04 GEOCHEMIA WNETRZA ZIEMI I procesy magmowe a

Procesy i skały magmowe

GEOCHEMIA WNĘTRZA ZIEMI I

•

Dlaczego na Ziemi w r

nych miejscach powstaj

ska

y magmowe?

•

Dlaczego i w jaki spos

b powstanie ska

magmowych

ąż

e si

z tektonik

kier?

•

Czy pod powierzchni

Ziemi istnieje warstwa stopionej

magmy b

em dla wulkan

w i ska

magmowych?

•

Dlaczego i w jaki spos

b powstaje magma?

•

Czy wszystkie bazalty s

jednakowe? A granity?

•

Jak krystalizuj

ska

y magmowe?

•

Czy da si

odr

bazalt z Hawaj

w od bazaltu z

wulkan

w japo

skich czy od bazaltu z grzbietu

rodkowo atlantyckiego ?

Powstanie i dyferencjacja Ziemi

Oko

o 5000 milion

w lat temu mg

awica (wiruj

ca chmura gaz

w i

w kosmicznych) zacz

ęł

a zapada

do wewn

trz pod wp

ywem

grawitacyjnych.

Kondensacja mgławicy
słonecznej

Powstanie
protoplanet

Kurcz

c si

zacz

ęł

wirowa

coraz

szybciej (podobnie

wiarki

wiruj

cej w

piruecie). W efekcie

powsta

wiruj

dysk z wi

kszo

materii

skoncen

trowan

w centrum.

Temperatura centrum wiruj

cego dysku wzros

a znacznie w wyniku

ych si

grawitacyjnych co doprowadzi

o do narodzin gwiazdy

–

naszego S

ca, we wn

trzu kt

rego zacz

ęł

y przebiega

procesy

nuklearnej syntezy pierwiastk

w. Z materii w zewn

trznych

partiach dysku stopniowo utworzy

y si

protoplanety

. Mia

o to

miejsce oko

o 4600 milion

w lat temu.

Powstanie i dyferencjacja Ziemi

Skaliste: Merkury, Wenus, Ziemia, Mars

Gazowe: Jowisz, Saturn, Uran, Neptun

Pluton

Powstanie Ksi

ęż

yca

Obecnie najbardziej akceptowana teoria
to teoria wielkiej kolizji

Wielkie ciało kosmiczne zderzyło się z
Ziemią w krótkim czasie po jej powstaniu
(gdy była już częściowo
zdyferencjowana). Ta kolizja
spowodowała wybicie dużej porcji materii
w przestrzeń

Wybite kolizją fragmenty połączyły się
tworząc Księżyc krążący po stałej orbicie

Obecnie najbardziej akceptowana teoria

to teoria wielkiej kolizji

Wielkie cia

o kosmiczne zderzy

o si

Ziemi

w kr

tkim czasie po jej powstaniu

(gdy by

a ju

ęś

ciowo

zdyferencjowana

). Ta kolizja

spowodowa

a wybicie du

ej porcji materii

w przestrze

Wybite kolizj

fragmenty po

łą

czy

y si

tworz

c Ksi

ęż

yc kr

ążą

cy po sta

ej orbicie

Ta hipoteza wyjaśnia m.in. Dlaczego skały księżycowe są
podobne do ziemskich ale sam Księżyc pozbawiony jest
metalicznego jądra – materia pochodziła z zewnętrznych stref
kuli ziemskiej

Ta hipoteza wyja

nia m.in. Dlaczego ska

y ksi

ęż

ycowe s

podobne do ziemskich ale sam Ksi

ęż

yc pozbawiony jest

metalicznego j

dra

–

materia pochodzi

a z zewn

trznych stref

kuli ziemskiej

Dyferencjacja Ziemi

Ziemia nie jest ciałem jednorodnym. W jej wnętrzu
znajdują się przynajmniej trzy wyraźnie różniące się
składem obszary – metaliczne (żelazne) jądro
otoczone skalistym (glinokrzemianowym)
płaszczem a na zewnątrz cienka skorupa
ziemska.

Zaraz po powstaniu kula ziemska była jednorodna i
homogeniczna. W czasie kondensacji i formowania się
kuli ziemskiej wydzielało się dużo ciepła m.in.w wyniku:

a. Kompresji grawitacyjnej

b. Zderzeń z licznymi obiektami kosmicznymi

c. Rozpadu pierwiastków promieniotwórczych

Ziemia nie jest cia

em jednorodnym. W jej wn

trzu

znajduj

przynajmniej trzy wyra

nie r

ce si

adem obszary

–

metaliczne (

elazne) j

dro

otoczone skalistym (glinokrzemianowym)

aszczem a na zewn

trz cienka skorupa

ziemska.

Zaraz po powstaniu kula ziemska by

a jednorodna i

homogeniczna. W czasie kondensacji i formowania si

kuli ziemskiej wydziela

o si

o ciep

m.in.w

wyniku:

Kompresji grawitacyjnej

Zderze

z licznymi obiektami kosmicznymi

Rozpadu pierwiastk

w promieniotw

rczych

W wyniku wzrostu temperatury materia ziemi uległa
stopieniu. Ciężkie frakcje – głównie żelazo – przemieściło
się do jądra podczas gdy lżejszy materiał utworzył
skalistą otoczkę. Żelazo topi się w temp. około 2000

Ten etap dyferencjacji kuli ziemskiej zakończył się około
4200 Ma (milionów lat temu)

W wyniku wzrostu temperatury materia ziemi uleg

stopieniu. Ci

ęż

kie frakcje

–

wnie

elazo

–

przemie

do j

dra podczas gdy l

ejszy materia

utworzy

skalist

otoczk

elazo topi si

w temp. oko

2000

Ten etap dyferencjacji kuli ziemskiej zako

czy

oko

4200 Ma

(milion

w lat temu)

Dyferencjacja Ziemi

Dyferencjacja

chemiczna

zestalenie

pierw. o

wyższej

gęstości

pierw. o

niższej

gęstości

stopiona protoplaneta

warstwowa Ziemia

Struktura wn

trza Ziemi

Ziemia ma budowę niejednorodną, koncentryczną (jej wnętrze
stanowią materiały o większej gęstości) a strefy zbudowane z
minerałów o różnej gęstości oddzielają powierzchnie nieciągłości, np.
Moho.

Litosfera (skorupa i
najwy

sza warstwa

płaszcza)

Nie w skali

dro (stałe wewn

trzne

i ciekłe zewn

trzne)

Skorupa 0 - 100 km

Astenosfera:
mi

kka ale w

stanie stałym

Płaszcz

W skali

1. Sk. kontynentalna
2. Sk. oceaniczna
3. Płaszcz górny
4. Płaszcz dolny
5. Jądro zewnętrzne
6. Jądro wewnętrzne

A – nieciągłość

Moho

B – nieciągłość

Gutenberga

C – nieciągłość

Lehmana

Struktura wn

trza Ziemi

ad poszczeg

lnych warstw

odbiega od

redniego sk

adu

sto

ść

Ziemi wynosi

rednio 5.5 t/m

Struktura i sk

ad wn

trza Ziemi

Średni skład skorupy

Średni skład całej Ziemi

d wiemy

o chemicznym sk

adzie wn

trza Ziemi?

• badania sejsmiczne

• eksperymenty geochemiczno-sejsmiczne

• analiza ksenolitów

• analiza meteorytów

Badania sejsmiczne i wiercenia podmorskie

dwa podstawowe rodzaje fal sejsmicznych

wykorzystywanych do bada

trza Ziemi:

•

Fale P (pierwotne) rozchodz

ce si

w cia

ach sta

ych i

cieczach, s

szybkimi kompresyjnymi falami i docieraj

do sejsmograf

w najwcze

niej.

•

Fale wt

rne S (poprzeczne), kt

re mog

rozchodzi

tylko w cia

ach sta

ych, docieraj

do sejsmograf

w po

falach P.

Zmiany gęstości
skał z głębokością
wyznaczone na
podstawie pomia-
rów prędkości
rozchodzenia się
fal sejsmicznych
zostały ekspery-
mentalnie skore-
lowane z przemia-
nami fazowymi
dominujących
minerałów w
poszczególnych
warstwach.

Przemiana polimorficzna oliwinu Mg

SiO

: na

powierzchni ziemi trwała jest struktura A. Na głębokości

około 400 km ciśnienie powoduje przemianę polimorficzną

w strukturę B, która ma mniejszą objętość molową.

Przemiana polimorficzna oliwinu Mg

SiO

: na

powierzchni ziemi trwała jest struktura A. Na głębokości

około 400 km ciśnienie powoduje przemianę polimorficzną

w strukturę B, która ma mniejszą objętość molową.

Erupcje bazaltów lub magm kimberlitowych wynoszą

czasem na powierzchnie fragmenty porwane z

głębszych stref pozwalające wnioskować o składzie

płaszcza Ziemi.

Zazwyczaj są to perydotyty lub eklogity,

zawierające np. (perydotyty spinelowe):

60 - 70% oliwinu magnezowego Mg

SiO

do 30% enstatytu = piroksenu Mg

do 10% diopsydu = piroksenu CaMgSi

do 10% spinelu Cr-Al = tlenku Mg(Al,Cr)

Erupcje bazaltów lub magm kimberlitowych wynoszą

czasem na powierzchnie fragmenty porwane z

głębszych stref pozwalające wnioskować o składzie

płaszcza Ziemi.

Zazwyczaj są to perydotyty lub eklogity,

zawierające np. (perydotyty spinelowe):

60 - 70% oliwinu magnezowego Mg

SiO

do 30% enstatytu = piroksenu Mg

do 10% diopsydu = piroksenu CaMgSi

do 10% spinelu Cr-Al = tlenku Mg(Al,Cr)

1 cm

Analiza ksenolit

Uważa się, że meteoryty żelazne to fragmenty
jądra rozbitej planety. Przyjmuje się więc, że ich
skład odpowiada składowi jądra Ziemi. Żelazo-
niklowe minerały meteorytów mają zbliżoną
gęstość (ok. 10 g/cm

) do tej wynikającej z

przewidywań sejsmicznych we wnętrzu Ziemi.
Niektóre meteoryty kamienne są również
fragmentami wnętrza planet. Są wreszcie
odmiany chondrytów, których skład chemiczny i
izotopowy wskazuje na to, że są fragmentami
rozbitej niezdyferencjowanej protoplanety i mają
identyczny skład do pierwotnej Ziemi.

) do tej wynikającej z

Analiza meteoryt

Może być oparta na różnych kryteriach:
genetycznym, teksturalnym, mineralogicznym
czy chemicznym.

Przykład podziału genetycznego:

• Skały plutoniczne – powstałe w głębi

• Skały hipabissalne – powstałe przy powierzchni

• Skały wylewne – powstałe na powierzchni

Przykład podziału teksturalnego:

• Afanitowe – krystality < 1 mm

• Fanerytyczne – krystality 1 – 5 mm

• Pegmatytowe – krystality > 5 mm

Może być oparta na różnych kryteriach:
genetycznym, teksturalnym, mineralogicznym
czy chemicznym.

Przykład podziału genetycznego:

• Skały plutoniczne – powstałe w głębi

• Skały hipabissalne – powstałe przy powierzchni

• Skały wylewne – powstałe na powierzchni

Przykład podziału teksturalnego:

• Afanitowe – krystality < 1 mm

• Fanerytyczne – krystality 1 – 5 mm

• Pegmatytowe – krystality > 5 mm

Nomenklatura i klasyfikacja ska

Najbardziej przydatne są klasyfikacje oparte
na składzie mineralnym i, jeśli potrzeba,
chemicznym.

Klasyfikacja mineralogiczna oparta jest na

modalnym składzie mineralnym:

ilościowo określonym w procentach
objętościowych udziale minerałów
wchodzących w skład skały.

Najbardziej przydatne są klasyfikacje oparte
na składzie mineralnym i, jeśli potrzeba,
chemicznym.

Klasyfikacja mineralogiczna oparta jest na

modalnym składzie mineralnym:

ilo

ciowo okre

lonym w procentach

obj

ciowych udziale minera

wchodz

cych w sk

ad ska

Nomenklatura i klasyfikacja ska

Wiele uszczegółowień wynikać może ze wskaźnika barwy

(np. leukokratyczne, melanokratyczne), czy ze składu

chemicznego (np. alkaliczne, subalkaliczne, toleitowe,

wapniowo-alkaliczne, peraluminowe, subaluminowe itd.)

Inne

Kwarc, skaleń K,

plagioklaz Na,

biotyt, muskowit,

(amfibole,

granaty, cyrkon)

Plagioklazy Na-Ca,

pirokseny, oliwiny,

amfibole, biotyt,

kwarc, skaleń K

Plagioklazy Ca,

pirokseny,

oliwiny (apatyt,

nefelin)

Oliwiny, pirokseny,

plagioklazy, spinele,

granaty (amfibole)

Często
spotykany skład
mineralny

> 63 % wag.

52 – 63 % wag.

45 – 52 % wag.

< 45% wag.

Zawartość SiO

Ryolit

Andezyt

Bazalt

Przykłady skał
ekstruzywnych

Granit

Dioryt

Gabro

Perydotyt,

Dunit,

Piroksenit

Przykłady skał
intruzywnych

Kwaśne

Bogate w SiO

Felzytowe

Obojętne

Pośrednie
Obojętne

Zasadowe

Ubogie w SiO

Maficzne
Bazyty

Ultrazasadowe

Bardzo ubogie w SiO

Ultramaficzne
Ultrabazyty

Alternatywne nazwy klas skał magmowych

Anortozyt

Granodioryt

Granity

95% intruzywnych skał
to granity/granodioryty

Wystąpienia głównie na
kontynentach, dość
ograniczone, lokalne, np.
podłoże łańcuchów
górskich

Swój skład zawdzięczają
w dużym stopniu
procesom częściowego
przetopienia skał
skorupy kontynentalnej

Granit

95% intruzywnych skał
to granity/granodioryty

Wystąpienia głównie na
kontynentach, dość
ograniczone, lokalne, np.
podłoże łańcuchów
górskich

Swój skład zawdzięczają
w dużym stopniu
procesom częściowego
przetopienia skał
skorupy kontynentalnej

Bazalty

• 98% ekstruzywnych

skał to bazalty/andezyty

• Szeroko rozpowszech-

nione głównie na dnie
oceanów (ocean floor
basalt – OFB) i nieco na
kontynentach (CFB)

• Pierwotny typ magmy z

częściowego przeto-
pienia płaszcza ziemi
zróżnicowany przez
frakcjonalną krystali-
zację, asymilację i
kontaminację

alt

• 98% ekstruzywnych

skał to bazalty/andezyty

• Szeroko rozpowszech-

nione głównie na dnie
oceanów (ocean floor
basalt – OFB) i nieco na
kontynentach (CFB)

• Pierwotny typ magmy z

częściowego przeto-
pienia płaszcza ziemi
zróżnicowany przez
frakcjonalną krystali-
zację, asymilację i
kontaminację

Bimodalna dystrybucja

Stop magmowy zawiera substancje

lotne (gazy rozpuszczone w stopie)
takie jak H

O, CO

, H

S (siarkowodór)

(metan), NH

(amoniak)...

Magma zawiera też substancje stałe,

np. kryształy wytrącających się
minerałów, fragmenty skał
otaczających (ksenolity, porwaki).

Stop magmowy zawiera substancje

lotne (gazy rozpuszczone w stopie)
takie jak H

O, CO

, H

S (siarkowodór)

(metan), NH

(amoniak)...

Magma zawiera też substancje stałe,

np. kryształy wytrącających się
minerałów, fragmenty skał
otaczających (ksenolity, porwaki).

MAGMA: 3 fazy (3 stany skupienia)

Magma nie krystalizuje raptownie w ściśle

określonej temperaturze lecz w przedziale
100-200

C, czasem nawet większym.

Krystalizacja magmy jest procesem

egzotermicznym uwalniającym ciepło do
otoczenia, co spowalnia stygnięcie.

Podczas stygnięcia i krystalizacji magma

jest systemem otwartym wymieniającym
pierwiastki/związki chemiczne z
otoczeniem.

Magma nie krystalizuje raptownie w ściśle

określonej temperaturze lecz w przedziale
100-200

C, czasem nawet większym.

Krystalizacja magmy jest procesem

egzotermicznym uwalniającym ciepło do
otoczenia, co spowalnia stygnięcie.

Podczas stygnięcia i krystalizacji magma

jest systemem otwartym wymieniającym
pierwiastki/związki chemiczne z
otoczeniem.

Warunki PT

Temperatura krystalizacji lawy bazaltowej

po erupcji na powierzchni Ziemi zależy
głównie od składu chemicznego i wynosi
od ok. 1200

do 1000

Temperatura krystalizacji intruzji

plutonicznych zależy głównie od ciśnienia
i zawartości H

O . Przy wyższym ciśnieniu

i ilości fluidów temperatura krystalizacji
jest niższa. Granitowe plutony
krystalizują w temperaturze około 600

700

Temperatura krystalizacji lawy bazaltowej

po erupcji na powierzchni Ziemi zależy
głównie od składu chemicznego i wynosi
od ok. 1200

do 1000

Temperatura krystalizacji intruzji

plutonicznych zależy głównie od ciśnienia
i zawartości H

O . Przy wyższym ciśnieniu

i ilości fluidów temperatura krystalizacji
jest niższa. Granitowe plutony
krystalizują w temperaturze około 600

700

Warunki PT

Prędkość studzenia/krystalizacji zależy

od wydajności wymiany ciepła z
otoczeniem.

Wylewne skały na powierzchni czy na

dnie oceanu stygną natychmiast często
tworząc nieskrystalizowane szkliwo.

Średniej wielkości intruzja (batolit o

objętości 10 000 km

) może stygnąć

miliony lat.

Prędkość studzenia/krystalizacji zależy

od wydajności wymiany ciepła z
otoczeniem.

Wylewne skały na powierzchni czy na

dnie oceanu stygną natychmiast często
tworząc nieskrystalizowane szkliwo.

Średniej wielkości intruzja (batolit o

objętości 10 000 km

) może stygnąć

miliony lat.

Warunki PT

Stopienie skał płaszcza może zajść w wyniku

1) wzrostu temperatury;

Stopienie skał płaszcza może zajść w wyniku

1) wzrostu temperatury;

Mechanizmy powstawania magmy

Dlaczego

lokalnie

powstaje

stopiona magma je

li w g

łę

Ziemi nie ma wystarczaj

cej

temperatury do jej stopienia?

stop

ciało stałe

Stopienie skał płaszcza może zajść w wyniku

1) wzrostu temperatury;
2) spadku ciśnienia;

Stopienie skał płaszcza może zajść w wyniku

1) wzrostu temperatury;
2) spadku ciśnienia;

stop

ciało stałe

Mechanizmy powstawania magmy

Stopienie skał płaszcza może zajść w wyniku

1) wzrostu temperatury;
2) spadku ciśnienia;
3) dostarczenia fluidów, np. pary wodnej.

Stopienie skał płaszcza może zajść w wyniku

1) wzrostu temperatury;
2) spadku ciśnienia;
3) dostarczenia fluidów, np. pary wodnej.

ciało stałe

stop

Mechanizmy powstawania magmy

Przykłady stopienia skał
płaszcza w wyniku spadku
ciśnienia: wyniesienie materiału
płaszcza z głębi pod skorupę
ziemską w rejonach grzbietów
oceanicznych czy plam gorąca.

Przykłady stopienia skał płaszcza
w wyniku dostarczenia fluidów:
dostarczenie pary wodnej jest
m.in. przyczyną częściowego
przetopienia skał w strefie ponad
płatem subdukcji.

(1) Jest cz

ęś

ciowo pozosta

pierwotnego ciep

a z

czas

w powstania Uk

adu S

onecznego

(2) Jest cz

ęś

ciowo pozosta

ciep

a powsta

ego pod

ywem proces

w dyferencjacji kuli ziemskiej w

pocz

tkowych okresach istnienia

(3) Jest cz

ęś

ciowo stale generowane podczas rozpadu

promieniotw

rczego izotop

w radioaktywnych.

Pochodz

ce z wn

trza Ziemi ciep

(rozchodz

ce si

na drodze

promieniowania, przewodzenia i konwekcji)

przekazywane jest

na powierzchni

wnie przez konwekcj

w p

aszczu i

przewodzenie w skorupie ziemskiej.

Ciep

o we wn

trzu Ziemi

Przypomnieć sobie przekroje i procesy zachodzące na różnych granicach płyt

Geochemia ska

magmowych

Porównanie wagowego udziału pierwiastków

w budowie całej kuli ziemskiej i skorupy

Pierwiastek

Pe rc e n ta g e o f e le m e n ts i n wh o l e e a rth

Percentage of elements in earth's crust

Cała Ziemia

Skorupa ziemska

Porównanie oszacowania składu chemicznego kontynentalnej

skorupy ziemskiej i średniego składu andezytów

Porównanie oszacowania składu chemicznego kontynentalnej

skorupy ziemskiej i średniego składu andezytów

Skorupa
ziemska

Andezyt

Jeżeli skała jest szklista lub skrytokrysta-

liczna i nie zawiera fenokryształów, to

klasyfikacja jest możliwa tylko na podstawie

analizy chemicznej. Skład chemiczny jest

oznaczany przez analizę

sproszkowanej

reprezentatywnej próbki skały przy użyciu

fluorescencji rentgenowskiej XRF, lub po

rozpuszczeniu w kwasach przy użyciu

atomowej spektroskopii absorpcyjnej AAS

lub emisyjnej ICP.

Jeżeli skała jest szklista lub skrytokrysta-

liczna i nie zawiera fenokryształów, to

klasyfikacja jest możliwa tylko na podstawie

analizy chemicznej. Skład chemiczny jest

oznaczany przez analizę

sproszkowanej

reprezentatywnej próbki skały przy użyciu

fluorescencji rentgenowskiej XRF, lub po

rozpuszczeniu w kwasach przy użyciu

atomowej spektroskopii absorpcyjnej AAS

lub emisyjnej ICP.

Analiza chemiczna skał magmowych służy zazwyczaj
określeniu zawartości:

• pierwiastków głównych (>1%wag):

SiO

FeO* MgO CaO Na

O K

O H

• składników pobocznych:

TiO

MnO P

• pierwiastków śladowych (<0,1%wag):

wszystkie pozostałe, w tym pierwiastki ziem rzadkich (REE)

Analiza chemiczna skał magmowych służy zazwyczaj
określeniu zawartości:

• pierwiastków głównych (>1%wag):

SiO

FeO* MgO CaO Na

O K

O H

• składników pobocznych:

TiO

MnO P

• pierwiastków śladowych (<0,1%wag):

wszystkie pozostałe, w tym pierwiastki ziem rzadkich (REE)

Pierwiastek

Procentowy udzia

niejszych sk

adnik

skorupy ziemskiej

wyra

ony w tlenkach

Tlenek %wag

% atomowe

60.8

59.3

21.2

15.3

6.4

7.5

2.2

6.9

2.6

4.5

2.4

2.8

1.9

SiO

FeO

CaO
MgO

Zawartość pierwiastków głównych jest przedstawiana

w formie procentów wagowych tlenków

w kolejności wzrastającej wartościowości.

Zawartość pierwiastków głównych jest przedstawiana

w formie procentów wagowych tlenków

w kolejności wzrastającej wartościowości.

Zawartość pierwiastków głównych może być też przeliczana

z tlenków na zawartość procentową pierwiastków.

Zawartość pierwiastków głównych może być też przeliczana

z tlenków na zawartość procentową pierwiastków.

Zamiana % wagowych tlenków na % atomowe pierwiastków

Tlenek

% wag.

Masa mol.

Stosunki molowe

% atomowe

SiO

49.20

60.09

0.82

12.25

TiO

1.84

95.90

0.02

0.29

15.74

101.96

0.31

9.26

3.79

159.70

0.05

1.49

FeO

7.13

71.85

0.09

1.34

MnO

0.20

70.94

0.00

0.04

MgO

6.73

40.31

0.17

2.53

CaO

9.47

56.08

0.17

2.53

2.91

61.98

0.09

1.40

1.10

94.20

0.02

0.59

0.95

18.02

0.11

1.58

(O)

4.83

72.26

Total

99.06

6.69

100.00

Pamiętając o pomnożeniu przez ilość kationów we wzorze tlenku

np.: dla K

O: 0,02x2 x 100/6.69=0,59

Zawartość pierwiastków głównych jest wykorzystywana

do klasyfikacji petrologicznej i petrogenetycznej

Zawartość pierwiastków głównych jest wykorzystywana

do klasyfikacji petrologicznej i petrogenetycznej

Materiały do Ćwiczeń z Geochemii, Skrypt AGH nr 1358.

Dokładne rozróżnienie bazaltów na diagramie

TAS wymaga przeliczeń norm CIPW.

CIPW jest jedną

z metod klasyfikacji

chemicznej  skał wylewnych  (Cross,  Iddings,
Pirsson,  Washington,  1919).  Polega  ona  na
przeliczeniu  analizy  chemicznej  skały  na  listę
umownych

minerałów,

tzw.

minerałów

normatywnych

przeciwieństwie

modalnego składu mineralnego z pomiarów
ilości rzeczywistych minerałów w skale).

Dokładne rozróżnienie bazaltów na diagramie

TAS wymaga przeliczeń norm CIPW.

CIPW jest jedną

z metod klasyfikacji

chemicznej  skał wylewnych  (Cross,  Iddings,
Pirsson,  Washington,  1919).  Polega  ona  na
przeliczeniu  analizy  chemicznej  skały  na  listę
umownych

minerałów,

tzw.

minerałów

normatywnych

przeciwieństwie

modalnego

składu mineralnego z pomiarów

ilości rzeczywistych minerałów w skale).

Materiały do Ćwiczeń z Geochemii, Skrypt AGH nr 1358.

Jest wiele klasyfikacji i podzia

w geochemicznych,

przyk

ady niekt

rych podane s

poni

Wed

ug zawarto

ci krzemionki

%SiO2

Okre

lenie typu

zaw. ciemnych

Okre

lenie

Przyk

ady ska

minera

Kwa

<40

Fels

ytowe

Granit,

ryolit

Oboj

tne

Oboj

tne

Dior

ande

adowe

Mafic

zne

Gabro,

alt

<45

Ultra

zasadowe

>90

Ultramaf

Dunit

komat

Wed

ug nasycenia glinem

(

zawarto

ci molowe, w u

yciu w szczeg

lno

ci dla

granit

w, koreluj

ce si

z zawarto

nych minera

maficznych

Charakter chemiczny

Okre

lenie

Charakterystyczne minera

>Na

O+K

O+CaO

Peralumino

Musco

it,

biot

t, topaz,

orund

turmalin

O+K

O+CaO>Al

Metalumino

Melilit

biot

t, p

& Al

> Na

O+K

hornblend

, epidot

~ Na

O+K

Subalumino

Olivin

, p

< Na

O + K

Peralkali

czne

ibol

Alumina saturation classes based on the molar proportions of Al

/(CaO+Na

O+K

O) (“A/CNK”)

after Shand (1927). Common non-quartzo-feldspathic minerals for each type are included.

After Clarke (1992). Granitoid Rocks. Chapman Hall.

Przykład graficznego określenia wskaźnika

nasycenia glinem dla skał z Argentyny

Przykład graficznego określenia wskaźnika

nasycenia glinem dla skał z Argentyny

Nasycenie krzemionką.

Minerały „nasycone krzemionką”:

to np. kwarc, skalenie, pirokseny

Minerały „niedosycone krzemionką”:

to np. forsteryt, nefelin

Te minerały nigdy nie występują razem w tej samej skale

magmowej, ich obecność prowadziłaby do reakcji, np. :

Kwarc + Nefelin => Albit

SiO

+ NaAlSiO

=> NaAlSi

Kwarc + Forsteryt => Enstatyt

SiO

+ Mg

SiO

=> 2MgSiO

Nasycenie krzemionką.

Minerały „nasycone krzemionką”:

to np. kwarc, skalenie, pirokseny

Minerały „niedosycone krzemionką”:

to np. forsteryt, nefelin

Te minerały nigdy nie występują razem w tej samej skale

magmowej, ich obecność prowadziłaby do reakcji, np. :

Kwarc + Nefelin => Albit

SiO

+ NaAlSiO

=> NaAlSi

Kwarc + Forsteryt => Enstatyt

SiO

+ Mg

SiO

=> 2MgSiO

Nasycenie krzemionką

Skały przesycone krzemionką:

zawierają minerały bogate w krzemionkę, np.

kwarc, skalenie, pirokseny.

Skały nasycone krzemionką:

nie zawierają

ani kwarcu ani minerałów

niedosyconych krzemionką

Skały niedosycone krzemionką:

zawierają minerały niedosycone krzemionką, np.

forsteryt, nefelin.

Nasycenie krzemionką

Skały przesycone krzemionką:

zawierają minerały bogate w krzemionkę, np.

kwarc, skalenie, pirokseny.

Skały nasycone krzemionką:

nie zawierają

ani kwarcu ani minerałów

niedosyconych krzemionką

Skały niedosycone krzemionką:

zawierają minerały niedosycone krzemionką, np.

forsteryt, nefelin.

Klasyfikacja wed

ug wska

nika alkaliczno

wapniowego

Serie wulkaniczne s

klasyfikowane wed

ug po

enia

punktu przeci

cia dw

ch wykres

Nazwa serii

Wskaźnik alkaliczno-

Przykładowe serie

- wapniowy

Wapniowa

>61 %SiO

Bazalty grzbietów oceanicznych

Wapn.-alkaliczna

56-61%

Serie łuków kontynentalnych

Alkaliczno-wapniowa 51-56%

Serie wysp oceanicznych

Alkaliczna

<51%

Bazalty wewnątrzkontynentalne

Przyk

ad graficznego wyznaczania

wska

nika alkaliczno

wapniowego

Bazalty są najliczniej reprezentowaną

skałą magmową na i przy powierzchni

ziemi. Stąd duże zainteresowanie

geochemicznymi wskaźnikami

petrogenetycznymi bazaltów.

Bazalty są najliczniej reprezentowaną

skałą magmową na i przy powierzchni

ziemi. Stąd duże zainteresowanie

geochemicznymi wskaźnikami

petrogenetycznymi bazaltów.

Określenie

składu

mineralnego

dla

rozróżnienia

bazaltów

jest

zazwyczaj

niewystarczające

niezbędna

jest

charakterystyka

oparta

składzie

chemicznym.

W tym celu konstruuje się

różne diagramy zmienności i diagramy

dyskryminacyjne.

Służą one porównaniu

skał ze sobą, klasyfikacji oraz identyfikacji

ewolucyjnych serii magmowych, ich genezy i

ródła magmy.

Określenie

składu

mineralnego

dla

rozróżnienia

bazaltów

jest

zazwyczaj

niewystarczające

niezbędna

jest

charakterystyka

oparta

składzie

chemicznym.

W tym celu konstruuje się

różne diagramy zmienności i diagramy

dyskryminacyjne.

Służą one porównaniu

skał ze sobą, klasyfikacji oraz identyfikacji

ewolucyjnych serii magmowych, ich genezy i

ródła magmy.

Klasyfikacja TAS (Total Alkali-Silica)

IUGS systematyka wylewnych skał magmowych

Klasyfikacja TAS (Total Alkali-Silica)

IUGS systematyka wylewnych skał magmowych

Zawartość pierwiastków głównych jest wykorzystywana

do klasyfikacji petrologicznej i petrogenetycznej

Zawartość pierwiastków głównych jest wykorzystywana

do klasyfikacji petrologicznej i petrogenetycznej

Zawartość pierwiastków głównych jest wykorzystywana

do klasyfikacji petrologicznej i petrogenetycznej

Zawartość pierwiastków głównych jest wykorzystywana

do klasyfikacji petrologicznej i petrogenetycznej

DIAGRAMY HARKERA

Przykłady

diagramów

Harkera dla skał

wulkanicznych z

rejonów łuków

wysp

DIAGRAMY HARKERA

Przykłady

diagramów

Harkera dla skał

wulkanicznych z

rejonów łuków

wysp

DIAGRAMY HARKERA

Przykład diagramów

Harkera rysowanych

względem MgO dla

bazaltów Grzbietu

ródatlantyckiego

wskazujących na

frakcjonalną

krystalizację (jak?).

Oznacza to, że skład

tego bazaltu nie może

być traktowany jako

skład pierwotnego

ródła w płaszczu Ziemi.

DIAGRAMY HARKERA

Przykład diagramów

Harkera rysowanych

względem MgO dla

bazaltów Grzbietu

ródatlantyckiego

wskazujących na

frakcjonalną

krystalizację (jak?).

Oznacza to, że skład

tego bazaltu nie może

być traktowany jako

skład pierwotnego

ródła w płaszczu Ziemi.

Diagram dyskryminacyjny AFM jest używany do

identyfikacji serii skał magmowych powstałych w wyniku

dyferencjacji.

Diagram dyskryminacyjny AFM jest używany do

identyfikacji serii skał magmowych powstałych w wyniku

dyferencjacji.

Diagram

dyskryminacyjny

AFM jest używany

do identyfikacji

serii skał

magmowych

powstałych w

wyniku

dyferencjacji.

Diagram

dyskryminacyjny

AFM jest używany

do identyfikacji

serii skał

magmowych

powstałych w

wyniku

dyferencjacji.

Przykład ewolucji

serii magmowej w

wyniku dyferencjacji

Przykład diagramu

dyskryminacyjnego

AFM dla ewolucji

serii magmowej skał

z Kordylierów.

Przykład diagramu

dyskryminacyjnego

AFM dla ewolucji

serii magmowej skał

z Kordylierów.

PIERWIASTKI ŚLADOWE

Zawartość pierwiastków śladowych mierzona
jest w ppm (parts per million, np. gram na kg
skały).

Do pierwiastków śladowych analizowanych w
skałach magmowych należą:

Li, Be, Sc, V, Cr, Co, Ni, Cu, Zn, Ga

Rb, Sr, Y, Zr, Nb

Ba, Pb

F, Cl, S

PIERWIASTKI ŚLADOWE

Zawartość pierwiastków śladowych mierzona
jest w ppm (parts per million, np. gram na kg
skały).

Do pierwiastków śladowych analizowanych w
skałach magmowych należą:

Li, Be, Sc, V, Cr, Co, Ni, Cu, Zn, Ga

Rb, Sr, Y, Zr, Nb

Ba, Pb

F, Cl, S

A.Polański „Podstawy Geochemii”, Wyd. Geol. 1988

Teoretycznie można określić zawartość

dowolnego pierwiastka śladowego w skale.

Nie ma to jednak sensu. Tylko wybrane

pierwiastki mają znaczenie jako wskaźniki

petrogenetyczne dla określonych skał, np. :

Bazalt : oznaczaj Cr, Ni, Cu, ale nie Li, Be

czy Ba.

Pegmatyt z lepidolitem : oznaczaj Li, Be i

Ba ale nie Cr, Ni czy Cu.

Teoretycznie można określić zawartość

dowolnego pierwiastka śladowego w skale.

Nie ma to jednak sensu. Tylko wybrane

pierwiastki mają znaczenie jako wskaźniki

petrogenetyczne dla określonych skał, np. :

Bazalt : oznaczaj Cr, Ni, Cu, ale nie Li, Be

czy Ba.

Pegmatyt z lepidolitem : oznaczaj Li, Be i

Ba ale nie Cr, Ni czy Cu.

Pierwiaski śladowe są narzędziem do

odtworzenia środowisk paleotektonicznych

powstawania skał magmowych

Pierwiaski

ladowe s

narz

dziem do

odtworzenia

rodowisk

paleotektonicznych

powstawania ska

magmowych

Tam gdzie oryginalne relacje pomiędzy skałami
są zatarte przez młodsze epizody tektoniczne

Kluczem do przeszłości są zależności
identyfikowane we współczesnych skałach
magmowych

Szczególnie użyteczne są pierwiastki niemobilne
w czasie późniejszych zjawisk
metasomatycznych, metamorficznych i
wietrzeniowych

Tam gdzie oryginalne relacje pomi

dzy ska

ami

zatarte przez m

odsze epizody tektoniczne

Kluczem do przesz

ci s

zale

identyfikowane we wsp

czesnych ska

ach

magmowych

Szczeg

lnie u

yteczne s

pierwiastki

niemobilne

w czasie p

niejszych zjawisk

metasomatycznych, metamorficznych i

wietrzeniowych

A.Polański „Podstawy Geochemii”, Wyd. Geol. 1988

DIAGRAMY DYSKRYMINACYJNE

Współczynnik podziału K

między układ

minerał – stop magmowy pozwala wyróżnić
pierwiastki śladowe dopasowane (K

>1) i

pierwiastki niedopasowane (K

<<1).

Pierwiastki dopasowane (kompatybilne) wchodzą
chętnie do struktur krystalizujących minerałów
co obniża ich zawartość w magmie resztkowej.

Pierwiastki  niedopasowane (niekompatybilne)  z
trudem  wchodzą w  struktury  krystalizujących
minerałów  i  nagromadzają

się

w magmie

resztkowej.

Wsp

czynnik podzia

u K

między układ

minerał – stop magmowy pozwala wyróżnić
pierwiastki śladowe dopasowane (K

>1) i

pierwiastki niedopasowane (K

<<1).

Pierwiastki dopasowane

(kompatybilne) wchodzą

chętnie do struktur krystalizujących minerałów
co obniża ich zawartość w magmie resztkowej.

Pierwiastki niedopasowane

(niekompatybilne) z

trudem wchodzą w struktury krystalizujących
minerałów i nagromadzają

się

w magmie

resztkowej.

Pierwiastki ziem rzadkich REE

(o liczbie atomowej od 57 do 71,

lantanowce) są obecne w skałach w

ilościach

rzędu

ppm.

Ich

zawartości są prezentowane na

wykresach po znormalizowaniu do

zawartości

meteorytach

kamiennych (do chondrytów).

Pierwiastki ziem rzadkich REE

(o liczbie atomowej od 57 do 71,

lantanowce) są obecne w skałach w

ilościach

rzędu

ppm.

Ich

zawartości są prezentowane na

wykresach

po znormalizowaniu do

zawartości

meteorytach

kamiennych (do chondrytów).

Pierwiastki ziem rzadkich: the Rare Earth Elements (REE)

Pierwiastki ziem rzadkich: t

he Rare Earth Elements (REE)

Efekt Odona-Harkinsa

Efekt

Odona

Harkinsa

Po normalizacji wykresy się wygładzają i można porównywać ich

kształt. Normalizacji dokonuje się przez podzielenie każdego wyniku

analizy dla skały przez zawartość tego samego pierwiastka w

meteorycie typu chondryt C1 (pamiętając o zgodności jednostek!).

Po normalizacji wykresy się wygładzają i można porównywać ich

kształt. Normalizacji dokonuje się przez podzielenie każdego wyniku

analizy dla skały przez zawartość tego samego pierwiastka w

meteorycie typu chondryt C1 (pamiętając o zgodności jednostek!).

Parzysta liczba
atomowa

Nieparzysta liczba
atomowa

Chondryty biorą swą nazwę od chondr, okrągłych,

milimetrowej wielkości promienistych skupień oliwinowo-

piroksenowych ze szkliwem lub skaleniem.

Chondryty biorą swą nazwę od chondr, okrągłych,

milimetrowej wielkości promienistych skupień oliwinowo-

piroksenowych ze szkliwem lub skaleniem.

Chondryty zostały wybrane do normalizacji ponieważ ich

skład chemiczny odpowiada niemal dokładnie składowi

materii słonecznej

Chondryty zostały wybrane do normalizacji ponieważ ich

skład chemiczny odpowiada niemal dokładnie składowi

materii słonecznej

Chondryty reprezentują oryginalną materię

słoneczną, która nie uległa procesom

frakcjonowania. Porównując zawartości REE w

próbce do ich koncentracji w chondrycie możemy

więc wnioskować o historii danej skały. Jeśli w jej

trakcie następowały jakieś zmiany w częstości

REE, otrzymamy wykres liniowy lub krzywą o

przebiegu innym niż poziomy. Jeśli nie

następowały żadne zmiany, poza wzbogaceniem

lub zubożeniem w REE, otrzymamy linię

równoległą do tej dla chondrytu.

Chondryty reprezentuj

oryginaln

materi

oneczn

, kt

ra nie uleg

a procesom

frakcjonowania. Por

wnuj

c zawarto

ci REE w

bce do ich koncentracji w chondrycie mo

emy

c wnioskowa

o historii danej ska

y. Je

li w jej

trakcie nast

powa

y jakie

zmiany w cz

sto

REE, otrzymamy wykres liniowy lub krzyw

przebiegu innym ni

poziomy. Je

li nie

nast

powa

adne zmiany, poza wzbogaceniem

lub zubo

eniem w REE, otrzymamy lini

wnoleg

łą

do tej dla chondrytu.

Wzrost kompatybilności

Porównanie zawartości REE w lawie wulkanu Kilauea z

zawartościami w chondrytach.

Podziel zawartości

w próbce przez

zawartości w

chondrytach

zachowując

zgodność jednostek

Porównanie zawartości REE w lawie wulkanu Kilauea z

zawartościami w chondrytach.

Podziel zawartości

w próbce przez

zawartości w

chondrytach

zachowując

zgodność jednostek

0.00

2.00

4.00

6.00

8.00

10.00

La Ce

Sm Eu

Tb Er

Yb Lu

Jak wyglądałby znormalizowany do chondrytu

diagram dla chondrytu?

Jak wyglądałby znormalizowany do chondrytu

diagram dla chondrytu?

Wzrost kompatybilności

OIB – bazalty wysp oceanicznych, MORB – bazalty grzbietów oceanicznych

REE =

Pierwiastki ziem rzadkich (REE)

HREE są mniej

niedopasowane niż LREE

Diagramy pajęcze = Spider Diagrams

Diagramy paj

cze =

Spider Diagrams

Rozszerzeniem techniki normalizacji było zastosowanie jej również

do innych pierwiastków: diagramy pajęcze.

Rozszerzeniem techniki normalizacji by

o zastosowanie jej r

wnie

do innych pierwiastk

w: diagramy paj

cze.

Diagramy pajęcze = Spider Diagrams

Diagramy paj

cze =

Spider Diagrams

....oraz zastosowanie innych skał do normalizacji

....oraz zastosowanie innych ska

do normalizacji

Co najmniej pi

ęć

czynników decyduje o dystrybucji

pierwiastków

ladowych w skałach magmowych:

1) skład pierwotnego materiału

2) procesy cz

ęś

ciowego przetopienia

3) kontaminacja (mieszanie i asymilacja)

4) frakcjonalna krystalizacja

5) obecno

ść

składników lotnych

Dla tych przyczyn skład magm krzemionkowych nie

na traktowa

jako prost

wypadkow

poło

enia

geotektonicznego w systemie tektoniki kier.

Co najmniej pi

ęć

czynników decyduje o dystrybucji

pierwiastków

ladowych w skałach magmowych:

1) skład pierwotnego materiału

2) procesy cz

ęś

ciowego przetopienia

3) kontaminacja (mieszanie i asymilacja)

4) frakcjonalna krystalizacja

5) obecno

ść

składników lotnych

Dla tych przyczyn skład magm krzemionkowych nie

na traktowa

jako prost

wypadkow

poło

enia

geotektonicznego w systemie tektoniki kier.

Ad.

Nasza

wiedza

temat

materiału

wyj

ciowego (magmy prymitywnej, pierwotnej) jest

ograniczona i zdobywana po

rednio, nie wprost.

Jednak

e zazwyczaj skład chemiczny i własno

fizyczne magmy pierwotnej na tyle wyra

nie

zaznaczaj

w produkcie ko

cowym jakim jest

badana skała,

e posługuj

c si

wybranymi

stosunkami zawarto

ci pierwiastków i innymi

wska

nikami

jeste

stanie

odtworzy

przynajmniej

przybli

eniu

ródło

magmy

pierwotnej. Jej charakter najsilniej zale

y od

poło

enia geotektonicznego w systemie tektoniki

kier. Silnie wpływa na charakter bazaltów.

Ad.

Nasza

wiedza

temat

materiału

wyj

ciowego (magmy prymitywnej, pierwotnej) jest

ograniczona i zdobywana po

rednio, nie wprost.

Jednak

e zazwyczaj skład chemiczny i własno

fizyczne magmy pierwotnej na tyle wyra

nie

zaznaczaj

w produkcie ko

cowym jakim jest

badana skała,

e posługuj

c si

wybranymi

stosunkami zawarto

ci pierwiastków i innymi

wska

nikami

jeste

stanie

odtworzy

przynajmniej

przybli

eniu

ródło

magmy

pierwotnej.

Jej charakter najsilniej zale

y od

poło

enia geotektonicznego w systemie tektoniki

kier.

Silnie wpływa na charakter bazaltów.

Ad. 2. Procesy cz

ęś

ciowego przetopienia.

Powstawaniu

stopu

magmowego

towarzyszy

ęś

ciowe stopienie stałych składników materiału

ródłowego. To wła

nie wtedy na chemizm stopu

maj

najwi

kszy wpływ współczynniki podziału K

pierwiastków (reprezentuj

ce ich preferencj

stopu

nad faz

stał

: pierwiastki niedopasowane =

niekompatybilne, o K

< 1, ch

tnie przechodz

stopu). Proces ten ma ogromny wpływ na charakter

skał tworz

cych skorup

kontynentaln

Ad. 2.

Procesy cz

ęś

ciowego przetopienia.

Powstawaniu

stopu

magmowego

towarzyszy

ęś

ciowe stopienie stałych składników materiału

ródłowego. To wła

nie wtedy na chemizm stopu

maj

najwi

kszy wpływ współczynniki podziału K

pierwiastków (reprezentuj

ce ich preferencj

stopu

nad faz

stał

: pierwiastki niedopasowane =

niekompatybilne, o K

< 1, ch

tnie przechodz

stopu). Proces ten ma ogromny wpływ na charakter

skał tworz

cych skorup

kontynentaln

Ad. 3. Kontaminacja.

Jak tylko utworzy si

nieco stopu magmowego, zaczyna

on reagowa

z otoczeniem w wyniku naturalnej

tendencji

osi

gni

cia

równowagi

(termicznej,

chemicznej etc.). Ma to szczególne znaczenie np.

podczas wznoszenia si

magmy ponad strefami

subdukcji: magma wznosz

c si

e napotka

inne

ciało magmowe i nast

puje mieszanie, a cały czas w

czasie wznoszenia nast

puje reakcja i asymilacja skał

otaczaj

cych, przez które przeciska si

stop ku górze.

Oba zjawiska bardzo zmieniaj

obraz geochemiczny

skały magmowej. Współczesne metody komputerowe

pozwalaj

modelowa

te reakcje wstecz dla odtworzenia

pierwotnego składu stopu.

Ad. 3.

Kontaminacja.

Jak tylko utworzy si

nieco stopu magmowego, zaczyna

on reagowa

z otoczeniem w wyniku naturalnej

tendencji

osi

gni

cia

równowagi

(termicznej,

chemicznej etc.). Ma to szczególne znaczenie np.

podczas wznoszenia si

magmy ponad strefami

subdukcji: magma wznosz

c si

e napotka

inne

ciało magmowe i nast

puje mieszanie, a cały czas w

czasie wznoszenia nast

puje reakcja i asymilacja skał

otaczaj

cych, przez które przeciska si

stop ku górze.

Oba zjawiska bardzo zmieniaj

obraz geochemiczny

skały magmowej. Współczesne metody komputerowe

pozwalaj

modelowa

te reakcje wstecz dla odtworzenia

pierwotnego składu stopu.

Ad. 4. Frakcjonalna krystalizacja.

Frakcjonalna

krystalizacja

wpływa

zawarto

ść

pierwiastków

ladowych i głównych. Ewolucj

dystrybucji

pierwiastków

głównych

spowodowan

frakcjonaln

krystalizacj

oddaj

np. diagramy Harkera i trójk

t AFM. Tak

jak przy zjawisku cz

ęś

ciowego przetopienia, kompatybilno

ść

mierzona współczynnikiem podziału K

wpływa najsilniej na

dystrybucje

pierwiastków

ladowych

(dopuszczenie,

kamufla

itp. zjawiska wynikaj

ce z dopasowania i

podstawie

izomorficznych). Cho

dzisiaj nie uwa

a si

e frakcjonalna krystalizacja zachodzi dokładnie tak jak to

podawał schemat Bowena, to jednak jest to proces niemal

zawsze

towarzysz

procesowi

krystalizacji

stopu

magmowego (szczególnie bazaltów) cho

nigdy nie jest

jedynym i rzadko jest dominuj

cym zjawiskiem.

Ad. 4.

Frakcjonalna krystalizacja.

Frakcjonalna

krystalizacja

wpływa

zawarto

ść

pierwiastków

ladowych i głównych. Ewolucj

dystrybucji

pierwiastków

głównych

spowodowan

frakcjonaln

krystalizacj

oddaj

np. diagramy Harkera i trójk

t AFM. Tak

jak przy zjawisku cz

ęś

ciowego przetopienia, kompatybilno

ść

mierzona współczynnikiem podziału K

wpływa najsilniej na

dystrybucje

pierwiastków

ladowych

(dopuszczenie,

kamufla

itp. zjawiska wynikaj

ce z dopasowania i

podstawie

izomorficznych). Cho

dzisiaj nie uwa

a si

e frakcjonalna krystalizacja zachodzi dokładnie tak jak to

podawał schemat Bowena, to jednak jest to proces niemal

zawsze

towarzysz

procesowi

krystalizacji

stopu

magmowego (szczególnie bazaltów) cho

nigdy nie jest

jedynym i rzadko jest dominuj

cym zjawiskiem.

Ad. 5. Obecność składników lotnych.

Głównymi składnikami lotnymi są H

O, HF, HCl, CO

związki siarki. W niektórych przypadkach duża ilość

składników lotnych jest generowana już na wczesnych etapach

ewolucji magmy, np. przez odwodnienie skorupy oceanicznej

zanurzającej się w strefie subdukcji. W innych przypadkach

magma może osiągnąć nasycenie wobec lotnych składników w

czasie krystalizacji – uwalniane roztwory wodne i gazy

zabierają wtedy ze sobą wiele pierwiastków zubożając magmę

w pierwiastki mobilne. Składniki lotne są zawsze obecne i

zawsze odgrywają kluczową rolę choć nasza wiedza jest w tej

mierze jeszcze niewystarczająca.

Ad. 5.

Obecność składników lotnych.

Głównymi składnikami lotnymi są H

O, HF, HCl, CO

związki siarki. W niektórych przypadkach duża ilość

składników lotnych jest generowana już na wczesnych etapach

ewolucji magmy, np. przez odwodnienie skorupy oceanicznej

zanurzającej się w strefie subdukcji. W innych przypadkach

magma może osiągnąć nasycenie wobec lotnych składników w

czasie krystalizacji – uwalniane roztwory wodne i gazy

zabierają wtedy ze sobą wiele pierwiastków zubożając magmę

w pierwiastki mobilne. Składniki lotne są zawsze obecne i

zawsze odgrywają kluczową rolę choć nasza wiedza jest w tej

mierze jeszcze niewystarczająca.

Od skali MAKRO do skali MIKRO:

diagramy fazowe krystalizacji

Od skali

MAKRO

do skali

MIKRO

diagramy fazowe krystalizacji

Diagram fazowy plagioklazów jest wykresem pozwalającym
skorelować przyczyny ich budowy zonalnej ze zmianą składu
chemicznego stopu magmowego w czasie krystalizacji.

Stop magmowy o składzie a (~65% składu

anortytu i 35% albitu) i o temperaturze niemal

1600

C zaczyna stygnąć. W temperaturze poniżej

1500

C (punkt f) zaczynają pojawiać się pierwsze

kryształy plagioklazu, który ma skład taki jak rzut

punktu g na oś poziomą (90% anortytu i 10%

albitu). Z dalszym spadkiem temperatury powstaje

coraz więcej kryształów (lub kolejne warstwy tego

samego kryształu). Są one coraz bogatsze w albit

(od punktu g do i). Wreszcie w temperaturze ok.

1350

C (punkt i) cały stop jest zużyty i

krystalizacja jest zakończona.

Stop magmowy o składzie a (~65% składu

anortytu i 35% albitu) i o temperaturze niemal

1600

C zaczyna stygnąć. W temperaturze poniżej

1500

C (punkt f) zaczynają pojawiać się pierwsze

kryształy plagioklazu, który ma skład taki jak rzut

punktu g na oś poziomą (90% anortytu i 10%

albitu). Z dalszym spadkiem temperatury powstaje

coraz więcej kryształów (lub kolejne warstwy tego

samego kryształu). Są one coraz bogatsze w albit

(od punktu g do i). Wreszcie w temperaturze ok.

1350

C (punkt i) cały stop jest zużyty i

krystalizacja jest zakończona.

Plagioklazy szeregu albit-anortyt wykazują pełną

mieszalność w całym zakresie temperatur. Natomiast
skalenie potasowe i sodowe wykazują

pełną

mieszalność tylko w temperaturach powyżej ~650

(dlaczego?). Poniżej tej temperatury następuje
odmieszanie skalenia sodowego w postaci osobnej
fazy mineralnej (dlaczego?). Powstaje pertyt.

Plagioklazy szeregu albit-anortyt wykazują pełną

mieszalność w całym zakresie temperatur. Natomiast
skalenie potasowe i sodowe wykazują

pełną

mieszalność tylko w temperaturach powyżej ~650

(dlaczego?). Poniżej tej temperatury następuje
odmieszanie skalenia sodowego w postaci osobnej
fazy mineralnej

(dlaczego?)

. Powstaje pertyt.

Powstaje
pertyt.

Powstawanie magm a tektonika kier

autor tej części: mgr inż. Jakub Matusik

Grzbiety

doceaniczne

Grzbiety

doceaniczne

uki wysp wulkanicznych

Przypomnieć sobie przekroje i procesy
zachodzące na różnych granicach płyt

Magmatyzm

wewn

trzp

ytowy

(plamy gor

ca)

Magmatyzm

wewn

trzp

ytowy

(plamy gor

ca)

Strefy kolizji

Wed

ug: France-Lanord and Le Fort, 1988, Transactions of the Royal Society of Edinburgh, v. 79, p. 183-195.

Winter, 2001, An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology, Prentice Hall.

ęś

ciowe przetopienie skorupy kontynentalnej

Schematyczny przekrój przez Himalaje. Dehydratacja głębokich

partii skorupy pod wielokrotnymi nasunięciami powoduje częściowe

przetopienie związane z anatexis i powstanie płytkich leukogranitów.

Strefy kolizji

After Pitcher, 1983, in K. J. Hsü, ed., Mountain Building Processes, Academic Press, London; Pitcher, 1993, The Nature and Origin
of Granite, Blackie, London; Barbarin, 1990, Geol. Journal, v. 25, p. 227-238. Winter, 2001, An Introduction to Igneous and
Metamorphic Petrology, Prentice Hall.

Pomarańczowy – skały osadowe, stare wulkaniczne i metamorficzne.

Różowy –

zmetamorfizowane skały magmowe skorupy kontynentalnej.

Czerwony – magma granitoidowa.

Jasno niebieski – subdukująca skurupa oceaniczna.

Ciemno niebieski – underplating przez wznoszącą się magmę
bazaltową, zbiorniki magam zasadowych

(ew. powstające z nich głębokie

podskorupowe gabra, kumulaty).

rodowiska tektoniczne zwi

zane

z powstawaniem granitoid