały trwałe
przy wyższych PT świadczy o progresywnym metamorfizmie (np. ścieżki A, B i C na Fig. 4.2).
Natomiast w przeciwnym razie mówimy o metamorfizmie retrogresywnym (np. ścieżka D na Fig. 4.2). W
warunkach geologicznych zmiany P i T wywołujące procesy metamorficzne są nieodłącznie związane z
tektoniką lub pobliskimi procesami magmowymi. Dlatego badania geochemiczne skał metamorficznych
są nieodłączną i krytycznie istotną częścią wszelkich badań z zakresu kartowania, geologii strukturalnej,
tektoniki i petrologii zmierzających do rekonstrukcji przyczyn, przebiegu i chronologii procesów
powstawania kompleksów metamorficznych. Współczesne wyrafinowane metody analityczne pozwalają
np. na określenie rodzaju protolitu, temperatury i ciśnienia oraz wieku i kolejności zdarzeń nawet dla
skał, które kilkakrotnie uległy metamorfizmowi zacierając większość śladów swej przeszłości.
5. GEOCHEMIA WN
TRZA ZIEMI II: procesy metamorficzne
6
Fig. 5.2. Diagram PT z naniesionymi przykładowymi liniami równowagi (granicami trwałości faz mineralnych)
reprezentujÄ…cymi reakcjÄ™ (albit <=> jadeit+kwarc) lub przemianÄ™ polimorficznÄ… (odmiany polimorficzne substancji Al2SiO5).
Metamorfizm wywołany głównie zmianami PT, jak to ma na przykład miejsce w czasie metamorfizmu
regionalnego z pogrzebania, zachodzi przy niewielkich zmianach całkowitego składu chemicznego skał.
Jak wspomniano powyżej, mówi się wtedy że jest to metamorfizm izochemiczny. W tym wypadku
możliwe jset nieraz nawet wnioskowanie na podstawie składu chemicznego o genezie protolitu. Na
przykład oznaczenie zawartości pierwiastków śladowych (w tym REE) w zieleńcu będącym
zmetamorfizowanym bazaltem może przy odrobinie szczęścia pozwolić na wykreślenie diagramu
pajęczego i daleko idące wnioski. Przeciwieństwem izochemicznego jest metamorfizm allochemiczny.
W tym wypadku główną przyczyną zaburzenia równowagi termodynamicznej prowadzacego do reakcji i
przeobrażeń jest zmiana środowiska chemicznego przez fluidy: doprowadzenie jednych substancji a
odprowadzenie innych. Skrajnymi odmianami metamorfizmu allochemicznego mogą być niektóre
odmiany metasomatyzmu czyli zmian chemicznych w skałach i minerałach pod wpływem reakcji ze
składnikami infiltrujących je roztworów. Przykładem mogą być skarny metasomatyczne. Tworza się one
na kontakcie intruzji magmowych i skał węglanowych. Pod wpływem roztworów pomagmowych
zasobnych w Si, Mg, Cl, F, pierwiastki niekompatybilne i rozpuszczone siarczki metali powstają wokół
kontaktu strefy przemian chemicznych prowadzace do wytworzenia szczególnych paragenez mineralnych
często interesujących złożowo.
Przykładową ścieżkę PT obrazującą historię skały powstałej w wyniku metamorfizmu regionalnego z
pogrzebania i odsłoniętej na powierzchni w wyniku procesów tektonicznych i erozji nadkładu
przedstawia Fig. 5.4. Ponieważ linia na wykresie pokazuje przebieg zmian ciśnienia i temperatury w
kolejności chronologicznej, wykres taki nazywa się ścieżką P-T-t (ciśnienie-temperatura-czas).
Rozpoczyna się od etapu pogrzebania prowadzącego do wzrostu temperatury i ciśnienia, następnie osiąga
maksimum metamorfizmu przerwane wynurzeniem aż na powierzchnię.
5. GEOCHEMIA WN
TRZA ZIEMI II: procesy metamorficzne
7
Fig. 5.3. Ideowy wykres ścieżki P-T-t dla hipotetycznej skały, która powstała w wyniku metamorfizmu regionalnego z
pogrzebania a obecnie jest odsłonięta na powierzchni w wyniku procesów tektonicznych i erozji nadkładu
Ten prosty rysunek pozwala na głębszą analizę dla zrozumienia mechanizmów zachodzących procesów.
Najtrudniejsze jest oczywiście pytanie najprostsze: dlaczego skały metamorficzne odsłaniają się na
powierzchni ziemi? Jak było powiedziane wcześniej, przyczyną przemian metamorficznych jest to, że
składniki dążą do osiągnięcia nowej równowagi pod wpływem zmieniających się warunków ciśnienia i
temperatury. Ponieważ sekwencja zmian PT przedstawiona na Fig. 5.3. zamyka się w pętlę więc i
przemiany równowagowe powinny spowodować powrót do sytuacji wyjściowej. Jednak pomimo tego, że
skały metamorficzne przechodzą najpierw wzrost warunków metamorfizmu (metamorfizm progresywny)
a potem spadek ciśnienia i temperatury aż do osiągnięcia warunków panujących na powierzchni, wciąż
zachowują cechy i skład właściwy maksimum osiągniętych ciśnień i temperatur. Dlaczego tak się dzieje?
Czy przejścia fazowe powodowane zmianą warunków PT są odwracalne? W warunkach laboratoryjnych
rzeczywiście można wiele z tych przemian przeprowadzić przekraczając granicę faz w obie strony. W
praktyce jednak, w warunkach geologicznych, procesy metamorficzne zachodzÄ… nieodwracalnie. W
przeciwnym razie nigdy na powierzchni Ziemi nie odsłaniałyby się skały metamorficzne.
Są dwie główne przyczyny, dla których procesy metamorficzne nie są odwracalne. Po pierwsze
metamorfizm nie zachodzi w warunkach izochemicznych czyli z zachowaniem stałego składu
chemicznego skał. W trakcie metamorfizmu następuje utrata niektórych składników skał wyjściowych
(protolitów), w największym stopniu składników lotnych jak H2O, CO2 itp., które ulatniają się
spękaniami. A więc nawet gdybyśmy chcieli brakuje składników do odbudowania z powrotem wielu skał
osadowych. Po drugie reakcje chemiczne i przemiany fazowe biorące udział w procesach
metamorficznych zachodzą wystarczająco szybko, aby osiągnąć równowagę jedynie w wysokich
5. GEOCHEMIA WN
TRZA ZIEMI II: procesy metamorficzne
8
temperaturach. Jednak prędkość reakcji (w tym wypadku reakcji wysokotemperaturowych) spada bardzo
szybko przy spadku temperatury. Reakcje w kierunku odwrotnym do metamorfizmu progresywnego (w
trakcie spadku temperatury) zachodzą zbyt wolno, aby nadążyć za wynurzaniem i odsłonięciem się skał
metamorficznych na powierzchni. W warunkach panujÄ…cych na powierzchni Ziemi
wysokotemperaturowe minerały metamorficzne są metatrwałe. Oznacza to, że są trwałe  tymczasowo i
majÄ… wielkÄ… ochotÄ™ ulec przemianie w formÄ™ niskotemperaturowÄ… (w praktyce: ulec przemianie w inne
minerały). Jednakże zapoczątkowanie takiej przemiany wymaga  wysiłku a one w niskich
temperaturach nie mają skąd wziąć energii żeby przeskoczyć powstrzymującą je barierę energetyczną.
Tak więc choć z obliczeń termodynamicznych wynika, że reakcja powinna zajść samorzutnie ("G < 0) to
z przyczyn kinetycznych ta reakcja nie zachodzi w ogóle (ma nieskończenie wolny przebieg). Zależności
te przedstawia fig. 5.4. Przypominam, że była o tym mowa na wykładzie z termodynamiki w części
dotyczącej ograniczeń stosowalności "G.
Fig. 5.4. Ideowe przedstawienie stanu nietrwałego (A), stanu trwałej równowagi (B) i stanu metatrwałego (C). W stanie
nietrwałym A układ samorzutnie dąży do równowagi, czego motorem jest ujemny bilans energii swobodnej Gibbsa do
odczytania z różnicy wysokości na wykresie: "Gprod  "Gsubstr czyli "GA  "GB < 0. Dla stanu metatrwałego C bilans
energetyczny jest podobny, jednak do zapoczÄ…tkowania reakcji potrzebny jest wydatek energii i przeskoczenie bariery
energetycznej. Dlatego pomimo iż "Grcji < 0 reakcja praktycznie nie zachodzi.
Kolejną istotną informacją płynącą z analizy  ścieżki reakcji na wykresie PT jest to, że maksimum
ciśnienia może nie być osiągane jednocześnie z maksimum temperatury metamorfizmu. Wynika to z
bardzo wysokiego ciepła właściwego i słabego przewodnictwa cieplnego skał, co powoduje, że w czasie
pogrzebania dość często wzrost temperatury  nie nadąża za wzrostem głębokości i wynikającą z
lokalnego stopnia geotermicznego temperaturą skał otaczających. Kiedy więc skała zagłębi się już na
największą w swej historii głębokość wpływ ciśnienia tam panującego odczuwany jest natychmiast.
Natomiast  ciasto dochodzi jeszcze przez jakiś czas i temperatura skał wciąż rośnie (etap  grzania na
Fig. 5.3).
5. GEOCHEMIA WN
TRZA ZIEMI II: procesy metamorficzne
9
5.3. Przejawy reguły przekory w procesach metamorficznych
Wspomniałem wcześniej, że do pełnego zrozumienia geochemicznych przyczyn zachodzenia procesów
metamorficznych potrzebna jest umiejętność posługiwania się regułą przekory. Sformułowana w 1884 r.
przez francuskiego chemika Henry ego Le Chateliera, pozwala ona na jakościowe przewidywanie
kierunku reakcji w pobliżu stanu równowagi. Stan równowagi reakcji jest rozumiany jako stan
równowagi dynamicznej: reakcja nie zatrzymuje się, lecz biegnie w obydwie strony jednocześnie i z
identyczna prędkością, przez co ilości substratów i produktów nie ulegają zmianie. W zapisie reakcji
zaznaczamy to podwójną strzałką w obie strony. Reguła przekory jest niezwykle istotnym elementem
zrozumienia koncepcji równowagi chemicznej. W swoim podręczniku chemii nieorganicznej słynny
Linus Pauling zwracał się do swoich studentów z gorącym wezwaniem, aby dołożyli wszelkich starań i
dobrze zrozumieli regułę przekory w nadziei, że nawet jeśli zapomną wszystko ze studiów to ten element
zapadnie im w pamięć na zawsze. Dziś regułę przekory stosuje się też z powodzeniem w ekonomii.
Regułę przekory można sformułować następująco: jeśli na układ w stanie równowagi zadziała bodziec
zewnętrzny to wywoła on zmiany przebiegające w kierunku zmniejszenia skutków działania tego
bodz
ca. Czyli naciskając palcem na nos żółwia spowodujemy, że żółw będzie cofał główkę aby ten
nacisk zminimalizować (Fig. 5.5).
Fig. 5.5. Reguła przekory: reakcja systemu (żółwia) na bodziec zewnętrzny (nacisk palca) jest taka, że prowadzi do
zminimalizowania wpływu tego bodz
ca (żółw cofa głowę by zminimalizować nacisk).
Działanie reguły przekory można prześledzić na przykładzie reakcji Aa + bB <=> Cc + dD:
- usuwanie jednego z produktów C lub D spowoduje przesunięcie równowagi minimalizujące ten ubytek
a więc w prawo (produkcja C i D);
- usuwanie jednego z substratów A lub B spowoduje przesunięcie równowagi w kierunku
minimalizującym ten ubytek a więc w lewo (produkcja A i B);
- dodawanie jednego z substratów A lub B spowoduje przesunięcie równowagi w kierunku
minimalizującym ten nadmiar a więc w prawo (zwiększenie zużycia A i B);
5. GEOCHEMIA WN
TRZA ZIEMI II: procesy metamorficzne
10
- jeśli reakcja jest egzotermiczna (zachodzi w prawo z wydzieleniem ciepła) to obniżenie temperatury
spowoduje przesunięcie równowagi minimalizujące ten spadek a więc w prawo (zwiększenie produkcji
ciepła) zaś podniesienie temperatury cofnie reakcję w lewo;
- jeśli jednym z produktów jest substancja gazowa to obniżenie ciśnienia spowoduje przesunięcie
równowagi minimalizujące ten spadek a więc w prawo (zwiększenie produkcji gazu) zaś zwiększenie
ciśnienia cofnie reakcję w lewo.
Ponieważ reakcje w procesach metamorficznych zachodzą przy podwyższonym ciśnieniu prowadzą one
często do powstania paragenez mineralnych o łącznej objętości mniejszej niż minerały wyjściowe. W ten
sposób, zgodnie z regułą przekory, minimalizowany jest wpływ ciśnienia litostatycznego działającego na
większych głębokościach. Można to stwierdzić bardzo łatwymi obliczeniami. Wystarczy zapisać reakcję
chemiczną i podpisać składniki wartościami ich objętości molowych. Objętość molowa to jest objętość
zajmowana w przestrzeni przez jeden mol substancji. Wartości objętości molowych wielu minerałów
wyrażone najczęściej w cm3/mol można znalez
ć w większości tablic chemicznych czy geochemicznych.
W przypadku minerałów, ze względu na ich krystaliczną budowę, objętość molowa zależy od składu
chemicznego i od sposobu ułożenia atomów czy jonów, a więc od struktury krystalicznej. Minerały o
gęsto upakowanej strukturze mają niskie objętości molowe. Powstawanie granatów jest często
faworyzowane w procesach metamorficznych, bo mają one dużą gęstość upakowania a więc i niską
objętość molową. Bilans objętości molowych dla dwóch przykładowych reakcji z utworzeniem granatu
przedstawiony jest poniżej.
2 CaSiO3 + CaAl2Si2O8 <=> Ca3Al2(SiO4)3 + SiO2
2 mole 1 mol 1 mol 1 mol
wolastonitu anortytu grossularu kwarcu
2 . 39,8 + 105 = 184,6 cm3/mol 127 + 22,6 = 149,6 cm3/mol
Mg2SiO4 + CaAl2Si2O8 <=> Mg2CaAl2(SiO4)3
1 mol 1 mol 1 mol
oliwinu anortytu granatu pirop-grossular
43,9 + 105 = 148,9 cm3/mol 121 cm3/mol
W niektórych reakcjach z udziałem składników gazowych wzrost ciśnienia może spowodować
zatrzymanie reakcji. Na przykład pod wpływem intruzji magmowej, podczas metamorfizmu
kontaktowego margli lub zapiaszczonych wapieni może powstawać wollastonit CaSiO3 z wydzieleniem
gazowego CO2 w myśl reakcji:
5. GEOCHEMIA WN
TRZA ZIEMI II: procesy metamorficzne
11
Temp. 500-800oC
CaCO3 + SiO2 <============> CaSiO3 + CO2
Kalcyt + kwarc <============> wollastonit + CO2
Zauważono, że gdy proces ten zachodzi na większej głębokości (pod większym ciśnieniem) a wapienie
nie są zbyt spękane to powstaje znacznie mniej wollastonitu, niż gdy reakcja zachodzi płycej a
powstający dwutlenek węgla ma gdzie się ulotnić. Jest to znów efekt działania reguły przekory.
Przypominam że mówi ona, że system w równowadze chemicznej reaguje na zakłócenie tej równowagi w
taki sposób, aby zminimalizować wpływ zakłócenia. Kiedy intruzja przypiecze na kontakcie wapień
powstaje nieco wollastonitu z wydzieleniem CO2. Reakcja będzie przebiegać aż do osiągnięcia stanu
równowagi. Wollastonit wykrystalizuje na kontakcie a gazowy CO2 wypełni pod ciśnieniem pustki i
szczeliny. W stanie równowagi ilość obecnego w systemie kalcytu, kwarcu, wollastonitu i CO2 jest taka,
że reakcja przebiega z jednakową prędkością w lewo i w prawo, czyli w zasadzie nie obserwujemy
żadnych zmian. Jeśli jednak powstanie jakaś nieszczelność i część CO2 ucieknie, spadnie jego ciśnienie w
układzie co zakłóci równowagę. Aby przeciwdziałać temu zakłóceniu reakcja przesunie się w prawo dla
wyprodukowania CO2 i uzupełnienia brakującej do równowagi jego ilości. A przy okazji musi również
powstać więcej wollastonitu (Fig. 5.6).
Fig. 5.6. Powstawanie wollastonitu w metamorfizmie kontaktowym. Równowaga jest kontrolowana przez ciśnienie CO2. Gdy
CO2 jest uwalniany szczelinami to zgodnie z regułą przekory powstaje więcej wollastonitu.
5.4. Działanie ciśnienia i fluidów
Kolejnym procesem, z listy wymienionej uprzednio jest rekrystalizacja prowadzÄ…ca zazwyczaj do
powstania większych kryształów. W przypadku marmurów czy kwarcytów najbardziej oczywistą
obserwacją jest to, że będące ich protolitem drobnokrystaliczne i różnoziarniste skały osadowe (np.
wapienie czy piaskowce) przeobrażają się w skały grubiej krystaliczne i zazwyczaj równokrystaliczne.
Wytłumaczenie tego zjawiska opiera się na termodynamicznie większej trwałości dużych ziaren w
stosunku do bardzo małych. Zjawisko to w szczegółach jest dość skomplikowane, ale całkiem
powszechnie obserwowane wszędzie tam, gdzie mamy do czynienia z rekrystalizacją, również na
powierzchni Ziemi i nosi nazwÄ™  Oswald ripening .
5. GEOCHEMIA WN
TRZA ZIEMI II: procesy metamorficzne
12
W przypadku gnejsów, łupków czy fyllitów obserwuje się również rekrystalizację prowadzącą do
powstania foliacji, której nieraz towarzyszy lineacja. Ich powstanie jest rezultatem rekrystalizacji
zachodzącej w warunkach niejednakowego, kierunkowego ciśnienia czy wręcz wzajemnego przesuwania
się mas skalnych. Trzy rodzaje ciśnienia odgrywają rolę w metamorfizmie, każde w inny sposób
wpływające na rekrystalizację:
- litostatyczne ciśnienie nadkładu na skały położone na
określonej głębokości. Działa ono jak ciśnienie
hydrostatyczne, jest bezkierunkowe i jednakowe ze
wszystkich stron. Powoduje ono bezpośrednio redukcję
objętości i wzrost gęstości skały (zmiany fizyczne). Ma też
zasadniczy wpływ na przebieg zmian chemicznych. Jest to zazwyczaj ciśnienie działające długotrwale
przez miliony lat, w skali czasu geologicznego. Razem z podwyższoną temperaturą stwarza warunki
termodynamiczne do zaniku jednych a powstania nowych minerałów, które w innych warunkach na
powierzchni Ziemi nie powstają. Ten rodzaj ciśnienia zazwyczaj towarzyszy wielkoskalowym
procesom o zasięgu regionalnym i wynika głównie z głębokości pogrzebania;
- ciśnienie kierunkowe powstałe podczas ruchów
tektonicznych. Przy małym ciśnieniu litostatycznym może
powodować pęknięcia. Przy dużym ciśnieniu litostatycznym
powoduje kierunkowe przekrystalizowanie minerałów,
którego efekty mogą być wykorzystane przy analizie
petrologicznej jako wskaz
niki kinematyczne do odtworzenia kierunku wzajemnego przesuwania siÄ™
skał. W ekstremalnych warunkach takie ciśnienie może powodować mylonityzację lub płynięcie skał.
- ciśnienie uderzeniowe, ma charakter lokalny i związane jest z metamorfizmem towarzyszącym
katastroficznym wydarzeniom jak uderzenie meteorytu.
Na temat ilości, składu i roli fluidów w metamorfizmie trwa wciąż dyskusja. Ich obecność przejawia się
jedynie pośrednio. W próbce skały metamorficznej pobranej na powierzchni ziemi obserwujemy ślady
reakcji chemicznych z ich udziałem, ale nie ma już żadnych cieczy czy gazów za wyjątkiem
sporadycznych inkluzji zamkniętych w minerałach. Przypuszcza się, że głównymi składnikami fluidów w
procesach metamorficznych sÄ… para wodna i CO2. Wiele reakcji chemicznych zachodzÄ…cych pod
wpływem podwyższonej temperatury prowadzi do uwolnienia wody i dwutlenku węgla. Na przykład
pospolite składniki skał osadowych jak minerały węglanowe, siarczanowe, minerały ilaste, mogą
reagować ulegając przy tym dehydratacji (pozbawieniu wody), dehydroksylacji (pozbawieniu grup
hydroksylowych OH) czy dysocjacji (rozkładowi). Przykłady takich reakcji zebrane są poniżej:
5. GEOCHEMIA WN
TRZA ZIEMI II: procesy metamorficzne
13
CaMg(CO3)2 <=> CaCO3 + MgO + CO2
dolomit <=> kalcyt + peryklaz + CO2
3CaMg(CO3)2 + SiO2 + H2O <=> Mg3Si4O10(OH)2 + 3CaCO3 + 3CO2
dolomit + kwarc + H2O <=> talk + kalcyt + 3CO2
CaCO3 + SiO2 <=> CaSiO3 + CO2
kalcyt + kwarc <=> wollastonit + CO2
Al4[(OH)8Si4O10] <=> 2Al2SiO5 + 2SiO2 + 4H2O
kaolinit <=> andaluzyt + kwarc + 4H2O
Warto zauważyć, że wielu reakcjom towarzyszy wydzielenie gazowego dwutlenku węgla CO2 i pary
wodnej H2O. W innych reakcjach para wodna i CO2 są wykorzystane do utworzenia minerałów
metamorficznych, na przykład talku. Zachodzenie takich reakcji wskazuje na powszechną obecność i
odział fluidów w reakcjach w czasie metamorfizmu. Przemieszczają się one albo szczelinami
międzyziarnowymi albo pęknięciami w obrębie kryształów. Podczas zabliz
niania takich pęknięć fluidy
zostają często zamknięte w postaci inkluzji ciekłych, gazowych, lub ciekło-gazowych (Fig. 5.6).
Próbowano oszacować grubość takiego pęknięcia sumując łączną objętość inkluzji gazowych w ziarnie.
MajÄ… one co najmniej 0,02 µm gruboÅ›ci co wystarcza do swobodnego przepÅ‚ywu gazów i przegrzanych
cieczy pod ciśnieniem.
Fig. 5.6. 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 np. przy użyciu stolika grzewczego pozwalającego obserwować
pod mikroskopem przemiany fazowe w trakcie podgrzewania próbki.
5.5. Diagramy facjalne
5. GEOCHEMIA WN
TRZA ZIEMI II: procesy metamorficzne
14
Dla uchwycenia związków między składem mineralnym skał metamorficznych a ich składem
chemicznym konstruowane sÄ… diagramy facjalne. Jest to trudne zadanie a pierwotnie funkcjonujÄ…ce w
literaturze diagramy ACF i AKF (Fig. 5.7) miały wiele wad i ograniczeń. Jedna z wad 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.
Fig. 5.7. Diagram facjalny ACF to trójkątna projekcja dla skał metamorficznych zawierających wolny kwarc i pozbawionych
łyszczyków: A = Al2O3 + Fe2O3  (Na2O + K2O); C = CaO  3,3 P2O5; F = FeO + MgO + MnO.
Diagram facjalny A KF to trójkątna projekcja dla skał metamorficznych zawierających biotyt, muskowit, i stilpnomelan: A =
Al2O3 + Fe2O3  (Na2O + K2O + CaO); K = K2O; F = FeO + MgO + MnO.
Dopiero wprowadzona w latach 80-tych przez Thompsona projekcja przyjęła się na dobre. Jest ona
jednak stosunkowo skomplikowana. Płaszczyzna projekcyjna w postaci przedłużonego trójkąta powstaje
przez przecięcie tetraedru AKFM albo płaszczyzną wychodzącą z punktu reprezentującego skład
muskowitu albo z punktu skalenia potasowego (Fig. 5.8). W praktyce, projekcja AFM Thompsona,
jakkolwiek użyteczna, jest używana wyłącznie przez wąskie grono specjalistów.
Fig. 5.8. Projekcja AFM Thompsona.
5. GEOCHEMIA WN
TRZA ZIEMI II: procesy metamorficzne
15
5. GEOCHEMIA WN
TRZA ZIEMI II: procesy metamorficzne
16
5.6. Geotermometria i geobarometria
Ze względu na zmiany składu fazowego minerałów wchodzących w reakcje metamorficzne
wyróżniamy reakcje ciągłe i nieciągłe. Metamorfizm zachodzi w skałach zachowujących stały stan
skupienia. A więc pod pojęciem  zmiana składu fazowego nie mamy na myśli przejścia z fazy stałej do
ciekłej czy gazowej. Każdy minerał ze względu na odrębność składu chemicznego i struktury
krystalicznej od innych też jest fazą. A więc przemiana fazowa oznacza w tym wypadku zmianę zestawu
minerałów obecnych w systemie.
Reakcje ciągłe zachodzą wtedy, gdy fazy (minerały) biorące udział w reakcji nie znikają kosztem
nowych, lecz następuje stopniowe (ciągłe) przejście z płynną zmianą składu chemicznego. Możliwe jest
to dzięki współwystępowaniu minerałów, w których możliwe są podstawienia izomorficzne tych samych
jonów, na przykład:
Mg-granat + Fe-biotyt <=> Fe-granat + Mg-biotyt
Natomiast gdy zachodzą reakcje nieciągłe to jedne fazy mineralne biorące udział w reakcji znikają a
powstają nowe, na przykład reakcje pomiędzy minerałami:
NaAlSi2O6 + SiO2 <=> NaAlSi3O8
jadeit (piroksen) + kwarc <=> albit (skaleń)
lub przemiany polimorficzne, np. andaluzyt <=> sillimanit.
Identyfikacja facji metamorfizmu a w ich obrębie zon mineralnych wyznaczonych minerałami
indeksowymi, jak również diagramy facjalne i opis reakcji chemicznych czy przemian minerałów oraz
korelacja tych informacji z diagramami fazowymi PT pozwalają na jakościowe lub półilościowe
określenie warunków ciśnienia i temperatury towarzyszących metamorfizmowi. W wielu konkretnych
przypadkach jesteśmy w stanie oznaczyć ilościowo zakres maksymalnych temperatur i ciśnień, które
towarzyszyły powstaniu skały metamorficznej. Nie bez przyczyny dyscyplina ta nazywa się
 geotermobarometria . Rozwinęła się ona szczególnie w drugiej połowie XX wieku dzięki postępom
technik analitycznych i komputerowych, rozwojowi technik eksperymentalnych symulujÄ…cych warunki
metamorfizmu, oraz rozwojowi naszego zrozumienia termodynamiki minerałów w wysokich ciśnieniach i
temperaturach. Szczegółowe analizy i eksperymenty wykazały, że dokładny skład chemiczny lub fazowy,
a także struktura krystaliczna niektórych minerałów osiągających równowagę termodynamiczną w czasie
krystalizacji dokładnie odzwierciedlają ciśnienie lub temperaturę, w jakiej osiągały tę równowagę. Na
przykład dobrym TERMOMETREM GEOLOGICZNYM jest wymieniona powyżej reakcja wymiany
jonów Fe i Mg pomiędzy rekrystalizującym biotytem a granatem:
Mg-granat +Fe-biotyt <=> Fe-granat + Mg-biotyt
Badania eksperymentalne pokazały, że pomiędzy współwystępującymi ze sobą blaszkami biotytu i
ziarnami granatu następuje w czasie metamorfizmu wymiana jonów Fe2+ i Mg2+. Proporcja zawartości Fe
do Mg, którą każdy z minerałów osiąga w stanie równowagi zależy od temperatury otoczenia. Zarówno
5. GEOCHEMIA WN
TRZA ZIEMI II: procesy metamorficzne
17
biotyt jak i granat sa dość powszechnie spotykanymi minerałami metamorficznymi. Oznaczenie
temperatury polega na odnalezieniu w szlifie mikroskopowym par granat-biotyt w strukturach
wskazujących na ich współwystępowanie w równowadze a następnie na oznaczeniu przy użyciu
mikrosondy elektronowej zawartości Mg i Fe w każdym z nich (Fig. 5.9).
Granat
wymiana Mg i Fe
Biotyt
10 um
a) b)
Fig 5.9. a) Zdjęcie szlifu mikroskopowego wykonane przy użyciu mikroskopu elektronowego w świetle elektronów wstecznie
rozproszonych BSE. Pośród innych minerałów widoczne blaszki biotytu i hipautomorficzne blasty granatu. b) Schemat reakcji
wymiany Fe i Mg pomiędzy granatem a biotytem w trakcie osiągania równowagi chemicznej.
Po wstawieniu wyników do odpowiedniego równania kalibracyjnego (określającego wyznaczona z
eksperymentów zależność temperatury od zmierzonych zawartości) oblicza się temperaturę powstania
badanej paragenezy. Na przykład jednym z używanych w tym wypadku równań kalibracyjnych jest
zależność: lnKD = -2109/T + 0,782 gdzie KD oznacza współczynnik podziału:
(Mg / Fe)granat
KD =
(Mg / Fe)biotyt
wyliczany z wyników pomiarów mikrosondowych zawartości żelaza i magnezu w biotycie i granacie. A
więc jedyną niewiadomą w tym równaniu jest temperatura, którą się wylicza. Dokładność takich
oznaczeń zazwyczaj mieści się gdzieś pomiędzy 20 a 50 stopni, co najczęściej jest wystarczające.
Niektóre reakcje metamorficzne są silnie zależne od temperatury (i stanowią dobre geotermometry) a
inne są silnie zależne od ciśnienia i mogą być wykorzystane jako geobarometry. Do dnia dzisiejszego
zidentyfikowano i wykalibrowano już całkiem pokaz
ną liczbę geotermometrów i geobarometrów tego
rodzaju. Coraz większa dostępność drogich niegdyś instrumentów analitycznych przyczynia się do
częstego zastosowania tej bardzo atrakcyjnej bo ilościowej analizy do rekonstrukcji historii geologicznej
kompleksów magmowych i metamorficznych. A
atwość otrzymania dziesiątków analiz mikrosondowych
przeliczanych błyskawicznie przy użyciu dostępnych w internecie arkuszy kalkulacyjnych stwarza jednak
ryzyko nadużywania tej techniki w sytuacjach, w których jest ona termodynamicznie zabroniona.
Warunkiem poprawności otrzymanych wyników jest stwierdzenie, że analizowane minerały powstały
jednocześnie i równowagowo w warunkach maksymalnego metamorfizmu i zachowały  zamrożony stan
równowagi aż do teraz. A więc na przykład samo odnalezienie biotytu i granatu współwystępujących w
5. GEOCHEMIA WN
TRZA ZIEMI II: procesy metamorficzne
18
skale nie oznacza, że możliwe jest oznaczenie temperatury ich powstania. Najczęściej wnikliwa analiza
petrograficzna przy użyciu starego a wciąż niedościgłego w swoich możliwościach analitycznych
mikroskopu polaryzacyjnego pozwala prawidłowo zidentyfikować paragenezy mineralne w równowadze
termodynamicznej nadające się do geotermobarometrii a wykluczyć przypadkowe asocjacje mineralne.
PodsumowujÄ…c:
Przemiany metamorficzne zachodzą pod wpływem ciśnienia, temperatury oraz dostarczanych lub
odprowadzanych składników chemicznych. Ale te czynniki metamorfizmu powodują przemiany tylko
dlatego, że wytrącają skałę z istniejącego stanu równowagi: minerały dążąc do nowego stanu równowagi
tworzą skałę metamorficzną. Na powierzchni Ziemi odsłaniają się skały metamorficzne zbudowane w
większości z minerałów w stanie metatrwałym. Paragenezy metamorficzne sprowadzają się do kilkunastu
minerałów spotykanych niemal we wszystkich skałach, choć skład mineralny skał wyjściowych
(protolitów) jest bardzo różnorodny. Można też śledzić zmiany składu mineralnego w zależności od
stopnia metamorfizmu (izogrady) w obrębie tego samego kompleksu biegnące ukośnie do granic
litologicznych. Świadczy to o tym, że skład wielu skał metamorficznych w decydującym stopniu zależy
od warunków powstania a w mniejszym stopniu od składu protolitu. Paragenezy metamorficzne tworzą
minerały o łącznej objętości molowej mniejszej niż minerały wyjściowe. Tak skała odpowiada na wzrost
ciśnienia (przejaw reguły przekory). Trudno przecenić role fluidów w procesach metamorficznych.
Wiemy, że biorą istotny udział w niemal wszystkich reakcjach, ale mało znamy szczegółów ponieważ nie
ma możliwości przeprowadzenia badań bezpośrednich. Działanie ciśnienia w obecności podwyższonej
temperatury i fluidów prowadzi często do powstania rytmicznej tekstury uporządkowanej (np. laminacja,
foliacja, lineacja) na drodze rozpuszczania, reakcji i rekrystalizacji składników mineralnych. Jest to
dowodem na istnienie transportu składników chemicznych w skale, przypuszczalnie z udziałem fluidów.
Analiza chemiczna lub fazowa minerałów, które na podstawie analizy petrograficznej są zidentyfikowane
jako równowagowa parageneza metamorficzna, pozwala na oznaczenia geobarometryczne i
geotermometryczne: wyznaczenie ciśnienia (głębokości) oraz temperatury różnych etapów
metamorfizmu. W połączeniu z datowaniem pozwala to na wykreślenie ścieżek P-T-t umożliwajacych
rekonstrukcję historii metamorficznej całych regionów.