Przejdź do zawartości

Facje metamorfizmu

Z Wikipedii, wolnej encyklopedii

Facja
zieleńcowa
typu Barrow
nie
stwierdzono
w warunkach
ziemskich
typu
Abukuma
Facje metamorfizmu kontaktowego
0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
0
2
4
6
8
10
12
14
16
18
20
Diagram przedstawiający zakresy danychfacjiw stosunku do temperatury i ciśnienia.
Z diagramu wynika, że wzrost temperatury przy stałymciśnieniujest charakterystyczny
dla przemian mineralnych związanych z facjamimetamorfizmu kontaktowego,natomiast
jednoczesny wzrost ciśnienia i temperatury charakteryzuje facjemetamorfizmu regionalnego

Facje metamorficzne (facje metamorfizmu)– rodzajfacjistanowiących zespół cechlitologicznychcharakterystycznych dla danych warunków tworzenia się danej skały lub serii skalnych. Facją metamorficzną jest szczególny zespółminerałówzwanyparagenezą,charakterystyczny tylko dla ściśle określonych warunków przemian w danym interwale ciśnienia i temperatury. Zanik jakiegoś minerału lub pojawienie się innego wskazuje przejście do innej facji, tym samym jest wskaźnikiem ewolucji metamorficznej konkretnej jednostki. jest to istotne z ekonomicznego punktu widzenia, gdyż często przemiany metamorficzne dają przesłanki o występowaniu złóż, np.węglowodorów(ropa naftowa).

Termin ten do nomenklaturyskał metamorficznychzostał wprowadzony przezfińskiegopetrografaPenttiego Eskolęw 1914 roku. Przechodził z biegiem czasu pewną ewolucję, czego skutkiem było przemianowanie go nafację mineralną.Powodem było coraz lepsze poznawanie skał i formacji metamorficznych i zbyt uproszczone wcześniejsze klasyfikacje skał metamorficznych. Definicja facji metamorficznej brzmi następująco:Do jednej facji należą takie skały, które przy identycznym składzie chemicznym mają taki sam skład mineralny, zaś zmiany w składzie chemicznym prowadzą do zmian paragenez mineralnych według określonych reguł.W latach 60. podstawową zmianą było przemianowanie facji mineralnej nafację metamorficznądefiniowaną jakopewien zakres ciśnienia i temperatury, w którym są trwałe określone zespoły mineralne.Znaczy to tyle, że w okresie metamorfizmu w określonych warunkach fizykochemicznychskałyo różnych zespołach mineralnych, ale o takim samym składzie chemicznym, utworząskały metamorficznecharakteryzujące się identycznym składem zarówno chemicznym, jak i mineralnym.

Skałyte w przypadku identycznegoskładu chemicznegonależą do jednej facji mineralnej. Jednak do tej samej facji można również zaliczyć skały o innym składzie mineralnym co powoduje powstanie dwóch różnych zespołów skalnych (tzw. skały izofacjalne) np.łupek łyszczykowyimarmur.W tym przypadku zmiany zachodzą według ściśle określonych reguł i są typowe tylko dla jednego zakresu ciśnień i temperatur. Dzięki tym zależnościom można określić w jakich warunkach powstawał dany kompleks skalny i jaka była jego ewolucja metamorficzna.

Rozpoznawanie facji metamorficznych

[edytuj|edytuj kod]

Najlepszymi wskaźnikami danej facji metamorficznej są tzw.minerały krytyczne.Pojęcie to również wprowadziłPentti Eelis Eskolai oznacza onominerał, który może występować tylko w jednej facji mineralnej.Ma to bardzo ważne znaczenie praktyczne, gdyż w wielu przypadkach jednoznacznie znalezienie danego minerału określa stopień przeobrażenia. Np.chlorytmoże występować w równowadze z innymiminerałamitylko wfacji zieleńcowej.W innych przypadkach o podobnych własnościach świadczą całeparagenezy mineralne.Oznacza to że cały zespół mineralny danej skały jest trwały ze sobą tylko w ściśle określonych warunkach termodynamicznych (ciśnienia(P) itemperatury(T)). Jednym z przykładów jest współwystępowaniedolomituikwarcu,które razem mogą istnieć obok siebie tylko w bardzo wąskim przedziale ciśnienia i temperatury, a osobno są trwałe niemalże w całym zakresiemetamorfizmu.Minerały występujące w danej facji metamorficznej, lecz trwałe również w innych facjach nazywa sięminerałami typomorficznymi.

Wskaźniki ewolucji metamorficznej

[edytuj|edytuj kod]

Każda parageneza jest trwała w określonych warunkach ciśnienia i temperatury. Jeśli warunki te ulegną zmianie zostanie zaburzona równowaga międzyfazamimineralnymi.Minerały te dostosowują się do nowych warunków, lecz nie od razu, ale w pewnym czasie. Minerały są zastępowane nowymi paragenezami: (biotyt→chloryt,pirokseny→amfibole,kordieryt→ agregat chlorytowo-łyszczykowy).

Podział facji mineralnych P. Eskoli

[edytuj|edytuj kod]
Diagram przedstawiający najbardziej charakterystyczne reakcje zachodzące pomiędzy reagującymi ze sobą minerałami w określonych warunkach ciśnienia i temperatury.

Facja sanidynitowa

[edytuj|edytuj kod]

Obejmuje zakresy bardzo niskichciśnieńi wysokichtemperatur.Takie warunki można spotkać w bezpośrednim sąsiedztwie bardzo płytkichintruzji,a w szczególnie wksenolitachiporwakachw takich intruzjach ilawach.Facje tą charakteryzuje obecnośćsanidynu,czyli wysokotemperaturowej odmianyskalenia potasowego.Minerał ten świadczy szybkim stygnięciu bardzo gorącegostopu

Facja piroksenowo-hornfelsowa

[edytuj|edytuj kod]

Charakteryzuje się wysokimi temperaturami przy dość niskich ciśnieniach. Typowymi minerałami tej facji sąpiroksenyjednoskośne i romboweorazkordierytiandaluzyt.

Facja zieleńcowa

[edytuj|edytuj kod]

Facja ta oznacza warunki najniższych ciśnień i temperaturmetamorfizmu regionalnego.Charakteryzuje się trwałością takich minerałów jak:chloryty,epidoty,serpentyny,serycyt,talkialbit.Również trwałe w tych warunkach są wszystkiewęglany,nawet współwystępujące w równowadze zkwarcem.Zminerałów ilastychtrwałość wykazujekaolinit.Dzieli się na dwie subfacje:

Facja łupków glaukofanowych

[edytuj|edytuj kod]

Facja ta obejmuje zakres temperatur zbliżony do warunków facji zieleńcowej, lecz charakteryzuje się bardzo wysokimi ciśnieniami,zwłaszcza kierunkowymi.W tych warunkach trwałe są:glaukofan,jadeit,egiryn,lawsonit,chlorytoidistilpnomelan.

Facja epidotowo-amfibolitowa

[edytuj|edytuj kod]

Facja ta cechuje się wyższym od facji zieleńcowej zakresem ciśnień i temperatur. Trwałe tu są już jednakamfibole,jednak nietrwałe są nadalplagioklazyze znacznym udziałem cząsteczkianortytowej.Rozpadają się one naalbit+epidot.

Facja amfibolitowa

[edytuj|edytuj kod]

Facja ta charakteryzuje się trwałościąplagioklazówzasadowych.Zminerałów ciemnychwystępująamfiboleszereguhornblendyorazpiroksenyjednoskośnejakdiopsydiaugit.Dzieli się na cztery subfacje:

Facja granulitowa

[edytuj|edytuj kod]

Obejmuje zakres wysokich ciśnień i najwyższych temperatur możliwych podczasmetamorfizmu regionalnego.Charakteryzuje sięzespołem mineralnymzłożonym zmikropertytów,plagioklazów,kwarcu,granatówszeregupirop-almandynze znaczna ilością cząsteczkigrossularowejorazrutyluikyanitu.Wydaje się, że skały te powstały także przy znacznym udzialeciśnień kierunkowychco świadczy występowaniem kyanitu oraz płytowato ułożonego kwarcu.

Facja eklogitowa

[edytuj|edytuj kod]

Facja ta obejmuje zakres najwyższych ciśnień i najwyższych temperatur. W warunkach takich trwałe są tylko skały ciemne złożone zgranatówiomfacytu.

Podział i charakterystyka facji metamorficznych

[edytuj|edytuj kod]

Facje metamorfizmu kontaktowego

[edytuj|edytuj kod]

Są to zespoły skalne powstałe wskutekmetamorfizmu kontaktowego.Rozróżnia się je na podstawie temperatury i ciśnienia panującego podczas przemian na pograniczuintruzjimagmowej i skał nadkładu.

Zakres temperatur facji metamorfizmu kontaktowego
Nazwa facji Początek facji
Albitowo-epidotowo-hornfelsowa nieco powyżej 400 °C
Hornblendowo-hornfelsowa 520 ± 10 °C przy PH2O= 0,5kb

535 ± 15 °C przy PH2O= 1kb

540 ± 10 °C przy PH2O= 2kb

Ortoklazowo-kordierytowo-hornfelsowa 580 ± 20 °C przy PH2O= 0,5kb

600 ± 20 °C przy PH2O= 1kb

640 ± 20 °C przy PH2O= 2kb

Wyróżnia się trzy facje metamorfizmu kontaktowego:

Facja albitowo-epidotowo-hornfelsowa

[edytuj|edytuj kod]

Najbardziej typową reakcją zachodzącą w warunkach tej facji, i zarazem wyznaczającą dolną granicę facjialbitowo-epidotowo-hornfelsowejjest reakcja zachodząca pomiędzykaolinitem,akwarcem,prowadząca do powstaniapirofyllitu:

Reakcja ta zachodzi przy temperaturze 390°C± 10 °C i przy ciśnieniu rzędu 2kb.Górną granicęPTtej facji wyznacza reakcja rozpadu pirofyllitu:

  • Al
    2    (OH)
    2    Si
    4    O
    10    (pirofyllit) ⇄ Al
    2    SiO
    5    (andaluzyt) + 3SiO
    2    (kwarc) + H
    2    O

W warunkach tej facji zminerałówglinowychtrwały jest jedynie pirofyllit. Trwałość wykazują następująceparagenezymineralne ze skał bogatych wAl
2O
3:pirofyllit +epidot+chloryt+muskowit.

Typowymi reakcjami dla skał węglanowych wyznaczającymi także warunki tej facji są:

Reakcja ta zachodzi przy temperaturze 400 °C, jednak znacznie częściej zamiast talku produktem tej reakcji jest tremolit:

  • 5CaMg(CO
    3    )
    2    (dolomit) + 8SiO
    2    + H
    2    O ⇄ Ca
    2    Mg
    5    [Si
    8    O
    22    ](OH)
    2    (tremolit) + 3CaCO
    3    (kalcyt) + 7CO
    2

W facji tej najczęstszymi spotykanymi paragenezami mineralnymi są:

  • W skałach o chemizmie gabrowym →aktynolit+ epidot +albit + chloryt lub biotyt
  • W skałachilastychbogatych wK→ muskowit + chloryt + biotyt + epidot + albit, czasem występuje takżemikroklinkosztem chlorytu, gdy skała jest szczególnie bogata wpotas
  • W skałach ilastych bogatych wAl,a ubogich wK→ pirofyllit + chloryt + epidot + biotyt + muskowit
  • Wmarglach→ epidot +tremolit+ chloryt lub kalcyt + albit + biotyt + muskowit
  • Wwapieniachmarglistych→ kalcyt +tremolit+ epidot + albit + biotyt lubflogopiti czasemtalk
  • Wwapieniachidolomitach→ kalcyt + tremolit + kwarc lub kalcyt + tremolit + dolomit

Facja hornblendowo-hornfelsowa

[edytuj|edytuj kod]

W warunkach tej facji pojawia sięstaurolit,w przypadku gdy skały zawierają dużą ilośćżelaza,a małą zawartośćmagnezu,wapniaialkaliów.Staurolit, który jest raczejminerałemtypowym dlametamorfizmu regionalnego,w tej facji pojawia się wskutekmetamorfizmu kontaktowego.W tej facji nie występuje jużchlorytw równowadze zkwarcem,a po raz pierwszy pojawiają siędiopsyd,grossular,hornblenda,amfibolerombowe icummingtonit.Do najważniejszych reakcji zapoczątkowywujących tę fację należy zaliczyć:

Paragenezymineralneskałwęglanowychczęsto są także wzbogacone wwollastonit,jednak jest on trwały tylko w górnym zakresiePTtej facji.

W facji tej najczęstszymi spotykanymiparagenezamimineralnymi są:

Facja ortoklazowo-kordierytowo-hornfelsowa

[edytuj|edytuj kod]

Facja ta dzieli się na dwie subfacje

W tej facji zminerałówglinowychwystępujeandaluzyt,w wyższych temperaturach –sillimanit.Najbardziej charakterystyczną cechą tej facji jest możliwość współwystępowaniaortoklazuzkordierytem,co podkreślone jest już w jej nazwie. Wiąże się to z nietrwałością paragenezy biotyt + muskowit + kwarc, ponieważ muskowit nie może istnieć w tak wysokich temperaturach. Drugą cech charakterystyczną jest współwystępowanie ortoklazu z andaluzytem. Parageneza ta powstaje według reakcji:

  • muskowit + kwarc ⇄ ortoklaz + andaluzyt + H
    2    O

Ta reakcja jest wyznacznikiem początku facjiortoklazowo-kordierytowo-hornfelsowej.W podobnych warunkach powstaje również zespół złożony z kordierytu i ortoklazu.

  • 6(KAl
    2    [(OH,F)
    2

Początek tej facji wyznacza przede wszystkim nietrwałość muskowitu w obecności kwarcu. Stąd też trwałe stają się dwieparagenezyortoklazu z kordierytem i andaluzytem. Podwyższenie temperatury skutkuje zastąpienieamfiboliprzezortopirokseny,tym samym następuje przejście do wysokotemperaturowej subfacji wyznaczonej reakcją:

W warunkach facjiortoklazowo-kordierytowo-hornfelsowejmogą występować następujące paragenezy:

Facje metamorfizmu pogrzebanego (metamorfizm geosynklinalny)

[edytuj|edytuj kod]

Metamorfizmgeosynklinalnynie zachodzi podczasruchów górotwórczych,więcstressnie jest czynnikiem przeobrażającymskały.Metamorfizm dokonuje się w głębokich geosynklinach, gdzieciśnieniewarstw nagromadzonych przez przyspieszonąsedymentacjęjest tak duże, że razem z wysokątemperaturąpowodują wyraźne zmiany mineralneskał osadowych.Ponadto w geosynklinach przejawia się częsta działalność wulkaniczna, czego skutkiem są podmorskielawy poduszkoweiskały piroklastycznewśród skał osadowych.Wulkanitytakże podlegają przemianom metamorficznym. Metamorfizm ten zachodzi powyżej temperatury 200°C,co odgranicza go od zmian związanych zdiageneząskał osadowych. Dwie najważniejszefacjetego rodzajumetamorfizmu regionalnegotofacjazeolitowailawsonitowo-glaukofanowa.

Facja zeolitowa (metamorfizm dna oceanicznego)

[edytuj|edytuj kod]

Fację tą wyróżniono z początku jako facjęlaumontytowo-prehnitowo-kwarcową,ponieważ jest ona wyznaczana pierwszym pojawieniem się tylko jednegozeolitu– laumontytu. Laumontyt nie jest znany wskałach osadowych,innezeolitynatomiast tak –heulandyt,analcym,filipsyt,erionitimordenit.Reakcjami wyznaczającymi przejście do facji zeolitowej są przemiany heulandytu w laumontyt i analcymu walbit,a w wyższych temperaturachkalcytreaguje z laumontytem dając prehnit:

  • CaAl
    2    [Si
    7    O
    18    ]·6H
    2    O (heulandyt) ⇄ CaAl
    2    [Si
    4    O
    12    ]·4H
    2    O (laumontyt) + 3SiO
    2    + 2H
    2    O
  • NaAl
    2    [Si
    2    O
    6    ]·2H
    2    O (analcym) + SiO
    2    ⇄ NaAlSi
    3    O
    8    (albit) + H
    2    O
  • CaAl
    2    [Si
    4    O
    12    ]·4H
    2    O (laumontyt) + CaCO
    3    (kalcyt) ⇄ Ca
    2    Al
    2    Si
    3    O
    10    (OH) (prehnit) + SiO
    2    + 3H
    2    O + CO
    2

Dla tej facji zgodnie z powyższymi reakcjami będą charakterystyczne następujące paragenezy:

  • laumontyt + prehnit + kwarc +chloryt
  • laumontyt + kwarc + chloryt
  • prehnit + kwarc + kalcyt + chloryt

W tych warunkach możliwe jest też występowanie albitu iskaleniapotasowego.Wieleminerałówskał osadowychrównież jest nadal trwałych w tych warunkach, a są nimi:seladonit,saponit,montmorillonit,kaolinit,węglanyi chloryt. w głębszych o kilka kilometrów partiachgeosynklinwraz ze wzrostem temperatury zachodzi reakcja:

  • laumontyt + prehnit + chloryt ⇄pumpellyit+ kwarc + H
    2    O

Pojawiają się tu nowe charakterystyczne zespoły mineralne złożone z pumpellyitu, kwarcu, prehnitu, albitu i chlorytu, a nawet mogą pojawić sięmuskowit,kalcyt itytanit.Dalszy wzrost temperatury powoduje powstaniepistacytu,aktynolituistilpnomelanu.

Obecnie zakłada się za dolną granicę facji zeolitowej temperaturę 200°Ci ciśnienie około 2,5kbprzy głębokości około 10 km, a górną granice w okolicach temperatury 400°C,ciśnienia5,5 kb na głębokości 20 km.

Facja lawsonitowo-glaukofanowa

[edytuj|edytuj kod]

Fację tą cechują bardzo wysokie ciśnienia. Czasami określa się ją mianem facjiłupkówglaukofanowych,jednak nie każdą skałę zawierająca glaukofan należy traktować jako powstałą w tej facji, gdyżminerałten jest trwały także w innych warunkachPT.Do charakterystycznego zespołu mineralnego obok glaukofanu należy także zaliczyć inne wysokociśnieniowe minerały jakjadeit,kwarc,egirynipumpellyit.Lawsoniti jadeit są uznawane za minerały krytyczne dla tej facji.Amfibolesodowe,pumpellyit orazalbitsą w równowadze z jadeitem. Występuje takżearagonit,który stopniowo i powoli przechodzi wkalcyt.Jako charakterystycznąparagenezęmineralną dla facji lawsonitowo-glaukofanowej przyjmuje się:

  • lawsonit + jadeit + aragonit + kwarc ± glaukofan ± albit

Metamorfizmzasadowychskał wulkanicznychi ichtufówcharakteryzuje natomiast inny zespół mineralny złożony z lawsonitu, jadeitu i czasamiamfibolisodowycho składzie glaukofanu lubkrossytu.W zmetamorfizowanychmułowcachipiaskowcachpojawia sięstilpnomelanifengit. Najważniejszym minerałem tej facji jest lawsonit. Powstaje on w warunkach 200°Cprzy ciśnieniu 7kbzgodnie z reakcją:

Za górną granicę tej facji przyjmuje się temperaturę 400–450°Ci jest ona wyznaczana następująca reakcją:

  • 4CaAl
    2    [Si
    2    O
    7    ](OH)
    2    ·H
    2    O (lawsonit) + 2SiO
    2    (kwarc) ⇄ 2Ca
    2    Al
    3    [O/OH/SiO
    4    /Si
    2    O
    7    ] (zoisyt) + Al
    2    [Si
    4    O
    10    ](OH)
    2    (pirofyllit) + 6H
    2    O


Zmetamorfizowane skały będą się odznaczać w warunkach tej facji następującymiparagenezamimineralnymi:

Facje metamorfizmu dynamotermicznego typu Barrow

[edytuj|edytuj kod]

Facje te służą do podziału i charakterystykimetamorfizmu dynamotermicznego,czyli rodzajumetamorfizmu regionalnegoodbywającego się w trakcieorogenez.Metamorfizm typu Barrow jest metamorfizmem charakteryzującym się bardzo wysokimi ciśnieniami. Ten typ metamorfizmu został poznany i opisany wSzkocji(Grampian Highlands), znany jest również znorweskichKalednonidówiAppalachów.Podobny typ metamorfizmu reprezentują formacje młodoalpejskie, lecz wydaje się, że tworzą one osobną serię charakteryzującą się jeszcze wyższymi wartościami ciśnień, a zwłaszczakierunkowych.Zaznacza się to w występowaniuamfibolialkalicznychzchlorytem,chlorytoidem,epidotem,stilpnomelanem,a nawetlawsonitem.

Facja zieleńcowa typu Barrow

[edytuj|edytuj kod]

Nazwa charakteryzuje typowe zespoły minerałów zabarwionych na zielono. Facja ta obejmuje zakresPTmożliwie najniższy dlametamorfizmu regionalnego.Od facjialmandynowo-amfibolitowejróżni się wyraźnie trwałościąchlorytu.Przynależność skał do tej facji określają ponadto:stilpnomelan,pirofyllitichlorytoid.Epidotymogą występować w szerszym zakresie PT, jednakparagenezaalbit+ epidot jest również charakterystyczna dla tej facji. Dla plagioklazów charakterystyczna jest 7% zawartośćanortytu.Powyżej tej zawartości musi być przekroczony zakres tej facji. Stilpnomelan jest składnikiem typowym dla dolnych zakresów temperatur facji zieleńcowej; jest on trwały także podczas metamorfizmu geosynklinalnego. Minerał ten występuje tylko w skałach bogatych wżelazo,a ubogich wglinimagnez.Jeżeli żelazo nie osiąga znacznej przewagi ilościowej nad magnezem, wówczas tworzy się tylko chloryt. Gdy w skałach jest więcej glinu, niż potrzebnego do utworzenia skaleni, muskowitu,paragonitui chlorytu, wówczas w miejsce stilpnomelanu tworzy się chlorytoid. W nieco wyższych temperaturach facji zieleńcowej może powstawać biotyt kosztem muskowitu i chlorytu zgodnie z reakcją:

  • 3KAl
    2    [(OH)
    2    /Si
    3    O
    10    ] (muskowit) + 5(Mg,Fe2+
    )
    5    Al[(OH)
    8    /Si
    3    O
    10    ] (prochloryt) ⇄ 3K(Mg,Fe2+
    )[(OH)
    2    /Si
    3    AlO
    10    ] (biotyt) + 4(Mg,Fe2+
    )
    4    Al
    2    [(OH)
    8    /Al
    2    Si
    2    O
    10    ] (chloryt bogaty w glin) + 7SiO
    2    + H
    2    O

Podobnie stilpnomelan staje się nietrwały w tej temperaturze i reagując z muskowitem przechodzi w biotyt:

  • stilpnomelan + muskowit ⇄ biotyt + muskowit + kwarc + H
    2    O

Nietrwała jest tu także paragenezamikroklin+ chloryt, ponieważ minerały te reagując ze sobą przechodzą w biotyt i muskowit:

  • mikroklin + chloryt ⇄ biotyt + muskowit + kwarc + H
    2    O

Zwęglanóww obecności kwarcu trwały pozostaje tylkokalcyt,natomiastdolomitimagnezytstają się nietrwałe i reagując z kwarcem przechodzą wtremolit,a niekiedy także wtalk.W tym zakresie temperatur kalcyt nie reaguje z kwarcem, lecz niekiedy także wraz z chlorytem i kwarcem przechodzą waktynoliti epidot:

  • 3(Mg,Fe2+
    )
    5    [(OH)
    8    /AlSi
    3    O
    10    ] (chloryt) + 10CaCO
    3    (kalcyt) + 21SiO
    2    ⇄ 3 Ca
    2    (Mg,Fe2+
    )
    5    [Si
    8    O
    22    ](OH)
    2    (aktynolit) + 2Ca
    2    Al
    3    O[Si
    2    O
    7    /SiO
    4    ](OH) (epidot) + 8H
    2    O + 10CO
    2

W najwyższym zakresie temperatur facji zieleńcowej nadal nietrwały jest plagioklaz zawierający powyżej 7% anortytu. Są tu natomiast trwałe chloryty i chlorytoid. W miejsce bogatego w żelazo chlorytu tworzy sięgranatżelazisty –almandyn,a w skałachzasadowychpowstajehornblendazwyczajna, doprowadzając do powstawaniaamfibolitówzawierającychalbitluboligoklaz.

  • FeMg-chloryt + kwarc ⇄ almandyn + Mg-chloryt
  • chloryt + aktynolit + epidot + kwarc ⇄ hornblenda

Typowe paragenezy mineralne skał zmetamorfizowanych w warunkach facji zieleńcowej typu Barrow są następujące:

  • zmetamorfizowaneskały ilasteiokruchowe→ kwarc, muskowit lubfengit+ chloryt +pirofyllit± albit
  • zmetamorfizowanemargle→ kalcyt + chloryt + epidot + kwarc, a w wyższych temperaturach kalcyt +tremolit+ chloryt + kwarc
  • zmetamorfizowanewapieniemargliste→ kalcyt + dolomit + chloryt + kwarc, a w wyższych temperaturach na miejsce dolomitu pojawia się tremolit
  • zmetamorfizowanemagmowce zasadowe→ chloryt + tremolit + epidot + albit +tytanit+ hornblenda + almandyn + albit + chloryt magnezowy

Facja almandynowo-amfibolitowa typu Barrow

[edytuj|edytuj kod]

Dolną granicę tej facji wyznacza zawartośćanortytupowyżej 7% wplagioklazach.W zakresiePTtej facji pojawiają się nietrwałe w facji zieleńcowejstaurolit,grossular,diopsyd,cummingtonit,antofyllitigedryt.Powszechny w tej facjikyanit,jest w jej górnej granicy zastępowanysillimanitem.W obecności kwarcu stają się nietrwałechloryt,talkipirofyllit.Klinozoisytizoisytsą nadal trwałe, ale tylko w paragenezach z bogatymi wwapńplagioklazami.Chlorytoidjest trwały tylko w dolnej granicy temperaturowej.

Można sądzić, że staurolit w temperaturze wyznaczającej granicę facji zieleńcowej ialmandynowo-amfibolitowejtworzy się kosztem chlorytoidu, który w tych warunkach staje się nietrwały. Wiele obserwacji wskazuje też na możliwość tworzenia sięstaurolituzgodnie z reakcją:

  • Fe-chloryt + muskowit + ⇌ staurolit + biotyt + almandyn +H
    2    O

W średnim zakresie temperatur facjialmandynowo-amfibolitowejnietrwały staje się staurolit, ulegając rozpadowi zgodnie z reakcją:

  • 2(Fe,Mg,Zn)O·AlOOH·4Al
    2    O(SiO
    4    ) (staurolit) + 2SiO
    2    ⇄ Fe
    3    Al
    2    (SiO
    4    )
    3    (almandyn) + 5 Al
    2    SiO
    5    (kyanit) + 3H
    2    O

W górnej granicy temperatur tej facji nietrwały staje się muskowit. Reakcja rozpadu muskowitu w bardzo małym stopniu zależy od ciśnienia. Tak więc będzie następować w górnych zakresach temperatur zarówno facjialmandynowo-amfibolitowej,jak ikordierytowo-amfibolitowej. Rozpad muskowitu według wzoru:

Muskowit także rozpada się w obecnościbiotytutworząc almandyn iortoklaz:

  • KAl
    2    [(OH,F)
    2    /AlSi
    3    O
    10    ] + 3SiO
    2    + K(Mg,Fe,Mn)
    3    [(OH,F)/
    2    AlSi
    3    O
    10    ] (biotyt) ⇄ Fe
    3    Al
    2    (SiO
    4    )
    3    (almandyn) + 2 K[AlSi
    3    O
    8    ] (ortoklaz) + 2H
    2    O

Charakterystycznymiparagenezamimineralnymi skał zmetamorfizowanych w facjialmandynowo-amfibolitowejsą:

W seriach metamorficznych typuBarrowtemperatura osiąga 650–700°C,wówczas gdy ciśnienie skał nadkładu wynosi 7-8kb.Jest to zarazem ciśnieniepary wodnej(PH2O), która powstaje w wyniku uwalniania się wody ze strukturmuskowituiepidotu.Z badań eksperymentalnych wiadomo, że do częściowego stopieniagnejsówwystarczy temperatura około 630 °C, jeśli tylko zawierają wodę. Należy więc w warunkach górnego zakresu facjialmandynowo-amfibolitowejspodziewać się niewielkich ilościmigmatytów.Założenia te potwierdziłybadania terenoweilaboratoryjne,które potwierdziły częściowe topnienie skał w tej facji.

Facje metamorfizmu dynamotermicznego typu Abukuma

[edytuj|edytuj kod]

Seria ta znana jest zJaponii,gdzie buduje strefę formacjimetamorficznychAbukuma-Ryoko,ciągnąca się na przestrzeni około 1300 km. Skały tej strefy zostały zmetamorfizowane w podobnych temperaturach co skały serii Barrow, jednak przy udziale znacznie niższych ciśnień. Jest to więc typ metamorfizmu zbliżony dometamorfizmu kontaktowego,jednak różniący się od niego znacznie wyższymi ciśnieniami. Temperatura w metamorfizmie typu Abukuma jest głównym czynnikiem przeobrażającym, który działa na małych głębokościach (od około 10 km), tak więc rejon seriiAbukuma-Ryokocharakteryzował się dużymstopniem geotermicznym,a więc dość dużym podgrzaniem obszaru charakterystycznego dlaorogenezyhercynotypnej. Seria facji metamorficznych typu Abukuma została podzielona na dwie facje: zieleńcową i amfibolitowo-kordierytową. Zasadniczą różnicą między facjąamfibolitowątypu Barrow, a Abukuma polega na trwałościalmandynuw tej pierwszej, zaśkordierytuw drugiej. Granicę pomiędzy facją zieleńcową a amfibolitową typu Abukuma wyznacza nietrwałość paragenezychloryt+kwarcoraz pojawienie siędiopsydu,grossularui kordierytu. Natomiast nietrwałość paragenezyalbit+epidot,wyznaczającą granicę między facją zieleńcową a amfibolitową typu Barrow, w przypadku typu Abukuma następuje już wcześniej, w obrębie facji zieleńcowej.

Facja zieleńcowa typu Abukuma

[edytuj|edytuj kod]

Facja ta różni się od odpowiedniej facji typuBarrowtrwałościąbiotytuod początku zakresuPT.Stilpnomelannie tworzy się w tej facji. W wyższym zakresie temperatur facji zieleńcowej stają się trwałe:hornblendaiandaluzyt,nadal jednak nie mogą występowaćkordierytidiopsyd.Zasadniczą różnicą między facją zieleńcową typuBarrowaAbukumajest to, że w górnym zakresie PT tej ostatniej jest już trwałyplagioklazzawierający powyżej 7%anortytu.Plagioklaz ten jest zwykleoligoklazem-andezynem.W tym zakresie PT współwystępuje równieżaktynolitzhornblendą.Najpospolitszymi paragenezami mineralnymi facji zieleńcowej typuAbukumasą:

  • zmetamorfizowaneskały ilasteiokruchowe→ kwarc + chloryt + biotyt + muskowit ± oligoklaz-andezyn
  • zmetamorfizowaneskały magmoweo chemizmiegabrowym→ aktynolit + hornblenda + epidot + oligoklaz lub andezyn + chloryt ± kwarc ± biotyt

Facja amfibolitowo-kordierytowa typu Abukuma

[edytuj|edytuj kod]

Facjaamfibolitowatypu Abukuma rozpoczyna się wraz z pojawieniemkordierytu,diopsyduiortoamfiboli.Minerały te, z wyjątkiem kordierytu wyznaczają też początek facji amfibolitowej typuBarrow.Mimo iż nie stwierdzonostaurolituw formacjachAbukuma-Ryoko,można przypuszczać, że jeśli skład chemiczny predysponowałby jego powstanie, mógłby się wówczas utworzyć i tutaj. W wyższych zakresach temperaturyandaluzytstaje się nie trwały i przechodzi wsillimanit,który może występować z biotytem. Z biotytem mogą także występować kordieryt igranat,które są nietrwałe w towarzystwie muskowitu. Z muskowitem, natomiast może występować sillimanit w średnich zakresachPTw tej facji. Wzrost ciśnienia opóźnia także przejście andaluzytu w sillimanit. Rozpadmuskowituw najwyższych zakresach temperaturowych prowadzi do powstaniaortoklazui sillimanitu lub ortoklazu, kordierytu i sillimanitu:

  • muskowit + kwarc ⇄ ortoklaz + sillimanit
  • muskowit + kwarc ⇄ ortoklaz + kordieryt + sillimanit

Charakterystyczne paragenezy mineralne występujące w skałach zmetamorfizowanych w warunkachPTdla facjiamfibolitowo-kordierytowejtypu Abukuma to:

Facja granulitowa

[edytuj|edytuj kod]

Temperatury charakterystyczne dla tej facji mieszczą się w przedziale 700–800°C,natomiast ciśnienie może zmieniać się w dość szerokich zakresach – od górnych wartości przekraczających 7kb,do całkiem niskich jak 3–4 kb, co jest udowodnione obecnościąkordierytuw niektórych skałach należących do tej facji. Zdaniem wielu badaczy i autorów publikacji nie powinno przywiązywać się uwagi do ciśnienia wody (PH2O), gdyż w tak wysokich temperaturach tworzą się wyłącznie minerały bezwodne.Metamorfizm regionalnyfacji granulitowej jest bardzo znamiennym rodzajem przeobrażeń, ponieważ obejmuje on zakresPTtopienia się normalnych skał. Trzeba także podkreślić, że kompleksy granulitowe znane są tylko z prekambryjskich masywów i przedstawiają zawsze utworzy polimetamorficzne. Te fakty wnioskują, za uznaniem procesów metamorfizmu regionalnego najwyższego stopnia działającego w obrębie utworów bezwodnych, gdyż zawartość wody w minerałach znacznie obniża punkt topnienia. Można więc ostatecznie uznać, że w tej facji metamorfizmowi ulegają bardzo ubogie w wodę skały polimetamorficzne. Pojęcie facji granulitowej wprowadził Eskola, natomiast W.S. Fyfe, F.J. Turner i J. Verhoogen wydzielili z niej dwie subfacje:

Subfacje te odróżniają się nikłą zawartością H2O. Pierwsza obejmuje skały całkowicie „suche”, w drugiej natomiast istnieje niewielki udział PH2Ojako czynnika przeobrażeń.

Niektóre z granulitów zawierają kordieryt, co niedwuznacznie wskazuje, że powstały w warunkach niższych ciśnień. Stwierdzono, że gdy ciśnienie ulega zwiększeniu z zachowaniem takiej samej temperatury, parageneza pirokseny rombowe + plagioklaz staje się nietrwała i zachodzi reakcja:

Granat opróczalmandynumoże zawierać poważne domieszkipiropuorazgrossularu.Hiperstenzawiera zaś przeważnie pokaźne ilościglinu.dane eksperymentalne wskazują, że wyżej wymieniona reakcja zachodzi przy temperaturze 750°Ci ciśnieniu 9kb.W związku z tym D. de Waard wyróżnił jeszcze dwie wysokoćiśnieniowe subfacje:

  • klinopiroksenowo-almandynowo-granulitową
  • hornblendowo-klinorpiroksenowo-almandynowo-granulitową

Różnica polega tak jak poprzednio na odmiennych zawartościach PH2O.

Facja eklogitowa

[edytuj|edytuj kod]

Mineralnafacjaeklogitowawedług podziałuP. Eskoliobejmuje zakres najwyższychciśnieńitemperatur.W tych warunkach trwałe są tylko niektóreminerały ciemne,stąd eklogity zbudowane są zomfacytuigranatu.Granateklogitowy składem odpowiadakryształommieszanymalmandyn-pirop-grossular,a omfacyt jestaugitembogatym w cząsteczkęjadeitową.WedługEskoliomfacyt jestminerałem krytycznymdla tych warunków, jednak badania wykazały, że:

  • omfacytnie jest minerałem krytycznym tej facji, ponieważ może występować także w innychparagenezachmineralnych trwałych w zakresachPTróżnych od tych przypisywanycheklogitom
  • eklogitywystępują w obrębie serii skalnych różnych facji metamorficznych

Dzięki tym dwóm powodom, wiele klasyfikacji zagranicznych nie wyróżnia facjieklogitowej,gdyż istnienie eklogitu może być uwarunkowane innymi czynnikami poza najwyższymi zakresamiPT.

Diagramy facjalne

[edytuj|edytuj kod]

Diagramy facjalne stosuje się w celu uchwycenia związku między składem mineralnym skały a jej chemizmem w danych warunkachPT.Eskolaposłużył się wykresem trójskładnikowym, którego wierzchołki oznaczył symbolamiACF.Dziś stosuje się wiele różnych wykresów facjalnych na przedstawienie związku między składem mineralnym skały a jej chemizmem w danych warunkach PT. Do najczęściej stosowanych należą oprócz ACF trójkątyA’FKiAFM.Diagramy te wzajemnie się uzupełniają. Na wymienionych diagramach otrzymujemy[kto?]hipotetyczne paragenezy skalne po przeliczeniu analiz chemicznych danej próbki skalnej. Porównanie paragenez mineralnych otrzymanych z diagramów z rzeczywistym składem wyznaczonym z analizy planimetrycznej podmikroskopem polaryzacyjnympozwala na wyciągnięcie wielu ważnych wniosków na temat genezy i ewolucji metamorficznej danej skały czy kompleksu metamorficznego.

Diagram ACF

[edytuj|edytuj kod]
Skróty użytych minerałów: akt –aktynolit;cc –kalcyt;chl –chloryt;di –diopsyd;ep –epidot;glau –glaukofan;gt –granat;hbl –hornblenda;ky –kyanit;law –lawsonit;plag –plagioklazy;om –omfacyt;opx –ortpiroksen;zo –zoisyt

Diagram ACF opiera się na proporcjachmolekularnych.Można na nim prezentować wiele minerałów zasobnych wglin,wapń,magneziżelazona drugimstopniu utlenienia.Na wykresie tym, nie można natomiast w sposób bezpośredni przedstawić minerałów zawierającychsódipotas(skalenie,miki,paragonit,stilpnomelan,Na-piroksenyi Na-amfibole). W celu otrzymania bardziej przejrzystego obrazu nie zaznacza się na nimminerałów akcesorycznych(apatyt,ilmenititp.). Do obliczeń należy dysponować pełna analizą chemiczną, ukazująca pełny skład chemiczny skały w postaci tlenków oraz analizą planimetryczną, przedstawiająca rzeczywisty skład mineralny tej samej skały. Naroża oznaczone symbolami ACF tłumaczy się następująco:

  • A– Al2O3+ Fe2O3– (Na2O + K2O)
  • C– CaOtot
  • F– FeOtot+ MgO + MnO

Ciemne punkty przedstawiają minerały właściwe danym facjom, lokujące się na diagramach przy określonych proporcjach składników ACF. Punkty te łączy się liniami (tu cienkie szare lnie) zwanymi liniami pasowymi. Dzielą one pole całego trójkąta na kilka mniejszych trójkątów o różnym kształcie. Jeśli punkt badanej próby leży na leży na którejś z tych linii, znaczy to, że skała składa się głównie z dwu minerałów, których punkty ta linia łączy. Jeżeli jednak punkt projekcyjny leży w polu któregoś z mniejszych trójkątów znaczy to że skała składa się z trzech minerałów tworzących wierzchołki tego trójkąta. Należy jednak mieć na uwadze, że jest to analiza normatywna nie uwzględniająca rzeczywistego składu skały.

Diagram AFM

[edytuj|edytuj kod]
Skróty minerałów zaznaczonych na diagramie: and –andaluzyt;bi –biotyt;chl –chloryt;cht –chlorytoid;cd –kordieryt;gt –granat;ky –kyanit;opx –ortopirokseny;prl –pirofyllit;sill –sillimanit;st –staurolit;stp –stilpnomelan;ta –talk

Diagram AFM nadaje się do przedstawienia zespołów mineralnych przeobrażonychskał okruchowych(ogólnie do metasedymentów). Przede wszystkim nadaje się do obrazowania zależności międzyparagenezamitych skał, a ich składem chemicznym. Nie można na tym diagramie przedstawiać zespołów mineralnych zmetamorfizowanychskał magmowych.Diagram ten skonstruował J.B. Thompson w 1957 roku. Naroża diagramu tłumaczy się następująco:

  • A– Al2O3– 3K2O
  • F– (FeO + MgO) *100%/FeO
  • M– (FeO + MgO) *100%/MgO

Na diagramie AFM można ukazywać paragenezy mineralne, zawierającekwarcimuskowit,zwykle obecne w metasedymentach. Na wykresie AFM lepiej niż na ACF udaje się przedstawićFe,Mg,Al– minerały współwystępujące zbiotytem,muskowitem iskaleniem potasowym.Dużą zaleta tego diagramu jest prezentacja FeO i MnO w rozbiciu na dwa odrębne naroża. Dzięki temu w wielu sytuacjach jest on znacznie bardziej przydatny niż ACF.

Diagramy AFM pozwalają odwzorować zależności między całkowitym składem chemicznym skały i fizycznymi warunkamimetamorfizmu,a zmiennymi składami koegzystującego biotytu ikordierytulub biotytu ialmandynupod względem ich stosunku MgO: FeO. Na diagramach AFM można również ukazywać zespoły mineralne typowe dla danej strefy metamorficznej. Uzyskuje się tu większą precyzję niż przy użyciu ACF.

Skład chemicznyskał pelitowychmoże być w przybliżeniu przedstawiany w układzie sześcioskładnikowym: SiO2-Al2O3-MgO-FeO-K2O-H2O, jeśli następujące składniki będą pominięte lub uwzględnione w poprawkach:

  • Fe2O3i TiO2zawarte w biotycie
  • Na2O zawarte w skaleniu alkalicznym,albicieiparagonicie
  • CaO zawarte w plagioklazie i almandynie.

Można stwierdzić, że zespół mineralny skały zawierającej kwarc zależy od względnych zawartości 4 składników: Al2O3-MgO-FeO-K2O, a nie od zawartości SiO2i H2O. Ponieważ kwarc zbudowany jest jedynie z SiO2,zróżnicowana zawartość SiO2w skale ma swoje odbicie w różnej ilości kwarcu. Tworzenie się innych minerałów w skałach dopóki obecność kwarcu zapewnia tworzenie się minerałów nasyconych krzemionką, nie zależy od krzemionki, lecz od względnych zawartości innych składników. Podobnie zawartość H2O w stosunku do innych składników może być pominięta, gdyż woda jest obecna jako faza H2w nadmiarze w czasie tworzenia się zespołu metamorficznego. Zatem zespoły mineralne skał pelitowych mogą być prezentowane w czworościanie Al2O3-MgO-FeO-K2O. Aby z czworościany otrzymać diagram płaski, wszystkie punkty z wnętrza czworościanu rzutuje się na powierzchnię, która jest przedłużeniem podstawy czworościanu w kierunku Al2O3.Punktem projekcyjnym jest punkt reprezentujący skład muskowitu leżący na krawędzi czworościanu Al2O3-K2O. Sam muskowit oraz kwarc nie mogą być pokazane na powierzchni AFM. Natomiast skaleń potasowy leży w nieskończoności, gdyż prosta wychodząca z punktu projekcyjnego przecina powierzchnie AFM w nieskończoności. Płaszczyzna projekcji, zawierająca naroża Al2O3-MgO-FeO, lecz nie ograniczona przez linię MgO-FeO, jest nazywanapłaszczyzną AFM,a paragenezy mineralne ukazane na tej płaszczyźnie są nazywanediagramami AFM.

Po wykonaniu obliczeń nanosi się je bezpośrednio (bez przeliczenia na 100%) na odpowiednio dobrany diagram. Punkt projekcyjny reprezentujący skorygowany skład chemiczny wskazuje na wykresie AFM na paragenezy mineralne, których należy się spodziewać, jeśli skała należy do określonej facji metamorficznej.

Zobacz też

[edytuj|edytuj kod]

Bibliografia

[edytuj|edytuj kod]
  • Bolewski A., Manecki A.,Mineralogia szczegółowa,Wydawnictwo PAE. Warszawa 1993,ISBN83-85636-03-X.
  • Borkowska M., Smulikowski K.,Minerały skałotwórcze,Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa 1973
  • Eskola P.,On the related between chemical and mineralogical compositions in the metamorphic rocks at the Orijärvi region,Bull. Comm. Géol. Finlande, 44:1-145, 1915 r.
  • Kozłowski K., Żaba J., Fediuk F.,Petrologia skał metamorficznych,Wydawnictwo Uniwersytetu Śląskiego,Katowice 1986, ISSN 0239-6432.
  • WojciechJaroszewski,LeszekMarks,AndrzejRadomski,Słownik geologii dynamicznej,Warszawa: Wydawnictwa Geologiczne, 1985,ISBN83-220-0196-7,OCLC830183626.
  • AntoniPolański,Geochemia i surowce mineralne,Warszawa: Wydawnictwa Geologiczne, 1988,ISBN83-220-0332-3,OCLC749510324.
  • Winkler H.G.S.,Petrogenesis of metamorphic rocks, Wyd. IV,Springer, New York 1976
  • Winkler H.G.S.,Abolition facies; Introduction of four division of metamorphic stange, and of a clasification based on isograds in common rock,Neue Jb. MIneral., Mh., 5: 189-248, 1970 r.
  • Żaba J.,Ilustrowana encyklopedia skał i minerałów,Wyd. Videograf II, Chorzów 2006,ISBN978-83-7183-385-7.
Źródło: „https://pl.wikipedia.org/w/index.php?title=Facje_metamorfizmu&oldid=74006926”