Związek trzęsień ziemi z tektoniką płyt

Trzęsienia ziemi związane z granicami konwergentnymi

Najliczniejsze i najsilniejsze trzęsienia ziemi występują na granicach konwergentnych (zob.  Typy granic konwergentnych  ), związanych z subdukcją [1], [2].

Występuje tu interakcja dwóch płyt litosfery (zob.  Architektura strefy subdukcji  ). Dolna płyta zanurza się pod płytą górną ( Rys. 1  ). Naprężenia wywołujące trzęsienia ziemi mogą występować na płaszczyźnie poślizgu pomiędzy płytami, jak również wewnątrz płyty dolnej i górnej. Płaszczyzna poślizgu ma geometryczny charakter uskoku odwróconego i jest przedstawiana w postaci graficznego symbolu, tzw. "piłki plażowej" dla takiego uskoku [3], [4]. Naprężenia zginające i rozciągające mogą powodować pęknięcia wewnątrz płyty dolnej i górnej. Pęknięcia te mogą mieć charakter zarówno uskoków normalnych jak i odwróconych. Trzęsienia ziemi związane z subdukcją wyznaczają strefę Benioffa [5].

Trzęsienia ziemi o magnitudzie ponad 8 mogą występować w strefach kolizji płyt kontynentalnych, na przykład w Himalajach. Himalaje powstały w wyniku kolizji płyty indyjskiej i płyty eurazjatyckiej [6], [7]. Poszczególne jednostki tektoniczne nasuwają się na siebie, jak również na płytę indyjską (zob.  Orogeny kolizyjne  ). Naprężenia mogące skutkować trzęsieniami ziemi powstają na płaszczyznach nasunięć ( Rys. 2 ).

Trzęsienia ziemi związane z granicami dywergentnymi

Granice dywergentne, czyli rozbieżne to te, na których płyty litosfery oddalają się od siebie. Powszechnie występują na grzbietach śródoceanicznych (zob.  Architektura i procesy strefy rozrostu oceanicznego  ). Centralną częścią takiego grzbietu jest dolina ryftowa. Trzęsienia ziemi są tu zlokalizowane na powierzchniach normalnych uskoków ( Rys. 3  ).

Normalne uskoki i doliny ryftowe w obrębie litosfery kontynentalnej są również miejscem trzęsień ziemi o względnie płytkim hipocentrum (zob.  Trzęsienia ziemi - definicje podstawowe  ).

Trzęsienia ziemi na powierzchniach normalnych uskoków w ryfcie kontynentalnym (zob.  Geneza ryftu  ) są przedstawione na  Rys. 4  .

Trzęsienia ziemi związane z granicami transformacyjnymi

Trzęsienia ziemi o płytkim ognisku występują wzdłuż granicy transformującej ( Rys. 5  ), (zob.  Granice transformujące  ), gdzie dwie płyty przesuwają się względem siebie [8], [9], [10]. Naprężenia są spowodowane siłą oporu tarcia. Gdy siła ta jest przezwyciężona, płyty raptownie się poruszają [11], [12], [3], [4]. Towarzyszą temu często silne wstrząsy, jak na przykład trzęsienie ziemi o magnitudzie 7,9 w San Francisco w 1906 roku.


Rozmieszczenie trzęsień ziemi

Ogniska trzęsień ziemi występują na różnych głębokościach. Rozlokowane są pomiędzy powierzchnią Ziemi, a głębokością około 700 km. W zależności od głębokości dzielimy trzęsienia ziemi na:

Rozmieszczenie trzęsień ziemi pokrywa się z obszarami aktywności tektonicznej Ziemi. Na granicach konwergentnych zarejestrowano około 90 \( \% \) wszystkich trzęsień ziemi, w tym wszystkie trzęsienia (zob. Trzęsienia ziemi - definicje podstawowe ) o magnitudzie ponad 9 zanotowane w XX i XXI wieku ( Rys. 1 ). Większość tych trzęsień ziemi  rozmieszczonych jest wokół Pacyfiku, w strefie zwanej pacyficznym pierścieniem ognia (zob. Związek trzęsień ziemi z tektoniką płyt ), [5].

Rys. 2 przedstawia najsilniejsze trzęsienia ziemi w latach 2019-2021.

Na podstawie tego typu map sporządzono mapę obszarów zagrożenia sejsmicznego ( Rys. 3 ). Zagrożenie sejsmiczne (używa się również określenia hazard sejsmiczny) jest to prawdopodobieństwo wystąpienia na rozpatrywanym obszarze trzęsień ziemi o magnitudzie, która spowoduje szkodliwe skutki, takie jak ofiary w ludziach, zniszczenia budynków i infrastruktury. Przedział czasowy takiego zagrożenia jest dłuższy, niż w przypadku przewidywania zagrożenia krótkoterminowego (predykcji, zob. Przewidywanie i zapobieganie trzęsieniom ziemi ), a więc liczony w latach. Mapy zagrożenia są używane do odpowiedniego planowania przestrzennego, ustalania norm i przepisów budowlanych, a także  stawek ubezpieczeniowych.

Na Rys. 3 obszary o wysokim stopniu zagrożenia oznaczono intensywnym kolorem czerwonym, zaś obszary niezagrożone kolorem bladoróżowym przechodzącym w biały. Pomiędzy tymi obszarami znajdują się tereny pośrednie, oznaczone różnymi odcieniami czerwieni. Odpowiada to podziałowi na:

Grzbiety śródoceaniczne obfitują w trzęsienia ziemi (zob. Związek trzęsień ziemi z tektoniką płyt ), ale ich skutki dla ludzi są mniejsze. Większa część oceanów jest sejsmicznie spokojna [6].


Skutki trzęsień ziemi

Bezpośrednie skutki trzęsień ziemi ( Rys. 1 ) dotykające ludzi to [1], [2], [3], [4]:

Trzęsienia ziemi również powodują zmiany geomorfologiczne i zmiany w zbiornikach wodnych; zmiany te obejmują:


Przewidywanie i zapobieganie trzęsieniom ziemi

Sejsmolodzy od lat usiłują wypracować metody pozwalające na przewidywanie:

Takie przewidywanie [1], [2], [3], [4] nazywane jest krótkoterminowym albo predykcją [5]. Przykładowe przewidywanie krótkoterminowe to stwierdzenie, że za trzy dni w Krakowie nastąpi trzęsienie ziemi o magnitudzie 7 (zob. Trzęsienia ziemi - definicje podstawowe ). Możliwa jest wtedy ewakuacja ludności z zagrożonego obszaru. Dotychczas podawany jest jeden przykład pomyślnego przewidywania krótkoterminowego, które dotyczyło trzęsienia ziemi w Haicheng w Chinach z 1975 roku. Wówczas na dzień przed trzęsieniem ziemi o magnitudzie 7,3 wydano ostrzeżenie i zorganizowano ewakuację. Obserwacje zmiany wysokości terenu i poziomu wód gruntowych, powszechne doniesienia o osobliwych zachowaniach zwierząt i wiele wstrząsów poprzedzających doprowadziły do tych decyzji. Wspomniane zjawiska i wydarzenia nazywamy prekursorami. Niestety większość trzęsień ziemi nie ma tak oczywistych prekursorów. Pomimo chińskiego sukcesu w 1975 roku, nie było ostrzeżenia o trzęsieniu ziemi o sile 7,6 w Tangshan w 1976 roku, które spowodowało około 250 000 ofiar śmiertelnych. Do prekursorów należą:

Luka sejsmiczna to aktywna część uskoku (zob. Geneza trzęsień ziemi ), w której nie było w dłuższym okresie czasu  trzęsień ziemi [5]. Może to być uskok zakleszczony, w którym narastają naprężenia. Trzęsienie ziemi Loma Prieta w Kalifornii w 1989 roku jest przykładem wydarzenia związanego z luką sejsmiczną. Zmiana poziomu wody wiąże się z powstaniem szczelin, do których woda ucieka. W wodach podziemnych dokonuje się pomiaru emisji radonu ( Rys. 1A), [6]. Do badań geofizycznych związanych z prekursorami należą badania pomiary metodami elektromagnetycznymi i elektrycznymi [7], pomiary zmian prędkości fal sejsmicznych [8] i pomiary grawimetryczne [9]. System ATROPATENA ( Rys. 1B), przeznaczony do monitorowania zmian grawitacji, został w ostatnich latach zainstalowany w szeregu krajów dotkniętych trzęsieniami ziemi, zwłaszcza w Azji.

Jak dotąd prekursory nie okazały się wystarczająco użyteczne dla predykcji trzęsień ziemi. Na dzisiejszym etapie wiedzy nie jest możliwe dokładne krótkoterminowe ich przewidywanie [5]. Przewidywanie długoterminowe natomiast mówi nam o tym, czy na danym obszarze trzęsienie ziemi pojawi się okresie dłuższym, kilku, a nawet kilkudziesięciu lat. Opiera się ono na analizie poprzednich wydarzeń sejsmicznych w badanym rejonie, jak również na analizie budowy geologicznej w szczególności bliskości do granic płyt. Jeżeli dany obszar zostaje uznany za sejsmiczny podejmuje się odpowiednie środki zaradcze, w szczególności odpowiednie budownictwo.  Niewłaściwe budownictwo powoduje znacznie większe straty w ludziach, jak to miało miejsce w przypadku trzęsienia ziemi w Armenii w 1888 roku [10], czy też Skopje w 1963 roku [11]. Budynki odporne na trzęsienia konstruowane są z betonu uzbrojonego stalowymi prętami, co nadaje im odpowiednią elastyczność. Ważne jest odpowiednie posadowienie amortyzujące wstrząsy [12]. System ostrzegania o trzęsieniu ziemi (lub system wczesnego ostrzegania) to zespół akcelerometrów, sejsmometrów,  środków, komunikacji, komputerów i alarmów, który został opracowany w celu powiadamiania sąsiednich regionów o silnym trzęsieniu ziemi w trakcie jego trwania. To nie to samo, co przewidywanie trzęsień ziemi, które obecnie nie jest w stanie wygenerować decydujących ostrzeżeń o zdarzeniach. Szczególnie ważnym jest odpowiednie informowanie o nadchodzącej fali tsunami ( Rys. 2 ).

Na Pacyfiku został wdrożony odpowiedni system ostrzegania o tsunami zwany DART (ang. Deep-ocean Assessment and Reporting of Tsunamis) ( Rys. 3 ), w skład którego wchodzą boje, czujniki na dnie oceanu (tsunamometry), satelity odbierające dane i ośrodek na Hawajach analizujący dane i ostrzegający rejony zagrożone [13]. System ten umożliwia ostrzeganie rejonów zagrożonych niejednokrotnie na godziny przed nadejściem fali. Niestety zabrakło go w czasie trzęsienia ziemi w Indonezji w 2004 roku.


Trzęsienia ziemi w zapisie geologicznym

Badanie zjawisk związanych z trzęsieniami ziemi w przeszłości jest ważne z punktu widzenia przewidywania przyszłych trzęsień w prognozach długoterminowych (zob. Przewidywanie i zapobieganie trzęsieniom ziemi ). Badania te zajmują się:

Z praktycznego punktu widzenia związanego z prognozowaniem najważniejsze jest badanie zjawisk w nieodległej  przeszłości, a więc w holocenie, a w szczególności w przeszłości historycznej. Wielkie trzęsienia ziemi, takie jak San Francisco w 1906 roku, czy u wybrzeży Kanady (Great Banks) w 1929 roku, pozostawiły po sobie wyraźny ślad w morfologii, tektonice, a także w osadach. Ślad ten jest wynikiem samych wstrząsów, jak również zjawisk towarzyszących, takich jak tsunami. Trzęsienie ziemi w San Francisco było spowodowane aktywnością wielkiego uskoku San Andreas (zob. Geneza trzęsień ziemi ). W wyniku tej aktywności nastąpiło przemieszczenie poziome wzdłuż uskoku, zaobserwowane między innymi w przesunięciu płotów zlokalizowanych w poprzek uskoku. Przesunięcia poziome starsze, z okresu kiedy nie było jeszcze konstrukcji zbudowanych przez ludzi, odnotowywane są w zmianach cieków wodnych. W przypadku strumienia Wallace'a Creeka ( Rys. 1 ) rozcięte aluwia strumienia zostały wydatowane metodą radiowęglową na około 3700 lat. Metoda ta jest dość dokładna dla holocenu, okresu obejmującego ostatnie 12000 lat. 3700 lat temu nastąpiło uaktywnienie uskoku San Andreas. Od tego czasu strumień Wallace Creek został przesunięty około 130 m. Przesunięcie to jest wynikiem szeregu trzęsień ziemi, między innymi w roku 1857 i 1906 [1], [2].

Uskok San Andreas jest uskokiem prawoskrętnym (zob. Granice transformujące ) to znaczy, że płyta pacyficzna przesuwa się na północny zachód, a płyta północnoamerykańska na południowy wschód. Podobne przesunięcia odnotowano między innymi wzdłuż uskoku anatolijskiego w Turcji, czy uskoku Kunlun w Tybecie [3].

W 1929 roku wielkie trzęsieni ziemi u wybrzeży Kanady, na południe od Nowej Fundlandii, o magnitudzie około 7,2 (zob. Trzęsienia ziemi - definicje podstawowe ) spowodowało przemieszczenie ponad 100  \( km^3 \) osadów. Osuwiska podmorskie i prądy zawiesinowe (turbidyty) przemieściły osady na odległość do 25 km od wybrzeży Atlantyku, uszkadzając położone na dnie oceanu kable telekomunikacyjne [4]. Przemieszczenie osadów było prawdopodobnie spowodowane przez zjawisko wtórne, jakim było tsunami (zob. Skutki trzęsień ziemi ). Fala tsunami ma znaczącą  siłę nośną i może  redeponować  materiał pochodzący z erozji na stoku kontynentalnym i na dnie głębokiego basenu ( Rys. 2 ). Można wyróżnić następujące etapy charakteryzujące działalność tej fali [5], [6]:

Osuwiska podmorskie i tsunami towarzyszyły również wielkiemu trzęsieniu ziemi na Alasce w 1964 roku [7]. Badania trzęsień ziemi w regionie Cascadia między południową Kolumbią Brytyjską, a północną Kalifornią, stwierdziły częstotliwość wielkich trzęsień co 300 do 500 lat. 19 lub 20 gigantycznych trzęsień ziemi o sile 9 miało miejsce w ciągu ostatnich 10 000 lat [8]. Wydarzenia te związane były z aktywnością strefy subdukcji, w której płyta Juan de Fuca zanurza się pod płytę północnoamerykańską. Aktywność tej strefy dokumentują podmorskie osuwiska i turbidyty. Osuwiska mogły być wywołane bezpośrednio przez trzęsienia ziemi ( Rys. 3 ), zaś turbidyty przez fale tsunami.

Zgodnie z zasadą aktualizmu geologicznego, porównanie zapisu tych wydarzeń z zapisem wydarzeń w przeszłości geologicznej może prowadzić do wniosku, że większość utworów w kopalnych strefach konwergentnych jest związanych z trzęsieniami ziemi. W Karpatach Zewnętrznych przykładem utworów związanych z trzęsieniami ziemi są olistostromy ( Rys. 4 ), [9], [10], zaś utworów związanych z  falami tsunami - sekwencje turbidytowe we fliszu karpackim.

Zjawiskami związanymi z trzęsieniami ziemi w przeszłości zajmuje się paleosejsmologia, gałąź nauk o Ziemi [11], [12]. Wprowadzone zostały terminy sejsmity (utwory związane bezpośrednio z trzęsieniami ziemi) i tsunamity (utwory związane z falami tsunami) [13], [14], [15]. Osady związane z trzęsieniami ziemi w pasmach orogenicznych są pospolite. Zwrócono jednak uwagę [5], [6], że terminów sejsmity i tsunamity nie powinno się stosować dla utworów głębokomorskich, gdyż istnieją już inne ugruntowane nazwy takie jak turbidyty, debryty, czy olistostromy. Ogranicza to ich stosowanie dla utworów płytkomorskich i lądowych, a te są stosunkowo rzadkie [15]. W przypadku sejsmitów ogranicza się to do pierwotnie upłynnionych nieskonsolidowanych osadów drobnoziarnistych, które zostały następnie lityfikowane ( Rys. 5 ).

Definicja 1: Turbidyty

są osadami powstającymi w wyniku wytrącania składników okruchowych z zawiesiny. Zawiesina powstaje przez zmieszanie składników okruchowych z wodą morską w wyniku zaburzeń, powodowanych między innymi przez trzęsienia ziemi. Przemieszcza się z brzegu basenu w kierunku jego głębszych części pod wpływem grawitacji. To przemieszczanie nazywa się prądem zawiesinowym. Stosowany jest również termin spływ kohezyjny, gdy składniki okruchowe utrzymują się w wodzie w wyniku kohezji, czyli oddziaływania sił międzycząsteczkowych.


Rodzaje magmy

\({650}{^o}\) C –    \({1250}{^o}\) C), ruchliwa materia złożona z fazy ciekłej, stałej i gazowej występujących w różnych proporcjach. Głównymi składnikami magmy są pierwiastki:\(Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, Mn, K\) występujące w związkach chemicznych ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1)  ). Fazę stałą tworzą kryształy krzemianów, glinokrzemianów i tlenków, które wykrystalizowały w wysokich temperaturach.

Ze względu na genezę wyróżniamy dwa rodzaje magmy:

Magmy pierwotne pochodzą z obszaru źródłowego zlokalizowanego w zewnętrznej części płaszcza Ziemi lub głębokich strefach skorupy ziemskiej.

Magmy wtórne powstają w skorupie ziemskiej w wyniku dyferencjacji magmy pierwotnej. Magmy wtórne są z reguły kwaśne (granitoidowe), ponieważ są wzbogacone w krzemionkę i alkalia kosztem \(Ca, Mg, Fe\)[1], [2], [3].

Powstanie magm wymaga wysokiej temperatury (od

\({650}{^o}\) C do    \({1000}{^o}\) C). Wysokość temperatury skorelowana jest z głębokością (stopień geotermiczny)(zob.  Ciepło Ziemi  ), bliskością pióropuszy płaszcza (zob.  Pióropusze płaszcza i plamy gorąca  ), czy wcześniej powstałych ognisk magmowych. Wiele czynników wpływa na temperaturę topienia skał, czyli powstania magmy: ciśnienie (jeśli wzrasta, to rośnie także temperatura topnienia), zawartość gazów, a zwłaszcza pary wodnej, która pod ciśnieniem obniża topienie minerałów.

Powstanie magm zasadowych (ubogich w krzemionkę), zwanych gabrowymi lub płaszczowymi ( Rys. 1  ), wiąże się z częściowym wytapianiem skał ultramaficznych górnego płaszcza. Obszary wytapiania płaszczowego występują pod granicami dywergentnymi płyt oraz pod plamami gorąca.

Magmy obojętne, zwane diorytowymi, generowane są przez częściowe wytapianie się skał subdukowanej skorupy oceanicznej, która ulega pogrążaniu w strefy płaszczowe Ziemi ( Rys. 1  ). Główną masę skał macierzystych stanowią skały cokołu skorupy oceanicznej, czyli skały zasadowe i obojętne, które nadłożone są z reguły cienką, bogatą w krzemionkę serią osadową. Magmy obojętne mogą też powstawać w wyniku dyferencjacji magm zasadowych.

Magmy kwaśne (bogate w krzemionkę), zwane granitoidowymi, pochodzą z częściowego topienia skał bogatych w krzemionkę, jakie są składnikiem skorupy kontynentalnej ( Rys. 1  ). Proces ten odbywa się w częściach korzeniowych skorupy kontynentalnej, zwłaszcza grubych bloków kontynentalnych, które znajdują się w warunkach podwyższonych temperatur. Część magm kwaśnych powstaje również w procesie dyferencjacji magm obojętnych przez wzbogacanie stopu w krzemionkę.

Powstały w ognisku magmowym stop glinokrzemianowy migruje ku górze i gromadzi się lokalnie, w miejscach nazywanych komorami magmowymi. Komory magmowe mają różne rozmiary i występują na głębokościach do 250 km. W komorze magmowej dochodzi do całkowitej lub częściowej krystalizacji stopu. Niewykrystalizowana magma podlega przemieszczaniu, tzw. intrudowaniu, w obręb skalnej powłoki litosferycznej (zob.  Intruzje magmowe  ). Intrudowanie związane jest z iniekcyjnym ruchem wznoszącym ku strefom o niższym ciśnieniu, czyli ku powierzchni Ziemi. Część magm osiąga powierzchnię Ziemi i ulega transformacji w lawę (zob.  Lawa  ), cześć zastyga w obrębie przypowierzchniowych struktur ziemskich, dając                                                                                magmowe ciała intruzywne [2], [4].

Definicja 1: Plutonizm

 to zespół procesów zachodzących w głębi skorupy ziemskiej i w górnym
płaszczu Ziemi, prowadzących do powstania magm i skał magmowych głębinowych.


Dyferencjacja magmy

Dyferencjacja przebiega wieloetapowo i jest bardzo skomplikowana. Najważniejsze procesy dyferencjacji to:

Krystalizacja frakcyjna polega na kolejnym wydzielaniu się kryształów ze stopu magmowego wskutek zmian temperatury i ciśnienia. W efekcie zmienia się skład stopu, a kryształy (w zależności od gęstości) opadają na dno zbiornika magmowego (większa gęstość) tworząc warstwy ( Rys. 1  ). Kolejne krystalizujące minerały zdeponowane na dnie zbiornika magmowego będą izolować wcześniej wykrystalizowane minerały od kontaktu i reakcji z magmą [1], [2], [3].

Asymilacja polega na topieniu przez magmę skał otaczających zbiornik magmowy lub na reakcjach wymiennych między magmą, a skałami otaczającymi. W każdym z tych przypadków magma zmienia skład tym wyraźniej, im wyraźniejsza jest różnica w składzie chemicznym magmy i skał. Niekiedy oderwane                                                                                fragmenty skał nie ulegają stopieniu i pozostają w zakrzepłej magmie w postaci tzw. ksenolitów( Rys. 2  ), [2], [4], [5].

Badacze zajmujący się problematyką dyferencjacji magmy przypisują pewne znaczenie jeszcze innym procesom: mieszaniu się magm o różnym składzie chemicznym i likwacji.

Mieszanie się magm o różnym składzie chemicznym, które może prowadzić do powstania skał o pośrednim składzie między skrajnymi członami. Mieszanie się magm może być wzmocnione przez konwekcję składników lotnych. Magma zasobna w składniki lotne przemieszcza się ku górze zbiornika, unosząc np. lżejsze i później krystalizujące związki krzemianowe [2], [4], [5], [3].

Likwacja, czyli proces odwrotny, polegający na rozdzieleniu się magmy na dwa nie mieszające się stopy w warunkach spadku temperatury, np. oddzielenie stopu siarczkowego od bazaltowego. Magmy alkaliczne, bogate w \(CO_2\), mogą rozdzielać się na jedną bogatą w węglany, a drugą w krzemionkę i alkalia [2], [6], [7].

Definicja 1: Dyferencjacja magmy

 to zespół procesów prowadzących do różnicowania jej składu i
tworzenia magm pochodnych.


Krystalizacja magmy

Obniżenie temperatury i ciśnienia magmy powoduje wydzielanie się (krystalizację) minerałów ze stopu. Istotne znaczenia dla krzepnięcia magmy ma skład chemiczny stopu, gdyż wydzielanie się składników jasnych, które są zasobne w krzemionkę przebiega w niższych temperaturach, a składników z niedoborem krzemionki w temperaturach wyższych. Magma składa się ze składników o różnych punktach krzepnięcia i proces ten przebiega w określonym zakresie temperatur, który nazywany jest interwałem krzepnięcia. W procesie krzepnięcia dochodzi do krystalizacji minerałów, które przy ochładzaniu stopu wydzielają się w określonym porządku. Kolejność krystalizacji może być określona na podstawie stopnia automorfizmu składników skały (zob.  Rys.   ), gdyż tylko kryształy powstałe swobodnie wykształcają formy prawidłowe.

Przebieg krzepnięcia jest skomplikowany i jego zrozumienie ułatwiają układy modelowe jedno- i wielkoskładnikowe skondensowane lub z fazą gazową [1].

Proces krystalizacji zależy od pozycji fazy stałej. Jeśli krystalizacja przebiega przy współdziałaniu dyferencjacji frakcyjnej (zob.  Dyferencjacja magmy  ) i faza mineralna zostaje odprowadzona ze stopu nazywany jest krystalizacją frakcyjną. Natomiast, gdy wykrystalizowana faza stała pozostaje w magmie i dochodzi do reakcji pomiędzy wykrystalizowanymi minerałami a stopem określana jest krystalizacją równowagową. Zachodzące reakcje wywołane są dążeniem do uzyskania równowagi chemicznej pomiędzy stopem a faza stałą. Równowaga ta zostaje zachwiana podczas krystalizacji, gdy określone związki chemiczne ze stopu przechodzą do kryształów minerałów. Stop wysycony w związku w stosunku do danego minerału wchodzi z nim w reakcje, co powoduje przebudowę struktur kryształów. Efektem reakcji magmy z kryształami jest wytworzenie nowego minerału, a kolejność powstawania nowych minerałów przebiega w ściśle określonym porządku i nazywana jest szeregiem reakcyjnym [2], [3], [1].

W trakcie krystalizacji magmy zachodzą reakcje między już wykrystalizowanymi kryształami minerałów a stopem magmowym. Krystalizujące minerały tworzą szeregi reakcyjne, w których każdy następny minerał może powstać z poprzedniego wskutek reakcji ze stopem. Formowane są wówczas kryształy mieszane lub jedne minerały narastają na drugich albo tworzą się całkowicie odmienne minerały.

Dla magmy gabrowej szeregi reakcyjne (nazywane szeregami reakcyjnymi Bowena) mają następującą postać ( Rys. 1  ), [3], [4]:

Szereg łączący minerały żelazo-magnezowe (oliwiny, pirokseny, amfibole, biotyt) określany jest mianem nieciągłego szeregu reakcyjnego. Każdy kolejny minerał ma strukturę całkowicie odmienną i w trakcie reakcji ze stopem magmowym jest ona przebudowana. Drugi szereg zawiera plagioklazy, w sukcesji od                                                                                wapniowych do sodowych, i nazywany jest ciągłym szeregiem reakcyjnym. Plagioklazy są minerałami izomorficznymi i przebudowa odmian bardziej wapniowych w bardziej sodowe nie wymaga przekształcenia struktury sieci.

W ostatnim etapie, po utworzeniu mieszaniny plagioklazów i minerałów barwnych (seria femiczna), tworzy się skaleń potasowy, muskowit oraz na samym końcu kwarc, jako wynik konsumpcji ostatniej części krzemionki [5], [4], [6].


Stadia krystalizacji magmy

Krzepnięcie magm w litosferze odbywa się pod ciśnieniem. Ciśnienie to jest rezultatem warunków zewnętrznych i jest wywoływane:

Wzrost ciśnienia oraz obecność fazy gazowej powoduje obniżenie temperatury krystalizacji magmy, dlatego magmy krzepną w niższych temperaturach niż lawy w warunkach powierzchniowych Ziemi [1], [2].

Magmą wyjściową jest magma gabrowa lub perydotytowa. W wyniku spadku ciśnienia i temperatury magma ulega dyferencjacji, zmienia swój skład i przechodzi kolejno w magmę diorytową, granodiorytową i wreszcie granitową. Dzieje się tak dlatego, że minerały krystalizują zgodnie z porządkiem opisanym szeregami reakcyjnymi Bowena.

W przebiegu krystalizacji magmy wyróżniamy 3 stadia [3]:


Intruzje magmowe

Zastygająca w głębi Ziemi magma tworzy różnego kształtu i wielkości ciała skał magmowych wśród innych skał.

Intruzje zgodne oraz niezgodne są powszechnymi komponentami skorupy ziemskiej. Ich rozmiary są bardzo zróżnicowane. W stosunku do niewielkich wydłużonych form używana jest ogólna nazwa żyły, a rozległe ciała magmowe określane są zbiorczo plutonami. Intruzje niezgodne mogą tworzyć drobne, zupełnie podrzędne formy, ale i bardzo duże ciała skalne, których średnica liczona jest w dziesiątkach kilometrów.

Oba typy intruzji spotykane są na różnych głębokościach. Generalnie rozkład intruzji nie jest równomierny i w ich rozmieszczeniu obserwowana jest pewna zależność. Intruzje niezgodne dominują w głębszych partiach skorupy ziemskiej, natomiast intruzje zgodne są częstsze na głębokościach do 5 km. Jako ścieżki migracji stopu w przypowierzchniowych strefach skorupy wykorzystywane są głównie powierzchnie strukturalne [3], [5], [6].

Definicja 1: System magmowy

 czyli powiązany ze sobą kompleks obejmujący wszelkie miejsca, w
których znajduje się stop glinokrzemianowy, we wnętrzu i na powierzchni Ziemi. Obejmuje on strefę ogniska
magmowego, komory magmowe oraz inne zbiorniki, w których następuje gromadzenie magm, odchodzące
od nich korytarze, w które jest wtłaczany stop lub którymi odbywa się jego migracja oraz struktury
lawowe, które formują się na powierzchni Ziemi.

Definicja 2: Intruzje magmowe

  to ciała skalne powstałe z magmy zastygłej w skorupie ziemskiej lub
proces iniekcji magm w struktury skorupy ziemskiej [1], [2], [3], [4], [5], [6].
W zależności od kształtu intruzji i ich stosunku do skał otaczających wyróżniamy ( Rys. 1  ), [7], [1], [4], [6]:

intruzje zgodne to takie, których ściany są zgodne z powierzchniami strukturalnymi skał
otaczających: uławiceniem, warstwowaniem, płaszczyznami tektonicznymi i płaszczyznami
niezgodności,

intruzje niezgodne, gdy ich ściany przecinają powierzchnie strukturalne.


Rodzaje intruzji zgodnych


Rodzaje intruzji niezgodnych

Spotykane są także pewne specyficzne odmiany dajek: – dajki pierścieniowe tworzące kilka współśrodkowych pierścieni. Często każdy pierścień buduje inna skała magmowa. Zwykle występują w zespołach, tworząc zespół koncentrycznych żył okalających pnie magmowe. – dajki stożkowe ułożone są współśrodkowo i zapadają stromo ku centrum, do jednego wierzchołka. Powstają w efekcie wniknięcia magmy w system tektonicznych szczelin powstałych pod wpływem ciśnienia intrudującej magmy.

Duże batolity mogą mieć bardzo skomplikowaną genezę, w której znaczącą rolę odgrywa metasomatoza (zob. Metasomatoza ), czyli przeobrażenie skał otaczających roztworami i gazami pochodzącymi z ognisk magmowych aktywnych przez długi czas. Granice batolitów są nieostre, skały magmowe gradacyjnie przechodzą w sekwencję skał  metamorficznych i skał osłony.


Wulkanizm - wprowadzenie

Wulkanizm jest jednym z najbardziej rozpoznawalnych procesów geologicznych. Erupcje wulkaniczne w wielu miejscach kształtują rzeźbę Ziemi ( Rys. 1 ) i dostarczają wielu informacji o budowie jej wnętrza. Setki czynnych oraz tysiące drzemiących i nieaktywnych wulkanów działają na wyobraźnię ludzi; są one jednymi z ważniejszych obiektów turystycznych [1]. Ich egzotykę i piękno ilustrują liczne zdjęcia i filmy.

Ze względu na powierzchnię i geometrię miejsca erupcji wyróżniane są ( Rys. 2 ):

Aktualnie zdecydowanie dominują erupcje centralne  ( Rys. 3 ). Produkty gromadzą się wokół miejsca erupcji w formie stożkowatego wzniesienia zwanego wulkanem [2], [3], [4], [5].

Erupcje linijne ( Rys. 4 ) na lądach są obecnie dość rzadkie, ale w przeszłości występowały często [2], [3], [4]. Współcześnie tego typu wylewy znane są tylko z Islandii. W ubiegłych epokach geologicznych powstawały w ten sposób rozległe pokrywy bazaltowe, zwane trapami, które znane są z USA  (500  \( tys. km^2 \) i 1 km grubości), Dekanu (300  \( tys. km^2 \) i do 3 km grubości), z Syberii, Afryki czy Grenlandii.

Obecnie erupcje linijne są dominującym typem w środowiskach podwodnych. Wylewy szczelinowe mają miejsce w strefach neowulkanicznych dolin ryftowych, w strefach rozrostu skorupy oceanicznej ( Rys. 5 ). W erupcjach linijnych dochodzi do efuzji niskiej lepkości, ruchliwych law bazaltowych. Wylew linijny to prawie zawsze akt jednorazowy. Po akcie efuzywnym szczelina zostaje zatkana zakrzepłą lawą, a w jej obrębie punktowo mogą tworzyć się niewielkie erupcje centralne.

Erupcje arealne powstają przez przetopienie powierzchniowych warstw skorupy ziemskiej nad komorą magmową lub rozległą intruzją magmową. Wówczas miejsce wypływu stopu zajmuje dużą powierzchnię. Aktualnie takie erupcje nie występują, ale w odległej historii Ziemi, w czasie akrecji skorupy ziemskiej i w pierwszych etapach jej stabilizacji,  odgrywały kluczową rolę [6].

Do erupcji dochodzi w środowiskach lądowych oraz podwodnych. Szczególne są erupcje podwodne, które mają miejsce na dnie morskim, oceanicznym lub jeziornym i tylko te płytsze (do około 2 km) dają objawy widoczne na powierzchni wody ( Rys. 6 ).

Charakterystycznym produktem erupcji podmorskich są lawy poduszkowe (ang. pillow lava) powstające wskutek szybkiego stygnięcia lawy w kontakcie z zimną wodą morską (zob. Lawa-Rys. 1 ) [6], [7]. Krzepnący w tych warunkach stop przyjmuje formy o kształcie bochenkowatym lub poduszkowatym.

Rzadziej dochodzi do kumulacji utworów piroklastycznych, które powstają przez kontakt lawy z zimną wodą morską. Stożki pirokastyczne formowane w ten sposób mogą wystawać ponad powierzchnie wody.

Definicja 1: Wulkanizm

to zespół procesów związanych z wydobywaniem się magmy, okruchów skalnych i gazów z głębi Ziemi na jej powierzchnię. Zjawisko wydobywania się produktów wulkanicznych na powierzchnię nazywamy erupcją.


Lawa

Ze względu na skład chemiczny wyróżnia się:

Lawy kwaśne mają wysoką lepkość, przez co wolno płyną tworząc krótkie potoki i krzepną w kopułowatych formach. Zdarza się, że mają dużo gazów i wówczas spada lepkość, a lawa rozlewa się szeroko.

Lawy zasadowe mają niską lepkość, dlatego łatwo płyną i rozlewają się na dużym obszarze lub tworzą długie potoki.

Temperatura law wydobywających się z krateru mieści się w przedziale od 1000

\(^o\)C do 1200   \(^o\)C, a ich krzepnięcie następuje w temperaturze od 600   \(^o\)C do 800   \(^o\)C. Lawy zasadowe krzepną w temperaturach wyższych niż lawy kwaśne. W zależności od składu chemicznego, ilości fazy gazowej oraz środowiska, krzepnące lawy przybierają różne formy. Są to:

Z procesem krzepnięcia form wulkanicznych wiąże się powstanie  ciosu słupowego[6], [4], czyli systemu regularnych spękań, najczęściej o pięcio- lub sześciokątnych podstawach, które ułożone są prostopadle do powierzchni stygnięcia ( Rys. 6  ). Cios jest wynikiem powstawania naprężeń rozciągających się w stygnącej skale. Cios słupowy występuje w różnych typach skał wylewnych, ale najlepiej wykształca się w skałach bazaltowych. Z reguły słupy w wewnętrznej części ciała wulkanicznego przybierają bardziej regularne kształty niż te, które występują w strefach zewnętrznych.

Definicja 1: Lawa

 to stop magmowy, który wylał się na powierzchnię Ziemi. Jest mieszaniną tlenków
krzemu, tlenków różnych metali, krzemianów i gazów.


Materiały piroklastyczne

Materiały piroklastyczne powstają w wyniku wyrzucenia lawy z krateru wulkanu. Są to także rozdrobnione fragmenty skał wyrwanych z podłoża, kanału lub stożka wulkanu ( Rys. 1 ). Do utworów piroklastycznych zaliczamy: bomby, szlaki, scoria, lapille, piaski, popioły, pumeks [1], [2], [3], [4].

Bomby wulkaniczne są to fragmenty lawy wyrzucone przez wulkan i krzepnące w powietrzu ( Rys. 2 ). Ich kształt jest owalny, często wrzecionowaty i skręcony. Mają zróżnicowaną wielkość, najczęściej średnica wynosi kilkadziesiąt centymetrów, ale czasem przekracza 1 metr. Wnętrze bomby jest niekiedy krystaliczne, a część zewnętrzna jest gąbczasta. Często powstają także bomby o nieregularnym kształcie (bloki), powstałe z rozsadzenia skał budujących stożek. Niektórzy badacze [2] wyróżniają wspólną grupę materiałów piroklastycznych: bomby i bloki.

Szlaki to fragmenty szklistej, pęcherzykowatej w efekcie odgazowania, zastygłej lawy o średnicy od kilku do kilkunastu centymetrów; często powstają w wyniku rozsadzenia zgazowanych bomb.

Scoria   (wł. piana) to niewielkie kawałki (wielkości orzecha) zakrzepłej w powietrzu, gąbczastej lawy ( Rys. 3 ).

Lapille (wł. małe kamyczki) są to fragmenty wielkości ziaren grochu powstałe z zakrzepnięcia lawy lub z rozdrobnienia starszych, zakrzepłych law wewnątrz stożka wulkanicznego ( Rys. 3 ). Rzadziej są to obtopione na krawędziach kryształy, co świadczy o częściowej krystalizacji magmy przed erupcją.

Popioły wulkaniczne – najdrobniejsza (poniżej 2 mm średnicy) frakcja powstająca w wyniku krzepnięcia drobin ciekłej lawy lub rozdrobnienia starszego materiału wulkanicznego ( Rys. 4 ). Często są to bardzo drobne kryształy, niekiedy oblepione szkliwem wulkanicznym. Popioły są charakterystycznym materiałem lawy kwaśnej. Popioły o średnicy ziaren 0,05 mm – 2 mm często nazywamy piaskami, a poniżej 0,05 mm – pyłami.

Pumeks to krzepnące w powietrzu fragmenty lawy pozbywającej się gazów, co prowadzi do powstania lekkich (poniżej 1 g/  \( cm^3 \)), porowatych skał ( Rys. 5 ).

Materiał piroklastyczny wyrzucany z wulkanu zachowuje się różnie w zależności od frakcji. Bomby wulkaniczne wyrzucane są na wysokość do 100 m i opadają w odległości kilkuset metrów od krateru. Najdrobniejsze frakcje (pyły, popioły) wyrzucane są nawet na wysokość rzędu kilkudziesięciu kilometrów i pokrywają olbrzymie obszary, a krążąc wokół Ziemi mogą opadać w dowolnych jej rejonach. W trakcie wybuchów wulkanów wyrzucających duże ilości materiału piroklastycznego mogą powstać potoki piroklastyczne [4]. To odmiana znanych z sedymentologii gęstych prądów zawiesinowych, w których grawitacja powoduje przemieszczanie materiału, a turbulencja podtrzymuje materiał okruchowy przed opadaniem na dno ( Rys. 6 ).

Wśród potoków piroklastycznych wyróżniamy [2]:


Typy wulkanów

W warunkach lądowych powszechne są erupcje centralne (zob. Wulkanizm - wprowadzenie ), w których produkty erupcji gromadzą się wokół miejsca erupcji w formie stożkowatego wzniesienia zwanego wulkanem [1], [2], [3], [4].

Wulkany takie dzielone są ze względu na dominujący rodzaj (rodzaje) produktów erupcji na ( Rys. 1 ):

W trakcie wszystkich tych erupcji wydobywają się także różne gazy.

Stożki wulkanów lawowych (wylewnych)  zbudowane są ze skał wylewnych. Mogą być dwojakiego rodzaju [4]:

Gdy erupcje lawowe są niskoenergetyczne nazywane są efuzjami, a wulkany z takim przebiegiem erupcji - efuzywnymi. Gdy lawy wyrzucane są z krateru i tworzą fontanny law nazywane są ekstruzjami, a wulkany ekstruzywnymi.

Wulkany mieszane (stratowulkany)  ( Rys. 3 ) stanowią dominującą  grupę aktualnie czynnych wulkanów lądowych [1], [2], [3], [4]. Charakterystyczne dla nich są stożki o nachyleniu stoków około 30 \( {^o} \), które zbudowane są z naprzemianległych, nachylonych zgodnie z powierzchnią stożka warstw zakrzepłej lawy i materiału piroklastycznego ( Rys. 4 ).

Taka sekwencja jest wynikiem podobnego przebiegu kolejnych erupcji, w których wyraźnie wyodrębniają się dwie fazy. Pierwsza faza jest wysokoenergetyczna, a erupcję rozpoczyna wyrzut materiału piroklastycznego. Materiał ten pochodzi z rozsadzenia znajdujących się w kominie i kraterze skał wulkanicznych oraz krzepnięcia strzępów lawy wyrzuconej pod wpływem parcia gazów. Po tej fazie rozpoczyna się etap efuzywno-ekstruzywny, podczas którego podstawowym produktem jest lawa wylewająca się na pokrywy piroklastyczne.

Poza głównym kraterem stratowulkanów, mniejsze porcje lawy i popiołów wydobywają się także ze szczelin oraz z podrzędnych stożków, znajdujących się na stoku. Stożki tworzące się na powierzchni głównego stożka nazywane są pasożytniczymi ( Rys. 5 ).

Charakterystycznym elementem budowy wielu stratowulkanów są kaldery [1], [8], [9]. Są to często ogromne, nawet do 20 km średnicy, zagłębienia w szczytowej części stożka. Powstają one w wyniku:

Podczas kolejnych aktów eruptywnych w kalderze wyrasta nowy stożek. Wiele zagłębień kalderowych wypełnionych jest wodą tworząc tzw. jeziora kraterowe ( Rys. 7 ).

Czynnymi stratowulkanami są między innymi: Wezuwiusz, Cotopaxi (Andy), Kilimandżaro, Fudżi i wiele innych.

Wulkany eksplozywne wyrzucają prawie wyłącznie materiał piroklastyczny ( Rys. 8 ) lub produkty gazowe. Aktualnie jest to najrzadziej występujący typ wulkanów [7], [9]. Z nieodległej przeszłości znane są takie wulkany z Masywu Centralnego (Francja) i z Doliny Wulkanów (Peru).

Typem wulkanów eksplozywnych są maary ( Rys. 9 ). Są to lejkowate wgłębienia otoczone niewysokim wałem zbudowanym z utworów piroklastycznych. Zagłębienia te przechodzą w kanały wypełnione brekcją wulkaniczną i materiałem piroklastycznym (tzw. diatremę). Uważa się, że maary powstają przez eksplozję zgromadzonych w komorze wulkanu gazów. Podczas eksplozji dochodzi do rozdrobnienia skał wulkanicznych wypełniających komin oraz skał osłony. Diatremami są także kominy kimberlitowe często zawierające diamenty.

Maary są również efektem erupcji freatycznych wywołanymi przez wody gruntowe, opadowe lub morskie, które w podłożu wulkanu zostają podgrzane i zamienione w parę wodną. Eksplozja jest efektem wybuchu pary wodnej, który doprowadza do wyrzutu produktów z poprzednich erupcji ( Rys. 10 ), [10], [11].


Typy erupcji

W zależności od przebiegu erupcji wyróżnia się jej typy, odnosząc je do znanych i doskonale udokumentowanych erupcji. W tym podziale wyróżniamy następujące typy  [1], [2], [3], [4]:

Przytoczone typy erupcji nie zawsze występują w czystej postaci. Często wykazują cechy pośrednie lub pewne, indywidualne zjawiska.


Przebieg i mechanizmy erupcji

Nie ma jednego scenariusza przebiegu erupcji wulkanicznych. Często poprzedzane są one charakterystycznymi objawami, takimi jak:

Czasem jednak nie rejestruje się żadnych objawów, a wulkan wybucha raptownie. Częstotliwość erupcji jest bardzo zmienna. Istnieją wulkany aktywne przez tysiące lat (np. Stromboli na morzu Tyrreńskim, Kilauea na Hawajach i wiele innych). Są takie, które uaktywniają się od czasu do czasu (np. Wezuwiusz, Fudżijama, Kilimandżaro) i takie, które zakończyły swoją aktywność miliony lat temu. Z częstotliwością erupcji wiąże się podział wulkanów na: czynne ( Rys. 1 ), wygasłe ( Rys. 2 ) i drzemiące ( Rys. 3 ).

W uproszczony sposób możemy uznać, że ten podział uzależniony jest od bilansu ciepła w komorze magmowej. Gdy dopływ ciepła z głębi ziemi jest większy od straty ciepła w wyniku erupcji, to wulkan jest czynny; jeśli jest mniejszy, to wulkan jest wygasły. Jeśli natomiast dopływ ciepła mniej więcej równoważy się ze stratą ciepła, to jest to tzw. wulkan drzemiący. Przyjmuje się, że wulkany wygasłe nie były aktywne w czasach historycznych, wulkany drzemiące od wielu lat nie wykazują aktywności, a wulkany czynne cały czas przejawiają jakąś formę aktywności.

Mechanizm erupcji Mechanizmu erupcji nie da się opisać jednym scenariuszem, zbyt wiele jest czynników  wpływających na jej przebieg. Można jednak wskazać kilka najważniejszych [1], [2], [3], [4], [5]:


Rozmieszczenie wulkanów

Rozmieszczenie wulkanów wykazuje ścisły związek z wielkimi elementami geotektonicznymi Ziemi ( Rys. 1  ), ( Rys. 2  ), [1], [2].


Zjawiska powulkaniczne

Po głównej erupcji jeszcze przez długi czas występują rożne zjawiska z nią związane. Są to:

Ekshalacje wulkaniczne W zależności od czasu występowania emanacji gazowych w trakcie lub po głównej erupcji, temperatury i składu gazów wyróżniamy [1], [2]:

W trakcie wybuchu najbliżej wulkanu występują fumarole, nieco dalej solfatary i najdalej mofety. W miarę upływu czasu fumarole zastępowane są przez solfatary, a te z kolei przez mofety. Mofety rejestrowane są nawet miliony lat po erupcji i w dużej odległości od miejsca erupcji. Z ekshalacjami wulkanicznymi związane są niewielkie złoża mineralne, najczęściej siarki ( Rys. 2 ), rzadziej magnetytu i hematytu.

Gejzery Gejzerami nazywamy gorące źródła, które periodycznie wyrzucają gorącą wodę i przegrzaną parę wodną [3], [4], [5]. Wyrzuty odbywają się periodycznie w różnych odstępach czasowych – od kilku minut do (nawet) kilkunastu miesięcy.

Woda wyrzucana z gejzeru zawiera wiele rozpuszczonych substancji, najczęściej krzemionkę i węglan wapnia, które osadzając się wokół kanału gejzera tworzą niekiedy niewielkie stożki o średnicy maksymalnie do kilkunastu metrów i wysokości kilku metrów. Gejzery występują na obszarach młodych gór fałdowych, a mechanizm wybuchu wulkanu jest dość skomplikowany ( Rys. 3 ). Tworzą się nad systemem pustek wewnątrz skorupy ziemskiej zwieńczonych kanałem. Ogrzewana ciepłem z wnętrza Ziemi woda, mimo osiągnięcia  \( {100}{^o} \) C, nie gotuje się, ponieważ przeciwdziała temu ciśnienie nadległego słupa cięższej, chłodniejszej wody (np. przy 10-metrowym słupie chłodnej wody temperatura wrzenia wynosi  \( {180}{^o} \) C). Kiedy w końcu woda osiągnie temperaturę wrzenia, przegrzana para wodna podnosi słup wody i częściowo wyrzuca go na zewnątrz ( Rys. 4 ).

Wówczas ciśnienie raptownie spada, woda gotuje się i zostaje wyrzucona na zewnątrz. Po wybuchu część wody o niższej temperaturze opada do kanału i proces zaczyna się od nowa. Substancje mineralne pochodzące z gejzerów tworzą często różnorodne nawarstwienia mineralne ( Rys. 5 ).

Gorące (termalne) źródła Powstają w miejscach, w których pod ziemią znajdują się komory magmowe podgrzewające wody podziemne i gruntowe. Mogą tworzyć różnej wielkości zbiorniki gorącej wody (stawy, jeziora) [3], [5]. W wodzie oraz na brzegach gorących zbiorników geotermalnych stwierdzono obecność ciepłolubnych sinic i różnych minerałów, które barwią wodę na żywe, zmieniające się kolory przypominające tęczę ( Rys. 6 ). Możliwe, że kolory wody w głębszych częściach basenów geotermalnych mają swoje  źródła w rozszczepianiu światła. W  gorących źródłach Nowej Zelandii fantastyczne barwy dają związki siarki, żelaza i manganu.

Wulkany błotne Wulkany błotne to pewna odmiana gorących źródeł, w których woda wymieszana jest z iłem i piaskiem [3], [5]. Erupcja jest zróżnicowana – od eksplozywnych, wyrzucających na niewielką wysokość błotną mieszaninę, po spokojnie wylewające się niewielkie porcje ( Rys. 7 ). Podkreślić należy, że nie wszystkie wulkany błotne związane są z terenami powulkanicznymi. W wielu rejonach przyczyną powstania chłodnych wulkanów błotnych są emanacje gazu ziemnego przebijające się przez zawodnione warstwy iłów, piasków, glin (Rumunia, Azerbejdżan, Iran, Pakistan, Wenezuela, Kolumbia, Indie).


Struktury skał magmowych

Budowa wewnętrzna skał magmowych, czyli rozmieszczenie i wykształcenie poszczególnych składników, są zależne od warunków krzepnięcia, głównie od ciśnienia oraz czasu chłodzenia stopu. Warunki te mogą być interpretowane na podstawie cech strukturalnych i teksturalnych skały.

Ze względu na stopień krystaliczności, w skałach magmowych wyróżniane są struktury ( Rys. 1  ):

Warunki krzepnięcia stopu decydują o stopniu krystaliczności składników skały (zob.  Środowiska powstania skał magmowych  ). Wzrost ciśnienia, tempa chłodzenia oraz obecność fazy gazowej sprzyjają procesowi                                                                                krystalizacji. W gwałtownie chłodzonym stopie glinokrzemianowym nie dochodzi do krystalizacji i tworzy się substancja amorficzna (bezpostaciowa), czyli szkliwo ( Rys. 2  ). Struktura hialinowa jest strukturą pierwotną i powstaje podczas szybkiego krzepnięcia stopu w warunkach powierzchniowych Ziemi. Jest ona strukturą niestabilną, z czasem szkliwo może ulec krystalizacji częściowej lub całkowitej, a proces ten nazywany jest dewitryfikacją, czyli odszkleniem [4], [5]. Struktury hipokrystaliczna i holokrystaliczna powstają jako struktury pierwotne, w czasie krzepnięcia stopu lub są strukturami wtórnymi, związanymi z dewitryfikacją. Występują wyłącznie w skałach krzepnących na powierzchni Ziemi (zob.  Środowiska powstania skał magmowych  ).

Wyłączając skały o dostrzegalnych kryształach, badanie stopnia krystaliczności skały wymaga obserwacji mikroskopowych. Rozróżnienie okiem nieuzbrojonym skał o strukturze hialinowej czy hipokrystalicznej jest niemożliwe. Dlatego, dla potrzeb identyfikacji makroskopowej skał używana jest klasyfikacja struktur opierająca się na wielkości składników, przy założeniu, iż bez wykorzystania sprzętu optycznego oko ludzkie rozróżnia swobodnie składniki wielkości ≥0,5 mm.

Pod względem wielkości składników wydziela się 3 rodzaje struktur ( Rys. 3  ):

Zmienność wielkości ziarn w obrębie struktur fanerokrystalicznych jest podstawą do ich zróżnicowania na:

Podział struktur równoziarnistych na podtypy bazuje na wielkości kryształów w skale ( Rys. 4  ), wg schematu ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1)  ):

W strukturach nierównoziarnistych, wyróżniana jest struktura fanerokrystaliczno-porfirowa(seryjna), gdy w skale występują składniki różnej wielkości, od małych do dużych, oraz porfirowata, gdy występują dwie klasy wielkościowe składników, duże kryształy prakryształów otoczone są masą drobnych ( Rys. 5  ), [1].

Wzrost wielkości kryształów skały jest wprost proporcjonalny do czasu krystalizacji składników skały oraz ilości (objętości) fazy gazowej. Istotne zróżnicowanie wielkości składników skały magmowej, w szczególności rozkład bimodalny, jaki jest typowy dla struktur porfirowatej lub porfirowej, wiąże się z występowaniem dwóch faz krzepnięcia stopu. W sprzyjających warunkach powstaje populacja automorficznych prakryształów. Zmiana środowiska w trakcie krzepnięcia, powiązana zwykle z migracją stopu ku powierzchni Ziemi, skutkuje zwiększeniem tempa krzepnięcia. Reszta składników skały, powstaje w mniej korzystnych warunkach, dlatego tworzą ją, od kilku do nawet kilkunastu rzędów wielkości, mniejsze kryształy lub szkliwo wulkaniczne (zob.  Środowiska powstania skał magmowych ).

Pewne typy skał posiadają swoiste cechy strukturalne, dlatego obok standardowych podziałów struktur wyróżnia się struktury specjalne( Rys. 6  ), [3]. Do najczęściej występujących należą [4], [6]:

W skałach holokrystalicznych tylko część składników posiada prawidłowe wykształcenie, czyli są to kryształy, których morfologia jest zgodna z charakterystyczną postacią dla danego minerału. Stopień prawidłowości wykształcenia kryształów, czyli własnokształtność (automorfizm)( Rys. 7  ) określany jest jako:

Obserwacja stopnia automorfizmu pozwala na ustalenie kolejności krystalizacji poszczególnych minerałów. Kryształy automorficzne, to kryształy wzrastające swobodnie w środowisku i są to formy najwcześniej krystalizujące. Kryształy ksenomorficzne generowane są w końcowym etapie powstawania skały i krystalizują w przestrzeniach pomiędzy składnikami skały wypełniając wolne przestrzenie, do których się dopasowują.

Definicja 1: Struktura

 charakteryzuje jakość wykształcenia poszczególnych składników, czyli
stopień krystaliczności, prawidłowości wykształcenia, wielkość oraz wzajemne relacje pomiędzy
składnikami.


Tekstury skał magmowych

Ze względu na stopień wypełnienia skały przez składniki( Rys. 1  )wyróżniane są:

Pory mają zróżnicowaną wielkość i morfologię. Pory w skałach fanerokrystalicznych mają zarysy kanciaste, gdyż ograniczone są prawidłowymi ścianami kryształów hipautomorficznych ( Rys. 1  C). Takie wykształcenie charakterystyczne jest dla tekstury miarolitycznej, a pojedynczy por nosi nazwę miaroli.

Pory obłe, w przekroju nawiązujące do okręgu lub owalu, są typowe dla tekstury pęcherzykowatej( Rys. 1 B), ( Rys. 2  ) i występują w skałach afanitowych lub porfirowych. W przypadku wysokiej ilości pęcherzy, gdy wypełniają one większość skały, wyróżniana jest tekstura gąbczasta( Rys. 2  A) . Wskutek wtórnych procesów, pory mogą zostać częściowo lub całkowicie wypełnione substancją mineralną. Wówczas wyróżniana jest odmiana tekstury pęcherzykowatej, zwana teksturą migdałowcową ( Rys. 2  B, C), [2]. Jej nazwa nawiązuje do kształtu wypełnionych przestrzeni pogazowych, które mają zazwyczaj kształt elipsoidalny, przypominający morfologią nasiona migdałowca. Do wypełnienia porów może dojść w różnym czasie po zakrzepnięciu stopu i proces ten może nie być związany z magmatyzmem [5], [2], [6], [3].

Rozkład składników w skale magmowej jest związany z dynamiką stopu. Obecność składników w przyporządkowaniu do przestrzennych układów geometrycznych jest wskaźnikowa dla grupy tekstur uporządkowanych. Ich podział opiera się na sposobie orientacji składników. Wyróżniane są tekstury równoległe oraz kuliste[2], [3]. W teksturze równoległej rozmieszczenie składników następuje względem płaszczyzny (foliacja) lub linii (lineacja). W skałach fanerokrystalicznych taka struktura będzie zaznaczała się w uporządkowaniu kryształów wydłużonych i płaskich, w skałach afanitowych w podobnym układzie będą występowały smugi lub/i rozciągnięte pęcherze pogazowe ( Rys. 3  ). W wielu przypadkach struktura równoległa wynika z płynięcia stopu glino-krzemianowego, dlatego nazywana jest również fluidalną[5], [6].

Składniki skały, które zorientowane są względem punktów należą do grupy tekstur kulistych ( Rys. 5  ). Dzielone są na:

Brak uporządkowania jest wyznacznikiem tekstury bezładnej( Rys. 6  ).

Definicja 1: Tekstura

 sposób ułożenia oraz przestrzennego rozmieszczenia składników w skale
magmowej, określany jako uporządkowanie i stopień wypełnienia.


Minerały skałotwórcze skał magmowych

Skały magmowe powstają w wyniku krystalizacji stopu glinokrzemianowego, który powstał w głębi Ziemi. Warunki krystalizacji oraz skład stopu przekładają się na skład mineralny skały magmowej. Różnice w chemizmie stopu powodują, że kompozycja mineralna skał jest zróżnicowana (zob.  Rodzaje magmy  ). Określone grupy minerałów krystalizują ze stopów o określonym składzie chemicznym. Istotną rolę pełni ilość krzemionki, która jest składnikiem większości minerałów. Zatem ze stopów zasobnych w krzemionkę będą krystalizowały minerały wysokokrzemianowe, takie jak kwarce, skalenie i miki, a ze stopów niezasobnych w krzemionkę – minerały niskokrzemianowe np. oliwiny i skaleniowce (zob.  Krystalizacja magmy  ). Współwystępowanie kwarcu i oliwinu lub kwarcu i skaleniowców w jednej skale magmowej jest teoretycznie niemożliwe, gdyż krystalizują one ze stopów o diametralnie innym chemizmie. Istotna modyfikacja składu stopu magmowego zachodzi na powierzchni Ziemi i wiąże się głównie z utratą części fazy gazowej i wody. Dlatego podczas krystalizacji w warunkach naziemnych powstają głównie minerały bezwodne.

Ze względu na ilościowy udział, minerały skałotwórcze skał magmowych, dzielone są na:

Grupa głównych minerałów skałotwórczych, czyli takich które dominują w skałach i decydują o ich przynależności systematycznej [1], [2], obejmuje niewielką część minerałów skał magmowych. Główne minerały skałotwórcze skał magmowych to:

Występują w ilości co najmniej kilkunastu procent w skale. Minerały te mają wyrazisty i indywidualny zestaw cech diagnostycznych, przez co są makroskopowo łatwo identyfikowalne.

Obok minerałów głównych występują minerały poboczne i akcesoryczne. Skałotwórcze minerały poboczne to minerały występujące powszechnie w skałach, w niewielkiej ilości, wynoszącej \(5-10\%\). Skałotwórcze minerały akcesoryczne, zwane minerałami dodatkowymi [1], występują w ilości poniżej \(5\%\) w skale.

W różnych typach skał magmowych te same minerały mogą być pobocznymi lub akcesorycznymi, a w niektórych odmianach skał ich ilość może być na tyle wysoka, że porównywalna będzie z ilością minerałów głównych. Minerały poboczne i akcesoryczne mają zróżnicowany skład chemiczny, zaliczane są do tlenków, fosforanów i krzemianów. Większość z nich występuje w formie niewidocznych makroskopowo kryształów, które rozsiane są bezładnie w skale magmowej. Obecność niektórych może wpływać na ogólne zabarwienie skały.

Minerały skał magmowych krystalizują bezpośrednio ze stopu glinokrzemianowego, wówczas stanowią minerały pierwotne[1]. Mają one zróżnicowaną stabilność środowiskową, te mniej odporne, pod wpływem procesów pomagmowych lub podczas wietrzenia, mogą ulegać przemianom w inne gatunki mineralne, które należą do minerałów wtórnych[3], [2].


Kwarc

Jednym z powszechnych składników skał magmowych jest kwarc. Wśród minerałów skałotwórczych, jest najzasobniejszy w krzem i krystalizuje tylko z magm bogatych w krzemionkę [1].

W procesach magmowych powstają dwie odmiany polimorficzne kwarcu. Kwarc α zwany wysokotemperaturowym (pirogenicznym), krystalizujący w temperaturze powyżej 573 \( ^oC \). Jest składnikiem pierwotnym skał magmowych. Przy obniżeniu temperatury kwarc α przechodzi w kwarc β, tworząc paramorfozy po odmianie α (zob. Budowa wewnętrzna i postać minerałów ), [2], [3], [4], [5]. Kwarc β zwany jest niskotemperaturowym. Jako pierwotny krystalizuje z pomagmowych roztworów hydrotermalnych.

Najbardziej popularna odmiana kwarcu jest reprezentowana przez półprzeźroczysty i zabarwiony na szaro kwarc dymny ( Rys. 1 ).

Krystalizujący w procesach pomagmowych kwarc β występuje w różnych odmianach kolorystycznych ( Rys. 2 ). Kryształy bezbarwne przeźroczyste nazywane są kryształem górskim, zabarwione na biało - kwarcem mlecznym, na żółto - cytrynem, na fioletowo - ametystem, na czerwono - krwawnikiem (lub kwarcem żelaznym), a na czarno - morionem [4], [3], [5].

Zespół cech charakterystycznych, które odróżniają kwarc od innych minerałów skałotwórczych w skałach magmowych, obejmuje wysoką twardość, brak łupliwości oraz występowanie połysku tłustego na powierzchniach przełamu ( Tabela 1 ).

W skałach magmowych występuje odmiana kwarcu β, która jest paramorfozą po odmianie α. Kwarc krystalizuje jako jeden z ostatnich minerałów głównych ze stopu (zob. Krystalizacja magmy ). W skałach fanerokrystalicznych tworzy kryształy ksenomorficzne, dostosowując się powierzchniami zewnętrznymi do innych składników skały (zob. Struktury skał magmowych ). W skałach porfirowych prakryształy kwarcowe mają pokrój izometryczny, typowy dla kwarcu α ( Rys. 1 ). Kwarc zwykle tworzy ziarna niewielkie, o średnicach kilku milimetrów. Większe kryształy, wielkości centymetrów, a nawet do kilku metrów, powstają w pegmatytach.

Kwarc jest najpospolitszym minerałem na powierzchni Ziemi. Szacuje się, że stanowi  \( 75\% \) wszystkich minerałów. Oprócz procesów magmowych, kwarc powstaje w procesach metamorficznych, hydrotermalnych oraz przez rekrystalizację minerałów z grupy krzemionki w skałach osadowych. Ze względu na wysoką odporność na czynniki wietrzenia fizycznego i chemicznego, kwarc należy do minerałów stabilnych w środowisku, gdzie wielokrotnie wchodzi w cykle sedymentacyjne [4].


Skalenie

Są to minerały powszechne w skałach magmowych, występujące w wielu odmianach skalnych. Obejmują dużą grupę minerałów o zróżnicowanym składzie chemicznym, które należą do glinokrzemianów sodu, potasu oraz wapnia.

W ich obrębie wyróżniane są dwie grupy minerałów ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1)  ):

Są to szeregi izomorficzne (zob.  Budowa wewnętrzna i postać minerałów  ), które zakończone są odmianami czystymi:

Plagioklazy to ważna grupa minerałów skałotwórczych skał magmowych. Reprezentowane są przez różne odmiany mineralne. Za wyjątkiem ortoklazu, skalenie alkaliczne mają podrzędne znaczenie w skałach.

Plagioklazy to ciąg mieszany, w którym wydzielenie poszczególnych minerałów definiuje ilościowy stosunek odmian czystych albitowych i anortytowych ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (2)  ), [3], [6]. W oparciu o skład chemiczny wewnątrz grupy plagioklazów wyróżnia się 6 podstawowych minerałów [1], [2], [4], [5], które podaje  Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (2)  :

Skalenie z dużą ilością albitu są zasobne w krzemionkę, dlatego nazywa się je kwaśnymi, a skalenie ze znaczną ilością anortytu posiadają krzemionki istotnie mniej i dlatego nazywane są zasadowymi.

Cechami diagnostycznymi skaleni jest połysk szklisty, który jest połyskiem mocnym, dobra łupliwość w dwóch kierunkach, wysoka twardość oraz jasne zabarwienia ( Rys. 1  ), [1], [6]. W skałach magmowych skalenie dość często występują w kryształach automorficznych lub hipautomorficznych (zob.  Struktury skał magmowych  ). Skalenie powszechnie tworzą formy zbliźniaczone. Plagioklazy występują głównie w formach bliźniaków wielokrotnych, podczas gdy skalenie potasowe w formach bliźniaków dwukrotnych (zob.  Pokrój minerałów i forma skupień  ). Inną cechą typową dla skaleni jest tworzenie kryształów o budowie pasowej, gdzie jądro skaleniowe obleczone jest serią koncentrycznych powłok ( Rys. 4  A), [2], [6]. Zwykle jądro jest ciemniejsze, zbudowane jest ze skalenia wapniowego, a powłoki okalające występują w sekwencji jaśniejących barw i odpowiadają składem skaleniom z większą zawartością sodu ( Rys. 4  A). Budowa pasowa jest dobrze widoczna w większych kryształach.

Cechy fizyczne plagioklazów i skaleni alkalicznych są podobne, zwykle makroskopowo oznacza się je jako grupę. Poszczególne skalenie wykazują różnice w składzie chemicznym, w gęstości i w niektórych właściwościach optycznych. Rozróżnianie makroskopowe poszczególnych skaleni jest trudne i często nie jest możliwe. Biorąc pod uwagę zabarwienia można szacować typy skaleni. I tak, mleczno-białe kryształy są reprezentatywne dla form z dużą ilością cząstki albitowej ( Rys. 1  ), mocno szare dla form z dużą ilością cząstki anortytowej ( Rys. 2  ), a różowe są charakterystyczne dla form bliskich ortoklazowi ( Rys. 3 ).

Ważną i charakterystyczną cechą plagioklazów wapniowych, szczególnie labradoru i bytownitu, jest występowanie iryzacji (zob.  Cechy optyczne minerałów  ), w tym przypadku określanej jako labradoryzacja ( Rys. 4  B), [1]. Jest to efekt optyczny, w którym odbijane promienie światła dają efekt gry barw w kolorach                                                                                niebieskich, szarych, złocistych i zielonkawych.

Skalenie sodowe i potasowe krystalizują z magm bogatych w krzemionkę, z kolei krystalizacja skaleni zasobniejszych w cząstkę anortytową zachodzi z magm, w których tej krzemionki jest mniej (zob.  Krystalizacja magmy  ). W głębinowych skałach magmowych skalenie tworzą kryształy duże, zwykle wielkości do kilku centymetrów. Największe kryształy, osiągające wielkości metrów, mogą występować w pegmatytach.

Skalenie, jako grupa minerałów, wykazują słabą odporność na działanie czynników niszczących. Pod wpływem wietrzenia chemicznego ulegają przeobrażeniu w minerały ilaste z grupy kaolinitu. Okazy zwietrzałe charakteryzuje słaby połysk oraz obniżona twardość. Szczególnie nietrwałe są skalenie wapniowe. Tempo przeobrażeń skaleni sodowych oraz potasowych jest wolniejsze, dlatego one mogą być spotykane jako ziarna w środowiskach sedymentacyjnych. Skalenie wykazują powinowactwo do przeobrażeń w procesach pomagmowych i przy wzroście temperatury ulegają transformacji w minerały z grupy łyszczyków, przy niższych temperaturach w minerały ilaste [2].

Skalenie tworzą główną masę pegmatytów. Niektóre pegmatyty mogą posiadać kryształy skaleni (najczęściej jest to mikroklin - odmiana polimorficzna skalenia potasowego), których wielkość może przekraczać 1 m. Takie wystąpienia często są eksploatowane na potrzeby przemysłu ceramicznego.


Skaleniowce

Skaleniowce (foidy) to grupa glinokrzemianów zbliżonych składem chemicznym do skaleni, różni je od nich mniejsza zasobność w krzemionkę.

Są to minerały, które krystalizują ze stopów zasadowych. Znaczenie skałotwórcze mają ( Rys. 1 ):

Znaczenie diagnostyczne dla skaleniowców ma twardość, połysk oraz zabarwienie kryształów ( Tabela 1 ). W skałach występują zwykle jako ziarna ksenomorficzne (zob. Struktury skał magmowych ). Identyfikacja makroskopowa skaleniowców może stwarzać trudności. W związku z tym, iż krystalizują tylko z magm niezasobnych w krzemionkę, nie będą współwystępowały z kwarcem. Skaleniowce wykazują słabą odporność na działalność czynników wietrzeniowych oraz stosunkowo łatwo ulegają przeobrażeniom w procesach hydrotermalnych [1].


Miki

Miki (łyszczyki) to grupa glinokrzemianów o podobnych cechach fizycznych. Ze względu na cechy optyczne zwyczajowo dzielone są na miki jasne, przyjmujące zabarwienia srebrzystobiałe, żółtawe, szare, zielonawe lub pozostające bezbarwne oraz na miki ciemne, które charakteryzują zabarwienia brunatne, szare i czarne. W skałach magmowych znaczenie skałotwórcze mają dwa łyszczyki. Są to:

Miki należą do charakterystycznych minerałów skałotwórczych skał magmowych. Ich diagnostyka jest oparta o niską twardość (najniższa wśród minerałów głównych), ale również o pokrój płytkowy, mocny połysk oraz jednokierunkową łupliwość ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1)  ), (zob.  Właściwości fizyczne minerałów ). Muskowit i biotyt są łatwo rozróżnialne dzięki różnemu zabarwieniu.

Biotyt bywa pleochroiczny (zob.  Cechy optyczne minerałów  ), w mikroskopie optycznym wykazuje zmienności barw od zielonowawej do brunatnawej [3], [1], [4], [5], [6].

Do krystalizacji mik dochodzi w końcowych etapach krzepnięcia stopu (zob.  Krystalizacja magmy  ). Z reguły tworzą kryształy wielkości milimetrów. Duże kryształy, wielkości centymetrów i większe, powstają w pegmatytach, gdzie krystalizacja z resztkowego stopu zachodzi w warunkach wysokiego uwodnienia i obecności gazów. Znane są biotyty, których powierzchnie osiągały 70 \(m^2\) oraz muskowity o wadze 85 ton [1].

Łyszczyki to minerały krystalizujące z magm bogatych w krzemionkę. Są powszechnym składnikiem skał głębinowych i żyłowych, rzadko krystalizują z law, gdyż taki stop jest zubożony w wodę. W skałach wylewnych łyszczyki występują jako prakryształy, wykształcone w warunkach subaeralnych [2].

Łyszczyki powstają przez krystalizację ze stopu magmowego oraz w wyniku procesów metamorficznych i pomagmowych. Muskowit przechodzi do środowiska osadowego [1]. Należy do minerałów stabilnych w środowisku z racji znacznej odporności na procesy wietrzenia chemicznego. Niska twardość powoduje, że ulega on istotnemu rozdrobnieniu i w skałach osadowych występuje w formie małych i cienkich łuskowatych ziarn. Biotyt wykazuje słabą odporność na zmiany, zarówno pod wpływem procesów pomagmowych, jak i na wietrzenie chemiczne. Raczej krótko funkcjonuje w środowiskach sedymentacyjnych.


Amfibole

Amfibole to grupa uwodnionych glinokrzemianów, z których znaczenie skałotwórcze w skałach magmowych ma hornblenda \(NaCa_2(Mg,Fe,AL)_3(SiAl)_8O_{22}(OH)_2\)( Rys. 1  ), [1], [2], [3], [4].

Diagnostyczny dla hornblendy jest pokrój, który zwykle jest długosłupowy lub igiełkowy, znaczna twardość oraz cechy optyczne, tj. czarna lub czarno-zielona barwa, szklisty połysk na ścianach kryształu oraz na powierzchniach łupliwości ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1)  ), (zob.  Właściwości fizyczne minerałów  ), (zob.  Cechy optyczne minerałów  ). W grupie minerałów skałotwórczych skał magmowych, hornblenda bywa mylona z piroksenami lub turmalinami. Cechą indywidualną hornblendy jest 6-kątny zarys kryształu w przekroju poprzecznym oraz diagonalny układ powierzchni łupliwości. Jest on zgodny ze ścianami słupa i tworzy dwa systemy przecinające się pod kątem \(128^o\). W odmianach krótkosłupowych jednoznaczne odróżnienie hornblendy od piroksenów może być trudne.

Hornblenda należy do uwodnionych glinokrzemianów, których krystalizacja odbywa się pod powierzchnią Ziemi. Występuje w ziarnach ksenomorficznych (np. w skałach szybkokrystalizujących) lub w ziarnach automorficznych, charakterystycznych dla skał porfirowych (zob.  Struktury skał magmowych  ). W związku z tym, hornblenda dzielona jest na hornblendę zwyczajną, występującą w obcokształtnych skupieniach ziarnistych, zwykle o czarno-zielonawym zabarwieniu i hornblendę bazaltową, która występuje w formie prawidłowych długosłupowych kryształów automorficznych o zabarwieniu czarno-brązowym [2], [3]. Standardowe kryształy hornblendy osiągają wielkości kilku milimetrów, rzadziej są większe.

Hornblenda jest powszechnym minerałem skał magmowych. Skały powstające przez krystalizację magm ubogich w krzemionkę zawierają zwykle znaczne ilości hornblendy, w przeciwieństwie do skał krzepnących ze stopów bogatych w krzemionkę, gdzie jej ilość jest niewielka. Amfibole w dużej różnorodności mineralnej są powszechnym składnikiem skał metamorficznych [1]. Minerały te wykazują odporność na działalność czynników wietrzeniowych i przechodzą do środowisk osadowych. Stanowią składnik akcesoryczny skał klastycznych [2].


Pirokseny

Pirokseny to grupa minerałów tworząca kryształy mieszane. Znaczenie skałotwórcze w skałach magmowych ma augit( Rys. 1  )\((Ca,Mg,Fe)_2Si_2O_6\)[1], [2], [3].

Diagnostyka augitu oparta jest o znaczną twardość, pokrój kryształu, który zwykle jest krótkosłupowy lub tabliczkowy, czarne lub czarno-zielone zabarwianie i szklisty połysk, zarówno na powierzchni kryształu, jak i na powierzchniach łupliwości ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1)  ), (zob.  Właściwości fizyczne minerałów ,  Cechy optyczne minerałów  ). Cechą swoistą, która pozwala odróżnić augit od podobnej do niego hornblendy, oprócz pokroju kryształu, jest 8-kątny zarys kryształu w przekroju poprzecznym oraz dwukierunkowa łupliwość zgodna ze ścianami słupa, w której płaszczyzny przecinają się pod kątem \(87^o\)( Rys. 1  D), [2], [4], [5], [6].

Augit jest powszechny w skałach głębinowych oraz wylewnych (zob.  Środowiska powstania skał magmowych ), może być składnikiem dominującym w skale. Krystalizuje z magm niezasobnych w krzemionkę, obecny jest                                                                                głównie w skałach obojętnych, zasadowych i ultrazasadowych (zob.  Skały obojętne  ,  Skały zasadowe, ultrazasadowe i ultramaficzne  ), [1]. W skałach magmowych głębinowych tworzy głównie kryształy auto- i ksenomorficzne, które mają wielkości milimetrów, rozmiary centymetrowe są stosunkowo rzadkie (zob.  Struktury skał magmowych  ). Automorficzne kryształy augitu występują powszechnie jako krystaloklasty w tufach wulkanicznych ( Rys. 1  A,B), (zob.  Skały piroklastyczne ).

Oprócz skał magmowych, pirokseny są często spotykanym składnikiem skał metamorficznych [3]. Przechodzą również do środowisk osadowych, w których ze względu na słabą odporność, funkcjonują dość krótko.


Oliwiny

Oliwiny stanowią istotny składnik skał magmowych z niewielką zawartością krzemionki (zob.  Skały zasadowe, ultrazasadowe i ultramaficzne  ). Tworzą ciąg minerałów izomorficznych (zob.  Budowa wewnętrzna i postać minerałów  ) o skrajnych odmianach fajalit \(Fe_2[SiO_4]\) – forsteryt \(Mg_2(SiO_4)\)[1], [2], [3], [4], [5], [6]. W przyrodzie najczęściej wstępują człony oliwinów zawierające \(70-90\%\) forsterytu.

Oliwiny są minerałami o charakterystycznych cechach. Wyróżnia je wysoka twardość, oliwkowo-zielone zabarwienie ( Rys. 1  ) oraz brak łupliwości ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1)  ). W kryształach oliwinów występują liczne spękania, które mogą przypominać systemy łupliwości.

Oliwiny krystalizują w wysokich temperaturach i powstają w warunkach głębinowych (zob.  Krystalizacja magmy  ). Są podstawowym składnikiem warstwy perydotytowej, będącej najwyższą strefą płaszcza ziemskiego. Stanowią tam składnik istotny, dominujący lub tworzą mono- lub prawie monomineralne odmiany skalne (zob.  Płaszcz Ziemi  ,  Skały zasadowe, ultrazasadowe i ultramaficzne  ). Przeciętne kryształy oliwinów osiągają około 5 mm wielkości. Niewielkie ilości tych minerałów dostają się w warunki powierzchniowe Ziemi.                                                                                W skałach wylewnych występują jako prakryształy lub tworzą ziarniste skupienia występujące w bazaltach, zwane bombami oliwinowymi ( Rys. 1  B, C).

Oliwiny należą do minerałów nietrwałych, ulegają przeobrażeniom już podczas procesów pomagmowych. Są nieodporne na działanie czynników wietrzeniowych, dlatego bardzo rzadko występują w środowiskach osadowych [6]. Spotykane są w niektórych odmianach skał metamorficznych [2], [7], [8].


Minerały poboczne i akcesoryczne

Wśród minerałów pobocznych i akcesorycznych, w skałach magmowych, najczęściej występują cyrkon, apatyt, tytanit, monacyt, ksenotym, ilmenit, magnetyt. Są to jednocześnie minerały zaliczane do grupy minerałów ciężkich, czyli takich których gęstość jest nie mniejsza niż 2,9  \( g/cm^3 \) [1].

Cyrkon ( Rys. 1A) jest powszechnym minerałem akcesorycznym skał magmowych, jest częstym składnikiem odmian kwaśnych i obojętnych (zob. Skały skrajnie kwaśne i kwaśne ), [2]. Występuje zwykle w formie bardzo małych kryształów (ułamki milimetra), tylko w pegmatytach tworzy kryształy osiągające wielkości centymetrów. Jest również składnikiem skał metamorficznych. Należy do minerałów powszechnych w środowisku osadowym. Jest nieczynny chemicznie w środowisku powierzchniowym Ziemi oraz odporny na niszczenie mechaniczne. To czyni go minerałem o wysokiej stabilności w środowisku, który wielokrotnie wchodzi w cykle sedymentacyjne [3], [4], [5].

Tytanit ( Rys. 1B) występuje w skałach magmowych bogatych w krzemionkę [1], powszechny jest w skałach kwaśnych oraz obojętnych (zob. Skały skrajnie kwaśne i kwaśne, Skały obojętne ). Zwykle tworzy małe, nierozróżnialne makroskopowo kryształy, większe kryształy w skałach magmowych występują sporadycznie. Jest również popularnym minerałem skał metamorficznych. Z powodzeniem przechodzi do środowiska osadowego, gdzie jest stabilny i wielokrotnie wchodzi w cykle osadowe [3], [4].

Magnetyt ( Rys. 1C) należy do ferromagnetyków (zob. Pole magnetyczne Ziemi ). Występuje w różnych typach skał magmowych, szczególnie powszechny jest w odmianach zasadowych i ultrazasadowych. Choć jest minerałem charakterystycznym, makroskopowo jest trudny do identyfikacji. Zwykle występuje w formie bardzo drobnych, nierozróżnialnych okiem nieuzbrojonym kryształów. Osobniki wielkości milimetrów występują rzadziej. Rozproszone drobne kryształy magnetytu nadają skale czarne lub ciemnoszare zabarwienie. Magnetyt powszechny jest w skałach metamorficznych, gdzie tworzy kryształy różnej wielkości [3], [4], [5].

Ilmenit ( Rys. 2D) jest minerałem występującym w różnych odmianach skał magmowych, często współwystępuje z hematytem i magnetytem [2]. Znany jest ze skał metamorficznych. Przechodzi do środowiska osadowego, gdzie wchodzi wielokrotnie w cykle osadowe jako minerał stabilny w środowisku [3], [4].

Apatyt ( Rys. 2A) jest powszechnym minerałem skał magmowych, w których tworzy zwykle małe, bezładnie rozsiane kryształy. Kryształy wielkości centymetrów wstępują głównie w pegmatytach i innych skałach związanych z etapem peneumatolitycznym i hydrotermalnym. Znany jest jako minerał wypełniający geody i druzy. Apatyt występuje również w skałach metamorficznych oraz w skałach osadowych [3], [4], [5].

Apatyt jest przykładem biominerału, czyli składnika występującego w elementach szkieletowych zwierząt. Kości i zęby kręgowców zawierają m.in. hydroksylapatyt (apatyt wzbogacony w grupę OH-), który pod względem chemicznym jest taki sam, jak występujący minerał w różnych typach skał.

Monacyt ( Rys. 2C) w skałach magmowych tworzy drobne kryształy. Jest składnikiem głównie skał kwaśnych, występuje też w skałach obojętnych [2]. Powszechny jest w pegmatytach, gdzie tworzy większe, makroskopowo dostrzegalne kryształy. Stanowi minerał wypełniający druzy i geody. W skałach metamorficznych jest rzadszy. Przechodzi do środowiska osadowego, gdzie jest składnikiem stabilnym i wchodzi w skład wielu generacji skał klastycznych [3], [4].

Ksenotym ( Rys. 2B) powstaje w wyniku procesów magmowych, występuje głównie w skałach kwaśnych wraz z monacytem i cyrkonem. Jest składnikiem niektórych skał metamorficznych oraz osadowych okruchowych. Wchodzi w wiele cykli sedymentacyjnych i wykazuje odporność na działanie czynników wietrzeniowych. Zawiera pierwiastki promieniotwórcze [3], [4].


Środowiska powstania skał magmowych

Ze względu na miejsce krzepnięcia ( Rys. 1  ) wyróżniane są:

W związku z tym, iż powyższe typy skał powstają w różnych warunkach, cechują je różne zespoły cech strukturalnych i teksturalnych oraz morfologia powstałego ciała skalnego.

Skały wulkaniczne powstają na powierzchni Ziemi ( Rys. 1  ), [4], na/lub w najbliższym otoczeniu wulkanu. W ich obrębie wyróżnia się:

Skały wulkaniczne powstają na lądzie oraz w środowisku wodnym (zob.  Wulkanizm - wprowadzenie  ), [5]. Skały wulkaniczne lądowe przyjmują formy zakrzepłych potoków ( Rys. 3  A) lub pokryw lawowych (zob. Lawa  ). Zwykle tworzą zespoły potoków lub pokryw występujących w układzie obocznym lub jedna nad                                                                                drugą, uformowanych w wyniku następujących po sobie jednostkowych aktów efuzywnych lub ekstruzywnych. W wielu przypadkach są rozdzielone przez pokłady różnej miąższości skał piroklastycznych ( Rys. 2  ), ( Rys. 4  D).

Skały wylewne powstałe w środowisku wodnym nazywane są lawami poduszkowymi i mają najczęściej formę kopców ( Rys. 3  B), (zob.  Lawa  ). Są to zespoły krótkich i drobnych strug lawowych, które kończą się charakterystyczną bąblowatym rozdęciem tzw. poduszką. Potoki przecinają kopiec lawowy składający się z wcześniejszych generacji potoków, a poduszki formowane są na jego zewnętrznych powierzchniach.

Tempo chłodzenia lawy na powierzchni Ziemi jest gwałtowne, więc czas krystalizacji jest krótki. Skały wylewne składają się ze szkliwa oraz/lub drobnych kryształów, zatem w tych skałach występują struktury hialinowe, hipokrystaliczne lub mikrokrystaliczne, które w oglądzie makroskopowym określane jako struktury afanitowe [2]. Struktury hipokrystaliczne oraz krystaliczne są pochodzenia pierwotnego lub powstają jako wtórne w procesie dewitryfikacji. Ponad wspomniane, w skałach wulkanicznych występują również struktury porfirowe (zob.  Struktury skał magmowych  ). Ich obecność wskazuje na zmianę warunków podczas krzepnięcia stopu, która najpierw odbywa się w warunkach głębinowych, gdzie następuje swobodny wzrost prakryształów oraz kolejno w warunkach powierzchniowych, gdzie wykształca się reszta składników skały, w formie drobnych kryształów bądź szkliwa wulkanicznego. Prakryształy skał wylewnych mają zwykle obtopione krawędzie i naroża wskutek wzrostu temperatury stopu, jaka zachodzi podczas erupcji oraz wskutek korozji chemicznej.

W przekroju poduszki, potoku lub pokrywy lawowej, zwłaszcza o dużej miąższości, mogą zaznaczać się różnice w wykształceniu strukturalnym. W strefach centralnych, które powstawały przy wydłużonym czasie krzepnięcia znajdują się zwykle większe ilości składników krystalicznych, w stosunku do stref obwodowych, które krzepły najszybciej ( Rys. 4  ).

W skałach wulkanicznych występują tekstury masywne oraz pęcherzykowate i migdałowcowe. Struktury pęcherzykowate koncentrują się w górnych częściach potoków/pokryw wulkanicznych oraz obwodowo w poduszce ( Rys. 4  C, D, E). Związane są z procesem odgazowywania stopu i zamrożenia migrujących do stref o niższym ciśnieniu pęcherzy gazowych. Strefy pęchykowate od zewnątrz są obleczone cienką warstwą skały szklistej i zbitej, która zakrzepła wcześniej, w bezpośrednim kontakcie ze środowiskiem zewnętrznym. W skałach wulkanicznych występują tekstury bezładne i kierunkowe. Tekstury kierunkowe wynikają głównie z przemieszczenia się stopu i są powszechne zwłaszcza w skałach efuzywnych. Zaznaczają się równoległym układem rozciągniętych pęcherzy pogazowych w teksturach pęcherzykowatych lub migdałowcowych, układem smug w afanitowych skałach masywnych lub równoległą orientacją prakryształów o wydłużonych lub płaskich pokrojach w skałach porfirowych (zob.  Tekstury skał magmowych ).

Krzepnięcie w obrębie skorupy ziemskiej sprzyja krystalizacji stopu glinokrzemianowego, dlatego skały                                                                                powstałe w tych warunkach cechują struktury holokrystaliczne (zob.  Struktury skał magmowych  ), [2]. Wielkość kryształów jest zależna od warunków krystalizacji, dlatego skały krzepnące bliżej powierzchni Ziemi lub w peryferycznych częściach dużych komór magmowych, gdzie stop jest najszybciej chłodzony, składają się z kryształów mniejszych. Skały powstałe w optymalnych warunkach zbudowane są z dużych, generalnie podobnej wielkości kryształów. W skałach głębinowych występują struktury równoziarniste, wynikające ze stabilnych warunków w czasie chłodzenia i nierównoziarniste, które wskazują na zamianę tych warunków. Struktury porfirowate są oznaką stopniowo pogarszających się warunków, natomiast struktury fanerokrystaliczno-porfirowe świadczą o dwóch odrębnych etapach krystalizacji, w bardziej lub mniej sprzyjających warunkach [5]. Krzepnięcie w litosferze odbywa się pod ciśnieniem. W większości skały głębinowe są zbite, struktury porowate występują podrzędnie. Przestrzenie porowe związane są głównie ze skałami kwaśnymi, które krystalizują z magm zasobnych w fazę gazową. Pory w skałach głębinowych o strukturach fanerokrystalicznych mają formę miarol. W skałach głębinowych dominują tekstury bezładne. Tekstury kierunkowe są rzadsze, zaznaczają się równoległym ułożeniem kryształów o pokrojach wydłużonych lub płaskich (zob.  Tekstury skał magmowych ). Układ taki powstaje w trakcie przemieszczania się stopu bądź formowany jest pod wpływem ciśnienia.

Cechy strukturalne i teksturalne skał żyłowych zależą od głębokości, na której dochodzi do krzepnięcia magmy oraz od wielkości krzepnącego ciała ( Rys. 5  ). W ich obrębie może występować szerokie spektrum cech [2]. Zwykle w skałach żyłowych występują struktury fanerokrystaliczne, drobnoziarniste, fanerokrystaliczno-porfirowe i porfirowate. Powszechne są tekstury kierunkowe fluidalne, jak i tekstury bezładne (zob.  Tekstury skał magmowych  ). Drobne żyły magmowe lub ciała powstające blisko powierzchni Ziemi mają cechy skał wulkanicznych, cechuje je struktura afanitowa lub porfirowa. Z kolei, skały powstające na głębokościach kilku kilometrów mogą mieć cechy skał głębinowych. Duża różnorodność cech strukturalnych w skałach żyłowych powoduje, że identyfikacja oparta o struktury i tekstury nie jest miarodajna, powinna być uzupełniona o ustalenie geometrii ciała magmowego.


Klasyfikacje skał magmowych

Skały magmowe cechuje wysoka różnorodność. Jest ona pochodną składu chemicznego stopu glinokrzemianowego i różnych warunków krystaliacji. Magmy pierwotne mają niejednolite chemizmy, gdyż tworzą się przez wytapianie różnych skał macierzystych, a ich późniejsza dyferencjacja prowadzi do powstania całej gamy rozmaitych stopów. W wyniku ich krystalizacji powstają skały, które posiadają odmienny skład mineralny, a zróżnicowane warunki krzepnięcia wpływają na wykształcenie przeróżnych cech strukturalno-teksturalnych (zob.  Rodzaje magmy  ,  Dyferencjacja magmy  ).

Klasyfikacja skał magmowych oparta jest o skład mineralny, który wynika ze składu chemicznego. Podstawą podziału na główne grupy jest zawartość krzemionki w skale [1], której szacunkowa ilość jest określana na podstawie wskaźników mineralnych. Do wskaźników tych należą kwarc, skalenie alkaliczne, plagioklazy, skaleniowce, stanowiące sekwencję minerałów o malejącej ilości krzemionki (zob.  Kwarc  ,  Skalenie  , Skaleniowce  ), [2]. Występowanie kwarcu wiąże się z nadmiarem krzemionki w skale, z kolei obecność skaleniowców z jej niedoborem. Z uwagi na jasne zabarwienie wskaźników mineralnych nazywane są one minerałami jasnymi(felzytowymi).

Pod względem obecności i wzajemnych proporcji składników mineralnych skały magmowe dzielone są na 5 grup głównych, są to ( Rys. 1  ), [3], [1]:

Powyższy podział stosuje się do skał magmowych, w których składniki jasne stanowią przynajmniej \(10\%\) skały. Jeśli tych składników jest mniej, wyróżniana jest grupa skał skrajnie maficznych(ultramaficznych).

W głównych grupach skał magmowych wydzielane są klasy skalne, odpowiednio dla skał wylewnych, głębinowych i żyłowych (zob.  Środowiska powstania skał magmowych  ).

Udział i rodzaj wskaźników mineralnych w skałach magmowych może być szacowany przy wykorzytaniu wskaźnika barwy( Rys. 2  ), [4], [5]. Jest to ogólny stosunek minerałów jasnych do minerałów ciemnych (maficznych), czyli sumaryczna ilość kwarcu, skalenia i skaleniowców do sumarycznej ilości amfiboli, piroksenów, oliwinów, łyszczyków. Wskaźnik barwy opiera się na zależności, iż przy sukcesywnie zmniejszającej się ilości krzemionki w skałach, zwiększa się ilość minerałów ciemnych, a spada udział minerałów jasnych. To wydatnie wpływa na generalne zabarwienie skał. Skały dzielone są na 3 grupy ( Rys. 2 ), [3]:

Wraz ze wzrostem ilości minerałów ciemnych zwiększa się ciężar właściwy skał magmowych. W skałach leukokratycznych wynosi on 2,35 – 2,7 \(g/cm^3\), w skałach mezokratycznych od 2,7 – 2,9 \(g/cm^3\), a w melanokratycznych 3,0-3,2\(g/cm^3\).

Skały magmowe są ważnym i podstawowym składnikiem litosfery. W skorupie oceanicznej dominują skały zasadowe i obojętne, w skorupie kontynentalnej wystepują skały zasadowe, obojętne i kwaśne, a skały ultramaficzne są typowym budulcem dolnych części litosfery.


Skały skrajnie kwaśne i kwaśne

Cechą charakterystyczną skał kwaśnych jest obecność w skale kwarcu (zob.  Kwarc  ) w ilości ponad \(20\%\). Skały głębinowe kwaśne bywają zbiorczo nazywane granitoidami( Rys. 1  ). Występowanie obok kwarcu skaleni alkalicznych (zob.  Skalenie  ), zwykle w formie ortoklazu i albitu, jest charakterystyczne dla granitów alkaliczno-skaleniowych i ich odpowiedników wylewnych - riolitów alkalicznych( Rys. 1  ). Skały, w których występują różne grupy skaleni, ale zaznacza się dominacja lub porównywalny udział skaleni alkalicznych i plagioklazów z grupy albit-oligoklaz, są klasyfikowane jako granity, a ich wylewne odmiany jako riolity. Istotna dominacja plagioklazów (albit-andezyn) nad skaleniami alkalicznymi jest podstawą do wyróżnienia granodiorytów w grupie skał głębinowych oraz dacytów w grupie skał wylewnych. Występowanie obok kwarcu plagioklazów (oligoklaz-andezyn) jest charakterystyczne dla tonalitów oraz plagiodacytów. W skałach żyłowych granitoidy reprezentowane są przez pegmatyty i aplity( Rys. 1  ). Udział minerałów ciemnych (biotytu, amfiboli, piroksenów) w skałach kwaśnych jest niewielki, w granitach wynosi kilka procent, w granodiorytach i tonalitach wzrasta do \(20\%\)[1], [2], [3], [4], [5], [6], [7].

W wielu ze skał głębinowych kwaśnych występują duże, łatwo identyfikowalne kryształy, co sprzyja ich analizie makroskopowej. Trudności może sprawiać diagnostyka poszczególnych grup skaleni, zwłaszcza w odmianach drobnokrystalicznych. W granitoidach powszechnie występują struktury średnio- i gruboziarniste oraz porfirowate (zob.  Struktury skał magmowych  ), z reguły są to skały zbite i masywne, podrzędnie występują miarole (zob.  Tekstury skał magmowych  ). Obecność skaleni alkalicznych, w tym ortoklazu w granitach powoduje, że mają one zabarwienie różowawe. Granodioryty oraz tonality występują w odcieniach szarości ( Rys. 2  ), [4].

Aplity to zwykle zbite skały żyłowe, drobnoziarniste do bardzo drobnoziarnistych o jasnym, białym ( Rys. 3 A) lub różowym odcieniu. Z kolei pegmatyty to skały grubo- lub bardzo gruboziarniste, w ich obrębie występuje tekstura pismowa, która jest właściwa tylko dla tej grupy skał [4]. Pegmatyty formują różne ciała skalne. Powszechnie występują jako wypełnienia pustek-miarol lub mogą tworzyć większe formy masywne i różnej wielkości żyłowe. Pegmatyty należą do skał krystalizujących z tzw. stopów resztkowych, czyli składników magmy pozostałych po wykrystalizowaniu głównej masy plutonów granitowych (zob. Krystalizacja magmy  ). Skład mineralny pegmatytu jest analogiczny do granitu, z tą różnicą, że kryształy są kilka do kilkuset razy większe ( Rys. 3  C). Dodatkowo, w pegmatytach występują minerały, które są zasobne w lantanowce, tj. tor, uran, niob. Drobnoziarniste skały żyłowe z podwyższoną ilością minerałów ciemnych określane są jako lamprofiry. Przeważnie mają barwę szarą, ciemnoszarą lub czarną, bywają również czerwonawe lub zielonawe [4]. Najczęściej są ciemniejsze od skał, które przecinają. Identyfikacja makroskopowa skał żyłowych kwaśnych, przy braku możliwości określenia formy ciała magmowego i odróżnienie ich od niektórych odmian wylewnych może być problematyczna.

W odmianach porfirowych diagnostyka makroskopowa opiera się na analizie prakryształów. W skałach kwaśnych zwykle występują zarówno prakryształy z kwarcem, jak i ze skaleniem ( Rys. 4  A, B ), w podrzędnej ilości z biotytem. Dla skał, w których oszacowanie skaleni w prakryształach nie jest możliwe, w nieformalnym nazewnictwie stosuje się ogólne określenie - porfir kwarcowy. W strukturze afanitowej przeprowadza się jedynie szacowanie przynależności klasyfikacyjnej stosując wskaźnik barwy, zgodnie z zasadą, że większość skał leukokratycznych to skały zawierające wśród minerałów jasnych również kwarc. Skały kwaśne afanitowe charakteryzuje ogólne zabarwienie w różnych odcieniach barwy kremowej, szarej i różowej. Podczas gwałtownego krzepnięcia skały kwaśne tworzą odmiany szkliste, przykładem jest obsydian i smołowiec [4].

Skały skrajnie kwaśne zawierają ponad \(60\%\) kwarcu. W skałach głębinowych wyróżniane są granity silnie kwarcowe, gdy kwarcowi towarzyszą skalenie. Makroskopowo podobne są do granitoidów. Skały skrajnie kwaśnie są rzadko spotykane.


Skały obojętne

W skałach obojętnych głównym składnikiem są skalenie (zob.  Skalenie  ). Przewaga skaleni alkalicznych wśród minerałów jasnych jest podstawą do wydzielenia w skałach głębinowych grupy sjenitoidów, z klasami sjenitów(ze znaczną przewagą skaleni alkalicznych, głównie ortoklazu) i monzonitów(z porównywalną ilością skaleni alkalicznych i plagioklazów). Odmianami wulkanicznymi są trachity i latyty, łączone w grupę trachitoidów ( Rys. 1  ). Dominacja plagioklazów nad skaleniami alkalicznymi jest podstawą do wydzielenia diorytów w skałach głębinowych oraz andezytów w skałach wylewnych, a występowanie tylko plagioklazów zasadowych jest typowe dla gabr i anortozytów, których odpowiednikiem wylewnym są bazalty. W skałach żyłowych wyróżniane są doleryty i diabazy( Rys. 1  ), [1], [2], [3], [4], [5], [6].

Skały obojętne z dużą ilością skaleni alkalicznych mogą zawierać do kilkunastu procent kwarcu, z kolei skały z dominacją plagioklazów wapniowych mogą zawierać do kilku procent skaleniowców.

Sjenitoidy należą do skał leukokratycznych i składają się z minerałów jasnych. Ilość minerałów ciemnych tj. biotyt, hornblenda jest marginalna. W klasie diorytu ilość minerałów ciemnych wzrasta i wynosi \(20\%\) lub więcej, z kolei w gabrach przekracza \(50\%\). Minerały ciemne gabr to głównie pirokseny, w mniejszej ilości mogą występować amfibole lub oliwiny. Anortozyty zawierają niewiele minerałów ciemnych, składają się głównie z plagioklazów zasadowych.

Ze względu na znaczne ilości ortoklazu sjenity zwykle mają zabarwienia czerwone i różowe, a monzonity, zawierające wysoką zawartość plagioklazów z grupy oligoklaz-andezyn, są szare ( Rys. 2  A, B ). Sjenitoidy są grubo-, średnioziarniste lub porfirowate, zwykle zbite i bezładne (zob.  Struktury skał magmowych ,  Tekstury skał magmowych  ). Diorytoidy mają struktury średnioziarniste, są bezładne lub mają teksturę równoległą, podkreśloną rozkładem minerałów o pokrojach wydłużonych ( Rys. 2 C). Występują w odcieniach szarych lub są biało-czarne. Powszechnie występujące plagioklazy z grupy oligoklaz-andezyn w diorytoidach są zwykle zielonkawe [7]. Gabra i anortozyty to skały głównie grubokrystaliczne. Gabra to skały ciemne, występują w kolorystyce od zielonoszarych przez ciemnoszare do czarnych ( Rys. 2  D, E, F). Barwa zależy od ilości, zabarwionych na szaro, plagioklazów zasadowych z grupy labrador-bytownit oraz od ciemnych piroksenów [7]. Anortozyty składają się głównie ze skaleni zasadowych, mają zabarwienie szare lub szarozielonkawe i są jaśniejsze od gabr.

Skały żyłowe zwykle mają struktury drobnoziarniste ( Rys. 3  ) i ich diagnostyka makroskopowa, ze względu na ograniczone możliwości obserwacji makroskopowych, jest utrudniona. Odmiany jasne, zawierające skalenie oraz minerały ciemne barwy szarej, nazywane są lamprofirami. Zaliczane są tu żyłowe odpowiedniki sjenitoidów oraz diorytoidów. Jeśli istnieje możliwość ustalenia stosunków jakościowych i ilościowych skaleni, używa się nazw nawiązujących do skał głębinowych, tj. mikrosjenit, mikromonzonit, mikrodioryt. Diabazy, będące odpowiednikami klasy gabra i bazaltu, są skałami czarnymi, ciemnoszarymi i drobnokrystalicznymi ( Rys. 3  A).

Skały wulkaniczne mają struktury afanitowe lub porfirowe ( Rys. 4  ). W skałach porfirowych, w prakryształach, występują skalenie, z którymi mogą współwystępować amfibole, pirokseny, biotyt lub występuje tylko oliwin [7]. Takie skały makroskopowo wyróżniane są jako porfiry bezkwarcowe. Zespół prakryształów może służyć jako szacunkowy dla potrzeb klasyfikacyjnych. Prakryształy hornblendy zwykle występują w szarym cieście skalnym, co jest typowe dla andezytów, a prakryształy oliwinu znajdują się w ciemnym cieście skalnym, co jest charakterystyczne dla bazaltów.

Dla szacunkowego określenia przynależności klasyfikacyjnej skał afanitowych wykorzystuje się wskaźnik barwy. Trachitoidy, podobnie jak odpowiadające im głębinowe sjenitoidy, to skały leukokratyczne, które cechuje ogólne jasne zabarwienie różowe lub szare. Bazalty, składające się w przeważającej części z minerałów ciemnych, mają zabarwienie od czarnego i ciemnoszarego do brązowo-czerwonego ( Rys. 4  E, F). W ich obrębie mogą występować ziarniste skupienia oliwinu, zwane bombami oliwinowymi. Poza teksturami zbitymi i bezładnymi, w bazaltach powszechne są tekstury pęcherzykowate i fluidalne.


Skały zasadowe, ultrazasadowe i ultramaficzne

Cechą skał zasadowych i ultrazasadowych jest dominacja skaleniowców (zob. Skaleniowce ) w grupie minerałów jasnych. Współwystępowanie skaleniowców oraz skaleni (zob. Skalenie ) jest podstawą wyróżnienia skał zasadowych, brak skaleni decyduje o przynależności do skał ultrazasadowych [1]. Skały te mają podrzędne znaczenie w budowie skorupy ziemskiej, zwykle tworzą niewielkie ciała magmowe, za wyjątkiem skał wylewnych, które spotykane są w większej ilości.

Zasadowe skały głębinowe reprezentowane są przez dwie grupy: sjenitoidy foidowe, które obok skaleniowców zawierają skalenie alkaliczne i niewielką ilość składników ciemnych oraz diorytoidy foidowe, zawierające obok skaleniowców plagioklazy i większą ilość składników ciemnych ( Rys. 1 ). Odpowiednikiem wylewnym sjenitodiów foidowych są fonolity, a diorytoidów foidowych są tefryty i bazanity, łączone w grupę tefroidów [1], [2], [3], [4], [5].

Sjenitoidy foidowe oraz ich wulkaniczne odpowiedniki są skałami leukokratycznymi, mają ogólne zabarwienie szare, z odcieniem różowym lub zielonkawym. Diorytoidy foidowe makroskopowo są podobne do gabra. Tefryty cechuje barwa szara, a bazanity - ciemnoszara do czarnej [1]. Odmiany wylewne są masywne lub porowate, również migdałowcowe (zob. Tekstury skał magmowych ). Foidolity to głębinowe skały ultrazasadowe, czyli takie, które zawierają skaleniowce w grupie minerałów jasnych. Charakteryzuje je struktura gruboziarnista (zob. Struktury skał magmowych ), tekstura zbita i bezładna. Przedstawicielami tych skał są urtyty i ijonity. Urtyty mają zabarwienie jasnoszare z odcieniem zielonym lub różowym, mogą zawierać do  \( 30\% \) minerałów ciemnych. Ijonity mają barwy od szarych do ciemnoszarych, mogą zawierać do  \( 70\% \) minerałów ciemnych. Wulkanicznym odpowiednikiem foidolitów są foidyty, reprezentowane przez nefelinity i leucytyty. Są to skały afanitowe lub porfirowe z parakryształami piroksenu. Leucytyty występują w zabarwieniu jasnoszarym lub szaro-zielonym, nefelinity mają barwy od szarej do czarnej. Identyfikacja makroskopowa skał zasadowych i ultrazasadowych jest problematyczna. Podstawową trudnością jest identyfikacja skaleniowców i odróżnienie ich od skaleni. Skały zasadowe i ultrazasadowe wykazują wysokie podobieństwo w obrazie makroskopowym do skał obojętnych.

Skały ultramaficzne (skrajnie melanokratyczne) składają się z minerałów ciemnych, czyli oliwinu, amfibolu i/lub piroksenu (zob. Oliwiny, Amfibole, Pirokseny ), [1], którym może towarzyszyć niewielka domieszka, w ilości do kilku procent, minerałów jasnych, zwykle skaleniowców. Charakterystyczna dla tych skał jest zdecydowana dominacja jednego z minerałów ciemnych. Gdy dominuje oliwin wyróżniane są perydotyty, gdy to jest jeden z piroksenów – wyróżniane są piroksenity, gdy to jest hornblenda –  hornblendyty. Odmiany żyłowe nazywane są pikrytami [6]. Skały ultramaficzne powstają głownie w środowiskach głębinowych [1], [7], znacznie rzadziej tworzą żyły, sporadycznie krystalizują w warunkach powierzchniowych.

Typowe perydotyty mają zabarwienie zielono-szare, zielono-czarne, a gdy nie mają domieszek innych minerałów są jasno zielone ( Rys. 2B). Są to skały, które budują dolne części litosfery, przynależące do górnego płaszcza ziemskiego. Mają struktury od drobno- do gruboziarnistych, zwykle równoziarniste lub porfirowate. Hornblendyty i piroksenity są barwy czarnej lub czarnozielonej ( Rys. 2A, C). Hornblendyty mają struktury grubo- lub bardzo gruboziarniste i równoziarniste. Pirokseny są średnio- lub gruboziarniste, równoziarniste lub porfirowate. Głębinowe skały ultramaficzne są zbite, mają tekstury bezładne lub uporządkowane. Pikryty są drobnokrystaliczne lub porfirowe z oliwinami lub/i piroksenami w prakryształach. Mają zabarwienie od czarnego do ciemnoszarego lub czarno-zielonego, makroskopowo są trudno odróżnialne od zasadowych diabazów.


Skały piroklastyczne

Skały piroklastyczne ( Rys. 1  ) są deponowane w otoczeniu krateru i tworzą pokrywę (warstwę) na skałach podłoża lub skałach pochodzenia wulkanicznego, powstałych w wyniku wcześniejszych erupcji (zob. Środowiska powstania skał magmowych  ). W związku z tym, iż składają się z ziaren, których osadzenie poprzedzone jest transportem, zaliczane są do grupy skał osadowych [1]. Długość drogi transportu składników jest zróżnicowana, zależy od wielkości materiału piroklastycznego, jego ilości, masy oraz siły eksplozji. Ziarna duże, występują w skałach piroklastycznych deponowanych w bezpośrednim sąsiedztwie wulkanu. Wraz ze wzrostem odległości od wulkanu zmniejsza się frakcja ziaren. Najdrobniejsze frakcje, czyli pyły wulkaniczne, mogą być latami zawieszone w atmosferze.

Nagromadzenie nieskonsolidowanego materiału piroklastycznego w środowisku lądowym nazywane jest tefrą( Rys. 1  A, B ), [1]. Jest to skała luźna, nierozsortowana, której depozycja była poprzedzona relatywnie krótkim transportem. Składa się z piasków i pyłów, w których mogą występować wszystkie inne typy piroklastów tj. bloki, bomby i lapille (zob.  Środowiska powstania skał magmowych  ), [1]. Tefra deponowana jest na stokach wulkanu oraz w jego bezpośrednim otoczeniu. Tworzy pokrywę klastyczną, której grubość maleje wraz z odległością od krateru. Warstwy piroklastyczne zbudowane tylko z frakcji aleurytowej i pelitowej nazywane są pyłami wulkanicznymi, gdy zawierają piaski nazywane są popiołami wulkanicznymi. Frakcja lekka piroklastów może być transportowana na duże odległości, jej depozycja może być istotnie oddalona od miejsca erupcji.

Skonsolidowany materiał tefry, który przeszedł procesy lityfikacyjne, nazywany jest tufem( Rys. 1  C), ( Rys. 2 ), [2], [3]. Podstawowym składnikiem większości tufów jest zcementowany popiół, w którym wyróżnia się następujące typy ziarn:

Popiół wulkaniczny stanowi główną masę skały lub tło, w którym występują inne, większe ziarna pochodzenia magmowego [1], [2]. W zależności od rodzaju składników tufy dzieli się na:

Tufy zwykle są skałami porowatymi, o strukturze bezładnej lub ze słabo zaznaczonym uporządkowaniem równoległym. Charakteryzuje je niska selekcja materiału ziarnistego, która wzrasta wraz odległością od źródła erupcji. Tufy przyjmują zabarwienia od szarego i beżowego, przez różowawe i fioletowawe do brunatnego.

Tufity to skały mieszane, składające się z drobnego materiału piroklastycznego (pyłu i/lub piasku wulkanicznego) w ilości od \(25-75\%\) oraz materiału osadowego, typowego dla danego środowiska sedymentacyjnego ( Rys. 3  A), [1], [2]. Powstają w wyniku osadzenia materiału piroklastycznego w środowisku wodnym lub transportu materiałów piroklastycznych przez wodę. W ich obrębie występują struktury sedymentacyjne,                                                                                odpowiadające dynamice środowiska. Większość zachowanych tufitów to osady środowisk morskich lub jeziornych, które deponowane były z suspensji, czyli swobodnego opadania zawiesiny. Są skałami słabo porowatymi, barwy od białej do szarej. Tworzą warstwy, zwykle są równolegle laminowane, z gradacją normalną ziarna, która jest efektem segregacji materiału w słupie wody. Ilość materiału piroklastycznego zmniejsza się ku górze warstwy.

Zdiagenezowane tufity, w których w wyniku podmorskiego wietrzenia doszło do transformacji materiału piroklastycznego w minerały ilaste z grupy montmorylonitu, nazywane są bentonitami( Rys. 3 C).

Do skał piroklastycznych zalicza się również ignimbryty(tufy spieczone)( Rys. 3  B), [2]. Tworzą pokrywy powstające w wyniku depozycji składników magmowych (kryształy, szkliwo, fragmenty skał) przy udziale sprężonej pary wodnej i innych fluidów. Powstają przez depozycję z wysokoenergetycznych i gorących spływów piroklastycznych (zob.  Materiały piroklastyczne  ). Są to skały barwy białej, szarej lub różowej, porowate, bezładne lub ze słabo zaznaczonymi strukturami kierunkowymi. Większe ziarna, w obrębie ignimbrytów, mają skorodowane krawędzie [1].

Definicja 1: Skały piroklastyczne

 skały powstające w wyniku sedymentacji, zbudowane są z
materiału ziarnowego, wyrzuconego z wulkanu podczas erupcji, czyli piroklastów (zob.  Materiały
piroklastyczne  ), których zawartość przekracza \(75\%\) składników skały [1].


Metamorfizm - wprowadzenie

Przeobrażeniom metamorficznym ulegają wszystkie rodzaje skał: magmowe, osadowe i metamorficzne (wcześniej słabiej przeobrażone). Skala przeobrażeń jest zróżnicowana ( Rys. 1  ).

Najłatwiej podlegają metamorfozie skały osadowe, najtrudniej magmowe głębinowe, które powstają w warunkach wysokiej temperatury i ciśnienia.

Definicja 1: Metamorfizm

 jest to zespół procesów prowadzących do zmian strukturalnych,
teksturalnych, składu mineralnego i chemicznego pod wpływem wysokiego ciśnienia, wysokiej temperatury i
krążących substancji. Przemiany te zachodzą w stanie stałym. Przyjmuje się, że granicę między diagenezą a
metamorfizmem wyznacza temperatura    \({200}{^o}\) C i ciśnienie rzędu 2 kilobarów.