Árkai Péter az MTA rendes tagja Rétegszilikát ásványok és kőzetátalakulás Elhangzott 2004. október 26-án Nagy megtiszteltetés számomra, hogy ebben az épületben, Önök előtt tarthatom meg akadémiai székfoglalómat. Előadásom tárgyának a regionális kőzetátalakulás (a metamorfózis) és egy sajátos ásványcsoport, a réteg- vagy más néven a filloszilikátok kutatásában létrejött kapcsolódási területek bemutatását választottam. Ezt a bemutatást egy olyan nézőpontból kísérlem meg, ami reményeim szerint lehetővé teszi bizonyos ásványtani és kőzettani kutatási módszerek, alkalmazásaik, eredményeik belső fejlődésének megismerését, és két, egymástól látszólag távoli kutatási terület kölcsönhatásaiból származó előnyök felvázolását. Kérem, engedjék meg, hogy a geológiától és ezen belül a kőzettantól, ásványtantól távolabb lévők számára – a továbbiak könnyebb megértése érdekében – néhány alapfogalmat ismertessek, előre is elnézést, türelmet kérve a hallgatóság adott témakörben jártas részétől. A metamorfózis egyike a földkérget és a felsőköpenyt alakító legfontosabb geológiai folyamatoknak. A Nemzetközi Földtani Unió (International Union of Geological Sciences, rövidítve: IUGS) Metamorf Kőzettani Albizottságának jelenlegi meghatározása szerint a metamorfózis egy olyan folyamat, amely egy kőzet ásványos összetételének és/vagy mikroszerkezetének szilárd halmazállapotban végbemenő változásait foglalja magában. E folyamatok a kőzet „alkalmazkodását” tükrözik az adott kőzet eredeti keletkezési körülményeitől eltérő, és egyben a Föld felszínén és a földkéreg felszín közeli részén (az üledékképződés és a kőzettéválás vagy diagenezis zónáiban) általánosan uralkodó fizikai körülményektől különböző, megváltozott, új fizikai körülményekhez. Ezen új, megváltozott fizikai körülmények közé a kőzet a földkéregben ható szerkezetformáló (tektonikai) folyamatok révén (pl. az óceáni kéreg képződése és szubdukciója, a medencék kialakulása és fejlődése, a hegységképződési övek keletkezése révén) kerül. (A metamorfózist a kőzet részleges megolvadása is kísérheti, valamint a folyamat együtt járhat a kőzet kémiai összetételének megváltozásával is.) Ez az „alkalmazkodás” az új nyomás- és hőmérsékletkörülmények között stabilis, legkisebb szabadenergiájú, termodinamikai szempontból egyensúlyinak tekinthető rendszer kialakulását jelenti. A földi körülmények között végbemenő metamorf folyamatok nyomás- és hőmérséklethatárait az 1. ábra mutatja be. Uralkodóan a földkéregben végbemenő, kb. 150–200 oC-tól néhány száz oC-ig változó hőmérsékletű folyamatok, valamint a szubdukciós övezetekben végbemenő, szilárd fázisú felsőköpenybeli átalakulások tartoznak ide. Mint ahogyan az a 2. ábrán látható, a metamorfózist leggyakrabban nyomás–hőmérséklet-(P–T)diagramokkal szemléltetjük. Különböző színekkel a kőzetátalakulás különböző P–T tartományait, ún. fácieseit jelöltük. Sraffozott rész mutatja a jelen előadásban részletesebben tárgyalandó tartományt. Az egyensúlyi rendszerek P–T körülményeire – a klasszikus metamorf kőzettan szerint – az ún. kritikus vagy metamorf fáciesjelző ásványok, ásványegyüttesek jelenlétéből következtethetünk. E célra a P–T síkban korlátozott kiterjedésű, azaz szűk stabilitási tartományú, jól definiált ásványrekaciók révén képződő ill. megszűnő ásványok, ásványegyüttesek a legalkalmasabbak.
70 a Föld belsejében eddig nem bizonyított P-T viszonyok
60
200
20
üledékes, diagenetikus folyamatok
gráni t vízm olv adás a entes r end s zer b
30
en
gránit o lv a víz -telíte dása tt r endsz erben
Nyomás (kbar)
150 40
10 metamorfózis
100 kettős kéreg kontinens kollizió
50 kontinensek normál vastagsága alsókéreg felsőkéreg
magmás folyamatok
0 0
200
400
600
Mélység (km)
50
800 1000 1200 1400
Hőmérséklet (o C) 1. ábra. A földi körülmények között végbemenő kőzetátalakulási (metamorf) folyamatok hőmérsékleti és nyomás határai (Bucher és Frey, 1994). 20
nem ismert P-T viszonyok
18
Eklogit
Kékpala
14 12
4 2
Amfibolit
6
Zö ldpa la
8
Ky
Granulit
10
Zöldpal ala tti a
Nyomás (kbar)
16
Sil
And Kontakt metamorfózis
0 0
200
400
600
800
1000
Hőmérséklet (o C)
2. ábra. A metamorfózis fáciesrendszere Bucher és Frey (1994) nyomán. A sraffozott rész a jelen előadásban tárgyalandó kezdeti vagy kis hőmérsékletű metamorfózis tartományát jelzi. Egyéb jelölések: And – andaluzit, Ky – kianit vagy disztén és Sil – sillimanit (a fáciesrendszer egyik alapját alkotó, Al2SiO5 kémiai összetételű természetes vegyület polmorf ásványfajtái).
Az elmúlt fél évszázadban, és azon belül is, az utolsó 30–35 évben, amelynek során szerencsém és lehetőségem volt metamorf kőzettannal foglalkozni, e tudományág meglehetősen statikus szemlélete alapvetően megváltozott, korábbi alapvetései rendre megdőltek, ill. átértékelődtek. E változások néhány fontosabb elemét a következő vázlat szemlélteti.
Szemléletváltás a metamorf kőzettanban statikus szemlélet • metamorf fáciesek • egyensúlyi rendszerek • P és T meghatározása • „kritikus” vagy „index” ásványok, ásvány-együttesek alkalmazása
dinamikus szemlélet • metamorf izográdok, reakcióizográdok • lokális egyensúlyok, nem egyensúlyi rendszerek sorozata • P-T-D-t pályák • közönséges kőzetalkotó ásványok kémiai és/vagy szerkezeti változásainak felhasználása (geotermométerek, geobarométerek)
A metamorf fáciestan klasszikus elméletét – ez tudománytörténeti érdekesség is – maga e fáciestan egyik legkiemelkedőbb alkotója, a Göttingai Egyetemi néhai professzora, Helmuth G. Winkler vetette el, még a múlt század hetvenes éveinek legelején, idős korában, nagy önkritikára, akaraterőre és bátorságra valló, szinte egész korábbi életművének rekonsziderációját jelentő művével, bevezetve a dinamikus szemléletű fokozat (izográd, reakció-izográd) rendszerét (Winkler, 1970). Ennek ellenére, a metamorf fácieseket ma is használjuk, de már nem az eredeti, Pentti Eskola-féle értelemben, hanem sokkal lazábban: a P–T síkban bizonyos, változó kiterjedésű területekként értelmezzük ezeket. Elsősorban az elektron-mikroszondás analitikai módszer széleskörű alkalmazásával bebizonyosodott, hogy a korábban feltételezett egyensúlyi rendszerek meglehetősen ritkák: amit korábban annak véltek, az valójában lokális egyensúlyi mikrodomének, vagy igen gyakran, nem-egyensúlyi rendszerek sorozata. Így egy metamorf fácies P–T értékeinek meghatározását felváltotta a nyomás - hőmérséklet - tektonikai deformáció - idő pályák meghatározása, ami a paleotektonikai rekonstrukció számára jelentős többlet-információt szolgáltatott. A szűk P–T stabilitási tartományú ún. index vagy kritikus ásványok, ásványegyüttesek alkalmazása mellett a gyakorlati metamorf petrológia számára fontos új irányként jelentkezett az ún. átfutó, széles stabilitási tartományú közönséges kőzetalkotó ásványok kémiai és/vagy ásványszerkezeti változásainak felhasználása geotermométerként, illerve geobarométerként. A következőkben egy ilyen ásványcsoportról, a réteg- vagy filloszilikátok csoportjáról ejtenék néhány szót. Mint ahogyan az a 3. ábrán látható, a rétegszilikátokat egymáshoz csúcsaikon keresztül, gyűrűszerűen kapcsolódó SiO4 tetraéderek, valamint e tetraéder síkhoz vagy síkokhoz kapcsolódó, oktaéderes rétegek alkotják. Mind a tetraéderes, mind az oktaéderes rétegben különböző kémiai izomorf kationhelyettesítések lehetségesek. Az így keletkező negatív rétegtöltést a csillámszerkezetekben alkálifém vagy alkáliföldfém kationok, a kloritszerkezetben oktaéderes, brúcitszerű [(Mg, Fe) (O, OH)6] réteg pozitív töltése semlegesíti. A bonyolult helyettesítések eredményeképpen a rétegszilikát ásványok népes családja, számos csoportja és faja jön létre.
3. ábra. A rétegszilikát ásványok főbb szerkezeti típusai A 4. ábrán a monoklin, álhatszöges muszkovit (egy dioktaéderes K-csillám faj) kristályszerkezetét mutatom be. Balról jobbra az a-c, a b-c és az a-b kristálytani síkokra vetített szerkezeti kép látható. Jól felismerhetők: a réteges szerkezet, a tetraéderes és az oktaéderes síkok, valamint a nagy gömbökkel jelzett rétegközi kálium ionok.
4. ábra: A muszkovit (egy dioktaéderes K-csillám) kristályszerkezete A rétegszilikátok (ide értve az agyagkőzetek képlékenységét, valamint kiszáradás, kiszárítás vagy kiégetés hatására bekövetkező megszilárdulását okozó agyagásványok jelentős részét alkotó, kis szemcseméretű rétegszilikátokat is) általában a felszíni körülményektől a földkéreg mélyebb övezetéig, néhány száz Celsius-fokig és néhány kilobar nyomásig fordulnak elő. Kis szemcseméretük (nagy fajlagos felületük), metastabilis, rendezetlen kristályszerkezetük révén sokrétű kölcsönhatásban vannak a környezettel: kulcsszerepet töltenek be a Föld felszínén, a különböző szférák határfelületein végbemenő folyamatokban. A kőzettéválás (diagenezis) és a kőzetátalakulás (metamorfózis) övezeteiben, a növekvő
hőmérséklethez és nyomáshoz kémiai és szerkezeti változásokkal alkalmazkodnak. Végül is stabilis, kvázirendezett szerkezetű ásványfázisok alakulnak ki. A rétegszilikátok itt vázolt átalakulási folyamatai nagyrészt dehidratációs reakciók, így e folyamatoknak döntő szerepük van a földkéreg fluidum (H2O) háztartásában, a fluidumok migrációjában, és nem utolsósorban az ásványi nyersanyag-telepek képződésében, mobilizációjában, újrakiválásában. A múlt század hatvanas éveiben, a rohamosan fejlődő szénhidrogén-kutatás igényeit kielégítendő születtek meg azok az ötletek, hogy az egyik leggyakoribb, a felszíni körülményektől a nagyfokú metamorfózis tartományáig stabilis ásványcsoport, a dioktaéderes K-csillám szerkezetű illit-muszkovit szerkezeti változásait az üledékes kőzetek termikus átalakulásának jelzésére, gyakorlati szempontból: a kőolaj- és földgázleadó zónák és ezek mélységi határainak kijelölésére használják fel.
5. ábra. Az illit-muszkovit röntgendiffraktométeres első bázisreflexiójának alakváltozásai a növekvő betemetődési mélységgel (növekvő hőmérséklettel): az ábrán balról jobbra (Jiang et al., 1997 nyomán) Az 5. ábrán agyagos kőzetekben kimutatott illit-muszkovit röntgendiffraktométeres első, 10-Ångströmös bázisreflexióját látjuk. Balról jobbra, azaz a betemetődési mélység (hőmérséklet) növekedésével a csúcsok mind élesebbé válnak (a szerkezet vélhetően mind rendezettebb lesz). A felső sor a légszáraz minták (AD), az alsó sor az etilénglikollal kezelt minták (EG) diffraktogram részleteit mutatja. A világ több medenceterületén észlelt, rendszeres változás alapján vezette be a francia-svájci Bernard Kübler az ún. illit „kristályossági” indexet (Kübler, 1967, 1968), amely – mint ahogyan azt a 6. ábra diffraktogram részletein láthatjuk, a 10-Ångströmös bázisrfeflexió fél magasságban mért, sztenderdekkel kalibrált szélessége: röviden és pontatlanul: félértékszélessége. (A bal oldali ábrarészlet egy felszínközeli agyagkő, a jobb oldali részlet egy már metamorf – kb. 200–300 o C hőmérsékleten átalakult – agyagpala-mintáról készült).
6. ábra.: Az illit-muszkovit szerkezeti rendezettségére jellemző, röntgen-diffraktométeres Küblerindex („kristályossági” index) jelentése (Merriman és Peacor, 1999 nyomán).
A múlt század 60–70 éveiben bevezetett, különböző illit „kristályossági” indexek szerzőit és az indexek jelöléseit, jelentéseit az 1. táblázat foglalja össze. Döntő többségük röntgendiffraktométeres vizsgálatokon, egy index, az ún. Flehmig-index pedig infravörös abszorpciós spektoszkópiai méréseken alapul. Az indexek közül a Kübler-index vált a legnépszerűbbé, a legáltalánosabban használttá az elmúlt évtizedekben. szerző
módszer
az index neve
jelentése
WEAVER (1960)
XRPD
„élességi arány” (sharpness ratio)
H(10.0Å)/H(10.5Å)
KÜBLER (1967, 1968)
XRPD
illit „kristályosság” (IC)=largeur de Scherrer (LS)=Kübler-index (KI)
Az illit-muszkovit 10Å-ös bázisreflexiójának kalibrált félértékszélesség (FWHM) értéke
WEBER (1972)
XRPD
relatív félérték-szélesség (Hbrel)=Weber-index
Hbrel=Hb(001)III/Hb(100)Qtz
FLEHMIG (1973)
IR
Flehmig-index= kristályosság
EAL-O-Si/EOH
1. táblázat. Az ún. illit „kristályossági” indexek magyarázata. Rövidítések: XRPD – röntgen por-diffraktometria; IR – infravörös abszorpciós spektrometria; H – a röntgen-diffraktométeres reflexió magassága (intenzitása); FWHM – a röntgendiffraktométeres reflexió fél magasságában mért teljes szélessége: full width at half maximum; Hb – félértékszélesség = Halbbreite = FWHM); Ill – illit; Qtz- kvarc; E - extinkció Az üledékes medencék mellett az illit „kristályossági” index alkalmazását kiterjesztették az orogén övezetek külső, gyűrődéses-áttolódásos övezeteire is. A módszer elsősorban azért vált népszerűvé, mert az üledékes kőzetek leggyakoribb fajtái, a finomtörmelékes (agyagos vagy pelites) kőzetek a kőzettéválás és a kezdeti metamorfózis tartományában (kb. 400–450oC hőmérsékletig) nem tartalmaznak metamorf fáciesjelző ásványokat. Ugyanakkor, az orogén övezetek paleotektonikai rekonstrukciójához elengedhetetlen e nagy tömegű, hatalmas kiterjedésű kőzettestek átalakulási viszonyainak megismerése. Kezdetben e módszert elsősorban Közép-Európában (az Alpi hegységképződési övezet és az Európai Variszcidák területén: Svájcban, Németországban, Ausztriában és Magyarországon alkalmazták. Az első hazai (nem kalibrált) méréseket az 1960-as évek végén dr. Felvári Gyöngyi és dr. Viczián István végezte és publikálta a Magyar Állami Földtani Intézetben (Felvári, 1971). Az MTA Geokémiai Kutatólaboratóriumában az 1970-es évek legelejétől foglalkoztunk e módszerrel. Kezdettől fogva nagy súlyt helyeztünk a metamorf petrogenetikai módszertan fejlesztésére, elsősorban a komplex megközelítés érdekében. Ennek során, felismerve az illit-muszkovit csoport és egy másik, ugyancsak rendkívül gyakori, közönséges rétegszilikát csoport, a kloritok diagenetikus-metamorf fejlődésében meglévő hasonlóságokat, bevezettük a röntgendiffraktométeres ún. klorit „kristályossági” indexeket, amelynek definícióit a 2. táblázat tartalmazza.
jelölés
tartalom
ChC(001)
a klorit 14-Å-ös bázisreflexiójának kalibrált félértékszélessége (FWHM értéke)
ChC(002)
a klorit 7-Å-ös bázisreflexiójának kalibrált félértékszélessége (FWHM értéke)
2. táblázat. A röntgendiffraktométeres klorit „kristályossági” indexek Árkai (1991) nyomán. Az illit „kristályossági” index, mint egy metamorf fokjelző empirikus paraméter világméretű elterjedése a ’80-as évek közepére, végére tehető. A ’90-es évek elejétől, az illit „kristályossági” indexekkel kapott következtetések kontrollálására, vagy az illit-módszer helyett mind gyakrabban alkalmazták világszerte a klorit „kristályossági” módszert is. Nyilván feltűnt Önöknek, hogy a „kristályosság” szót mindenütt idézőjelbe téve használom. Ennek oka az, hogy az adott rétegszilikát-ásványok esetében nem a klasszikus, szilárdtest fizikai értelemben vett „amorf” illetve „kristályos” állapot közötti valamilyen átmenetről van szó. A ’80–90-es években több nemzetközi kutatócsoport is foglalkozott az illit és a klorit „kristályossági” indexek, mint empirikus metamorf petrogenetikai mutatók értelmezésével. Az egyik ilyen csoportban az MTA Geokémiai Kutatólaboratóriumának munkatársai is részt vettek. Megállapítottuk, hogy e „kristályossági” indexek növekvő metamorf fokkal (növekvő hőmérséklettel) összefüggő változásait meghatározó fő ásványtani tényezők: a (duzzadó) kevertréteges szerkezetű közbetelepülések részarányának csökkenése (elsősorban a diagenezis tartományában); az átlagos krisztallit vastagság növekedése, a krisztallit vastagság eloszlások alakjának változása és a krisztallitok átlagos kristályrács-deformációjának csökkenése. (Krisztallitok alatt itt és a továbbiakban is a kristályt alkotó, a röntgensugárzást koherensen szóró doméneket értjük.) A 7. ábra az MTA Geokémiai Kutatólaboratóriumában röntgendiffraktogramokból számolt (és nemzetközi együttműködések keretében, közvetlen transzmissziós elektronmikroszkópos mérésekkel is igazolt) adatokból készült. A bal oldali diagram az átlagos krisztallit vastagságot (azaz a röntgensugárzást koherensek szóró domének átlagos vastagságát), a jobb oldali diagram az átlagos kristályrács deformációt tünteti fel az illit „kristályosság” azaz a Kübler-index (vízszintes tengely) függvényében. A KI értékek csökkenésével (azaz a metamorf fok, hőmérséklet) növekedésével a krisztallit méret nő, a rácsdeformáció – nagyobb szórással – csökken. Ezt a változást szemlélteti a 8. ábrán látható két transzmissziós elektronmikroszkópos felvétel is: a bal oldali kép üledékes agyagkő, a jobb oldali egy már metamorf, agyagos eredetű kőzet filloszilikát krisztallitjait mutatja be. A különbség nyilvánvaló: a metamorfózis eredményeként a filloszilikát krisztallitok mérete nőtt, a krisztallitokon belüli rácshibák sűrűsége csökkent. Az illit „kristályossági” módszer széleskörű földtani alkalmazásai során nyilvánvalóvá vált, hogy sok olyan kőzet-előfordulás van, amelyeknél ez a módszer nem, vagy nem megbízhatóan alkalmazható. Például egyes kőzetek nem tartalmaznak illitet, vagy – és ez a jelenlegi adatok alapján sokkal gyakoribb, mint korábban vélték – a kőzet az illit-muszkovit mellett egyéb dioktaéderes csillámszerkezetet (pl. Na-, Ca- vagy NH4-csillámot), vagy
trioktaéderes csillámot (biotitot), vagy más, 10-Ångströmhöz közeli bázisreflexiót adó rétegszilikátot (pl. pirofillitet, talkot) is tartalmaz. E képződmények jelentik a klorit „kristályossági” módszer fontos alkalmazási területeit. b 1000
2
900
< 2 m, air-dried samples
800 700 600 500 400 r= 0.90
300 200 epizone
100
anchizone
apparent mean lattice strain (%)
apparent mean crystallite size (Angstrom)
a
diagenetic zone
0
1.8 1.6 1.4 1.2 1
r= 0.86
0.8 0.6
diagenetic zone
0.4 0.2
epizone
anchizone
0 0.1
0.2
0.3
0.4
0.5
0.6
0.7
0.8
0.1
0.2
KI[ ∆°2 Θ]
0.3
0.4
0.5
0.6
0.7
0.8
KI[ ∆°2 Θ]
7. ábra: Összefüggések az illit Kübler-index (KI), valamint az átlagos krisztallit vastagság (a) és az átlagos rácsdeformáció (b) között, Árkai (2002) nyomán
c* 14 A 10 A
epizóna (>350oC) Upponyi-hegység, Dt-8. sz. mélyfúrás, 207,5 m
Chl Chl
Illite
50 nm
diagenetikus zóna (<200oC) Bükk-hegység, Szarvaskő 50 nm
8. ábra: Agyagos eredetű kőzetek illit-muszkovit és klorit (Chl) rétegszilikát krisztallitjainak transzmissziós elektronmikroszkópos felvételei, Mata et al. (2001) nyomán A 9. ábra az illit Kübler-index és a klorit „kristályosság” között a Bükkium paleozoos és mezozoos képződményeinek példáján először kimutatott összefüggéseket mutatja be. Az abszcisszák a Kübler-index, az ordináták a klorit „kristályosság” értékeket jelölik, különböző
mérési körülmények között. Ez a munka volt az első, amely megadta a diagenezis és a kezdeti metamorfózis zónáinak (anchizóna, epizóna) klorit „kristályossággal” kifejezett határértékeit.
9. ábra: Összefüggések az illit Küble- index (IC) és a klorit „kristályossági” indexek [ChC(001) és ChC(002)] között, Árkai (1991) nyomán. Rövidítések: D – diagenetikus zóna; A – anchi-zóna; E – epizóna; AD – légszáraz; EG – etilénglikollal kezelt minták Nem sokkal később, e módszer alkalmazhatóságát a keleti-Alpok dél-alpi aljzatának 300as mintasorozatán, statisztikai módszerrel is igazoltuk (10. ábra). E módszert használtuk fel – többek között – a dél-alpi paleozoos aljzat metamorf zonációjának újraértékeléséhez (Sassi et al., 1995) csakúgy, mint a régészeti leletekből előkerült pireneusi devon időszaki márványok azonosításához (Antonelli et al., 2003), valamint az illitet nem tartalmazó kevert (tufitos) ill. bázisos-intermedier magmás eredetű képződmények metamorf fokának meghatározására is (Árkai et al., 2002, 2003). Számos kutató kimutatta (és nincs okunk kételkedésre), hogy az illit és a klorit „kristályosságot” meghatározó legfontosabb fizikai tényező a hőmérséklet. Ennek ellenére, ezek a „kristályossági” indexek nem használhatók fel pontos geotermométerekként, mivel • a filloszilikátok átalakulási folyamatai („reaction progresses”) nem-egyensúlyi jellegűek, és mivel • a hőmérsékleten kívül még számos olyan egyéb tényező van, amely befolyásolhatja a filloszilikátok átalakulási (aggradációs) folyamatait. Következésképpen: ezek az indexek csupán a diagenetikus és kezdeti metamorf zónák becslésére használhatók fel. (Maguknak e zónáknak a hőmérsékleti határai szintén változhatnak.)
10. ábra: Összefüggések az illit Küble- index (IC) és a klorit „kristályossági” index (ChC) értékek között, a Keleti-Alpok paleozoos D-alpi aljzatának példáján. Árkai et al., 1995 nyomán). Jelölések: D – diagenetikus zóna; A – anchizóna; E - epizóna A filloszilikátok átalakulási folyamatait befolyásoló egyéb, járulékos tényezők az alábbiak: – a litológiai viszonyok, – a kőzetek kémiai összetétele, – az ásványkémizmus, – a fluidumok kémiai összetétele, – a kőzet porozitása és permeabilitása, – a nyomás (litosztatikus, fluid, tektonikai deformációs), – a deformáció, valamint a fenti paraméterek – kinetikai (idő-) deriváltjai. E tényezők közül a következőkben a litológiai viszonyok, a kőzet- és ásványkémizmus, valamint a tektonikai deformáció hatásaival foglalkozom kissé részletesebben. Nézzük először a litológiai viszonyok hatásait! Ismeretes, hogy a nagyon finom (ún. agyag) szemcseméretű törmelékes (átöröklött) filloszilikátok autigén, tehát helyben képződött filloszilikátokhoz viszonyított részaránya, valamint az átöröklött filloszilikátok mállási foka nemcsak a törmelékes üledékes kőzetek granulometriai osztályainak (agyagkő – aleurolit – homokkő) függvényében, hanem egy adott granulometriai osztályon, pl. a peliteken belül is erősen változhat. E változékonyság elsősorban az üledékképződés és -felhalmozódás paleoklimatológiai, ősföldrajzi, paleotektonikai körülményeitől függ. Egy másik fontos, összetett fizikai és kémiai hatás: a durvább szemcsés törmelékes kőzetek porozitása és áteresztőképessége nagyobb, ami intenzívebb fluidumáramlást tesz lehetővé. Megfelelő (K-dús) fluidum-összetétel ezért a durvább szemcsés kőzetekben előrehaladottabb, „jobb” kristályosságot eredményez, mint a kapcsolódó finomtörmelékes kőzetekben. A karbonátos és kevert (márgás) kőzetekben, részben a karbonátásványok fajtájától, részben a karbonát és filloszilikát szemcsék eloszlásának homogenitásától függően különböző mechanizmusokkal számolhatunk. A gyakori káliumhiányos kőzet-fluidum rendszer miatt az
illit duzzadóképes prekurzor fázisai nagyobb hőmérsékletekig is megmaradhatnak, az illit aggradációja késik, ami a pelitekhez képest visszamaradt „kristályosságot”, látszólag alacsonyabb metamorf fokot jelezhet. Hasonlót eredményezhet a karbonátásvány szemcsék izoláló, bezáró hatása: a filloszilikát lemezkéket körülvéve elzárják azokat a pórusoldatoktól. Mindazonáltal, a konkrét megfigyelések nem mindig esnek egybe az itt vázolt megfontolásokkal. Pédául, Martin Frey (szóbeli közlés) a Svájci Központi Alpok helvéti zónájában, vagy jómagam az északkelet-magyarországi területen (Árkai, 1983) nem találtunk rendszeres összefüggést a finomtörmelékes kőzetek kalcit tartalma és a Kübler-index értékei között. Ezzel szemben, a Barcs-Nyugati terület alpi metamorf aljzatában a dolomittartalom növekedésével az illit Kübler-index értéke nő, azaz a látszólagos metamorf fok jelentős mértékben csökken (Árkai, 1990). (Csak zárójelben jegyzem meg, hogy a metamorf fok meghatározására szigorúan véve csak a finomtörmelékes eredetű kőzetek alkalmasak, amelyek itt átmeneti anchi-, epizónás körülményeket jeleznek, szemben a dolomitos kőzetek csak diagenetikus zónának megfelelő KI értékeivel.) A litológiai viszonyok meghatározzák a kőzetkémizmust, a kőzetkémizmus viszont befolyásolhatja az ásványkémizmust. Tehát, ha szignifikáns összefüggéseket tudunk kimutatni a filloszilikát „kristályossági” indexek és e filloszilikátok ásványkémiája között, és továbbá, a filloszilikátok kémiai összetétele és a bezáró kőzet (teljes) kémiai összetétele között, akkor egy kulcsot kaphatunk a litológiai viszonyok filloszilikát „kristályossági” indexekre gyakorolt esetleges hatásainak előrejelzésére. Természetesen, a legalábbis megközelítően azonos metamorf hőmérséklet egy ilyen vizsgálat elengedhetetlen előfeltétele. Annak érdekében, hogy közelebb jussunk e probléma megoldásához, számos esettanulmányt végeztünk (Árkai és Sadek Ghabrial, 1997; Árkai et al., 2000, 2002, 2003; Mata et al., 2001, stb.). Ezek közül itt csupán az ausztriai Gráci paleozoikum példáját említem. A grazi paleozoikum földtani térképét a 11. ábra szemlélteti. Ezen a vázlaton azokat a mintavételi helyeket is feltüntettük, ahonnan a két vagy három, különböző litotípust képviselő mintákat vettük. Ezek a képződmények – a terület bonyolult takarós tektonikai szerkezete ellenére – megfelelő modellanyagnak bizonyultak, mivel a metamorfózis foka viszonylag szűk határokon belül változott (az anchizóna nagy hőmérsékletű részét és az epizónát képviseli), és mivel a pelites-márgás, a metatufitos és a bázisos-intermedier metamagmás litotípusok egymással szoros kapcsolatban, összefogazottan találhatóak. P ≤ 5% szinten szignifikáns ( + vagy -) lineáris korrelációs együtthatók az alábbi sajátságok között Illit Kübler index
ásványkémizmus Si[+] (Cel tartalom) AlVI/(AlVI+Fe2++Mg)[-] Fe2+/(Fe2++Mg) [+]
Klorit ChC
kőzetkémizmus Al2O3/(Al2O3+FeOt+MgO)[+]
ásványkémizmus AlIV [-] AlVI [-] VI VI Al /(Al +Fe2++Mg)[+]
kőzetkémizmus Al2O3/(Al2O3+FeOt+MgO)[+] MgO [+] MgO/(MgO+FeO) [+]
3. táblázat. Összefüggések a rétegszilikátok „kristályossági” indexei, ásványkémizmusa és a bezáró kőzetek kémiai összetétele között
Ra ab al p en al l i y st Cr
Germany
Vienna Hochlantsch 98-14-16 S
98-17-18
ne
AU
IA TR
Graz Italy
Slovenia
Passail
i Gle
nal
ta ry s C m
e ll in
Frohnleiten
99-A1-4 99-E1-3
98-6-12 99-S1A-C
Ko ra
98-6-10
Schöckel 98-13 98-1-4
lm C
Stiwoll
98-5
l li n e ry sta
GRAZ M u r
y St
Kainach Gosau
in as B n ri a
Rannach-Hochlantsch Nappe Laufnitzdorf Nappe
leoz
oic
“Kalkschiefer” Nappes
Crystalline of St. Radegund
Sa u s
Sausal Paleozoic
al P a
Schöckel Nappe
98-21-22
98-20 Leibnitz
0
5
10 km
11. ábra. A felső-ausztroalpi takarórendszerhez tartozó grazi paleozoikum földtani térképe A. Fenninger nyomán, a mintavételi helyek feltüntetésével (in Árkai et al., 2003) A 3. táblázat a dioktaéderes világos K-csillámokra (tehát hozzávetőlegesen az illitmuszkovit csoportra) és a kloritokra megállapított viszonyokat szemlélteti. A világos Kcsillámoknál vizsgált összes lehetséges összefüggés közül csak az Al/(Al+Fe+Mg) hányados bizonyult szignifikánsnak a Kübler-index, a csillámkémizmus és a teljes kőzet kémizmusa között. Így megállapítható volt, hogy: minél bázisosabb egy kőzet, annál nagyobb lesz világos K-csillám ásványának szeladonit tartalma. Valamint, az, hogy a bázisos kőzetkémizmusú litotípusokon kapott illit Kübler-index értékek nagyobbak és látszólag kisebb metamorf fokot (hőmérsékletet) jeleznek, mint a kapcsolódó közönséges pelites üledékes eredetű kőzeteknél meghatározott Kübler-index értékek. Érdekes módon hasonló következtetésre jutottunk a klorit esetében is (3. táblázat). Jóllehet különböző szignifikáns lineáris korrelációkat kaptunk egyrészt a klorit „kristályosság” és a
klorit kémizmus között, másrészt a klorit és a bezáró kőzet kémizmusai között, ebben az esetben is csupán a kőzet Al/(Al+Fe+Mg) hányadosa bizonyult a klorit „kristályosságot” döntően befolyásoló tényezőnek. Következésképpen ezt a hányadost figyelembe kell venni, ha a klorit „kristályosságot metamorf petrogenetikai célra kívánjuk alkalmazni. A teljes kőzet Al/(Al+Fe+Mg) arányának csökkenésével a klorit „kristályosság” nő (azaz, kisebb látszólagos metamorf fokot kapunk), és kisebb hőmérsékleti értékeket számolhatunk, ha a klorit tetraéderes koordinációjú Al-tartalmán alapuló empirikus geotermométereket használjuk. Az előzőkben bemutattuk tehát, hogy az illit Kübler-index lényegesen változhat a különböző litotípusok között. A következőkben azt szeretnénk igazolni, hogy ez az index egy adott litotípuson (pl a pelites vagy márgás eredetű kőzeteken) belül is erősen változhat. A szakemberek számára közismert, hogy az illit-muszkovit mellett egyéb, közel 10Ångströmös röntgendiffrakciós reflexióval rendelkező fázisokat is tartalmazó kőzetek nem alkalmasak illit „kristályossági” vizsgálatokra. Ilyen fázisok: a dioktaéderes Na-csillám (paragonit), a Ca-csillám (margarit), az ammónium-csillám (tobelit), de ilyennek tekinthetők más rétegszilikátok, például a pirofillit vagy a talk is. A kutatók könnyen követhetik ezt a szabályt azokban az esetekben, ha ezek a zavaró ásványok önálló fázisokat alkotnak és mennyiségeik az illit-muszkovit mennyiségéhez hasonlóak. A közelmúltban egyre több olyan esetet találtunk azonban, ahol az illit-muszkovit mellett igen kis mennyiségben e zavaró fázisok némelyike is jelen volt. Bonyolítja az értékelést, hogy nagyon gyakran, elsősorban az ún. anchizónás körülmények között ezek a zavaró anyagok nem önálló, elkülönült fázisokat, hanem az illit-muszkovit szerkezeten belüli közberétegzéseket, vagy, szabálytalan, doménszerű eloszlásban kevert rétegközi kation tartalmú csillámokat alkotnak. Az ilyen speciális viszonyokat nehéz felismerni, különösen akkor, ha a röntgendiffraktométeres laboratóriumban automatizált sorozat-elemzések készülnek a kőzettani rutin-vizsgálatokhoz. A következőkben egy ilyen példát ismertetek. A 12. ábra a Svájci Központi Alpok helvéti zónájának metamorf vázlatát tartalmazza. A vizsgált 4 (piros karikával jelzett) lelőhelyről gyűjtött mintasorozatok közül legalább kettőben lényeges és rendszeres eltéréseket találtunk az illit és a klorit „kristályossági” indexek között (bal felső diagram a 13. ábrán) csakúgy, mint e két vizsgált ásvány átlagos krisztallit vastagság értékei között (jobb alsó diagram ugyanitt). Zürich
non-metamorphic
Zürich
very low-grade
Bern
Rhein
low-grade
Chur
F 61 - 67
zone He lv e B
4
tic
ssif a M Aar
K
V 31 - 39
41 e Vord
. ard M Gotth
0
5
in r rh e
10
Chur
20 km
12. ábra: A Svájci Központi Alpok helvéti zónájának metamorf térképvázlata M. Frey (in Árkai et al., 2004) nyomán
0.5 B (Brienz)
F (Flaescherberg)
diagenetic zone
V (Vaettis)
0.3
← „kristályossági” indexek
A epizone
ChC(002) [ ∆ o2 ]
K (Klausenpass)
0.1 0.1
0.3
0.5
0.7
0.9
1.1
KI [∆ 2 ] o
1400
K (Klausenpass), AD
1200
átlagos krisztallit vastagság →
F (Flaescherberg), AD V (Vaettis), AD
1000
chlorite, Å
13. ábra. Összefüggések az illit – világos K-csillám és a klorit kristályszerkezeti rendezettségre utaló paraméterei között
B (Brienz), AD
B (Brienz), Ca,AD 800
K (Klausenpass), Ca,AD F (Flaescherberg), Ca,AD
600
V (Vaettis), Ca,AD B (Brienz), Ca,EG
400
K (Klausenpass), Ca,EG F (Flaescherberg), Ca,EG
200
V (Vaettis), Ca, EG 0 0
200
400
600
800
1000
1200
1400
white mica, Å
Ha egy pillantást vetnek a 14. ábrára, amely a kis diffrakciós szögekhez tartozó diffraktogram-részleteket, nevezetesen a klorit első két és az illit-muszkovit első bázisreflexióit tartalmazza, semmi különleges nem észlelhető. Bár megfigyelhetők különbségek a reflexiók élességében (ami a kristályossági indexekben tükröződik), zavaró fázisok átfedő csúcsai, vagy egyéb disturbanciák nem észlelhetők.
14. ábra. A <2µm szemcseméretű frakciók légszáraz preparátumairól készült röntgendiffaktogramok részletei
Ha viszont belemegyünk a részletekbe, és megvizsgáljuk röntgen-diffraktogramok 2Ångström körüli részleteit, ahol a csillámok (00,10) bázisreflexiói jelentkezhetnek, azt látjuk, hogy az uralkodó dioktaéderes K-csillám (illit-muszkovit) mellett igen kis mennyiségben önálló paragonit fázis, valamint kevert kálium-nátrium és kálium-ammónium csillámok is jelen lehetnek (15. ábra).
15. ábra. Világos dioktaéderes csillámok röntgendiffraktogram részletei a 2 Å körüli tartományról Az ammónium ion jelenlétének feltételezését az itt látható FTIR (Fourier-transzform infravörös abszorpciós) spektrumok egyértelműen igazolták (16. ábra), csakúgy, mint a <2 mikrométer szemcseméretű frakciók elemi szén, hidrogén és nitrogén elemzései, amelyeket a kerogénekre vonatkozó szerves geokémiai értelmezéssel egészítettünk ki. 1440
1400
1440
4
1400
4
CH3COOH 67
67 61
61 36
4 36
37
37
67
39
61
41
36
CH3COOH, H2O2 HCl 39
MFAP-67, <2 µm 1800
1600
1400
1200 cm
-1
41
37
16. ábra. Karbonátmentes, oxidált minták infravörös ab-szorpciós spektrumai
decarbonated, oxidised <2 µm fraction samples
39 41
4000
3000
2000
1500
1000 cm
-1
500
Az elektronmikroszkópos megfigyelések, ahogyan az a 17. ábra K és Na eloszlási képein látható, a kálium és a nátrium szabálytalan, doménszerű eloszlására és nem kevertréteges szerkezetre utaltak. Az elektron-energia-vesztéses spektrometriai vizsgálat (18. ábra) kis mennyiségű (legvalószínűbben ammónium ion formájú) nitrogén jelenlétét bizonyította a csillám szerkezetben. Ezek a csillám szerkezetek tehát az anchizónás filloszilikát reakciófejlődés metastabilis, nem-egyensúlyi termékeinek tekinthetők. A Helvéti zónában észlelt gyakoriságuk, valamint egyéb, a közelmúltban közölt irodalmi adatok alapján sokkal gyakoribbak lehetnek, mint azt korábban véltük. Az ilyen jellegű csillámszerkezetek a diagenetikus-metamorf fok téves meghatározását eredményezhetik, különösen abban az esetben, ha a meghatározást kizárólag a Kübler index alapján és rutinszerűen végzik.
17. ábra: Metamorf (autigén) világos csillám lemezke doménszerű kémiai inhomogenitása a STEM (pásztázó transzmissziós elektron mikroszkópos) és energia-diszperzív spektrometriai megfigyelések alapján, Árkai et al. (2004) nyomán
18. ábra. A 17. ábrán látható csillám egy részletének elektron energia vesztéses spektruma. A rétegközi tér uralkodó K tartalma mellett kevés N is kimutatható. A Ca a szulfátos szennyezésből (zárványból) származik. (Árkai et al., 2004 nyomán)
Véleményem szerint a Na-csillám, valamint a kevert K-Na-csillámok kezdeti metamorf környezetben való előfordulása és a kőzetkémizmus között oksági összefüggés van. Ez az összefüggés – első közelítésben – jól modellezhető a molarányokat feltüntető ún. AKNa diagram segítségével (19. ábra). Általában a normál, tengeri pelites kőzetek projekciópontjai a muszkovitot az albittal összekötő zónába esnek. A kőzet növekvő Al tartalmával (pontosabban: növekvő Al/Na arányával – amint azt a nyilak szemléltetik – a Ms-Pg-Ab mezőbe, majd a Ms-Pg zónába és végül, a Ms-Pg-Pirofillit mezőbe tolódnak el a kőzetkémizmus projekciópontjai. Tudjuk, hogy a pelites kőzetek kémiai összetétele erősen függ a geotektonikai, paleoklimatológiai és ősföldrajzi körülményektől. Így ezek mintegy előre meghatározzák a pelitekben metamorfózis hatására képződő világos csillámok fajtáit is. Al2O3 Pyrophyllite
Muscovite
KAlO2 K-feldspar
• •• •• • • •
Paragonite
NaAlO 2 Albite
19. ábra. A kőzetkémizmus hatása a dioktaéderes világos csillá-mok rétegközi kation tartal-mára (a magyarázatot lásd a szövegben)
Előadásom következező részében a tektonikai deformáció (elsősorban a nyírásos deformáció) illit és klorit „kristályosságra” gyakorolt esetleges hatásairól kialakult véleményemet foglalom össze röviden. E kérdés megválaszolására – a viszonylag kis hőmérsékletnek megfelelő kis diffúziós és reakciósebességek miatt – nem rendelkezünk laboratóriumi kísérleti adatokkal. A ’70 évektől kezdődően több esettanulmányt publikáltak különböző szerzők. Ezek a munkák többnyire illit, alárendelten illit és klorit adatokat közöltek két alapvető tektonikai környezetből, nevezetesen: gyűrődések különböző részeiből, amelyek lényegesen eltérő nyírásos állapotokat tükröznek, valamint áttolódásos nyírási övezeteket harántoló szelvényekből (pl. takaró-határok környezetéből), ahol is a nyírásos övezettől való távolság függvényében számolhatunk a nyírásos tektonikai deformáció intenzitásának lényeges változásaival. E vizsgált tektonikai szerkezetek léptéke a mikroszkopikustól a feltárások méretein át a regionális (több km-es) méretig változott. E vizsgálatok eredményei meglehetősen ellentmondásosak, ismereteink hiányosak. Úgy vélem, az ellentmondásos, gyakran bizonytalan eredmények és következtetések egyszerűen azzal a ténnyel magyarázhatóak, hogy a tektonikai nyírásos deformáció nem önmagában, nem elszigetelten hat, hanem más fizikai és kémiai tényezővel szoros kölcsönhatásban. Az eredő hatás pedig e tényezők különböző kombinációjának eredménye.
Ilyen „együttműködő” tényezők: • a kőzet hőmérséklete a deformáció alatt és után, • a fluidum/kőzet hányados, • a fluidumok migrációja, • a tektonikai deformáció és a(z) (át)kristályosodás idő-viszonyai, • a modális (ásványos) összetétel, • esetleges különbségek a filloszilikátok és a környező (bezáró) ásványfázisok mechanikai tulajdonságai között és • a deformáció, a hőmérséklet és a nyomás változásainak sebességei. Itt ismét csupán egy példa (esettanulmány) rövid bemutatására vállalkozhatom (20. ábra). A példa a svájci Berni Felföldről, az Oeschinen tótól északra, a Kandersteg területen (a bal oldali fotón a kis tótól balra) húzódó geológiai szelvény. Ez a szelvény – mint ahogyan az a jobb oldali földtani térképen látható – két jelentős takaróhatárt (áttolódási övezetet) keresztez.
20. ábra: A svájci Kandersteg terület látképe, középen az Oeschinen tóval (bal oldali látkép). A vizsgált földtani szelvény a fotón a tótól balra (a jobb oldali földtani térképvázlaton a tótól északra) húzódik. (Árkai et al., 2002 nyomán) Az illit és klorit „kristályossági” indexek csökkennek (azaz a metamorf fok, hőmérséklet nő) a szelvényben lefelé (21. ábra). Ezt az általános trendet mintegy felülbélyegezte a szelvény középső részén észlelt fluktuáció: a szelvénynek azon a részén, ahol a nyírásos tektonikai deformáció a legerősebb volt.
KI 0.1
0.3
0.5
0.7
0.1
0.9
ChC(001) 0.2 0.3 0.4
ChC(002) 0.5
0.1
2700
2700
2700
2600
2600
2600
2500
2500
2500
2400
2400
2400
2300
2300
2300
2200
2200
2200
2100
2100
2100
2000
2000
2000
1900
Doldenhorn nappe
1900
1900
D
1800
Wildhorn nappe
Gellihorn nappe
1800
E
A
1700 1600
E
A
1800
D
1700
1700
1600
1600
0.2
0.3
E
A
0.4
0.5
D
21. ábra: Az illit Kübler index (KI) és a klorit „kristályossági” index (ChC) változásai a takaróhatárokat harántoló földtani szelvény mentén. A függőleges tengelyek a tengerszint feletti magasságot jelölik méterben, a vízszintes tengelyek a „kristályossági” indexeket, ∆o2θ (CuKα) egységekben. Jelölések: D – diagenetikus zóna; A – anchizóna; E – epizóna; fekete pontok: légszáraz, üres karikák: etilénglikollal telített minták Az általános trend, valamint annak zavarai a szelvény középső részén az illit-muszkovit átlagos krisztallit vastagság és rácsdeformáció értékeiben is tükröződnek (22. ábra). (Hasonló észlelhető a kloritnál, valamint a vitrinit reflexióképesség és bireflexió értékek eloszlásainál is.) Hangsúlyoznom kell, hogy a szelvény eme középső részében, a nyírásos deformációval közvetlen tér- és időbeli kapcsolatban volt, intenzív fluid migráció nyomait észleltük crystallite size (Ĺ ) 0
100
200
300
lattice strain (% ) 400
500
0
2700
2700
2600
2600
2500
2500
2400
2400
2300
Wildhorn nappe
2200 2100
0.8
1.2
1.6
2
2300 2200
Gellihorn nappe
2100
2000
2000
1900
1900
1800
0.4
Doldenhorn nappe
1800
1700
1700
1600
1600
22. ábra. Az illit – világos K-csillám átlagos krisztallit vastagságának és rácsdeformáció értékeinek változásai a Kandersteg-i szelvényben Az előbbiekkel ellentétben, a vizsgált, feltárás méretű zárt gyűrődések és fluid-migráció mentes nyírásos övezetek példáiban a változó nyírásos tektonikai deformáció függvényében nem találtunk rendszeres, lényeges különbségeket, vagy csak nagyon kis különbségeket észleltünk a filloszilikát „kristályossági” paraméterekben. Így, jóllehet további kutatás szükséges e tekintetben, azt a következtetést vonhatjuk le, hogy a tektonikai nyírásos deformáció csak nagyon korlátozott, gyenge hatást gyakorolhat a „kristályosságra”. Ha
viszont ez a deformáció megfelelően nagy (metamorf) hőmérsékleten fluidumok migrációjával kapcsolódik össze, e tényezők együttes hatására a „kristályossági” indexek csökkenése, azaz a metamorf fok gyakran jelentős növekedése észlelhető. Összefoglalásként, kérem, engedjék meg néhány fontosabbnak vélt következtetés ismertetését. Az elmondottakból remélhetőleg kitűnt, hogy: • A filloszilikát „kristályossági” indexek hasznos empirikus eszközök a metamorf petrológia számára, elsősorban a metamorfózis fokában (relatív hőmérsékletében) meglévő (rejtett) különbségek kimutatására, elsősorban olyan közönséges, a természetben nagy mennyiségben és nagy kiterjedésben előforduló kőzettestekben, amelyek nem tartalmaznak ún. fáciesjelző ásványokat vagy ásványegyütteseket. • Ezek az indexek a hőmérséklet mellett számos földtani, kémiai és fizikai tényező komplex kölcsönhatásainak eredményeit is tükrözik. • Ezért csak komplex, több módszert alkalmazó megközelítéssel kaphatunk reális következtetéseket a metamorf kőzetgenetikai értelmezéshez. (Ilyen szükséges módszerek: a petrográfiai (kőzetszerkezeti) megfigyelések, agyagásványtan, filloszilikát „kristályossági” indexek, a szerves anyag érettségét jelző paraméterek, metamorf fáciestani megfontolások, stb.) És ezzel mintegy bezárult a kör. Első metamorf kőzettani közleményemben, a kelet-bükki triász vulkáni és üledékes összlet alpi, kréta időszaki regionális metamorfózisát tárgyaló munkámban, 1973-ban már közreadtam a „nyugati” és az akkori szovjet, különböző megközelítéseket, vizsgálati módszereket alapul vevő rendszertanok korrelációs kísérletét (Árkai, 1973). (Ezt a leporelloszerű nagy táblázatot itt nincs módomban bemutatni.) Ezt fejlesztettem tovább később, amikor is 1991-ben a klorit „kristályosságról szóló első közleményem megjelent (23. ábra). Mint látható, itt is az illit és klorit „kristályosság”, az agyagásvány együttesek, a vitrinit reflexióképesség (szénülésfok), a Conodonta színváltozási index értékeket próbáltam meg korrelálni a metamorf ásványfáciesekkel, megadva ezek közelítő hőmérsékleti határait is. (A cikk-cakkos vonalak a korreláció bizonytalanságait jelzik, amelyek elsősorban a folyamatok nem-egyensúlyi jellegeiből következnek.)
23. ábra. A kezdeti metamorfózis jelzőinek korrelációja Árkai (1991) szerint
Tapasztalataimat a Nemzetközi Földtani Unió Kőzettani Rendszertani Bizottsága Metamorf Kőzettani Albizottságában is hasznosíthattam. A világhálón már elérhetőek az új metamorf rendszertan és nevezéktan elemei, amelyek közül a 24. ábrán a jelen előadás tárgyát képező diagenetikus – kezdeti metamorf tartomány legújabb korrelációs vázlatát mutatom be (lásd: Árkai et al., 2004: http//:www.bgs.ac.uk/SCMR). A rendszertani könyv nyomtatásban várhatóan 2005-ben jelenik meg, az IUGS hivatalos kiadója, a Geological Society, London gondozásában. metamorphic grade diagenesis
illite Kübler index (KI) zone
facies zeolite facies
diagenetico zone (KI > 0.42 2 )
(incl. laumontite zone)
greenschist facies
anchizone o (KI = 0.42 - 0.25 2 ) glaucophane schist facies
low-grade
prehnite-pumpellyite facies prehnitepumpellyiteactinolite actinolite facies facies increasing pressure
bituminous coal 2.0 semi-anthracite 2.5
subgreenschist facies,i.e. very low-grade
coal rank, Rr a n d o m % vitrinite reflectance
anthracite 4.0 - 5.0
epizone o (KI < 0.25 2 )
24. ábra: A Nemzetközi Földtani Unió Metamorf Kőzettani Albizottsága (IUGS-SCMR) javaslata a kezdeti metamorfózis fácieseinek, zónáinak, fokozatainak jelölésére (Árkai et al., 2004)
*** Egy ilyen visszatekintő előadás nem fejeződhet be köszönetnyilvánítás nélkül.
meta-anthracite graphite
Mindenekelőtt köszönetet szeretnék mondani Feleségemnek, dr. Paksy Katalinnak, akit, mint biológushallgatót, nemrégen, pontosan negyven évvel ezelőtt ismertem meg az ELTE TTK Szervetlen Kémiai Analitikai Tanszékén tartott órákon és gyakorlatokon, aki mindvégig támogatott, örült eredményeimnek és segített talpra állni a kudarcok után. Köszönettel tartozom az MTA Geokémiai Kutatólaboratórium korábbi vezetőinek, valamennyi munkatársának a támogatásért, a közös munkáért, csakúgy, mint más, hazai és külföldi intézményekben dolgozó kollégának az együttműködésért. Bocsássák meg nekem, hogy neveiket itt nem sorolom fel, ez nagyon sok időt venne igénybe. Itt és most csupán néhány olyan tanító és kolléga nevét említeném meg, akik sajnos már nem lehetnek közöttünk. Nagy tisztelettel emlékezem meg professzoromról és szakmai indítómról Szádeczky-Kardoss Elemér akadémikusról, akitől a gondolkodás szabadságát, a kutatás bátorságát és játékosságát tanulhattam, valamint Fülöp József akadémikusról, akitől a természet, a kőzetek tiszteletét és szeretetét ismertem meg. Szeretnék megemlékezni két svájci kollégáról, a tragikus körülmények között, szeretett hegyei között elhunyt Martin Frey professzorról és az ugyancsak a közelmúltban elhunyt Bernard Kübler professzorról, akik mindketten döntő hatással voltak szakmai fejlődésemre, és akikkel a tudományos együttműködést messze meghaladó baráti kapcsolatot alakíthattam ki. Prof. Dr. Martin Frey Basel, Svájc (1940-2000)
Prof. Dr. Bernard Kübler Neuchâtel, Svájc (1930-2000)
És legvégül, de nem utolsósorban, kérem, engedjék meg, hogy egy pillanatig áldozzam Szüleim emlékének. Olyan lehetőséget teremtettek ők számomra, amilyennel ők sohasem bírtak.
Felhasznált (válogatott) irodalom Antonelli F., Zane A., Sassi R., Lazzarini L., Árkai P. (2003): Illite Kübler index and chlorite „crystallinity” of marbles as indicators of metamorphic grade. EGS-AGU-EUG Joint Assembly, Nice, France, 06-11 April, 2003. Geophysical Research Abstracts, 5, 02142. Árkai P. (1973): Pumpellyite-prehnite-quartz facies Alpine metamorphism in the Middle Triassic volcanogenic-sedimentary sequence of the Bükk Mountains, Northeast Hungary. Acta Geol. Acad. Sci. Hung., 17, 67–83. Árkai P. (1983): Very low- and low-grade Alpine regional metamorphism of the Paleozoic and Mesozoic formations of the Bükkium, NE-Hungary. Acta Geol. Hung., 26, 83–101. Árkai P. (1990): Very low- and low-grade metamorphic rocks in the pre-Tertiary basement of the Drave Basin, SW-Hungary: mineral assemblages, illite „crystallinity”, b0 data, and problems of geological correlation. Acta Geol. Hung. 33, 43–67. Árkai P. (1991): Chlorite crystallinity: an empirical approach and correlation with illite crystallinity, coal rank and mineral facies as exemplified by Palaeozoic and Mesozoic rocks of northeast Hungary. J. Metamorphic Geol., 9, 723–734. Árkai P. (2002): Phyllosilicates in very low-grade metamorphism: Transformation to micas. In Micas: Crystal Chemistry and Metamorphic Petrology. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, Vol. 46. Eds.: A. Mottana, F. P. Sassi, J. B. Thompson & S. Guggenheim. Mineralogical Society of America, Blacksburg, Virginia, 463–478. Árkai P., Fenninger A., Nagy G. (2002): Effects of lithology and bulk chemistry on phyllosilicate reaction progress in the low-T metamorphic Graz Paleozoic, Eastern Alps, Austria. Eur. J. Mineral., 14, 673–686. Árkai P., Fenninger A., Nagy G. (2003): Chemical and structural evolution of chlorites and white K-micas in various lithologies of the low-grade Graz Paleozoic (Eastern Alps, Austria). Jahrbuch der Geologischen Bundesanstalt Wien, 143, 23–38. Árkai P., Livi K. J. T., Frey M., Brukner-Wein A., Sajgó Cs. (2004): White micas with mixed interlayer occupancy: a possible cause of pitfalls in applying illite Kübler index („crystallinity”) for the determination of metamorphic grade. Eur. J. Mineral., 16, 469–482. Árkai P., Mata M.P., Giorgetti G., Peacor D.R., Tóth M. (2000): Comparison of diagenetic and low-grade metamorphic evolution of chlorite in associated metapelites and metabasites: an integrated TEM and XRD study. J. Metamorphic Geol., 18, 531–550. Árkai P., Sadek Ghabrial D. (1997): Chlorite crystallinity as an indicator of metamorphic grade of low-temperature meta-igneous rocks: A case study from the Bukk mountains, northeast Hungary. Clay Minerals, 32, 205–222. Árkai P., Sassi F. P., Desmons J. (2004): Very low- to low-grade metamorphic rocks. http://www.bgs.ac.uk/SCMR Árkai P., Sassi F. P., Sassi R. (1995): Simultaneous measurements of chlorite and illite crystallinity: a more reliable geothermometric tool for monitoring low- to very low-grade metamorphism in metapelites. A case study from Southern Alps (NE. Italy). Eur. J. Mineral., 7, 1115–1128. Bucher K., Frey M. (1994): Petrogenesis of Metamorphic Rocks, 6th edn. Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg Felvári Gy. (1971): Kristályossági fok vizsgálata hazai paleozóos képződményekben. Földt. Int. Évi Jel. 1969-ről, 729–732. Flehmig, W. (1973): Kristallinität und Infrarotspektroskopie natürlicher dioktaedrischer Illite. Neues Jb. Miner. Mh., 351–361. Jiang W.-T., Peacor D. R., Árkai P., Tóth M., Kim J.-W. (1997): TEM and XRD determination of crystallite size and lattice strain as a function of illite crystallinity in pelitic rocks. J. Metamorphic Geol., 15, 267–281.
Kübler B. (1967): La cristallinité de l`illite et les zones tout a fait superieures du métamorphisme. in: “Étages tectoniques, Colloque de Neuchâtel 1966”, A La Baconniere, Neuchâtel, 105–121. Kübler B. (1968): Evaluation quantitative du métamorphism par la cristallinité de l’illite. Bulletin Centre Recherche Pau-SNPA, 2, 385–397. Merriman R.J. & Peacor D.R. (1999): Very low-grade metapelites: mineralogy, microfabrics and measuring reaction progress. in: “Low-Grade Metamorphism”, M. Frey & D. Robinson eds. Blackwell Science, Oxford, 10–60. Sassi R., Árkai P., Lantai C., Venturini C. (1995): Location of the boundary between the metamorphic south Alpine basement and the paleozoic sequences of the carnic Alps - illite crystallinity and vitrinite reflectance data. Schweiz. Mineral. Petrogr. Mitt. 75, 399–412. Weaver C. E. (1960): Possible uses of clay minerals in search for oil. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 44, 1505–1518. Winkler H. G. F. (1970): Abolition of metamorphic facies. Fortschr. Mineral., 47, 84–105.
