Geneza skał magmowych


Genezę skał magmowych należy wiązać ze zjawiskiem krystalizacji minerałów ze stopu magmowego. W przypadku gdy krystalizacja (zestalenie stopu) zachodzi w warunkach głębinowych (w głębi planety) lub też podpowierzchniowych mówimy o skałach głębinowych (plutonicznych). Jeśli krystalizacja zachodzi już na powierzchni planety mówimy o skałach wylewnych (wulkanicznych).

Geneza magm jest wciąż dyskutowanym problemem i jest to jedno z zagadnień które stwarzało i wciąż stwarza duże niezgodności między badaczami. Duży związek z powstawaniem magm ma tektonika płyt, ponieważ okazuje się że pewne typy magm powstają w określonych miejscach związanych właśnie z płytami tektonicznymi i zjawiskami tam zachodzącymi.

Jak zbudowana jest Ziemia?

O budowie naszej planety najwięcej informacji przynoszą badania geofizyczne, które w ostatnich latach rozwijają się bardzo intensywnie. Drugim istotnym źródłem informacji na temat budowy Ziemi są meteoryty. Na podstawie badań geofizycznych wiemy, że Ziemia ma budowę strefową, gdzie strefy porozdzielane są powierzchniami nieciągłości wskazującymi na zmieniającą się gęstość materii lub też na zmianę jej stanu skupienia. Najwyraźniejszymi powierzchniami nieciągłości są :

  • nieciągłość znajdująca się na zmiennej głębokości, pod lądami 25-50 kilometrów (pod wysokimi górami nawet do 60-70 km), a w strefach oceanicznych 5-8 kilometrów (pod dnami oceanów). Jest to strefa nieciągłości uważana za granicę między skorupą, a płaszczem Ziemi. Od nazwiska jej odkrywcy (chorwackiego geofizyka Andrija Mohorovičić) zwana jest Moho.
  • nieciągłość znajdująca się na głębokości 2900 kilometrów która oddziela płaszcz ziemski od jego jądra.

Powyżej powierzchni Moho przebiega inna mniej wyraźna nieciągłość zwana nieciągłością Conrada. Wskazuje ona na zmianę składu materiału skalnego w skorupie. Powyżej tej nieciągłości skały występujące mają gęstość w zakresie 2,6-2,7 g/cm3 czyli ich gęstość odpowiada skałom granitoidowym. Nieciągłość ta przebiega tylko pod lądami.

Warstwę powyżej nieciągłości Conrada nazywamy skorupą kontynentalną dawniej zwaną sialem (od symboli pierwiastków w przewadze ją budujących: Si i Al). Poniżej tej strefy gęstość skał wzrasta do 2,9-3,0 g/cm3, czyli odpowiada gęstości skał bazytowych. Jest to skorupa

Budowa planety Ziemi

Budowa planety Ziemi

oceaniczna (dawniej zwana simą (Si i Mg). Skorupa ta występuje na dnach oceanów i zajmuje na kuli ziemskiej 3/4 jej powierzchni litosferycznej. Poniżej nieciągłości Moho występują skały których gęstość przekracza 3,0 g/cm3. Są to skały odpowiadające perydotytom, lub też skałom piroksenowo – granatowym. Warstwa skorupy kontynentalnej i oceanicznej wraz z najwyższą częścią górnego płaszcza nosi nazwę litosfery. Poniżej litosfery występuję warstwa górnego płaszcza nazywana astenosferą. Materiał skalny występuje tutaj w postaci częściowo stopionej; stop występuje w ilości nieco powyżej 1% objętości. Właściwości astenosfery jako materiału plastycznego pozwalają na poruszanie i przemieszczanie się zarówno w poziomie jak i w pionie dużych kier litosfery. Astenosferę uważa się za źródło pierwotnych bazytowych stopów, które są stąd uwalniane w postaci astenolitów, a następnie podczas wędrówki głębokimi rozłamami dostają się one w wyższe części litosfery dochodząc, aż do powierzchni Ziemi. Uważa się że górny płaszcz zbudowany jest z materiału który został nazwany pirolitem, materiał ten jest hipotetyczny i jest on mieszaniną jednej części bazaltu toleitowego i trzech części ultrabazytu (dunit, harzburgit itp). Skład chemiczny pirolitu ulega zmianom związanym ze zmianami ciśnienia i temperatury.
Ze względu na skład mineralny wyróżniono pięć odmian petrograficznych pirolitów:

  • pirolit plagioklazowy (oliwin + ortopiroksen + klinopiroksen + plagioklaz)
  • pirolit spinelowy (oliwin + ortopiroksen + klinopiroksen + spinel)
  • pirolit piroksenowy (oliwin + ortopiroksen (Al) + klinopiroksen (Al))
  • pirolit granatonośny (oliwin + ortopiroksen + klinopiroksen + granat)
  • amfolit (oliwin + amfibol)

Przejścia fazowe między tymi typami pirolitów związane są głównie z „przemieszczeniem” się glinu do minerałów wyżej ciśnieniowych (od plagioklazu poprzez spinel do piroksenów, a następnie granatów). Ostatni rodzaj pirolitu – amfolit związany jest tylko i wyłącznie z najwyższą częścią górnego płaszcza jako że bez wody amfibole istnieć nie mogą, wskutek tego amfibole na głębokości około 90 km rozpadają się na asocjacje granatowo-piroksenową. Górny płaszcz jest więc zróżnicowany zarówno pod względem chemicznym jak i mineralnym – nie tylko w przekroju pionowym ale również poziomym. Głębsze partie planety na podstawie analogii do meteorytów, a także tylko i wyłącznie domniemań licznej gromady „filozofów geologii” zbudowane są z materiału odpowiadającego meteorytom z grupy syderolitów (meteorytów kamienno – żelaznych) – w skład płaszcza wchodzą siarczki i tlenki lub krzemiany zasadowe i metaliczne żelazo. Skład jądra odpowiadałby meteorytom żelazno-niklowym – syderytom, w skład których wchodzi metaliczne żelazo i nikiel. Wraz ze wzrostem ciśnienia dokonują się izochemiczne przekształcenia minerałów w odmiany o gęstszym upakowaniu i przez to o większej gęstości.

Powstawanie magm bazaltowych

Magmy bazaltowe mogą powstawać w płaszczu w wyniku 1) konwekcyjnego wznoszenia się fragmentów płaszcza (astenolitów uważanych za źródło pierwotnych, bazytowych stopów), 2) wskutek redukcji ciśnienia lub 3) odgazowania płaszcza. Każda z tych sytuacji doprowadza do topienia cząstkowego. Topienie całkowite jeśli w ogóle może w przyrodzie zachodzić jest sporadycznie występującym procesem. Raczej mówić można jedynie o topieniu cząstkowym, w którym część materii ulega przemianie fazowej w ciecz i zostaje przemieszczona w inne miejsce, natomiast część materiału, który nie uległ stopieniu pozostaje na miejscu tworząc suchą pozostałość czyli restyt. Skład powstałego stopu cząstkowego nie ma zazwyczaj tego samego składu co skała z której powstał, ponieważ w stopach takich znajdują się minerały o najniższych temperaturach topnienia. Topienie cząstkowe jest dominującym procesem kształtującym magmatyzm Ziemi. Istotnym jest fakt, że w zależności od warunków panujących podczas procesu topienia cząstkowego można wyróżnić kilka rożnych sytuacji i powiązanych z nimi typów topienia cząstkowego (Typy topienia cząstkowego).

Podczas topienia astenolitu istotny jest 1) skład pierwotnej magmy bazaltu płaszcza, 2) mineralogia źródła (czyli typ pirolitu tj. np. plagioklazowy lub spinelowy), 3) stopień cząstkowego stopienia układu, 4) mechanizm topienia oraz 5) głębokość na której dochodzi do topienia i 6) występowanie ruchu wznoszącego magmę, co może wpływać na segregację składników magmy. Podczas wytapianie materiału w płaszczu, dochodzi do sytuacji kiedy nie są spełnione warunki statyczne (stała temperatura, ciśnienie itd.), wskutek czego układ zostaje zaburzony. Powstaje wówczas niestabilność, w wyniku której następuje ruch mas. Sprzyja to wznoszeniu się diapirów pirolitu. Wytopione fragmenty wędrują w wyższe partie Ziemi, trafiając do zbiorników zasilających strefy np. ryftów. Tutaj widać najwyraźniej łączność zjawisk magmowych z teorią tektoniki płyt. W strefach ryftowych, w zależności od prędkości rozrostu dna oceanicznego, a co z tym związane ilości magmy znajdującej się w zbiornikach pod strefą ryftów, topografia ryftu może mieć różny wygląd. Na rysunku pierwszym widoczna jest strefa ryftowa gdzie następuje szybki rozrost dna oceanicznego. Topografia takiego grzbietu jest gładka. Dolina ryftowa występuje jako wąska strefa max. do 1 km – głębokość do 100m. Rysunek drugi przedstawia natomiast strefę spreadingu w przypadku gdy rozrost dna jest powolny. Widać tu dolinę ryftową której szerokość dochodzić może do kilku kilometrów a głębokość do około 2km. W dolinach ryftowych zarówno typu pierwszego jak i drugiego znajduje się strefa neowulkaniczna. Jest to strefa w której następuje cyrkulacja wód (co nie oznacza że tej cyrkulacji nie ma w innych strefach spreadingowych). Aktywność strefy neowulkanicznej przy szybkim rozroście dna jest największa jako że przepływ ciepła (strumień cieplny), jest tutaj większy niż w przypadku spreadingu wolnego. Sama strefa neowulkaniczna jest wąska max. do kilku kilometrów i w przekroju prostopadłym do osi przypomina ona wulkan tarczowy. Wylewana lawa zastyga tworząc lawy poduszkowe i potoki lawowe. W odległości od 1 do kilku kilometrów od osi grzbietu pojawiają się spękania i szczeliny równoległe do osi grzbietu. Szczelinami tymi nie wydostaje się lawa ale prawdopodobnie wędruje tędy woda oceaniczna rozpoczynając konwekcje hydrotermalną.

Chłodna woda wnikając w głąb nagrzewa się i wzbogaca w liczne składniki mineralne od gorących skał i wypływając oddaje duże ilości ciepła. Znajdują się tu dwa rodzaje dymiących kominów – dymiące na czarno (black smockers) – zabarwione siarczkami różnych metali strumienie gorącej cieczy, o temperaturze około 350°C, i dymiące na biało (white smockers) o temperaturze cieczy około 300°C. W strefach ryftowych o powolnym rozroście dna oceanicznego strefy wulkaniczne mają nieco mniejszą szerokość – do 2km, a intensywność procesów ze względu na mniejszy strumień cieplny jest słabsza. Podczas eksperymentalnego, laboratoryjnego, topienia lherzolitu (skała ultrazasadowa) z utworzeniem 20-30% stopu w warunkach ciśnienia 15-20 kbar (odpowiada to 50-60 km głębokości w obrębie naszej planety) ciecz miała skład bazaltu budującego właśnie grzbiety śródoceaniczne (bazalt typu MORB – Mid Ocean Ridge Basalt). Dla wyższego udziału stopu ciecz miała skład komatytu. Proces taki odpowiadałby za powstawaniu skorupy oceanicznej. Szybkie rozsuwanie dna sprzyja istnieniu głębokich zbiorników ciągłych, podczas gdy powolne rozsuwanie sprzyja małym, nieciągłym rezerwuarom magmy. W dużych zbiornikach magma może uzyskać jednorodność (homogeniczność) składu i wówczas dyferencjacja nie jest zbyt mocno rozwinięta. Jest to wynikiem intensywnych procesów mieszania w zbiorniku. Małe rezerwuary magmowe podlegają silnej dyferencjacji i produkują bardzo zróżnicowany zakres składu bazaltów: od prymitywnych (wysoko-Mg) do wyewoluowanych bazaltów wysoko-Fe. Biorąc pod uwagę objętość zbiornika możemy więc wyróżnić dwie sytuacje:
– duży zbiornik magmowy i związany z nim szybki ruch rozsuwający brzegi (szybki spreading). Porcje magmy są wydzielane w formie dajek zasilanych ze stropu komory, zaś magma w komorze krystalizuje od ścian dając jednorodne chemicznie gabro. Procesy krystalizacji frakcjonalnej w komorze dają sekwencję warstwowanych ciał bazytowych i ultrabazytowych przy dnie. Razem tworzy się ofiolit wg. modelu tzw. nieskończonej cebuli. Magma zasilająca wysokie poziomy zbiornika powinna być bliska składowi pierwotnych bazaltów generowanych przez topienie częściowe płaszcza. Topienie w osi grzbietu jest ciągłe (ze względu na dekompresje czyli znaczne obniżenie się ciśnienia), tym niemniej mama migruje w formie podnoszących się w górę porcji (kropli) poprzez astenosferę. Migracja tych kropli możliwa jest po uzyskaniu wielkości krytycznej kropli. Erupcja następuje, gdy ciśnienie wewnętrzne przekroczy ciśnienie litostatyczne oraz wytrzymałość mechaniczną stropu zbiornika. Najbardziej prawdopodobne wydaje się założenie, że następuje to w momencie dostarczenia następnej porcji stopu do komory. Kolejne porcje magmy mieszają się ze sobą, co często nie pozwala na ukształtowanie się jednoznacznego charakteru chemicznego (magmy wyewoluowane są bogate w pierwiastki, które mają duże promienie jonowe (tzw. pierwiastki LILE – Large Ion Lithophile Elements) czyli potas, rubid cez, stront oraz bar. Magmy prymitywne, pierwotne, są ubogie w LILE). Typ szybkiego spreadingu reprezentują Grzbiet Wschodniopacyficzny i Ryft Galapagos (tempo ruchu około 6-7 cm/rok). Nie mają one dobrze zdefiniowanej głównej doliny ryftowej, oś zaś zaznaczona jest wzgórzami wulkanicznymi zbudowanymi z law poduszkowych, często wolnych od osadów. Na obrzeżach ryftów równiny usłane są lawą stanowiącą rodzaj jezior lawowych. Ich powstanie wiąże się z dużym udziałem ekstruzji w działalności wulkanicznej. Magmy są dość zróżnicowane geochemicznie: od prymitywnych, wysokomagnezowych, do mocno już wyewoluowanych.
– zbiornik o charakterze przemijającym o niewielkich rozmiarach wynikiem czego jest powolny spreading. Model w/w wspomnianej cebuli nie sprawdza się w tym przypadku. Zakłada się tu brak stałego zasilania (tak zwany model wg. Nisbet`a Fowlera). Magma podnosi się na wysokie poziomy dzięki propagacji szczelin przez kruchą skorupę. Pozwala to na istnienie tylko drobnych rezerwuarów na wyższych poziomach. Tak wygenerowana skorupa oceaniczna ma słabo wyrażone warstwowanie. W strefach powolnego spreadingu procesy mają charakter systemu zamkniętego. Taki układ tłumaczy zróżnicowanie bazaltów typu MORB. Powolny spreading zachodzi w Grzbiecie Środkowo- Atlantyckim (z prędkością około 1-2 cm/rok). Oś spreadingu jest dobrze wyrażona w morfologii, lawy bazaltowe wylewające się w osi głównej są dość prymitywne geochemicznie (bogate w Mg, Cr, Ni). W strefie marginalnej pojawiają się bazalty bardziej wyewoluowane, związane z erupcjami. Rozkład taki sugeruje działanie niskociśnieniowych procesów frakcjonacji w dość wysoko położonym zbiorniku magmowym, tuż pod osią ryftu.

Powstawanie magm andezytowych

Mechanizm powstania magmy andezytowej jest tak tajemniczy jak mechanizmy powstawania innych magm. Wulkanizm typu andezytowego pojawia się w łukach wysp i jest związany z procesem subdukcji czyli z miejscem gdzie płyta oceaniczna podsuwa się pod kontynentalną – w takim przypadku płyta oceaniczna ulega zniszczeniu.

Wyróżnia się dwa typy subdukcji w zależności od kąta nachylenia płyty oceanicznej.
Na rysunku pierwszym (wkrótce rysunek) przedstawiono subdukcję typu mariańskiego.
Rysunek drugi (wkrótce rysunek) przedstawia subdukcję typu chilijskiego.
Występowanie wulkanizmu w tej strefie sugeruje że topienie cząstkowe może zachodzić również w czasie ruchu w dół. Związane jest to oczywiście ze zwiększeniem się temperatury wraz ze wzrostem głębokości, co doprowadza do stopienia materiału skalnego. Zstępująca płyta oceaniczna zbudowana jest z cienkiej pokrywy osadowej (około 1km), skorupy bazaltowej lub serpentynitowej (5-10km), i warstwy górnego płaszcza (50-100km). Podczas ruchu w dół warstwa osadowa w dużej części zostaje usunięta, tak że skład materiału zbliżony jest do składu chemicznego materiału górnego płaszcza. Chemicznie skład różni się tylko większą zawartością wody. Topienie się płyty zachodzi prawdopodobnie tam gdzie jej górna powierzchnia kontaktuje się z płaszczem.

Wulkanizm andezytowy stwierdza się również obecnie w rejonach gdzie brak jest głębokoogniskowych trzęsień Ziemi (związanymi ze strefą Benioffa- patrz rysunek – wkrótce rysunek), związane jest to jednak najprawdopodobniej z miejscami gdzie lawy andezytowe powstały znacznie wcześniej. Wraz z odległością od łuku zmienia się skład wydostającej się lawy. Wcześniej sądzono że stop wytapia się na jednej głębokości, a dopiero dyferencjacja zachodząca na różnych poziomach doprowadza do zróżnicowania składu. W późniejszym okresie czasu została wysunięta teoria że źródła mogą leżeć na różnych poziomach, co jednocześnie da nam różny skład ostatecznego produktu (wkrótce rysunek) .

Powstawanie magm granitoidowych

W przeciwieństwie do magm bazaltowych, magmy granitoidowe powstają głównie z materiałów tworzących skorupę kontynentalną. Magma granitoidowa może być rezultatem dwóch procesów:

  • krystalizacji pierwotnej magmy pochodzenia płaszczowego
  • topienia cząstkowego kompleksów metamorficznych.

Jedynie część magm granitoidowych może wywodzić się ze źródła pierwszego będąc wynikiem dyferencjacji z magmy bazaltowej.
Generacja większości magm granitoidowych: od tonalitu do granitu alkaliczno-skaleniowego, jest wynikiem zróżnicowania środowisk geotektonicznych (PODZIAŁ GRANITÓW – wkrótce). Zależy też w dużej mierze od składu skorupy kontynentalnej. Głównymi wskaźnikami pochodzenia magmy granitoidowej są układy izotopowe: Sm/Nd, Rb/Sr, 18O/16O, jak również zespoły pierwiastków śladowych. W pierwszym przypadku magma o składzie granitu powstaje zarówno w wyniku frakcjonacji toleitowej pierwotnej magmy maficznej jak i na skutek topienia cząstkowego uwodnionych i zmienionych skał dna oceanicznego w kompleksie ofiolitowym. Oba procesy dają w efekcie magmę typu płaszczowego – o cechach makro-, mikrochemicznych i izotopowych wskazujących na pochodzenie z płaszcza Ziemi. Takie intruzje cechują się zwykle małą objętością, stąd nie mają dużego znaczenia w budowie skorupy ziemskiej.
W przypadku powstawania magm wskutek topienia cząstkowego magma granitowa może powstać przez stopienie szeregu pospolitych skał budujących skorupę ziemska. Topnienie to zachodzi w temperaturach i ciśnieniach charakterystycznych dla górnej facji amfibolitowej i facji granulitowej. Źródło ciepła w większości przypadków leży tak czy inaczej w płaszczu lub jest to ciepło radiogeniczne. W warunkach facji amfibolitowej istnieje możliwość obecności wody postaci tzw. fluidu wodnego. Produkty topienia w tym wypadku są zwykle słabo mobilne. Największa część mobilnych, a więc penetrujących duże obszary, granitów powstaje w wyniku topienia bez udziału dodatkowego fluidu wodnego, przy zbilansowanej ilości wody i innych składników lotnych. Sugerowane temperatury tworzenia się takich magm są zwykle powyżej 850°C. Źródłem stopu są różnorakie skały : metapelity, metaszarowaki, metaandezyty oraz amfibolity. Zawierają zwykle wystarczającą ilość wody w tworzących je minerałach, by po ich stopieniu utworzył się stop granitoidowy niedosycony wodą. Udział stopu w stosunku do restytu może osiągnąć nawet 50%. Restyt tworzą minerały o wysokiej topliwości: pirokseny, oliwiny, tlenki, granaty. W miarę jak przyrasta ilość stopu maleje procentowa zawartość H2O w stopie, gdyż skała wyjściowa miała określoną ilość wody. Takie magmy dominują w wielu środowiskach tektonicznych. Migracja dużych objętości magmy granitoidowej powoduje że protolit leżący zwykle w dolnej skorupie zostaje pozbawiony wody i tkwi jako restyt który został zubożony w LILE i pierwiastki promieniotwórcze, natomiast górna skorupa powinna ulec wzbogaceniu w LILE i pierwiastki promieniotwórcze wskutek obecności wznoszącej się magmy bogatej w te składniki. Większość granitów powstaje w wyniku procesów mieszanych i ma pewien udział składnika pochodzącego ze skorupy ziemskiej oraz składnika płaszczowego, co zwykle bardzo komplikuje badania. Badania McBirneya doprowadziły do konkluzji, że procesy osadowe są tak efektywnym czynnikiem wzbogacającym skorupę w pierwiastki litofilne, że jest niejako logiczną konsekwencją, że granity powstałe z topienia skorupy kontynentalnej są w nie wzbogacone. Jeśli spojrzeć na klasyfikację Chappela i White’a (1974 -) charakterystyki granitów typu S (PODZIAŁ GRANITÓW – wkrótce) odpowiadają materiałowi, który przeszedł cykl osadowy w toku swego długiego życia. Niestety nawet jeśli granit powstawał w strefie aktywnego brzegu kontynentu i powinien mieć on charakterystyki odpowiadające magmie płaszczowej, to wskutek zdjęcia części osadów z pogrążającej się płyty oceanicznej skład chemiczny ulegnie zmianie.

Tekst powstał w 1996 roku (modyfikacja 2004 i 2016)