tomasz Bajda
Maciej Manecki
Jakub Matusik
Grzegorz rzepa
Geo
cHemiA
Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska
AkAdemii Górniczo Hutniczej
Kraków | 2011
kierunku OchrOna ÅšrOdOWiska
dlA studentów
Materiały do ćwiczeń
GeocheMia skAÅ‚ maGmOWych
o3
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 oC/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 oC.
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. H2O, CO2);
c). lokalny wzrost temperatury.
[19]
rozdziAÅ‚
Trzeci
GeocheMia skAÅ‚ maGmOWych
o3
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. H2O i CO2 (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 mroz
nej 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 H2O, CO2 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
Å‚ywania termicznego gorÄ…cych magm bazaltowych w spÄ…gu 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 z
ródła materiału, którego stopienie doprowadza do powstania magmy: na przykład czę
ściowe przetopienie perydotytowego materiału płaszcza może doprowadzić do powstania magmy
[20]
rozdziAÅ‚
Trzeci
GeocheMia skAÅ‚ maGmOWych
o3
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 z
ródeł. 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 stygnÄ…cych 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 póz
niejszym 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 z
ródła stopu magmowego,
w różnych częściach skorupy mogą powstać spokrewnione ze sobą, ale różne skały magmowe. O skałach
wykazujących wspólne pochodzenie z jednego z
ródła 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
odzwierciedlajÄ… z
ródło i opisane powyżej procesy,
które doprowadziły do jej powstania. Dzięki temu,
umiejętne zastosowanie analiz geochemicznych skał
magmowych pozwala na ich rozróżnienie petrolo
giczne i rekonstrukcjÄ™ mechanizmu ich powstania.
fig. 3.2. Szereg reakcyjny Bowena obrazujÄ…cy schematycznie teoretycznÄ…
sekwencję minerałów skałotwórczych krystalizujących ze stopu
magmowego w miarę jego stygnięcia
[21]
rozdziAÅ‚
Trzeci
GeocheMia skAÅ‚ maGmOWych
o3
Geneza SKał MaGMowych w świetle teKtoniKi Kier
2. sKrótowy przegląd przyKładów powIązań teKtonIKI KIer
z magmatyzmem I wulKanIzmem na zIemI
Zjawiska magmowe zachodzÄ… przede wszystkim w strefach ryftu oceanicznego, nad plamami gorÄ…ca, 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. CO2 i H2O). 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 z
ródłowe 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 wyraz
nie 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
[22]
rozdziAÅ‚
Trzeci
GeocheMia skAÅ‚ maGmOWych
o3
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 gorÄ…ca (OIB  ang. Oceanic Island Basalt) oraz bazalty kontynentalne zwiÄ…zane z wylewami plat
formowymi lub z ryftem kontynentalnym. Tym ostatnim mogą towarzyszyć bardziej kwaśne skały mag
mowe będące produktem dyferencjacji tej samej magmy z
ródłowej. Geochemicznie mogą one należeć do
toleitów lub do bazaltów alkalicznych. Na dywergentnych granicach płyt w strefach ryftu oceanicznego
powstajÄ… 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,
[23]
rozdziAÅ‚
Trzeci
GeocheMia skAÅ‚ maGmOWych
o3
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 z
ródła lub jest efektem pojedynczego mechanizmu, który
może być zidentyfikowany na podstawie charakterystycznych kryteriów geochemicznych. W rzeczywisto
ści skały te rzadko pochodzą z jednego z
ródła 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 zwiÄ…zane 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 wyraz
nym 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 wskaz
nik nasycenia al2o3, który jest wyliczany względem
CaO, Na2O i K2O (w jednostkach molowych a nie w % wagowych). Na jego podstawie wyróżnia się (Fig. 3.7.):
 skały peraluminiowe: mają udział molowy Al2O3 większy niż łączny udział molowy Na2O + K2O +
CaO (zawierajÄ… muskowit, andaluzyt), np. ryolity;
[24]
rozdziAÅ‚
Trzeci
GeocheMia skAÅ‚ maGmOWych
o3
Geneza SKał MaGMowych w świetle teKtoniKi Kier
 skały metaaluminiowe: Na2O + K2O < Al2O3 < Na2O + K2O + CaO (zawierają biotyt, diopsyd, horn
blendÄ™);
 skały subaluminiowe: Al2O3 = Na2O + K2O (zawierają oliwin, hipersten);
 skały peralkaliczne: Al2O3 < Na2O + K2O (zawierają egiryn, riebeckit), np. nefelinity.
fig. 3.7. Zależności udziału molowego Al2O3 od sumy udziałów molowych Na2O + K2O oraz Na2O + K2O + 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
[25]
rozdziAÅ‚
Trzeci
GeocheMia skAÅ‚ maGmOWych
o3
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 najwyraz
niej w zawartości
SiO2 (krzemionki). Z tego względu wyróżnia się:
 skały przesycone krzemionką: 67 78% sio2 (zawierające kwarc, skalenie, miki), np. ryolit;
 skały nasycone krzemionką: 55 66% sio2 (zawierające kwarc, skalenie, mikę lub leucyt i forste
ryt), np. andezyt;
 skały nienasycone krzemionką: 45 52% sio2 (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 wyraz
nego 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 SiO2), skorupa oceaniczna ma skład zbliżony do bazaltu (niska zawartość
SiO2) a materiał płaszcza Ziemi ma skład zbliżony do perydotytu (bardzo niska zawartość SiO2). 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: SiIV, AlIII, TiIII, FeIII, FeII, MgII itd.. Składniki główne stanowią ponad 1%
wagowy skały, np. SiO2, Al2O3, FeO* (gwiazdka oznacza, że jest to suma Fe2O3 i FeO), MgO, CaO, Na2O,
K2O, H2O. Składnikami pobocznymi, których zawartość wynosi ok. 0,1  1 % wag, są często TiO2, MnO,
P2O5, CO2. 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
SiO2 jest zwyczajowo określany terminem  krzemionka . Żargonowo na Al2O3 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 zasadowe obojętne Kwaśne
Bardzo ubogie w SiO2 Ubogie w SiO2 Pośrednie Bogate w SiO2
[26]
rozdziAÅ‚
Trzeci
GeocheMia skAÅ‚ maGmOWych
o3
Geneza SKał MaGMowych w świetle teKtoniKi Kier
przykłady skał intru- perydotyt Dunit gabro dioryt granit
zywnych (plutonicz- Piroksenit
nych)
przykłady skał ekstru-
zywnych (wylewnych) bazalt andezyt ryolit
45 52 % wag. 52  63 % wag. > 63 % wag.
zawartość sio2 < 45% wag.
często spotykany skład Oliwiny, pirokseny, pla Plagioklazy Ca, pirok Plagioklazy Na Ca, Kwarc, skaleń K, plagio
mineralny gioklazy, spinele, granaty seny, oliwiny (apatyt, pirokseny, oliwiny, klaz Na, biotyt, musko
(amfibole) nefelin) amfibole, biotyt, kwarc, wit, (amfibole, granaty,
skaleń K cyrkon)
Inne Nie mają odpowiedni Wiele uszczegółowień wynikać może ze wskaz
nika barwy (np. leukokratyczne,
ków wylewnych 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
73,86 74,22 59,89 48,08 48,77 44,20
sio2
0,20 0,28 0,95 1,17 1,15 0,13
tio2
13,75 13,27 17,07 17,22 15,90 2,05
al2o3
     0,44
cr2o3
0,78 0,88 3,31 1,32 1,33 
fe2o3
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
3,51 4,24 3,95 2,37 2,43 0,27
na2o
5,13 3,18 2,47 0,25 0,08 0,06
K2o
0,14 0,05 0,31 0,10 0,09 0,03
p2o5
0,47 0,80 0,10 1,01 0,30 
h2o
suma: 100,00 99,76 100,09 100,12 99,67 100,01
[27]
rozdziAÅ‚
Trzeci
GeocheMia skAÅ‚ maGmOWych
o3
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 = Na2O + K2O, F = FeO + 0,8998.Fe2O3, m = MgO, w % wagowych
[28]
rozdziAÅ‚
Trzeci
GeocheMia skAÅ‚ maGmOWych
o3
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 SiO2 (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 zachodzÄ…cych 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
sio2 46,62 51,91 55,18 59,15 59,77 63,46 67,29 69,98 75,61 77,83
tio2 0,95 0,92 0,88 0,68 0,63 0,78 0,55 0,32 0,11 0,17
al2o3 18,86 18,39 17,70 16,12 15,61 15,5 14,85 12,83 13,52 12,67
10,90 9,04 8,05 5,94 7,11 4,80 3,31 1,91 0,87 0,84
feo
tot
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
1,60 2,49 3,85 4,01 3,61 3,84 4,12 3,07 4,36 3,23
na2o
0,21 0,24 0,63 1,34 2,31 2,63 2,66 4,38 3,63 3,57
K2o
p2o5 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 SiO2 koreluje siÄ™ 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.
[29]
rozdziAÅ‚
Trzeci
GeocheMia skAÅ‚ maGmOWych
o3
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
cjÄ™ do pozostawania w stopie magmowym (tzw. pierwiastki niedopasowane, niekompatybilne) nato
miast inne, chętniej wbudowywane w struktury minerałów skałotwórczych, preferują fazę stałą występują
cÄ… 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
powstajÄ…ca w poczÄ…tkowych 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
[30]
rozdziAÅ‚
Trzeci
GeocheMia skAÅ‚ maGmOWych
o3
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 towarzyszÄ…ca 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)  pierwiastki niedopasowane (ang. incompatible elements 
mają średniej wielkości promień jonowy i typowy ładunek 2+ IE) z trudem wchodzą w struktury krystalizujących minerałów
przez co wchodzą chętnie do struktur krystalizujących minera i nagromadzają się w skałach felzytowych i w produktach kry
łów na zasadzie substytucji izowaletnej (zastąpienie jonów o tym stalizacji magmy resztkowej (z której powstają np. pegmatyty).
samym ładunku). Pojawiają się więc we wczesnych produktach Również te pierwiastki w większym stopniu od kompatybilnych
dyferencjacji a obniżona jest ich zawartość w magmie resztkowej. zostają uwolnione do stopu magmowego w procesie częściowe
Do grupy tej należy wiele pierwiastków z grupy metali przej go przetopienia. Do grupy tej należą m.in. P, K, Ti, Ba, Cs, Li, Rb,
ściowych, m.in. Cr, Ni, Co  podstawiające się za Mg w skałach Sr, Be, Nb, Ta, Sn, U, T, Zr, Hf i pierwiastki ziem rzadkich grupy
ultrazasadowych i zasadowych, a także Mn, V, Ti  występujące cerowej.
w gabrach i bazaltach.
wyróżnienie lIl i hfse
 lIl (ang. large ion lithophile) to duże jony pierwiastków  hfse (ang. high field strength elements) tworzą jony
litofilnych, kationy o dużym promieniu jonowym i niskim o mniejszym promieniu a wysokim ładunku, przez co wytwarzają
Å‚adunku, niekompatybilne (za wyjÄ…tkiem Rb w biotycie i Sr w swoim otoczeniu stosunkowo silne pole elektryczne, stÄ…d ich
w plagioklazach), które mają jednak tendencję do podstawień nazwa. Są silnie niekompatybilne (za wyjątkiem Y w granatach
izomorficznych za potas (promieÅ„ jonowy K 1,38Å) i dlatego i Nb w hornblendzie) a ich koncentracje w magmie resztkowej
ulegają koncentracji w skałach felzytowych (kwaśnych, jasnych, mogą w trakcie krystalizacji wzrosnąć na tyle, że mogą utworzyć
bogatych w minerały zawierające K) raczej niż w skałach maficz własne minerały: uraninit, beryl, kolumbit, cyrkon itp. Należą do
nych. Przykładami są Rb, Sr, Cs, Ba, Pb, Tl. Ich obecność w skale nich U4+, Th4+, B3+, Be2+, Mo6+, W6+, Nb5+, Ta5+, Sn4+, Zr4+.
wskazuje na udział procesu dyferencjacji pośród mechanizmów
powstawania skały magmowej.
[31]
rozdziAÅ‚
Trzeci
GeocheMia skAÅ‚ maGmOWych
o3
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 z
ródło i mechanizm powstania w systemie tektoniki kier.
h he
2,02 56
% nL/g
li be b c n o f ne
1,50 24,9 870 3,45 3180 46,4 60,7 203
µg/g ng/g ng/g % µg/g % µg/g pL/g
na mg al si p s cl ar
5000 9,89 8680 10,64 1220 6,25 704 751
µg/g % µg/g % µg/g % µg/g pL/g
K ca sc ti V cr mn fe co ni cu zn ga ge as se br Kr
558 9280 5,82 436 56,5 2660 1990 19,04 502 1,10 126 312 10,0 32,7 1,86 18,6 3,57 8,7
µg/g µg/g µg/g µg/g µg/g µg/g µg/g % µg/g % µg/g µg/g µg/g µg/g µg/g µg/g µg/g pL/g
rb sr y zr nb mo tc ru rh pd ag cd In sn sb te I Xe
2,30 7,80 1,56 3,94 246 928 712 134 560 199 686 80 1720 142 2320 433 8,6
µg/g µg/g µg/g µg/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g pL/g
cs ba ta w re os Ir pt au hg tl pb bi po at rn
Lanta
187 2340 14,2 92,6 36,5 436 481 990 140 258 142 2470 114
nowce
ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g
Akty
fr ra
nowce
la ce pr nd pm sm eu gd tb dy ho er tm yb lu
234,7 603,2 89,1 452,4 147,1 56,0 196,6 36,3 242,7 55,6 158,9 24,2 162,5 24,3
ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g ng/g
ac Th pa u
29,4 8,1
ng/g 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
[32]
rozdziAÅ‚
Trzeci
GeocheMia skAÅ‚ maGmOWych
o3
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 wyraz
nie 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.
[33]
rozdziAÅ‚
Trzeci