GEOCHEMIA WNĘTRZA ZIEMI I. Procesy i skały magmowe

GEOCHEMIA WNĘTRZA ZIEMI I Procesy i skały magmowe

Dlaczego na Ziemi w różnych miejscach powstają różne skały magmowe? Dlaczego i w jaki sposób powstanie skał magmowych wiąże się z tektoniką kier? Czy pod powierzchnią Ziemi istnieje warstwa stopionej magmy będąca źródłem dla wulkanów i skał magmowych? Dlaczego i w jaki sposób powstaje magma? Czy wszystkie bazalty są jednakowe? A granity? Czy da się odróżnić bazalt z Hawajów od bazaltu z wulkanów japońskich czy od bazaltu z grzbietu środkowo atlantyckiego? Jak krystalizują skały magmowe?

Powstanie i dyferencjacja Ziemi Około 5000 milionów lat temu mgławica (wirująca chmura gazów i pyłów kosmicznych) zaczęła zapadać się do wewnątrz pod wpływem sił grawitacyjnych. Kurcząc się zaczęła wirować coraz szybciej (podobnie do łyżwiarki wirującej w piruecie). W efekcie powstał wirujący dysk z większością materii skoncen- trowaną w centrum. Kondensacja mgławicy słonecznej Powstanie protoplanet

Powstanie i dyferencjacja Ziemi Temperatura centrum wirującego dysku wzrosła znacznie w wyniku dużych sił grawitacyjnych co doprowadziło do narodzin gwiazdy naszego Słońca, we wnętrzu którego zaczęły przebiegać procesy nuklearnej syntezy pierwiastków. Z materii w zewnętrznych partiach dysku stopniowo utworzyły się protoplanety.. Miało to miejsce około 4600 milionów lat temu. Skaliste: Merkury, Wenus, Ziemia, Mars Gazowe: Jowisz, Saturn, Uran, Neptun Pluton

Powstanie Księżyca 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 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

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

Dyferencjacja Ziemi 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 o C. Ten etap dyferencjacji kuli ziemskiej zakończył się około 4200 Ma (milionów lat temu) pierw. o wyższej gęstości Dyferencjacja chemiczna pierw. o niższej gęstości zestalenie stopiona protoplaneta warstwowa Ziemia

Struktura wnętrza 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. Skorupa 0-100 km Litosfera (skorupa i najwyższa warstwa płaszcza) Astenosfera: miękka ale w stanie stałym Płaszcz Jądro (stałe wewnętrzne i ciekłe zewnętrzne) W skali Nie w skali

Struktura wnętrza Ziemi 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 i skład wnętrza Ziemi Skład poszczególnych warstw odbiega od średniego składu Średni skład skorupy Średni skład całej Ziemi Gęstość Ziemi wynosi średnio 5.5 t/m 3

Skąd wiemy o chemicznym składzie wnętrza Ziemi? badania sejsmiczne analiza ksenolitów eksperymenty geochemiczno-sejsmiczne analiza meteorytów Badania sejsmiczne i wiercenia podmorskie

Są dwa podstawowe rodzaje fal sejsmicznych wykorzystywanych do badań wnętrza Ziemi: Fale P (pierwotne) rozchodzące się w ciałach stałych i cieczach, są szybkimi kompresyjnymi falami i docierają do sejsmografów najwcześniej. Fale wtórne S (poprzeczne), które mogą rozchodzić się tylko w ciałach stałych, docierają do sejsmografów po falach P.

Zmiany gęstości skał z głębokością wyznaczone na podstawie pomiarów prędkości rozchodzenia się fal sejsmicznych zostały eksperymentalnie skorelowane z przemianami fazowymi dominujących minerałów w poszczególnych warstwach.

Przemiana polimorficzna oliwinu Mg 2 SiO 4 : na powierzchni ziemi trwała jest struktura A. Na głębokości około 400 km ciśnienie powoduje przemianę polimorficzną w strukturę B, która ma mniejszą objętość molową.

Analiza ksenolitów 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 2 SiO 4 do 30% enstatytu = piroksenu Mg 2 Si 2 O 6 do 10% diopsydu = piroksenu CaMgSi 2 O 6 do 10% spinelu Cr-Al = tlenku Mg(Al,Cr) 2 O 4 1 cm

Analiza meteorytów Uważa się, że meteoryty żelazne to fragmenty jądra rozbitej planety. Przyjmuje się więc, że ich skład odpowiada składowi jądra Ziemi. Żelazoniklowe minerały meteorytów mają zbliżoną gęstość (ok. 10 g/cm 3 ) 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.

Nomenklatura i klasyfikacja skał 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 skał 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.

Alternatywne nazwy klas skał magmowych Ultrazasadowe Bardzo ubogie w SiO 2 Ultramaficzne Ultrabazyty Zasadowe Ubogie w SiO 2 Maficzne Bazyty Obojętne Pośrednie Obojętne Kwaśne Bogate w SiO 2 Felzytowe Przykłady skał intruzywnych Perydotyt, Dunit, Piroksenit Anortozyt Gabro Dioryt Granit Granodioryt Przykłady skał ekstruzywnych Bazalt Andezyt Ryolit Zawartość SiO 2 < 45% wag. 45 52 % wag. 52 63 % wag. > 63 % wag. Często spotykany skład mineralny Oliwiny, pirokseny, plagioklazy, spinele, granaty (amfibole) Plagioklazy Ca, pirokseny, oliwiny (apatyt, nefelin) Plagioklazy Na-Ca, pirokseny, oliwiny, amfibole, biotyt, kwarc, skaleń K Kwarc, skaleń K, plagioklaz Na, biotyt, muskowit, (amfibole, granaty, cyrkon) Inne Wiele uszczegółowień wynikać może ze wskaźnika barwy (np. leukokratyczne, melanokratyczne), czy ze składu chemicznego (np. alkaliczne, subalkaliczne, toleitowe, wapniowo-alkaliczne, peraluminowe, subaluminowe itd.)

Bimodalna dystrybucja Bazaltyalty 98% ekstruzywnych skał to bazalty/andezyty Szeroko rozpowszechnione głównie na dnie oceanów (ocean floor basalt OFB) i nieco na kontynentach (CFB) Pierwotny typ magmy z częściowego przetopienia płaszcza ziemi zróżnicowany przez frakcjonalną krystalizację, asymilację i kontaminację 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

MAGMA: 3 fazy (3 stany skupienia) Stop magmowy zawiera substancje lotne (gazy rozpuszczone w stopie) takie jak H 2 O, CO 2, H 2 S (siarkowodór) CH 4 (metan), NH 3 (amoniak)... Magma zawiera też substancje stałe, np. kryształy wytrącających się minerałów, fragmenty skał otaczających (ksenolity, porwaki).

Warunki PT Magma nie krystalizuje raptownie w ściśle określonej temperaturze lecz w przedziale 100-200 o 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 o do 1000 o C. Temperatura krystalizacji intruzji plutonicznych zależy głównie od ciśnienia i zawartości H 2 O. Przy wyższym ciśnieniu i ilości fluidów temperatura krystalizacji jest niższa. Granitowe plutony krystalizują w temperaturze około 600 o - 700 o C

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 3 ) może stygnąć miliony lat.

Mechanizmy powstawania magmy ciało stałe Dlaczego lokalnie powstaje stopiona magma jeśli w głębi Ziemi nie ma wystarczającej temperatury stopdo jej stopienia? Stopienie skał płaszcza może zajść w wyniku 1) wzrostu temperatury;

Mechanizmy powstawania magmy ciało stałe stop Stopienie skał płaszcza może zajść w wyniku 1) wzrostu temperatury; 2) spadku ciśnienia;

Mechanizmy powstawania magmy ciało stałe stop Stopienie skał płaszcza może zajść w wyniku 1) wzrostu temperatury; 2) spadku ciśnienia; 3) dostarczenia fluidów, np. pary wodnej.

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.

Ciepło we wnętrzu Ziemi (1) Jest częściowo pozostałością pierwotnego ciepła z czasów powstania Układu Słonecznego (2) Jest częściowo pozostałością ciepła powstałego pod wpływem procesów dyferencjacji kuli ziemskiej w początkowych okresach istnienia (3) Jest częściowo stale generowane podczas rozpadu promieniotwórczego izotopów radioaktywnych. Pochodzące z wnętrza Ziemi ciepło (rozchodzące się na drodze promieniowania, przewodzenia i konwekcji) przekazywane jest na powierzchnię głównie przez konwekcję w płaszczu i przewodzenie w skorupie ziemskiej.

Przypomnieć sobie przekroje i procesy zachodzące na różnych granicach płyt

Geochemia skał magmowych

Porównanie wagowego udziału pierwiastków w budowie całej kuli ziemskiej i skorupy 50 Cała Ziemia Percentage of elements in whole earth Percentage of elements in earth's crust Skorupa ziemska Procent wagowy 40 30 20 10 0 Fe O Si Mg Ni S Ca Al K Na Pierwiastek

Skorupa ziemska Andezyt Porównanie oszacowania składu chemicznego kontynentalnej skorupy ziemskiej i średniego składu andezytów

Jeżeli skała jest szklista lub skrytokrystaliczna 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 2 Al 2 O 3 Fe 2 O 3 FeO* MgO CaO Na 2 O K 2 O H 2 O składników pobocznych: TiO 2 MnO P 2 O 5 CO 2 pierwiastków śladowych (<0,1%wag): wszystkie pozostałe, w tym pierwiastki ziem rzadkich (REE) Pierwiastek Tlenek %wag % atomowe O 60.8 Si SiO 2 59.3 21.2 Al Al 2 O 3 15.3 6.4 Fe FeO 7.5 2.2 Ca CaO 6.9 2.6 Mg MgO 4.5 2.4 Na Na 2 O 2.8 1.9 Procentowy udział ważniejszych składników skorupy ziemskiej wyrażony w tlenkach

Zawartość pierwiastków głównych jest przedstawiana w formie procentów wagowych tlenków w kolejności wzrastającej wartościowości.

Zamiana % wagowych tlenków na % atomowe pierwiastków Tlenek % wag. Masa mol. Stosunki molowe % atomowe SiO 2 49.20 60.09 0.82 12.25 TiO 2 1.84 95.90 0.02 0.29 Al 2 O 3 15.74 101.96 0.31 9.26 Fe 2 O 3 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 Na 2 O 2.91 61.98 0.09 1.40 K 2 O 1.10 94.20 0.02 0.59 H 2 O + 0.95 18.02 0.11 1.58 (O) 4.83 72.26 Total 99.06 6.69 100.00 Zawartość pierwiastków głównych może być też przeliczana z tlenków na zawartość procentową pierwiastków. Pamiętając o pomnożeniu przez ilość kationów we wzorze tlenku np.: dla K 2 O: 0,02x2 x 100/6.69=0,59

Zawartość pierwiastków głównych jest wykorzystywana do klasyfikacji petrologicznej i petrogenetycznej

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 (w przeciwieństwie do modalnego składu mineralnego z pomiarów ilości rzeczywistych minerałów w skale). Materiały do Ćwiczeń z Geochemii, Skrypt AGH nr 1358.

Materiały do Ćwiczeń z Geochemii, Skrypt AGH nr 1358.

Jest wiele klasyfikacji i podziałów geochemicznych, przykłady niektórych podane są poniżej Według zawartości krzemionki: %SiO2 Określenie typu % zaw. ciemnych Określenie minerałów >63 Kwaśne <40 Felsytowe 52-63 Obojętne 40-70 Obojętne 45-52 52 Zasadoweadowe 70-90 Maficzne <45 Ultrazasadowe >90 Ultramaf. Przykłady skał Granit, ryolit Dioryt, andezy zyt Gabro, bazalt alt Dunit, komatyt Według nasycenia glinem (zawartości molowe, w użyciu w szczególności dla granitów, korelujące się z zawartością różnych minerałów maficznych): Charakter chemiczny Al 2 O 3 >Na 2 O+K 2 O+CaO Na 2 O+K 2 O+CaO>Al 2 O 3 & Al 2 O 3 > Na 2 O+K 2 O Al 2 O 3 ~ Na 2 O+K 2 O Al 2 O 3 < Na 2 O + K 2 O Określenie Peraluminowe Metaluminowe Subaluminowe Peralkaliczne Charakterystyczne minerały Muscowit, biotyt, t, topaz, Korund, granat, turmalin Melilit, biotyt, t, pirop roksen hornblenda,, epidot Olivin,, pirop roksen Na-piro roksen & amfibol

Alumina saturation classes based on the molar proportions of Al 2 O 3 /(CaO+Na 2 O+K 2 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

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 2 + NaAlSiO 4 => NaAlSi 3 O 8 Kwarc + Forsteryt => Enstatyt SiO 2 + Mg 2 SiO 4 => 2MgSiO 3

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 według wskaźnika alkaliczno-wapniowego Serie wulkaniczne są klasyfikowane według położenia punktu przecięcia dwóch wykresów: Nazwa serii Wskaźnik alkaliczno- Przykładowe serie - wapniowy Wapniowa >61 %SiO 2 Bazalty grzbietów oceanicznych Wapn.-alkaliczna 56-61% Serie łuków kontynentalnych Alkaliczno-wapniowa 51-56% Serie wysp oceanicznych Alkaliczna <51% Bazalty wewnątrzkontynentalne

Przykład graficznego wyznaczania wskaźnika alkaliczno-wapniowego

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 i niezbędna jest charakterystyka oparta na 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 źródła magmy.

Klasyfikacja TAS (Total Alkali-Silica) IUGS systematyka wylewnych skał magmowych

Zawartość pierwiastków głównych jest wykorzystywana do klasyfikacji petrologicznej i petrogenetycznej

DIAGRAMY HARKERA Przykłady diagramów Harkera dla skał wulkanicznych z rejonów łuków wysp

DIAGRAMY HARKERA Przykład diagramów Harkera rysowanych względem MgO dla bazaltów Grzbietu Śródatlantyckiego wskazujących na frakcjonalną krystalizację (jak?). Oznacza to, że skład tego bazaltu nie może być traktowany jako skład pierwotnego źródła w płaszczu Ziemi.

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.

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.

Pierwiaski śladowe są narzędziem do odtworzenia środowisk paleotektonicznych powstawania skał 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

DIAGRAMY DYSKRYMINACYJNE A.Polański Podstawy Geochemii, Wyd. Geol. 1988

Współczynnik podziału K D między układ minerał stop magmowy pozwala wyróżnić pierwiastki śladowe dopasowane (K D >1) i pierwiastki niedopasowane (K D <<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 w meteorytach kamiennych (do chondrytów).

Pierwiastki ziem rzadkich: the t Rare Earth Elements (REE)

Parzysta liczba atomowa Efekt Odona-Harkinsa Nieparzysta liczba atomowa 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!).

Chondryty biorą swą nazwę od chondr, okrągłych, milimetrowej wielkości promienistych skupień oliwinowopiroksenowych ze szkliwem lub skaleniem.

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.

Porównanie zawartości REE w lawie wulkanu Kilauea z zawartościami w chondrytach. Podziel zawartości w próbce przez zawartości w chondrytach zachowując zgodność jednostek Wzrost kompatybilności

Porównanie zawartości REE w lawie wulkanu Kilauea z zawartościami w chondrytach. Podziel zawartości w próbce przez zawartości w chondrytach zachowując zgodność jednostek

Jak wyglądałby znormalizowany do chondrytu diagram dla chondrytu? 10.00 sample/chondrite 8.00 6.00 4.00 2.00? 0.00 56 58 60 62 64 66 68 70 72 L La Ce Nd Sm Eu Tb Er Yb Lu

REE = Wzrost kompatybilności OIB bazalty wysp oceanicznych, MORB bazalty grzbietów oceanicznych

Pierwiastki ziem rzadkich (REE) HREE są mniej niedopasowane niż LREE

Diagramy pajęcze = Spider Diagrams Rozszerzeniem techniki normalizacji było zastosowanie jej również do innych pierwiastków: diagramy pajęcze.

Diagramy pajęcze = Spider Diagrams...oraz zastosowanie innych skał do normalizacji

Co najmniej pięć czynników decyduje o dystrybucji pierwiastków śladowych w skałach magmowych: 1) skład pierwotnego materiału 2) procesy częściowego przetopienia 3) kontaminacja (mieszanie i asymilacja) 4) frakcjonalna krystalizacja 5) obecność składników lotnych Dla tych przyczyn skład magm krzemionkowych nie można traktować jako prostą wypadkową położenia geotektonicznego w systemie tektoniki kier.

Ad. 1. Nasza wiedza na temat materiału wyjściowego (magmy prymitywnej, pierwotnej) jest ograniczona i zdobywana pośrednio, nie wprost. Jednakże zazwyczaj skład chemiczny i własności fizyczne magmy pierwotnej na tyle wyraźnie zaznaczają się w produkcie końcowym jakim jest badana skała, że posługując się wybranymi stosunkami zawartości pierwiastków i innymi wskaźnikami jesteśmy w stanie odtworzyć przynajmniej w przybliżeniu źródło magmy pierwotnej. Jej charakter najsilniej zależy od położenia geotektonicznego w systemie tektoniki kier. Silnie wpływa na charakter bazaltów.

Ad. 2. Procesy częściowego przetopienia. Powstawaniu stopu magmowego towarzyszy częściowe stopienie stałych składników materiału źródłowego. To właśnie wtedy na chemizm stopu mają największy wpływ współczynniki podziału K D pierwiastków (reprezentujące ich preferencję stopu nad fazą stałą: pierwiastki niedopasowane = niekompatybilne, o K D < 1, chętnie przechodzą do stopu). Proces ten ma ogromny wpływ na charakter skał tworzących skorupę kontynentalną.

Ad. 3. Kontaminacja. Jak tylko utworzy się nieco stopu magmowego, zaczyna on reagować z otoczeniem w wyniku naturalnej tendencji do osiągnięcia równowagi (termicznej, chemicznej etc.). Ma to szczególne znaczenie np. podczas wznoszenia się magmy ponad strefami subdukcji: magma wznosząc się może napotkać inne ciało magmowe i następuje mieszanie, a cały czas w czasie wznoszenia następuje reakcja i asymilacja skał otaczających, przez które przeciska się stop ku górze. Oba zjawiska bardzo zmieniają obraz geochemiczny skały magmowej. Współczesne metody komputerowe pozwalają modelować te reakcje wstecz dla odtworzenia pierwotnego składu stopu.

Ad. 4. Frakcjonalna krystalizacja. Frakcjonalna krystalizacja wpływa na zawartość pierwiastków śladowych i głównych. Ewolucję dystrybucji pierwiastków głównych spowodowaną frakcjonalną krystalizacją oddają np. diagramy Harkera i trójkąt AFM. Tak jak przy zjawisku częściowego przetopienia, kompatybilność mierzona współczynnikiem podziału K D wpływa najsilniej na dystrybucje pierwiastków śladowych (dopuszczenie, kamuflaż itp. zjawiska wynikające z dopasowania i podstawień izomorficznych). Choć dzisiaj nie uważa się już, że frakcjonalna krystalizacja zachodzi dokładnie tak jak to podawał schemat Bowena, to jednak jest to proces niemal zawsze towarzyszący procesowi krystalizacji stopu magmowego (szczególnie bazaltów) choć nigdy nie jest jedynym i rzadko jest dominującym zjawiskiem.

Ad. 5. Obecność składników lotnych. Głównymi składnikami lotnymi są H 2 O, HF, HCl, CO 2 i 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

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 o C zaczyna stygnąć. W temperaturze poniżej 1500 o 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 o 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 o C (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 śródoceaniczne

Łuki wysp wulkanicznych

Przypomnieć sobie przekroje i procesy zachodzące na różnych granicach płyt

Magmatyzm wewnątrzpłytowy (plamy gorąca)

Strefy kolizji

Strefy kolizji Częściowe przetopienie skorupy kontynentalnej Schematyczny przekrój przez Himalaje. Dehydratacja głębokich partii skorupy pod wielokrotnymi nasunięciami powoduje częściowe przetopienie związane z anatexis i powstanie płytkich leukogranitów. Według: 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.

Środowiska tektoniczne związane z powstawaniem granitoidów 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). 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.

Powstanie kontynentów Wietrzenie i erozja osadziła materiał z kontynentów w zbiornikach sedymentacyjnych Kontynenty rosną m.in. przez akrecję (dołączanie się nowych porcji jak łuki wysp itp.)