niedziela, 17 stycznia 2010

Skały - podział i geneza - omówienie

Piroklastyki zbudowane są z:

składników szklistych które nazywamy witroklastami

pojedynczych kryształów o kształtach idiomorficznych nazywanych krystaloklastami

fragmentów wcześniej skonsolidowanych skał wulkanicznych nazywanych litoklastami

Fragmenty skał piroklastycznych o rozmiarach większych niż 64 mm nazywane są blokami wulkanicznymi w przypadku elementów kanciastych lub bombami wulkanicznymi jeśli ich kształty są już zaokrąglone. Najczęściej bloki powstają w podczas erupcji z już zestalonego materiału wulkanicznego, natomiast bomby wulkaniczne są produktem powstałym ze świeżej lawy której w czasie lotu zostaje nadany kształt charakteryzujący się zaokrągleniem.
Ziarna piroklastyków o rozmiarach mieszczących się w przedziale między 2 mm a 64 mm określamy jako lapille. Najczęściej uwidaczniają budowę charakteryzującą się występowaniem zakrzepłego szklistego materiału, rzadziej powstają z wcześniej skonsolidowanej lawy.
Materiał którego rozmiary nie przekraczają 2 mm nazywany jest popiołem wulkanicznym. Szczegółowy podział skał piroklastycznych przedstawiono w tabeli obok.
Wśród tej grupy skalnej często pojawia się pojęcie tefry które ciągle jednak nie jest do końca zdefiniowane. Według jednych są to nieskonsolidowane osady piroklastyczne, inni nazwę tę stosują do osadów skonsolidowanych. W przypadku pierwszym to znaczy gdy słowo tefra rozumiemy jako osad nieskonsolidowany, skałą skonsolidowaną jest tuf. Wśród tufów w zależności od składników je budujących wyróżnia się podstawowe trzy rodzaje:

czwartek, 19 listopada 2009

Powierzchnie nieciągłosci - Geologia

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 tylko 5-8 kilometrów pod dnami oceanów. Jest to strefa nieciągłości uważana za granicę między skorupą a płaszczem Ziemi, a od nazwiska jej odkrywcy (Mohorovicica) 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 Konrada. 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 gęstość odpowiada skałą granitoidowym. Nieciągłość ta przebiega tylko pod lądami.

budowa Ziemi

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 oceaniczna (dawniej zwana simą (Si Mg). Skorupa ta występuje jak sama nazwa wskazuje 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 skałą 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 w ilości nieco powyżej 1% objętości. Właściwości astenosfery jako materiału plastycznego pozwalają na poruszanie i przemieszczanie się po niej w poziomie 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 wraz z głębokością zmianom, w wyniku zmian ciśnienia i temperatury.
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 i w 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) - wchodziły by tutaj w skład płaszcza siarczki i tlenki lub krzemiany zasadowe i metaliczne żelazo. Skład jądra odpowiadałby meteorytom żelazno-niklowym - syderytom, w skład których wchodzi jak sama nazwa wskazuje metaliczne żelazo i nikiel. Wraz ze wzrostem ciśnienia dokonują się izochemiczne przekształcenia minerałów w odmiany o gęstszym upakowaniu i przez to o większej gęstości.

czwartek, 15 listopada 2007

KLASYFIKACJA SKAŁ METAMORFICZNYCH

Stosując różne kryteria metamorfizm możemy podzielić:
według chemizmu
według kierunku zmian metamorficznych
według charakteru tektonicznego
według czynnika odgrywającego
zasadniczą rolę w procesach przeobrażenia skały
według zasięgu terytorialnego

czwartek, 8 listopada 2007

Przejście do FACJI GRANULITOWEJ

Przejście do FACJI GRANULITOWEJ zaznacza się zanikiem paragenez typowych dla facji eklogitowej

(Grt + Omph +(-) Q)
na rzecz typowych dla facji granulitowej

(Cpx + Opx + Pl +(-) Q +(-) Grt).

Typowa reakcja dla metabazaltów :
Opx + Pl = Grt + Cpx + Q.

FACJA GLAUKOFANOWA

FACJA GLAUKOFANOWA (ŁUPKÓW BŁĘKITNYCH) I EKLOGITOWA Najbardziej charakterystyczny efekt przemian wysokociśnieniowych to zastępowanie Ca-amfibolu znajdowanego w typowych sekwencjach metamorfizmu typu Barrow przez Na-amfibol (glaukofan) o charakterystycznych fioletowym do błękitnego kolorze. Ta barwa nadała nazwę całej facji (F. łupków błękitnych). Przykładem jest terran Sangabawa w Japonii. Skały facji subzieleńcowej, zawierające pumpelyit przechodzą stopniowo w fację łupków błękitnych z sodowym amfibolem. Przeciwieństwem jest rejon Kalifornii, gdzie maficzne wulkanity i skały im pokrewne z dobrze zachowanymi teksturami magmowymi i reliktowymi minerałami magmowymi zawierają także zespoły mineralne typowe dla facji łupków błękitnych. Całkowita parageneza to:

Ab + Chl + Sph + Q + Stilp + Sc + Pump + Laws + Na-Amf + Arag.

Wskaźnikowy jest zestaw: Lawsonit + Glaukofan. Przejście od facji zieleńcowej do łupków błękitnych odbywa się wg. reakcji:

Act + Chl + Ab + Q = Gln + Zo (Ep) + Q + H2O

lub

Act + Chl + Ab + Q = Gln + Lws + H2O

W wyżej ciśnieniowych zespołach minerały magmowe nie przetrwają, z wyjątkiem okazjonalnego augitu. Razem wziąwszy mają one nową paragenezę:

Lws + Gln + Chl + Sph + Q + Ms + Pump + Mt + Py + Cc.

Często z postępem ciśnienia rozkłada się chloryt:

Chl + Ab = Gln + Pg + H2O

Istotne jest tu występowanie paragonitu, jako stabilnego łyszczyku - pamiętając o luce mieszalności pomiędzy paragonitem i muskowitem. Najbardziej kompletny zestaw stref wysokociśnieniowych stwierdzono na Nowej Kaledonii. Zonalna sekwencja wynikła z metamorfizmu mającego miejsce między 38 i 21 Mln lat temu. Na zachodzie, w strefie najniższych ciśnień metabazyty mają zachowane struktury magmowe, reliktowy plagioklaz i piroksen. Wtórne fazy mineralne to fengit, chloryt, albit i tytanit. Pierwsza istotna izograda to moment tworzenia się paragenezy:

pumpellyit + stilpnomelan + aktynolit.

Relikty magmowe są tu rzadsze, zachodzi reakcja wzbogacania plagioklazu w Na:

Pl + H2O = Lws + Ab

Następna izograda zaznaczona jest pojawieniem się epidotu i rekrystalizacją prowadzącą do destrukcji reliktów magmowych. Pojawia się omfacytowy piroksen (zastępujący augit), epidot i potem granat. W tej samej kolejności zanikają: pumpelyit, stilpnomelan i lawsonit. Skały strefy epidotowej to głównie łupki glaukofanowe zawierające wiele dodatkowych minerałów. W najwyższej strefie metamorficznej pojawia się hornblenda, co wskazuje na osiągniecie odpowiednio wyższych temperatur. Omfacyt i granat stają się powszechniejsze, mogą koegzystować z paragonitem, zastępującym łyszczyki potasowe w myśl ciągłej reakcji:

Ab + Ep + Glauk => Omph + Pg + Hbl + H2O

Ta reakcja jest jednocześnie wskaźnikiem przejścia do wyższej facji metamorfizmu, do FACJI EKLOGITOWEJ. Facja ta charakteryzowana jest przez omfacyt i granat, przy braku plagioklazów. Górny zakres facji łupków błękitnych wyznacza reakcja opracowana przez Ridley (1984):

Zo + Gln = Grt + Omph + Pg + Q + H2O

Granat jest zwykle Mg-Ca (pirop-grossular). Charakterystyczny jest zupełny zanik plagioklazu (składniki wchodzą do faz maficznych). Pospolicie towarzyszą im dysten, kwarc i rutyl. Ten ostatni tworzy się kosztem ilmenitu. Mogą być stabilne: glaukofan, chlorytoid, paragonit i Ca-amfibol, lecz ich pola stabilności ograniczone są przez skład chemiczny skały. Ponieważ facja łupków błękitnych w górnym zakresie ma dość szerokie pole stabilności termicznej, może ona być rozdzielona na:
A. wyżej temperaturową o typowej reakcji:

Laws + Ab = Zo + Par + Q + H2O

B. wyżejciśnieniową o typowej reakcji:

Laws + Jad = Zo + Par + H2O.

Efektem mogą być pseudomorfozy Zo + Par po lawsonicie.

FACJA ZIELEŃCOWA

FACJA ZIELEŃCOWA w przypadku skał obojętnych charakteryzuje się zespołem mineralnym

Ab + Chl + Act + Ep.

Zastosowane skróty nazw minerałów są przyjętymi i ujednoliconymi skrótami na całym świecie.
Typowe zespoły mineralne zostały opisane z Wyżyn Szkocji, gdzie pracowali dwaj geolodzy: Barrow i Tilley. Później zespoły metabazytów współwystępujące z metapelitami w podobnych okolicznościach geologicznych nazwane zostały METAMORFIZMEM TYPU BARROW. Obserwacje wskazują na następstwo stref mineralnych:
1.STREFA CHLORYTOWO-BIOTYTOWA: pierwotne zespoły minerałów magmowych są czasem zachowane; częściej zachowują się struktury (np. ofitowa, gdzie plagioklaz został zastąpiony albitem). Główne minerały to: chloryt , epidot, albit, jansnozielony aktynolit, kwarc, często kalcyt i biotyt. Sporadycznie stilpnomelan.
2.STREFA GRANATOWA: granat pojawia się w metabazytach przy niższych stopniach zmian niż w metapelitach. W miarę jego pojawiania się zanika kalcyt i chloryt, aktynolit jest zastępowany niebiesko-zieloną hornblendą i plagioklazem bogatszym w Ca.
3.STREFA STAUROLITOWA I DYSTENOWA: zanika chloryt i biotyt, często kalcyt, dominuje zielona hornblenda i plagioklaz. Epidot jest rzadki.
4.STREFA SYLLIMANITOWA: zielona i zielono-brunatna hornblenda i pośredni chemicznie plagioklaz dominują, epidot zanika.


Ogółem w metamorfitach typu Barrow obserwuje się:

* spadek zawartości aktynolitu, stilpnomelanu, chlorytu, epidotu i albitu;
* wzrost zawartości hornblendy, granatu i Ca-plagioklazu.

Typowe reakcje mineralne:

Chl + Cc => Ep + Act + [CO2 + H2O]fluid

3Chl + 12 Al-Ep + 4 SiO2 => 10 Tsch-Hbl + 4 An + [H2O]fluid

Ab + Act => Ed-Hbl + 4 Q

Cechy charakterystyczne przejścia od facji zieleńcowej do amfibolitowo-zieleńcowej (aktynolitowej) to:

* Zmiana składu plagioklazów - plagioklazy od Ab do oligoklazu mają składy leżące w tzw. luce perysterytowej (luka mieszalności). Uniemożliwia to płynną zmianę składu. Obserwuje się skok od An3 do An18. Takie wzbogacenie w Ca powoduje dehydratację epidotu (zoizytu) i utworzenie wolnej i reaktywnej cząstki anortytowej:

Zo + Q = An + H2O.

Zazwyczaj by zbilansować reakcję w naturze biorą w niej udział inne fazy mineralne:

Zo + Chl + Q = Act + An + H2O lub Zo + Chl + Q = Tsch + An + H2O

* Amfibol zmienia skłąd od aktynolitu do hornblendy. Zachodzą tu 4 typy podstawień:
Fe-Mg; Edenitowe:NaAl = o Si (o = wakans); Tschermaka: MgSi = AlIVAlVI(lub FeSi = AlIVAlVI i Pargasytowe: NaAlVIAlIV2 = o MgSi2. Luka mieszalności między aktynolitem i hornblendą (mimo, iż te minerały często współwystępują ze sobą) nie jest kontrolowana kinetyką reakcji a składem chemicznym całej skały.
* Chloryt wzbogaca się w Mg i zanika.
* Epidot powoli zanika w wyniku produkcji coraz bardziej wapniowego plagioklazu.