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)

2

Si

2

O

6

a jednoskośny może być pigeonitem

(Mg,Fe,Ca)

2

Si

2

O

6

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
KNa

3

(AlSiO4)

4

. Piroksen jest augitem bazaltowym lub tytanowym, bogatym w Al

2

O

3

i TiO

2

a ubogim w SiO

2

.

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 K

2

O i SiO

2

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 H

2

O (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 SiO

2

:

- skały przesycone: 67-78% SiO

2

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

- skały nasycone: 55-66% SiO

2

(zawierające kwarc, skalenie, mikę lub leucyt i forsteryt), np. andezyt,

- skały nienasycone: 45-52% SiO

2

(zawierają jeden lub więcej minerałów nienasyconych: leucyt, forsteryt,

nefelin), np. bazalt.

Inny ważny podział to klasyfikacja na podstawie stopnia nasycenia Al

2

O

3

, istotna przy rozpatrywaniu

pochodzenia granitoidów (patrz wykład):

- skały peraluminiowe: udział molowy Al

2

O

3

> udział molowy Na

2

O + K

2

O + CaO (zawierają muskowit,

andaluzyt), np. ryolity,

- skały metaaluminiowe: Na

2

O + K

2

O < Al

2

O

3

< Na

2

O + K

2

O + CaO (zawierają biotyt, diopsyd, hornblendę),

- 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 (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 U

4+

, Th

4+

, B

3+

, Be

2+

, Mo

6+

, W

6+

, Nb

5+

,

Ta

5+

, Sn

4+

, Zr

4+

.

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

D

.

stop

eral

D

C

C

K

min

=

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.

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.

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