Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska

AkAdemii Górniczo–Hutniczej

Kraków | 2011

Ma
teriał

y do ćwiczeń

dl
A

student

ó

w

kieru

nku Ochr

O

na Śr

O

d

O

W

isk
a

tomasz Bajda

Maciej Manecki

Jakub Matusik

Grzegorz rzepa

cHemiA

Geo

[19]

o3

r

ozdzi

A

ł

T

r

z

e

c

i

GeocheMia

skAł

maGmOWych

Geneza SKał MaGMowych w świetle teKtoniKi Kier

rozdział trzeci:

GeOchemia skał maGmOWych. Geneza

skał maGmOWych W ŚWieTle TekTOniki kier

1. przyczyny powstawanIa stopu magmowego

Powstawanie roztopionej magmy a z niej skał magmowych nie jest zjawiskiem powszechnym i nie wszędzie
zachodzi w głębi Ziemi. Płaszcz Ziemi zbudowany jest z materiału o podwyższonej temperaturze (rzędu ty‑
siąca stopni Celsjusza) i będącego pod wpływem wysokiego ciśnienia (ciśnienie w skorupie ziemskiej rośnie
o ok. 1 kb na każde 3,5 km głębokości). Dlatego możliwe jest jego powolne przemieszczanie się w stanie
półplastycznym. Nie jest to jednak stop magmowy: płaszcz Ziemi jest w stałym stanie skupienia podobnie
jak skały budujące skorupę oceaniczną i kontynentalną. Tylko w pewnych dość wyjątkowych okoliczno‑
ściach spowodowanych procesami związanymi z tektoniką płyt materiał płaszcza lub skorupy ziemskiej
ulega stopieniu prowadząc do powstania magmy a w konsekwencji skał plutonicznych i wulkanicznych.
Geografia rozmieszczenia wulkanów i trzęsień ziemi na świecie doskonale określa lokalizację takich miejsc:
głównie na aktywnych granicach płyt tektonicznych i ponad plamami gorąca. Skały magmowe różnego
wieku, które znajdujemy dzisiaj w różnych miejscach na Ziemi są świadkami procesów tektonicznych, które
zachodziły w przeszłości. Analiza ich składu chemicznego niejednokrotnie przyczynia się do odtworzenia
scenariusza tektoniki płyt, który doprowadził do ich powstania umożliwiając rekonstrukcję historii geolo‑
gicznej całych regionów na Ziemi.

Aby powstała magma, materiał płaszcza Ziemi lub skały skorupy ziemskiej muszą ulec stopieniu. Proces ten
zachodzi nieco inaczej niż topnienie ciał stałych, jakie obserwujemy na powierzchni Ziemi (np. topnienie
lodu czy wosku). Po pierwsze skały są mieszaniną minerałów, z których każdy ma inną temperaturę top‑
nienia. Dlatego ze wzrostem temperatury topnienie skał zachodzi stopniowo: najpierw ulegają składniki
łatwiej topliwe (o niższej temperaturze topnienia) a następnie te trudniej topliwe. Z tego powodu najczę‑
ściej zachodzi zaledwie częściowe przetopienie materiału wyjściowego do powstania magmy. Po drugie,
wzrost temperatury z głębokością, wynikający z gradientu geotermicznego (który na Ziemi wynosi średnio
ok. 25

o

C/km głębokości) jest niewystarczający aby stopić znajdujące się pod wysokim ciśnieniem skały.

Wzrost ciśnienia powoduje podwyższenie temperatury topnienia substancji. Obliczono na przykład, że
w wielu miejscach Ziemi w obrębie astenosfery na głębokości ok. 100 km panuje temperatura rzędu 1000

o

C. To nie wystarczy aby stopić materiał o charakterze perydotytu, z którego najprawdopodobniej zbudo‑

wana jest astenosfera. Pod wysokim ciśnieniem panującym na tej głębokości temperatura topnienia takiej
skały wynosi ok. 1100 – 1200

o

C.

W specyficznych warunkach spowodowanych tektoniką płyt może zostać przekroczona temperatura top‑
nienia substancji w głębi Ziemi i wtedy lokalnie powstaje magma. Są trzy główne przyczyny powstawania
stopu magmowego (Fig. 3.1):

a). lokalny spadek ciśnienia powodujący obniżenie temperatury topnienia;
b). doprowadzenie do układu nowych składników powodujących obniżenie temperatury topnienia

(np. H

2

O, CO

2

);

c). lokalny wzrost temperatury.

[20]

o3

r

ozdzi

A

ł

T

r

z

e

c

i

GeocheMia

skAł

maGmOWych

Geneza SKał MaGMowych w świetle teKtoniKi Kier

fig. 3.1. Diagram fazowy PT ilustrujący schematycznie trzy główne zjawiska fizy‑
kochemiczne, które mogą spowodować lokalne powstawanie stopu magmowego:
lokalny spadek ciśnienia powodujący obniżenie temperatury topnienia (czerwona
strzałka w dół), lokalny wzrost temperatury (czerwona strzałka w lewo) lub
lokalne doprowadzenie do układu nowych składników powodujących obniżenie
temperatury topnienia np. H

2

O i CO

2

(czerwona strzałka w lewo)

Ad. a). Skały w głębi Ziemi znajdują się w warunkach podwyższo‑
nego ciśnienia i podwyższonej temperatury. Często jest to tem‑
peratura, w której na powierzchni ulegałyby stopieniu. Wysokie
ciśnienie powoduje jednak podwyższenie temperatury topnienia
wszystkich składników na tyle, że są one bliskie topliwości ale nie

ulegają stopieniu. Gdy w wyniku zjawisk związanych z tektoniką kier ciśnienie ulegnie lokalnie zmniej‑
szeniu spada również temperatura topnienia składników skał. Dzięki temu, pomimo iż nadal panuje
tam ta sama temperatura, najłatwiej topliwe minerały zaczynają się topić. Mechanizm ten bierze
udział w powstawaniu stopu magmowego np. pod ryftem oceanicznym, ponad plamami gorąca czy
też (rzadziej) w strefach kolizji kontynentów na skutek kolapsu orogenicznego spiętrzonych ponad
miarę masywów górskich. Jest to mechanizm przyczyniający się do powstawania przeważającej ilości
gabrowo–bazaltowej skorupy oceanicznej na Ziemi.

Ad. b). Lokalne obniżenie temperatury topnienia, a co za tym idzie częściowe stopienie materiału wyjścio‑

wego do powstania stopu magmowego może nastąpić w wyniku doprowadzenia do układu dodat‑
kowych składników. Na powierzchni Ziemi obserwujemy podobne zjawisko zimą, posypując solą
oblodzone ulice i chodniki. Ponieważ dodatek NaCl powoduje obniżenie temperatury topnienia
(zamarzania) lodu, więc pomimo stałej mroźnej temperatury otoczenia lód ulega lokalnie stopieniu.
Mechanizm ten bierze np. udział w powstawaniu stopu magmowego w strefach subdukcji. Subdu‑
kujący płat skorupy oceanicznej wraz z częścią osadów niesie ze sobą wiele składników, z których
na głębokości ok. 100 km wysokie ciśnienie i temperatura uwalniają H

2

O, CO

2

i inne lotne składniki

(tzw. fluidy). Domieszanie fluidów do gorącego materiału astenosfery powoduje lokalnie obniżenie
temperatury topnienia i powstanie stopu magmowego. Jest to więc jeden z mechanizmów przy‑
czyniających się do generowania magm biorących udział w tworzeniu wulkanów łuków wysp oraz
wulkanów i skał magmowych skorupy kontynentalnej przy aktywnych granicach kier na Ziemi.

Ad. c). Lokalnie może nastąpić podniesienie temperatury powodujące przekroczenie topliwości niektó‑

rych składników skał i powstanie stopu magmowego. Ma to miejsce na przykład w obrębie skorupy
kontynentalnej w strefach głębokich korzeni orogenów kolizyjnych czy też pod wpływem oddzia‑
ływania termicznego gorących magm bazaltowych w spągu skorupy kontynentalnej. W tym dru‑
gim wypadku, wznosząca się ku górze magma bazaltowa powstała pod wpływem fluidów ponad
płatem subdukcji niesie ze sobą ciepło. Gdy dociera do spągu skorupy kontynentalnej powoduje
podgrzanie i stopienie bardziej kwaśnych skał, których składniki mają niższe temperatury topnienia
niż bazalt. Proces ten (zwany po angielsku underplating) jest w dużym stopniu odpowiedzialny za
andezytowy i ryolitowy wulkanizm obserwowany współcześnie ponad strefami subdukcji w An‑
dach lub na wyspach japońskich.

W skali globu, stopiona magma przemieszcza się ku powierzchni Ziemi. Jest to zazwyczaj proces złożony
i wieloetapowy, który może mieć ogromny wpływ na skład mineralny i chemiczny produktu końcowego,
jakim jest skała magmowa. W szczególności dotyczy to skał magmowych powstających w obrębie skoru‑
py kontynentalnej. Są cztery podstawowe przyczyny zróżnicowania skał magmowych pod względem składu
chemicznego i mineralnego:

– różne źródła materiału, którego stopienie doprowadza do powstania magmy: na przykład czę‑

ściowe przetopienie perydotytowego materiału płaszcza może doprowadzić do powstania magmy

[21]

o3

r

ozdzi

A

ł

T

r

z

e

c

i

GeocheMia

skAł

maGmOWych

Geneza SKał MaGMowych w świetle teKtoniKi Kier

zasadowej (gabro–bazalt) a częściowe przetopienie skał skorupy kontynentalnej (o średnim skła‑
dzie andezytu) może doprowadzić do powstania magmy kwaśnej (granit–ryolit);

– mieszanie się magm: powstawanie zbiorników magmowych, intruzji czy wulkanów jest zazwyczaj

procesem wieloetapowym, w którym mogą brać udział magmy pochodzące z różnych źródeł. Ko‑
lejne pulsy mogą przynosić ze sobą magmy różniące się składem chemicznym, które po zmieszaniu
dają produkt odmienny od magm składowych;

– asymilacja i kontaminacja: podczas przeciskania się ku powierzchni lub wypełniania zbiorników

magma reaguje ze skałami otaczającymi, częściowo stapiając i wchłaniając składniki obce, przez co
skład magmy ulega zmianie;

– frakcjonalna krystalizacja: w stygnących zbiornikach magmowych dochodzi kolejno do wykry‑

stalizowania minerałów o coraz niższej temperaturze topnienia a ich oddzielanie od niezastygłego
stopu (magmy resztkowej) na skutek osiadania grawitacyjnego, przyklejania się do ścian zbiornika
czy innych procesów dyferencjacji prowadzi do powstania odmiennych skał magmowych z pro‑
duktów wczesnej krystalizacji a odmiennych z zastygnięcia magmy resztkowej.

Z tego samego powodu, dla którego nie istnieje ściśle określona temperatura topnienia skały, nie można
też określić ściśle jej temperatury krystalizacji. Poszczególne minerały tworzące skały magmowe mają różne
temperatury krystalizacji a ich podobieństwo chemiczne (większość to glinokrzemiany i tlenki) powoduje
wywieranie wzajemnego wpływu na zmiany chemiczne zachodzące w stopie w trakcie krystalizacji. Nale‑
ży również pamiętać, że proces stygnięcia magmy w obrębie skorupy ziemskiej może być bardzo powolny:
średniej wielkości batolit może stygnąć z prędkością zaledwie kilkunastu stopni na milion lat. W tym czasie,
materiał wyjściowy do utworzenia skały magmowej stanowi mieszanina już powstałych kryształów i jeszcze
niezastygłego stopu, zazwyczaj z dodatkiem kilku procent gazów. W obrębie tej mieszaniny zachodzą zarów‑
no reakcje chemiczne pomiędzy stopem a powstającymi minerałami jak i procesy fizyczne spowodowane
płynięciem magmy lub przemieszczaniem się kryształów w dół i w górę zbiornika magmowego pod wpływem
różnic gęstości. Teoretyczna sekwencja minerałów krystalizujących ze stygnącego stopu znana jest pod nazwą
szeregu reakcyjnego bowena (Fig. 3.2). W miarę obniżania się temperatury stopu powstają najpierw krysz‑
tały minerałów o wysokiej temperaturze topnienia (krystalizacji). Są one zawieszone w stopie magmowym.
Zapewne często się zdarza, że kryształy te w późniejszym czasie znikają z miejsca krystalizacji na przykład
w wyniku reakcji chemicznej ze stopem (np. w wyniku reakcji oliwin plus stop glinokrzemianowy powstaje
piroksen) albo w wyniku fizycznego oddzielenia od stopu (np. na drodze osiadania). Takie procesy powodu‑
ją, że skład stygnącej magmy ewoluuje. W rezultacie, w otoczeniu konkretnego źródła stopu magmowego,
w różnych częściach skorupy mogą powstać spokrewnione ze sobą, ale różne skały magmowe. O skałach
wykazujących wspólne pochodzenie z jednego źródła magmy mówimy, że są komagmowe.

Skała magmowa prawie zawsze różni się od macie‑
rzystego stopu magmowego, z którego powstała.
Jednakże prawie zawsze zawartość niektórych skład‑
ników chemicznych lub proporcje pomiędzy nimi
odzwierciedlają źródło i opisane powyżej procesy,
które doprowadziły do jej powstania. Dzięki temu,
umiejętne zastosowanie analiz geochemicznych skał
magmowych pozwala na ich rozróżnienie petrolo‑
giczne i rekonstrukcję mechanizmu ich powstania.

fig. 3.2. Szereg reakcyjny Bowena obrazujący schematycznie teoretyczną

sekwencję minerałów skałotwórczych krystalizujących ze stopu
magmowego w miarę jego stygnięcia

[22]

o3

r

ozdzi

A

ł

T

r

z

e

c

i

GeocheMia

skAł

maGmOWych

Geneza SKał MaGMowych w świetle teKtoniKi Kier

2. sKrótowy przegląd przyKładów powIązań teKtonIKI KIer

z magmatyzmem I wulKanIzmem na zIemI

Zjawiska magmowe zachodzą przede wszystkim w strefach ryftu oceanicznego, nad plamami gorąca, nad
strefami subdukcji na obszarach ryftu kontynentalnego i w rejonach będących pod wpływem kolizji płyt.
Lokalne częściowe stopienie materiału skorupy ziemskiej lub płaszcza może nastąpić w wyniku m.in. de‑
kompresji, podgrzania czy też przez uwolnienie fluidów (np. CO

2

i H

2

O). We wszystkich wymienionych

miejscach mogą powstawać skały, które na podstawie składu mineralnego zaliczane są do bazaltów. Ze
względu jednak na odmienne procesy powstawania, ich magmy źródłowe tworzą się na różnej głębokości
i w odmiennych warunkach, przez co bazalty te różnią się nieco składem chemicznym. Dopiero badania
geochemiczne pozwalają takie bazalty odróżnić od siebie oraz zidentyfikować warunki geotektoniczne,
w których powstały. Podobnie jest z innymi skałami magmowymi, które też mogą mieć wieloraką genezę.

fig. 3.3. Schemat powstawania stopu magmowego o składzie gabra/bazaltu w wyniku częściowego przetopienia materiału

płaszcza na skutek dekompresji w obszarze ryftu oceanicznego (np. grzbiet środkowoatlantycki) lub w rejonie plamy
gorąca (np. Hawaje). Powstające bazalty, choć podobne do siebie, różnią się wyraźnie zawartością i proporcjami niektórych
pierwiastków ze względu na odmienny skład materiału wyjściowego

fig. 3.4. Schemat powstawania stopu magmowego w strefie subdukcji na skutek dostarczenia fluidów oraz podgrzania w wyniku

działania mechanizmu underplating (np. Andy). Ukośne nachylenie płata subdukcji i związana z tym strefowość zjawisk
magmowych powoduje m.in. strefowe rozmieszczenie złóż metali związanych z działalnością magmową

[23]

o3

r

ozdzi

A

ł

T

r

z

e

c

i

GeocheMia

skAł

maGmOWych

Geneza SKał MaGMowych w świetle teKtoniKi Kier

fig. 3.5. Przykładowy mechanizm powstawania stopu magmowego o składzie granitu w konwergentnych strefach kolizji konty‑

nentalnych (granit orogeniczny) na skutek radiogenicznego podniesienia temperatury i uwolnienia fluidów w głębokich
strefach pod wyniesionymi łańcuchami górskimi (np. Himalaje)

fig. 3.6. Schemat powstawania stopów magmowych w strefach ryftu kontynentalnego przy udziale dekompresji wznoszącego się

materiału płaszcza w komórce konwekcyjnej. Ryftom kontynentalnym często towarzyszy tzw. magmatyzm bimodalny:
obserwuje się występowanie zarówno skał kwaśnych (np. granit/ryolit) jak i skał zasadowych (gabro/bazalt)

3. przyKłady nazewnIctwa bazaltów I granItów ze względu na

genezę. typy bazaltów I granItów w śwIetle teKtonIKI płyt

Ogólnie bazalty mogą powstawać w obrębie płyt tektonicznych lub (częściej) na ich granicach. W obrębie
płyt (bazalty śródpłytowe WPB – ang. Within Plate Basalts) powstają np. bazalty wysp oceanicznych nad
plamami gorąca (OIB – ang. Oceanic Island Basalt) oraz bazalty kontynentalne związane z wylewami plat‑
formowymi lub z ryftem kontynentalnym. Tym ostatnim mogą towarzyszyć bardziej kwaśne skały mag‑
mowe będące produktem dyferencjacji tej samej magmy źródłowej. Geochemicznie mogą one należeć do
toleitów lub do bazaltów alkalicznych. Na dywergentnych granicach płyt w strefach ryftu oceanicznego
powstają bazalty toleitowe typu MORB (ang. Mid Oceanic Ridge Basalt). W rejonie konwergentnych granic
płyt (np. nad strefami subdukcji) mogą powstawać bazalty łuków wysp (IAB – ang. Island Arc Basalt), któ‑
rym często towarzyszą inne, bardziej kwaśne produkty dyferencjacji magmy (np. andezyty i riolity). Pośród
przykładów lokalizacji różnych genetycznie (i chemicznie) skał bazaltowych na Ziemi wymienić można:

1. Podmorski wulkanizm efuzyjny (wylewy law), przeważnie toleitowy, występujący w oceanicznych

strefach ryftowych i na wysp położonych w ich zasięgu (np. niektóre wulkany Islandii, wulkany na
Azorach).

2. Oceaniczny sródpłytowy efuzyjny wulkanizm o charakterze od toleitowego do alkaliczno–bazalto‑

wego (np. Hawaje).

3. Wulkanizm stref subdukcji i związanych z nimi konwergentnych granic płyt. Występują tu wulka‑

ny silnie eksplozyjne, częściowo eksplozyjno–efuzyjne, pod względem petrograficznym mieszane,

[24]

o3

r

ozdzi

A

ł

T

r

z

e

c

i

GeocheMia

skAł

maGmOWych

Geneza SKał MaGMowych w świetle teKtoniKi Kier

od zasadowych po kwaśne w znacznej przewadze andezytowe. Występują tu alkaliczne bazalty
oliwinowe oraz toleity. Tworzą one wulkany łuków wulkanicznych, które rozwinęły się na brzegu
kontynentów albo na łukach wysp (np. tzw. „pierścień ognia” wokół brzegów Oceanu Spokojnego,
od wysp japońskich po zachodni brzeg Ameryki Południowej).

4. Kontynentalny wulkanizm ryftowy, eksplozyjno–efuzyjny, głównie alkaliczno–bazaltowy (np.

wschodnio– i środkowo–afrykańskie systemy ryftowe i wulkanizm rowów zapadliskowych Tibesti
czy Kamerunu).

Głównym problemem jakichkolwiek geochemicznych klasyfikacji czy podziałów skał felzytowych (np. dio‑
rytów/andezytów czy granitów/ryolitów) jest konieczność przyjęcia upraszczającego założenia, że wyróż‑
niony typ skały (magmy) pochodzi z jednego źródła lub jest efektem pojedynczego mechanizmu, który
może być zidentyfikowany na podstawie charakterystycznych kryteriów geochemicznych. W rzeczywisto‑
ści skały te rzadko pochodzą z jednego źródła i zazwyczaj noszą sygnaturę chemiczną pochodzącą ze sko‑
rupy kontynentalnej z pewnym geochemicznym wpływem płaszcza. Można jednak przyjąć, że granitowe
stopy magmowe nie pochodzą z płaszcza lecz ze skorupy: mówi się że są to stopy „krustalne” (ang. crust =
skorupa). Umiejętne zastosowanie zmienności zawartości pierwiastków głównych, śladowych i izotopów
stanowi bezcenne uzupełnienie interpretacji petrogenetycznych.

Jednym z ogólnych podziałów genetycznych granitoidów jest podział na granitoidy orogeniczne, post–oro‑
geniczne i anorogeniczne. Powstawanie granitoidów orogenicznych związane jest ze strefami subdukcji
(VAG ang. Volcanic Arc Granite) oraz strefami kolizji kontynentalnych (COLG ang. Collision Granite). Po‑
wstawanie stopu magmowego jest zazwyczaj związane z lokalnym wzrostem temperatury albo w wyniku
podgrzania spągu skorupy ziemskiej przez magmę bazaltową w przypadku VAG (wspomniany powyżej un-
derplating) albo w wyniku lokalnego nagromadzenia ciepła z ruchów tektonicznych i rozpadu pierwiastków
promieniotwórczych (anatexis) w nienaturalnie pogrubionej przez kolizję skorupie kontynentalnej w przy‑
padku COLG, choć możliwy jest też udział innych mechanizmów. Bardzo wielki wpływ na skład chemiczny
powstających skał mają procesy kontaminacji, asymilacji i frakcjonalnej krystalizacji. Granity postorogenicz‑
ne (POG ang. Post–Orogenic Granites) powstają w obrębie skorupy kontynentalnej. Istotnym mechanizmem
prowadzącym do powstania magmy jest dekompresja w okolicach spągu skorupy kontynentalnej i górnych
warstwach płaszcza spowodowana na przykład tzw. kolapsem orogenicznym górnych stref skorupy. W jej
składzie chemicznym zaznacza się zazwyczaj mieszany wpływ składników astenosfery i skorupy kontynen‑
talnej. Granity anorogeniczne (WPG ang. Within Plate Granites) są najmniej precyzyjnie określone. Zalicza
się do nich przede wszystkim skały powstające przy okazji otwierania się ryftu kontynentalnego. Przyczyną
powstawania magm jest często obecność plamy gorąca i dekompresja spowodowana ryftem.

Istnieje również system stosujący literowe oznaczenia do genetycznych typów granitów: typ I, S, A, M itp. Gra‑
nitoidy typu I uważa się za powstałe z magmy i przetopienia skał pochodzenia magmowego (ang. I – igneous).
Granitoidy typu S uważa się za powstałe przy dużym udziale przetopienia skał pochodzenia osadowego (ang.
S – sedimentary). Granitoidy typu A są uważane za anorogeniczne (ang. A – anorogenic). Granitoidy typu M
to skały powstałe przy wyraźnym udziale materiału z płaszcza Ziemi (ang. M – mantle = płaszcz Ziemi). Po‑
wyższy schemat alfabetycznego wyróżnienia typów granitoidów, pod względem genetycznym, choć niezbyt
precyzyjny, oddaje charakter regionalny i kontekst geologiczny, przez co jest często stosowany.

W geochemii granitów niezwykle istotny jest wskaźnik nasycenia al

2

o

3

, który jest wyliczany względem

CaO, Na

2

O i K

2

O (w jednostkach molowych a nie w % wagowych). Na jego podstawie wyróżnia się (Fig. 3.7.):

– skały

peraluminiowe: mają udział molowy Al

2

O

3

większy niż łączny udział molowy Na

2

O + K

2

O +

CaO (zawierają muskowit, andaluzyt), np. ryolity;

[25]

o3

r

ozdzi

A

ł

T

r

z

e

c

i

GeocheMia

skAł

maGmOWych

Geneza SKał MaGMowych w świetle teKtoniKi Kier

– skały

metaaluminiowe: Na

2

O + K

2

O < Al

2

O

3

< Na

2

O + K

2

O + CaO (zawierają biotyt, diopsyd, horn‑

blendę);

– skały

subaluminiowe: Al

2

O

3

= Na

2

O + K

2

O (zawierają oliwin, hipersten);

– skały

peralkaliczne: Al

2

O

3

< Na

2

O + K

2

O (zawierają egiryn, riebeckit), np. nefelinity.

fig. 3.7. Zależności udziału molowego Al

2

O

3

od sumy udziałów molowych Na

2

O + K

2

O oraz Na

2

O + K

2

O + CaO, pozwalające na

wyróżnienie odmian geochemicznych granitów

tabela 3.1. Ważniejsze skróty używane w literaturze do opisu petrogenetycznego skał magmowych

CAB

Calc–alkali basalt – bazalt wapniowo–alkaliczny

IAB

Island arc basalt – bazalt łuków wysp

IAT

Island arc tholeiite – toleit łuków wysp

MORB

Mid ocean ridge basalt – bazalt grzbietów oceanicznych

OFB

Ocean floor basalt – bazalt dna oceanicznego

CFB

Continental flood basalt – bazalt wylewów kontynentalnych

OIB

Oceanic island basalt – bazalt wysp oceanicznych

OIT

Oceanic island tholeiite – toleit wysp oceanicznych

ORG

Orogenic granite – granit orogeniczny

TB

Tholeiitic basalt – bazalt toleitowy

VAB

Volcanic arc basalt – bazalt łuków wulkanicznych

VAG

Volcanic arc granite – granit łuków wulkanicznych

WPB

Within–plate basalt – bazalt śródpłytowy

WPG

Within–plate granite – granit śródpłytowy

WPT

Within–plate tholeiite – toleit śródpłytowy

4. przyKłady zastosowań analIz geochemIcznych do

KlasyfIKacjI sKał magmowych

Klasyfikację petrograficzną skał magmowych przeprowadza się na podstawie ich budowy (struktur
i tekstur) oraz na podstawie ilościowego (tzw. modalnego) składu mineralnego. Struktury i tekstury
pozwalają np. odróżnić skały głębinowe (plutoniczne, intruzywne) od skał wylewnych (wulkanicznych,
ekstruzywnych). Głównymi składnikami mineralnymi decydującymi o nazwie skały magmowej są mi‑
nerały krzemianowe i glinokrzemianowe: zawartość kwarcu, skaleni potasowych (np. mikroklinu, orto‑
klazu, sanidynu), plagioklazu sodowego (np. albitu), plagioklazów sodowo–wapniowych (szereg albitu–
anortytu), skaleniowców (np. leucytu, nefelinu), oliwinów i piroksenów. Nazwa może być uzupełniona
informacją o obecności amfiboli, biotytu, muskowitu i innych minerałów skałotwórczych. Klasyfikacji

[26]

o3

r

ozdzi

A

ł

T

r

z

e

c

i

GeocheMia

skAł

maGmOWych

Geneza SKał MaGMowych w świetle teKtoniKi Kier

dokonuje się przy użyciu mikroskopu polaryzacyjnego przez opis struktur i tekstur oraz wyznaczenie
udziałów procentowych poszczególnych minerałów stosowanych w klasyfikacji a następnie graficzne
przedstawienie wyników w trójkątach klasyfikacyjnych. W przypadku skał wulkanicznych, w których mi‑
kroskopowe oznaczenie składu mineralnego może być niemożliwe ze względu na drobnokrystaliczną lub
szklistą strukturę, stosuje się też klasyfikację na podstawie składu chemicznego.

Ogólne zależności pomiędzy typem a składem skał magmowych przedstawione są w Tabeli 3.2. Różnice
w składzie chemicznym poszczególnych grup skał magmowych uwidoczniają się najwyraźniej w zawartości
SiO

2

(krzemionki). Z tego względu wyróżnia się:

– skały przesycone krzemionką: 67–78% sio

2

(zawierające kwarc, skalenie, miki), np. ryolit;

– skały nasycone krzemionką: 55–66% sio

2

(zawierające kwarc, skalenie, mikę lub leucyt i forste‑

ryt), np. andezyt;

– skały nienasycone krzemionką: 45–52% sio

2

(zawierają jeden lub więcej minerałów nienasyco‑

nych: leucyt, forsteryt, nefelin), np. bazalt.

5. zróżnIcowanIe sKładu chemIcznego sKał magmowych

Ewolucja geologiczno–chemiczna kuli ziemskiej doprowadziła m.in. do wyraźnego zróżnicowania (dyferen‑
cjacji) składu jej wnętrza. Dyferencjację odzwierciedla m.in. zróżnicowanie zawartości krzemionki w róż‑
nych częściach skorupy ziemskiej i w płaszczu Ziemi: skorupa kontynentalna ma średni skład zbliżony do
andezytu (dość wysoka zawartość SiO

2

), skorupa oceaniczna ma skład zbliżony do bazaltu (niska zawartość

SiO

2

) a materiał płaszcza Ziemi ma skład zbliżony do perydotytu (bardzo niska zawartość SiO

2

). Współ‑

cześnie, w skali globu, znakomitą większość skał wylewnych stanowią bazalty (np. OFB budujący skorupę
oceaniczną a na kontynentach CFB) a większość skał intruzywnych stanowią granity i granodioryty, wystę‑
pujące niemal wyłącznie w obrębie skorupy kontynentalnej.

Przyjęło się o składzie chemicznym poszczególnych grup skał magmowych mówić w kategoriach anali‑
tycznych wyróżniając pierwiastki główne, poboczne, śladowe, pierwiastki ziem rzadkich, izotopy itp. Skały
magmowe pod względem chemicznym są (z nielicznymi wyjątkami) skałami zbudowanymi z minerałów
krzemianowych i glinokrzemianowych. Najważniejszymi pierwiastkami budującymi te skały są O, Si, Fe, Al,
Mg, Ca, Na, K. Zwyczajowo, skład chemiczny skał przedstawia się w tabelach (Tabela 3.3.) podając zawar‑
tość poszczególnych składników głównych i pobocznych w procentach wagowych tlenków w kolejności
malejącej wartościowości kationu: Si

IV

, Al

III

, Ti

III

, Fe

III

, Fe

II

, Mg

II

itd.. Składniki główne stanowią ponad 1%

wagowy skały, np. SiO

2

, Al

2

O

3

, FeO* (gwiazdka oznacza, że jest to suma Fe

2

O

3

i FeO), MgO, CaO, Na

2

O,

K

2

O, H

2

O. Składnikami pobocznymi, których zawartość wynosi ok. 0,1 – 1 % wag, są często TiO

2

, MnO,

P

2

O

5

, CO

2

. Zawartość pierwiastków śladowych jest zazwyczaj mniejsza niż 0,1 % wag. i dlatego wyraża się

ją w innych jednostkach, na przykład mg czystego pierwiastka (nie tlenku) na kg skały czyli w ppm. Do
pierwiastków śladowych zalicza się np. Rb, Ba, Sr, Zr, Hf, Ni, pierwiastki ziem rzadkich REE. Główny składnik
SiO

2

jest zwyczajowo określany terminem „krzemionka”. Żargonowo na Al

2

O

3

mówi się czasem „glinka”, jest

to jednak z gruntu niepoprawne i nie powinno być stosowane.

tabela 3.2. Wybrane zależności pomiędzy klasyfikacją petrograficzną a składem niektórych skał magmowych

Alternatywnie używane geochemiczne nazwy klas skał magmowych
ultrazasadowe
Bardzo ubogie w SiO

2

zasadowe
Ubogie w SiO

2

obojętne
Pośrednie

Kwaśne
Bogate w SiO

2

[27]

o3

r

ozdzi

A

ł

T

r

z

e

c

i

GeocheMia

skAł

maGmOWych

Geneza SKał MaGMowych w świetle teKtoniKi Kier

przykłady skał intru-
zywnych (plutonicz-
nych)

perydotyt Dunit
Piroksenit

gabro

dioryt

granit

przykłady skał ekstru-
zywnych (wylewnych)

bazalt

andezyt

ryolit

zawartość sio

2

< 45% wag.

45–52 % wag.

52 – 63 % wag.

> 63 % wag.

często spotykany skład
mineralny

Oliwiny, pirokseny, pla‑
gioklazy, spinele, granaty
(amfibole)

Plagioklazy Ca, pirok‑
seny, oliwiny (apatyt,
nefelin)

Plagioklazy Na–Ca,
pirokseny, oliwiny,
amfibole, biotyt, kwarc,
skaleń K

Kwarc, skaleń K, plagio‑
klaz Na, biotyt, musko‑
wit, (amfibole, granaty,
cyrkon)

Inne

Nie mają odpowiedni‑
ków wylewnych

Wiele uszczegółowień wynikać może ze wskaźnika barwy (np. leukokratyczne,
melanokratyczne), czy ze składu chemicznego (np. alkaliczne, subalkaliczne,
toleitowe, wapniowo–alkaliczne, peraluminowe, itd.)

6. zastosowanIe dIagramu tas I trójKąta afm

Jak już wspomniano powyżej, klasyfikację petrograficzną skał magmowych przeprowadza się na podstawie
jakościowego i ilościowego opisu mikroskopowego z zastosowaniem struktur, tekstur i składu mineralnego.
Jeśli skała jest szklista lub skrytokrystaliczna to jej zaklasyfikowanie jest możliwe tylko na podstawie wyni‑
ków analizy chemicznej. Wzajemne zależności pomiędzy poszczególnymi pierwiastkami są wykorzystywa‑
ne do klasyfikacji poszczególnych typów genetycznych skał. Na przykład stosunek alkaliów do krzemionki
pozwala sklasyfikować skały wulkaniczne przy użyciu diagramu TAS – ang. Total Alkali–Silica diagram (Fig.
3.8). Ta sama zależność jest wykorzystywana do klasyfikacyjnego odróżnienia bazaltów alkalicznych od
toleitowych (Fig. 3.9). Jedną z powszechniej stosowanych projekcji zawartości wybranych pierwiastków
głównych dla bazaltów jest trójkąt AFM (Fig. 3.10). Toleity mają mniej alkaliów (w tym Ca) niż bazalty
wapniowo–alkaliczne i wyższy od nich stosunek Fe/Mg.

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

tabela 3.3. Przykładowy skład chemiczny wybranych skał magmowych (na podstawie Wilson, 2007 oraz Krauskopf i Bird, 1995)

granit

ryolit

andezyt

gabro

bazalt

perydotyt

sio

2

73,86

74,22

59,89

48,08

48,77

44,20

tio

2

0,20

0,28

0,95

1,17

1,15

0,13

al

2

o

3

13,75

13,27

17,07

17,22

15,90

2,05

cr

2

o

3

–

–

–

–

–

0,44

fe

2

o

3

0,78

0,88

3,31

1,32

1,33

–

feo

1,13

0,92

3,00

8,44

8,62

8,29

mno

0,05

0,05

0,12

0,16

0,17

0,13

nio

–

–

–

–

–

0,28

mgo

0,26

0,28

3,25

8,62

9,67

42,21

cao

0,72

1,59

5,67

11,38

11,16

1,92

na

2

o

3,51

4,24

3,95

2,37

2,43

0,27

K

2

o

5,13

3,18

2,47

0,25

0,08

0,06

p

2

o

5

0,14

0,05

0,31

0,10

0,09

0,03

h

2

o

0,47

0,80

0,10

1,01

0,30

–

suma:

100,00

99,76

100,09

100,12

99,67

100,01

[28]

o3

r

ozdzi

A

ł

T

r

z

e

c

i

GeocheMia

skAł

maGmOWych

Geneza SKał MaGMowych w świetle teKtoniKi Kier

fig. 3.8. Diagram TAS (Total Alkali–Silica) używany do klasyfikacji chemicznej skał wulkanicznych. Klasyfikację wykonuje się przez

naniesienie pozycji skały na wykresie na podstawie wyników analizy chemicznej na zawartość składników głównych

fig. 3.9. Podział na bazalty alkaliczne i bazalty toleitowe zaproponowany na podstawie wyników bardzo wielu analiz chemicznych.

Klasyfikację przeprowadza się w analogiczny sposób jak przy diagramie TAS

fig. 3.10. Trójkąt AFM gdzie A = Na

2

O + K

2

O, F = FeO + 0,8998

.

Fe

2

O

3,

m = MgO, w % wagowych

[29]

o3

r

ozdzi

A

ł

T

r

z

e

c

i

GeocheMia

skAł

maGmOWych

Geneza SKał MaGMowych w świetle teKtoniKi Kier

7. przyKłady zastosowań analIz geochemIcznych

w petrologII sKał magmowych.

pIerwIastKI główne: dIagramy zmIennoścI,

np. dIagramy harKera

Najbardziej rozpowszechnionymi diagramami zmienności są diagramy Harkera. Przedstawia się na nich
zawartość wybranych pierwiastków głównych (w % wagowych tlenków) w funkcji zawartości SiO

2

(albo

MgO, rzadziej innego składnika: odmianą diagramu Harkera jest też omówiony uprzednio diagram TAS).
Diagramy Harkera mają m.in. zastosowanie do interpretacji geochemicznej składu rodziny skał magmo‑
wych (ang. suite) powstałych z tej samej magmy macierzystej (tzw. skał kogenetycznych lub inaczej se‑
rii komagmowych). Wykazują one zróżnicowanie ze względu na różny stopień zaawansowania procesów
dyferencjacji zachodzących podczas stopniowej krystalizacji stopu magmowego. Diagramy Harkera po‑
zwalają odtworzyć prawdopodobną sekwencję procesów krystalizacji prowadzącą do powstania rodziny
powiązanych ze sobą skał.

PRzyKłAD: Sporządzić diagramy Harkera rodziny skał, których skład chemiczny przedstawiony
jest w Tabeli 3.4. Skomentować obserwowane prawidłowości.

tabela 3.4. Przykładowy skład chemiczny rodziny komagmowych skał magmowych

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

sio

2

46,62

51,91

55,18

59,15

59,77

63,46

67,29

69,98

75,61

77,83

tio

2

0,95

0,92

0,88

0,68

0,63

0,78

0,55

0,32

0,11

0,17

al

2

o

3

18,86

18,39

17,70

16,12

15,61

15,5

14,85

12,83

13,52

12,67

feo

tot

10,90

9,04

8,05

5,94

7,11

4,80

3,31

1,91

0,87

0,84

mno

0,18

0,17

0,14

0,11

0,16

0,09

0,06

0,03

0,01

0,01

mgo

6,97

6,01

4,18

3,77

2,85

2,60

1,59

0,67

0,10

0,23

cao

11,88

9,43

7,79

5,95

3,82

4,27

3,46

1,06

0,38

0,48

na

2

o

1,60

2,49

3,85

4,01

3,61

3,84

4,12

3,07

4,36

3,23

K

2

o

0,21

0,24

0,63

1,34

2,31

2,63

2,66

4,38

3,63

3,57

p

2

o

5

0,01

0,29

0,17

0,18

0,11

0,29

0,17

0,09

0,03

0,02

loI

0,89

1,11

0,66

1,75

3,09

0,93

1,07

1,03

0,89

0,82

suma:

99,08

100,01

99,23

99,00

99,07

99,18

99,13

95,37

99,51

99,87

Projekcja zawartości składników głównych na diagramach Harkera (Fig. 3.11) pozwala dostrzec regularne
linearne trendy zmienności. Taki przebieg zależności może wskazywać, że badane skały powstały z tej samej
magmy jako produkt frakcjonalnej krystalizacji. Wzrost SiO

2

koreluje się zgodnie z szeregiem reakcyjnym

Bowena ze spadkiem wapnia, żelaza i magnezu a wzrostem sodu i potasu. Podobny przebieg krzywych na
diagramach Harkera powstaje też, gdy komagmowe skały są produktem mieszania się dwóch stopów mag‑
mowych np. stopu wytopionego z płaszcza i stopu wytopionego ze skał skorupy kontynentalnej. Dalsze ba‑
dania izotopowe i analizy (proporcje) pierwiastków śladowych pozwalają w wielu wypadkach rozstrzygnąć
alternatywne modele genezy komagmowych rodzin skał.

[30]

o3

r

ozdzi

A

ł

T

r

z

e

c

i

GeocheMia

skAł

maGmOWych

Geneza SKał MaGMowych w świetle teKtoniKi Kier

fig. 3.11. Przykładowe diagramy Harkera dla skał, których skład jest podany w Tabeli 3.4

8. pIerwIastKI śladowe: dIagramy dysKrymInacyjne

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 możli‑
wości selektywnego wchodzenia do sieci krystalicznych głównych minerałów skałotwórczych (np. skalenie,
oliwiny, pirokseny, granaty, spinele) w różny sposób uczestniczą w procesach powstawania skał magmo‑
wych. Dlatego skały powstałe w różnych środowiskach geotektonicznych (strefy spreadingu, subdukcji,
kolizji, ryftu, plamy gorąca itp.) czy na drodze różnych mechanizmów (częściowe przetopienie, frakcjonalna
krystalizacja, dyferencjacja grawitacyjna, kontaminacja, asymilacja itp.) różnią się zawartością pierwiastków
śladowych nawet, jeśli należą do tej samej klasy petrograficznej (klasy gabra/bazaltu, diorytu/andezytu,
granitu/ryolitu itp.).

Bardzo szczęśliwym zbiegiem okoliczności jest fakt, że jedne pierwiastki śladowe wykazują większą tenden‑
cję do pozostawania w stopie magmowym (tzw. pierwiastki niedopasowane, niekompatybilne) nato‑
miast inne, chętniej wbudowywane w struktury minerałów skałotwórczych, preferują fazę stałą występują‑
cą w towarzystwie stopu magmowego (pierwiastki dopasowane, kompatybilne). W wyniku odmiennego
zachowania się pierwiastków kompatybilnych i niekompatybilnych w procesie powstawania skał magmo‑
wych proporcje pierwiastków śladowych ulegają zaburzeniu. Zjawisko to ma wpływ na podział pierwiast‑
ków zarówno w wyniku częściowego stopienia w trakcie powstawania magmy jak i w czasie procesów
stopniowej krystalizacji skał. Na przykład proces częściowego przetopienia prowadzi do powstania magmy
zubożonej w pierwiastki kompatybilne (które przechodzą do stopu w mniejszej ilości niż ich średnia zawar‑
tość w materiale wyjściowym) a wzbogaconej w pierwiastki niekompatybilne (które są uwalniane do stopu
w większej ilości niż ich średnia zawartość w materiale wyjściowym). Na tej samej zasadzie skała magmowa
powstająca w początkowych stadiach frakcjonalnej krystalizacji ulega wzbogaceniu w pierwiastki kompa‑
tybilne, które zostają preferencyjnie wbudowane w struktury powstających kryształów: pozostała magma
resztkowa jest wzbogacona w pierwiastki niekompatybilne. Umiejętne porównanie zawartości wybranych

[31]

o3

r

ozdzi

A

ł

T

r

z

e

c

i

GeocheMia

skAł

maGmOWych

Geneza SKał MaGMowych w świetle teKtoniKi Kier

pierwiastków śladowych w skałach magmowych może być pomocne przy rekonstrukcji mechanizmów,
które doprowadziły do ich powstania.

Na zachowanie geochemiczne pierwiastków śladowych w procesach powstawania skał magmowych naj‑
większy wpływ mają promień jonowy, ładunek jonu i podobieństwo do pierwiastków tworzących minerały
skałotwórcze. Wyróżnia się grupy pierwiastków śladowych o podobnych właściwościach i wynikających
z tego podobnych zachowań geochemicznych w procesach magmowych. Podział ten nie jest ani sztywny
ani jednoznaczny ze względu na różny charakter magm. Przykłady zachowania geochemicznego wybra‑
nych grup pierwiastków zawiera Tabela 3.5.

Wielka ilość danych chemicznych i korelacje składu chemicznego współczesnych skał magmo‑

wych z tektoniką płyt odpowiedzialną za ich powstanie umożliwiły skonstruowanie tzw. diagramów dys‑
kryminacyjnych. Przy ich użyciu próbuje się przeprowadzić interpretację petrogenetyczną wskazując na
prawdopodobny scenariusz geotektoniczny, który doprowadził do wywołania procesów magmowych
i powstania skały. Na Fig. 3.12 przedstawione są klasyczne przykłady diagramów dyskryminacyjnych stoso‑
wanych dla bazaltów. Diagram Ti/100 – Zr – 3Y pozwala głównie na odróżnienie bazaltów śródpłytowych
od pozostałych typów bazaltów. Dalsze rozróżnienie możliwe jest np. z użyciem trójkąta Ti/100 – Zr – Sr/2.
Należy pamiętać, że zastosowanie tej metody do starych skał magmowych ma wiele ograniczeń i może być
stosowana jedynie jako technika towarzysząca wnikliwej analizie mineralogicznej i petrologicznej danej
skały oraz jej otoczenia geologicznego. W bardziej specjalistycznych zastosowaniach, wykorzystywane są
też diagramy z użyciem np. proporcji Ta/Yb w funkcji Th/Yb albo diagramy z zastosowaniem izotopów
strontu, neodymu i ołowiu.

tabela 3.5. Przykłady zachowania geochemicznego wybranych grup pierwiastków

podział na pierwiastki kompatybilne i niekompatybilne

– pierwiastki dopasowane (ang. compatible elements – CE)
mają średniej wielkości promień jonowy i typowy ładunek 2+
przez co wchodzą chętnie do struktur krystalizujących minera‑
łów na zasadzie substytucji izowaletnej (zastąpienie jonów o tym
samym ładunku). Pojawiają się więc we wczesnych produktach
dyferencjacji a obniżona jest ich zawartość w magmie resztkowej.
Do grupy tej należy wiele pierwiastków z grupy metali przej‑
ściowych, 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 (ang. incompatible elements –
IE) z trudem wchodzą w struktury krystalizujących minerałów
i nagromadzają się w skałach felzytowych i w produktach kry‑
stalizacji magmy resztkowej (z której powstają np. pegmatyty).
Również te pierwiastki w większym stopniu od kompatybilnych
zostają uwolnione do stopu magmowego w procesie częściowe‑
go 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.

wyróżnienie lIl i hfse

– lIl (ang. large ion lithophile) to duże jony pierwiastków
litofilnych, kationy o dużym promieniu jonowym i niskim
ładunku, niekompatybilne (za wyjątkiem Rb w biotycie 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 maficz‑
nych. Przykładami są Rb, Sr, Cs, Ba, Pb, Tl. Ich obecność w skale
wskazuje na udział procesu dyferencjacji pośród mechanizmów
powstawania skały magmowej.

– hfse (ang. high field–strength elements) tworzą jony
o mniejszym promieniu a wysokim ładunku, przez co wytwarzają
w swoim otoczeniu stosunkowo silne pole elektryczne, stąd ich
nazwa. Są silnie niekompatybilne (za wyjątkiem Y w granatach
i Nb w hornblendzie) a ich koncentracje w magmie resztkowej
mogą w trakcie krystalizacji wzrosnąć na tyle, że mogą utworzyć
własne minerały: uraninit, beryl, kolumbit, cyrkon itp. Należą do
nich U

4+

, Th

4+

, B

3+

, Be

2+

, Mo

6+

, W

6+

, Nb

5+

, Ta

5+

, Sn

4+

, Zr

4+

.

[32]

o3

r

ozdzi

A

ł

T

r

z

e

c

i

GeocheMia

skAł

maGmOWych

Geneza SKał MaGMowych w świetle teKtoniKi Kier

fig. 3.12. Przykłady diagramów dyskryminacyjnych. A i B – toleity łuków wysp IAT, B – bazalty grzbietów oceanicznych typu

MORB, C – bazalty wapniowo–alkaliczne, D – bazalty śródpłytowe, 1 – bazalty oceaniczne typu MORB, 2 – toleity
łuków wysp IAT, 3 – bazalty wapniowo–alkaliczne CAB. Według: Pearce and Cann, 1973, Earth and Planetary Science
Letters, v. 19, p. 290–300

9. pIerwIastKI zIem rzadKIch: dIagramy ree I dIagramy pajęcze

Pierwiastki ziem rzadkich występujące w skałach magmowych (REE – ang. Rare Earth Elements) to grupa 14
pierwiastków od La do Lu. Wszystkie mają podobne własności chemiczne i w podobny sposób uczestniczą
w procesach magmowych. Wyniki analiz chemicznych zawartości REE w skałach magmowych przedstawia
się na wykresach po uprzednim znormalizowaniu do zawartości tych pierwiastków w meteorytach kamien‑
nych typu chondrytów. Znormalizowanie polega na podzieleniu zawartości danego pierwiastka w skale przez
zawartość tego samego pierwiastka w chondrycie wyrażoną w tych samych jednostkach. Dane do norma‑
lizacji zawiera Fig. 3.13. Chondryty zostały wybrane do normalizacji, ponieważ uważa się, że odpowiadają
swoim składem średniemu składowi materii Układu Słonecznego, z której powstała nasza Ziemia. Normali‑
zacja odzwierciedla więc w pewnym stopniu odmienne kierunki ewolucji chemicznej poszczególnych magm,
z których powstały badane skały, wskazując na ich źródło i mechanizm powstania w systemie tektoniki kier.

h

2,02

%

he

56

nL/g

li

1,50

µg/g

be

24,9

ng/g

b

870

ng/g

c

3,45

%

n

3180

µg/g

o

46,4

%

f

60,7

µg/g

ne

203

pL/g

na

5000

µg/g

mg

9,89

%

al

8680

µg/g

si

10,64

%

p

1220

µg/g

s

6,25

%

cl

704

µg/g

ar

751

pL/g

K

558

µg/g

ca

9280

µg/g

sc

5,82

µg/g

ti

436

µg/g

V

56,5

µg/g

cr

2660

µg/g

mn

1990

µg/g

fe

19,04

%

co

502

µg/g

ni

1,10

%

cu

126

µg/g

zn

312

µg/g

ga

10,0

µg/g

ge

32,7

µg/g

as

1,86

µg/g

se

18,6

µg/g

br

3,57

µg/g

Kr

8,7

pL/g

rb

2,30

µg/g

sr

7,80

µg/g

y

1,56

µg/g

zr

3,94

µg/g

nb

246

ng/g

mo

928

ng/g

tc

ru

712

ng/g

rh

134

ng/g

pd

560

ng/g

ag

199

ng/g

cd

686

ng/g

In

80

ng/g

sn

1720

ng/g

sb

142

ng/g

te

2320

ng/g

I

433

ng/g

Xe

8,6

pL/g

cs

187

ng/g

ba

2340

ng/g

Lanta‑

nowce

ta

14,2

ng/g

w

92,6

ng/g

re

36,5

ng/g

os

436

ng/g

Ir

481

ng/g

pt

990

ng/g

au

140

ng/g

hg

258

ng/g

tl

142

ng/g

pb

2470

ng/g

bi

114

ng/g

po

at

rn

fr

ra

Akty‑

nowce

la

234,7

ng/g

ce

603,2

ng/g

pr

89,1

ng/g

nd

452,4

ng/g

pm

sm

147,1

ng/g

eu

56,0

ng/g

gd

196,6

ng/g

tb

36,3

ng/g

dy

242,7

ng/g

ho

55,6

ng/g

er

158,9

ng/g

tm

24,2

ng/g

yb

162,5

ng/g

lu

24,3

ng/g

ac

Th

29,4

ng/g

pa

u

8,1

ng/g

fig. 3.13. Zawartości pierwiastków w chondrytach używane do normalizacji według: Anders and Grevesse, 1989. Abundances of the

elements: Meteoritic and solar. Geochimica et Cosmochimica Acta 53, 197–214

[33]

o3

r

ozdzi

A

ł

T

r

z

e

c

i

GeocheMia

skAł

maGmOWych

Geneza SKał MaGMowych w świetle teKtoniKi Kier

fig. 3.14. Porównanie przebiegu krzywych charakterystycznych dla bazaltów grzbietów oceanicznych typu MORB oraz bazaltów

wysp oceanicznych OIB na diagramie zawartości pierwiastków ziem rzadkich REE znormalizowanych do chondrytów
(u góry) i na diagramie pajęczym (u dołu)

Diagramy pajęcze to wykresy, na których przedstawia się znormalizowane zawartości wybranych pier‑
wiastków (zazwyczaj pierwiastki ziem rzadkich REE i kilka wybranych pierwiastków niekompatybilnych)
porównując przebieg powstałych krzywych z krzywymi dla skał powstałych w typowych środowiskach
geotektonicznych. Dobór pierwiastków i ich kolejność nie jest do końca ujednolicona, ale zazwyczaj sto‑
sowana dość podobnie. Zawartości pierwiastków w skale są normalizowane do zawartości w chondry‑
tach (za wyjątkiem Rb, K i P, dla których stałe normalizacyjne dobierane są według innych kryteriów).
Współcześnie stosowane są też odmiany diagramów pajęczych, do wykreślenia których używa się innych
niż chondryty wzorców porównawczych (normalizacyjnych). Przykładowe diagramy pajęcze na Fig. 3.14
przedstawiają krzywe dla dwóch bazaltów, które prawdopodobnie niewiele różnią się wyglądem, składem
mineralnym czy chemicznym, ale wyraźnie różnią się przebiegiem krzywych. Proporcje pierwiastków śla‑
dowych przedstawione na diagramie pajęczym pozwalają jna interpretację petrogenetyczną i odtworzenie
środowiska tektonicznego, w jakim skała powstała. Interpretacja polega na porównaniu kształtu krzywych
z danymi literaturowymi. Krzywe dla bazaltów typu MORB są zazwyczaj dość gładkie i pochylone w lewo
wskazując na zubożenie w silnie niekompatybilne pierwiastki litofilne o dużych promieniach jonowych
(ang. LIL – Large–Ion lithophile, np. K, Rb, Ba, Sr, Zr, Th i lekkie REE). W przeciwieństwie do MORB, krzywe
bazaltów OIB biegną wypukłym łukiem od wysokich zawartości z lewej strony do niższych dla ciężkich
REE położonych po prawej stronie wykresu. Wskazuje to na szczególne wzbogacenie w Nb, Ta i sąsiadujące
pierwiastki niekompatybilne.