Geochemia skał magmowych II

Zastosowanie analiz geochemicznych w petrologii skał magmowych

Tematyka ćwiczeń.

• Przypomnienie klasyfikacji, zagadnienia wstępne, bazalty a środowiska geotektoniczne

• Zastosowanie pierwiastków głównych

• Zastosowanie pierwiastków śladowych

• Pierwiastki ziem rzadkich, diagramy pajęcze

Nomenklatura i klasyfikacja skał magmowych może być oparta na różnych kryteriach: genetycznym (skały plutoniczne, hipabisalne, wylewne), teksturalnym (skały afanitowe, fanerytowe, pegmatytowe), mineralogicznym lub geochemicznym. Najbardziej przydatne są klasyfikacje oparte na składzie mineralnym i jeśli trzeba chemicznym. Analizę chemiczną skał magmowych wykonuje się jednak nie tylko w celu klasyfikacji lecz także dla poznania ich genezy.

Klasyfikacja mineralogiczna oparta jest na modalnym składzie mineralnym, czyli ilościowo określonym w procentach objętościowych udziale minerałów wchodzących w skład skały. Jeśli skała jest szklista lub skrytokrystaliczna i nie zawiera fanerokryształów, to jej zaklasyfikowanie jest możliwe tylko na podstawie wyników analizy chemicznej. Analiza chemiczna skał magmowych służy zazwyczaj określeniu zawartości:

- pierwiastków głównych,

- pierwiastków śladowych,

- pierwiastków ziem rzadkich (REE).

Wszystkie trzy grupy pierwiastków wykorzystywane są do przede wszystkim do klasyfikowania i badania genezy wulkanicznych skał wylewnych, spośród których największa grupę stanowią bazalty. Bazalty są najliczniej reprezentowana skałą magmową na i przy powierzchni Ziemi. Stąd duże zainteresowanie geochemicznymi wskaźnikami petrogenetycznymi bazaltów.

Generalnie bazalty dzielą się na dwie grupy:

1. Bazalty toleitowe, czyli toleity.

Reprezentują odmiany bazaltów uboższych w alkalia a bogatszych krzemionkę. Zawierają niewielkie ilości oliwinu lub są go zupełnie pozbawione. Stosunkowo mała zawartość w nich wapnia powoduje, że występują w nich pirokseny rombowe np. enstatyt - ferrosilit (Mg,Fe)₂Si₂O₆ a jednoskośny może być pigeonitem (Mg,Fe,Ca)₂Si₂O₆ lub ubogim w Al augitem. Jeśli skały te łącza się w serie skalne z innymi lawami, to tworzą szereg: andezyt-dacyt-ryolit.

2. Alkaliczne bazalty oliwinowe.

Reprezentują skały niedosycone krzemionką a tym samym bogate w oliwin i zawierające potencjalny nefelin KNa₃(AlSiO4)₄. Piroksen jest augitem bazaltowym lub tytanowym, bogatym w Al₂O₃ i TiO₂ a ubogim w SiO₂. Genetycznie skały te mogą się łączyć ze skałami serii alkalicznej: nefryt-trachit-fonolit.

Oprócz tych dwóch zasadniczych typów istnieją jeszcze inne odmiany, które cechuje zmienna zawartość Na i K a pomiędzy nimi istnieją stopniowe przejścia.

Bazalty wylewają się na powierzchnię Ziemi w czterech głównych strefach tektonicznych:

1. Podmorski wulkanizm efuzyjny, przeważnie toleitowy oceanicznych stref ryftowych, jak też wysp położonych w ich zasięgu (np. Islandia, Azory).

2. Oceaniczny sródpłytowy efuzyjny wulkanizm toleitowy do alkaliczno-bazaltowego (np. Hawaje).

3. Wulkanizm stref subdukcji i związanych z nim brzegów mikropłyt. Występują tu wulkany silnie eksplozyjne, częściowo eksplozyjno-efuzyjne, pod względem petrograficznym mieszane, od zasadowych po kwaśne w znacznej przewadze andezytowi. Występują tu obydwa rodzaje bazaltów. Są to wulkany łuków wulkanicznych, które rozwinęły się na lądzie albo na łukach wysp (np. zachodni brzeg Ameryki tzw. ognisty łańcuch Pacyfiku).

4. Kontynentalny wulkanizm dryftowy eksplozyjno-efuzyjny, głównie alkaliczno-bazaltowy (np. wschodnie i srodkowoafrykańskie systemy rowów zapadliskowych - Tibesti i Kamerun).

Alkaliczne bazalty oliwinowe uważane były kiedyś za produkty niezróżnicowanej strefy bazaltowej pod oceanami, czyli bazalty wulkanów wysp oceanicznych i stąd nazywano je bazaltami oceanicznymi. Z kolei toleity uważane były za skały, które przy przebijaniu się przez skorupę kontynentalną uległy kontaminacji jej materiałem, przez co zmieniły swój skład chemiczny i mineralny na bardziej kwaśny. Późniejsze badania wykazały, że bazalty oliwinowe są typowe dla wysp oceanicznych, ale bardzo często występują w strefie rozłamów kontynentalnych. Toleity występują głównie w strefie ryftingu oceanicznego jako wylewy na kontynentach. Wylewom kontynentalnym towarzysza często intruzyjne sille i dajki bazaltów toleitowych. Toleity kontynentalne mają nieznacznie wyższą zawartość K₂O i SiO₂ niż oceaniczne.

Jeśli nie można wyznaczyć mineralnego składu modalnego badanej skały czasem stosuje się klasyfikację na podstawie składu normatywnego CIPW. Jest to niezbędne dla uzupełnienia chemicznej klasyfikacji niektórych skał przy użyciu diagramu TAS. CIPW jest jedną z metod klasyfikacji chemicznej skał wylewnych Polega ona na przeliczeniu analizy chemicznej skały na listę umownych minerałów, tzw. minerałów normatywnych.

Dla niektórych skał występuje duża zgodność między wynikami składu modalnego a normatywnego a dla niektórych nie ma żadnej zgodności. Różnice wynikają najczęściej stąd, że skład normatywny nie uwzględnia minerałów zawierających H₂O (biotytu, amfiboli). Dlatego skały, dla których nie można wyznaczyć składu mineralnego klasyfikuje się bezpośrednio na podstawie wyników analizy chemicznej.

PIERWIASTKI GŁÓWNE

Jednym z podstawowych kryteriów podziału skał wylewnych jest stopień ich nasycenia SiO₂:

- skały przesycone: 67-78% SiO₂ (zawierające kwarc, skalenie, miki), np. ryolit,

- skały nasycone: 55-66% SiO₂ (zawierające kwarc, skalenie, mikę lub leucyt i forsteryt), np. andezyt,

- skały nienasycone: 45-52% SiO₂ (zawierają jeden lub więcej minerałów nienasyconych: leucyt, forsteryt, nefelin), np. bazalt.

Inny ważny podział to klasyfikacja na podstawie stopnia nasycenia Al₂O₃, istotna przy rozpatrywaniu pochodzenia granitoidów (patrz wykład):

- skały peraluminiowe: udział molowy Al₂O₃ > udział molowy Na₂O + K₂O + CaO (zawierają muskowit, andaluzyt), np. ryolity,

- skały metaaluminiowe: Na₂O + K₂O < Al₂O₃ < Na₂O + K₂O + CaO (zawierają biotyt, diopsyd, hornblendę),

- skały subaluminiowe: Al₂O₃ = Na₂O + K₂O (zawierają oliwin, hipersten),

- skały peralkaliczne: Al₂O₃ < Na₂O + K₂O (zawieraja egiryn, riebeckit), np. nefelinity.

Wzajemne zależności pomiędzy poszczególnymi pierwiastkami są wykorzystywane do klasyfikacji poszczególnych typów genetycznych skał. Na przykład stosunek alkaliów do krzemionki pozwala sklasyfikować wszystkie skały wulkaniczne przy użyciu diagramu TAS - Total Alkali-Silica diagram.

Ta sama zależność jest wykorzystywana do klasyfikacyjnego odróżnienia bazaltów alkalicznych od toleitowych.

Jedną z powszechniej stosowanych projekcji zawartości wybranych pierwiastków głównych dla bazaltów jest trójkąt AFM. Toleity mają mniej alkaliów (w tym Ca) niż bazalty alkaliczne i wyższy od nich stosunek Fe/Mg.

Jak widać pierwiastki główne pozwalają odróżnić bazalty toleitowe od alkalicznych ale zasadniczo przy ich użyciu nie jest możliwe określenie z jakiej strefy tektonicznej z jakiej pochodzi badany bazalt.

PIERWIASTKI ŚLADOWE

Zawartość pierwiastków śladowych mierzona jest w ppm. Służą one zarówno do celów klasyfikacyjnych, jak i genetycznych. Pierwiastki te, ze względu na wielkość promienia jonowego i wartościowości oraz możliwości selektywnego ich wchodzenia do sieci krystalicznych głównych minerałów skałotwórczych (oliwiny, pirokseny, granaty, spinele) w różny sposób uczestniczą w procesach powstawania skał magmowych. Dlatego skały powstałe w różnych środowiskach geotektonicznych (strefy spreadingu, subdukcji, kolizji, ryftu, plamy gorąca itp.) czy na drodze różnych mechanizmów (częściowe przetopienie, frakcjonalana krystalizacja, dyferencjacja grawitacyjna, kontaminacja, asymilacja itp.) różnią się zawartością pierwiastków śladowych nawet, jeśli należą do tej samej klasy (klasy bazaltów, andezytów, ryolitów itp.). W zależności od własności i zachowania w procesach powstawania skał magmowych wyróżniono następujące grupy pierwiastków śladowych, w niektórych wypadkach nakładające się na siebie:

- pierwiastki dopasowane (compatible elements - CE) mają średniej wielkości promień jonowy i typowy ładunek 2+ przez co wchodzą chętnie do struktur krystalizujących minerałów na zasadzie substytucji izowaletnej. Pojawiają się więc we wczesnych produktach dyferencjacji a obniżona jest ich zawartość w magmie resztkowej. Do grupy tej należy wiele pierwiastków z grupy metali przejściowych, m.in. Cr, Ni, Co - podstawiające się za Mg w skałach ultrazasadowych i zasadowych, a także Mn, V, Ti - występujące w gabrach i bazaltach;

- pierwiastki niedopasowane (incompatible elements - IE) z trudem wchodzą w struktury krystalizujących minerałów i nagromadzają się w skałach felzytowych i w produktach krystalizacji magmy resztkowej (z której powstają np. pegmatyty). Również te pierwiastki w większym stopniu od kompatybilnych zostają uwolnione do stopu magmowego w procesie częściowego przetopienia. Do grupy tej należą m.in. P, K, Ti, Ba, Cs, Li, Rb, Sr, Be, Nb, Ta, Sn, U, T, Zr, Hf i pierwiastki ziem rzadkich grupy cerowej;

- LIL (large ion lithophile) to duże jony litofilne, kationy o dużym promieniu jonowym i niskim ładunku, niekompatybilne (za wyjątkiem Rb w biotynie i Sr w plagioklazach), które mają jednak tendencję do podstawień izomorficznych za potas (promień jonowy K 1,38Å) i dlatego ulegają koncentracji w skałach felzytowych (kwaśnych, jasnych, bogatych w minerały zawierające K) raczej niż w skałach maficznych. Przykładami są Rb, Sr, Cs, Ba, Pb, Tl. Ich obecność w skale wskazuje na udział procesu dyferencjacji pośród mechanizmów powstawania skały magmowej;

- HFSE (high field-strength elements) tworzą jony o mniejszym promieniu a wysokim ładunku przez co wytwarzają silny ładunek i silne pole elektryczne, stąd ich nazwa. Są silnie niekompatybilne (za wyjątkiem Y w granatach i Nb w hornblendzie) a ich koncentracje w magmie resztkowej tak wzrastają, że mogą utworzyć własne minerały: uraninit, beryl, kolumbit, cyrkon itp. Należą do nich U⁴⁺, Th⁴⁺, B³⁺, Be²⁺, Mo⁶⁺, W⁶⁺, Nb⁵⁺, Ta⁵⁺, Sn⁴⁺, Zr⁴⁺.

Ilościowym kryterium podziału na pierwiastki CE i IE jest tzw. współczynnik podziału K_D.

gdzie: C_mineral­ - koncentracja pierwiastka w wykrystalizowanym minerale, C_stop - koncentracja pierwiastka w stopie, z którego ten minerał wykrystalizował. Jeśli K_D>1 mamy do czynienia z pierwiastkiem dopasowanym a jeśli K_D<1 z pierwiastkiem niedopasowanym.

Przykłady zastosowań pierwiastków śladowych do klasyfikacji bazaltów - diagramy dyskryminacyjne.

PIERWIASTKI ZIEM RZADKICH

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). Chondryty zostały wybrane do normalizacji, ponieważ ich skład chemiczny odpowiada niemal dokładnie składowi materii słonecznej.

Pierwiastki rzadkie to zbiór pierwiastków należących do grupy lantanowców, która dzieli się na grupę lekkich pierwiastków ziem rzadkich (LREE - light rare earth elements) od lantanu do gadolinu i nazywana jest grupą cerową i grupę ciężkich pierwiastków ziem rzadkich (HREE - heavy rare earth elements) od gadolinu do lutetu i nazywana jest grupą itrową.

Ilościowe rozkłady tych pierwiastków, znormalizowanych względem ich ilościowego występowania w chondrytach, przedstawione współrzędnych układzie współrzędnych pozwalają prześledzić i określić niektóre procesy magmowe. Na ich podstawie można na przykład określić środowisko geotektoniczne z jakiego wytopiła się dana magma oraz głębokość jej wygenerowania i rodzaj pirolitu, z jakiego się wytopiła. Na poniższych rysunkach zaprezentowano znormalizowane do chondrytów rozkłady REE dla bazaltów oceanicznych grzbietów (MORB - Mid-Ocean Ridge Basalt), bazaltów śródoceanicznych (OIB - Ocean Island Basalt), bazaltów kontynentalnych, bazaltów łuków wysp strefy subdukcji (ARC Tholeiite) skorupy kontynentalnej, granitów, anortozytów i skał ilastych.

Jak widać najbardziej spokojny przebieg przedstawia linia obrazująca bazalty ze środkowoatlantyckich grzbietów (MORB), wykazująca 15-25 razy większą ilość REE w stosunku do chondrytów. Bazalty oceaniczne i kontynentalne wykazują już znacznie większe frakcjonowanie między LREE i HREE, ponieważ wytopiły się na innej głębokości, a mogły też ulec kontaminacji materiałem skorupy kontynentalnej (bazalty kontynentalne). Największe zróżnicowanie wykazuje granit, jako składnik skorupy kontynentalnej.

Ważniejsze skróty używane w literaturze do opisu diagramów dyskryminacyjnych

BK	Basaltic komatiite
CA	Calc-alkaline
CA	Continental arc
CB	Calc-alkali basalt
CAB	Calc-alkali basalt
CD	Calc-alkali dacite
CR	Calc-alkali rhyolite
EMORB	Enriched MORB
HFT	High Fe tholeiite
HMT	HIgh Fe tholeiite
IAB	Island arc basalt
IAT	Island arc tholeiite
LKT	Low-K tholeiite
MORB	Mid Ocean ridge basalt
NMORB	Normal MORB
OFB	Ocean Floor basalt
OIA	Oceanic island alkali
OIT	Oceanic island tholeiite
ORG	Orogenic granite
PK	Peridotitic komatiite
TA	Tholeiitic andesite
TB	Tholeiitic basalt
TD	Tholeiitic dacite
TMORB	Transitional MORB
TR	Tholeiitic rhyolite
TH or Thol	Tholeiitic
VAB	Volcanic arc basalt
VAG + synCOLG	Volcanic arc granite and syn-collisional granite
WPA	Within-plate alkali
WPB	Within-plate basalt
WPG	Within-plate granite
WPT	Within-plate tholeiite

Mullen, 1983, Earth and Planetary Science Letters, v. 62, p. 53-62.

Pearce and Cann, 1973, Earth and Planetary Science Letters, v. 19, p. 290-300.

Pearce, 1982, in Thorpe (ed.), Andesites: Orogenic andesites and related rocks, Wiley, Chichester, p. 525-548.

---