Czynniki metamorfizmu

Metamorfozę wywołuje wiele różnych czynników, przy czym jeden lub dwa z nich są dominujące. Podstawowe czynniki to:

Temperatura jest najważniejszym czynnikiem metamorfozy [1], [2], [3], [4]. Podwyższenie temperatury związane jest z pogrążaniem skał w głębsze strefy skorupy ziemskiej (stopień geotermiczny)( Rys. 1  ), (zob. Pióropusze płaszcza i plamy gorąca  ) albo z oddziaływaniem intruzji magmowych i pióropuszy płaszcza. Wzrost temperatury powoduje wiele zmian w składzie mineralnym: generalnie przyspiesza reakcje chemiczne i w efekcie wywołuje zmiany polimorficzne, przekrystalizowanie i rekrystalizację. Przekrystalizowaniu (powstaniu większych kryształów) ulegają skały skryto- i drobnokrystaliczne. Następuje także proces rekrystalizacji szkliw wulkanicznych i likwidacja stanów koloidalnych. Wzrost temperatury prowadzi do dehydratyzacji minerałów uwodnionych, dehydroksylacji minerałów zawierających grupę \(OH\) oraz dysocjacji termicznej węglanów. W wyniku tych reakcji powstaje duża ilość \(H_2O\) i \(CO_2\), które tworzą bardzo ruchliwy roztwór. Roztwór ten, migrując, wywołuje przemiany metasomatyczne (zob.  Metasomatoza ).

Skały pogrążające się w głąb skorupy ziemskiej podlegają coraz większemu ciśnieniu, wywieranemu przez wyżej leżące masy skalne [5], [6]. Wzrost ciśnienia powoduje zmniejszenie objętości minerałów i skał ( Rys. 2 ) i jest odwrotnie skorelowany ze wzrostem temperatury. Jeśli temperatura przyspiesza reakcje chemiczne, to ciśnienie je hamuje. Generalnie, ciśnienie statyczne powoduje zastępowanie minerałów o                                                                                strukturach luźniejszych przez minerały z gęściej upakowanymi atomami lub jonami [3], [2], [7], [4], [8].

W przeciwieństwie do ciśnienia statycznego, ciśnienie kierunkowe wywołują ruchy górotwórcze i związane z nimi ruchy tektoniczne ( Rys. 3  ), [5], [6]. W płytkich strefach skorupy ziemskiej ciśnienie kierunkowe prowadzi do kruszenia i mielenia skał. Silne oddziaływanie ciśnienia kierunkowego prowadzi do powstania minerałów stressowych (np. dysten, łyszczyki, chloryty) i tekstur kierunkowych (laminacja, foliacja, lineacja)( Rys. 4  ), [5], [3], [2], [7], [8].

Większość procesów metamorficznych zachodzi przy małym udziale fazy ciekłej. Jednak w wielu skałach fluidy występują w porach międzyziarnowych, tworząc cienkie otoczki na ziarnach. W wysokiej temperaturze mogą być one bardzo aktywne. Jest to roztwór zjonizowany, zawierający aniony \(OH\) i \(CO_2\), podrzędnie \(SO_4\) i \(Cl\) oraz wiele różnych kationów. W efekcie, taki roztwór może rozpuszczać minerały nietrwałe, ułatwia reakcje wymienne przez dyfuzję i przyspiesza krystalizację nowych minerałów. Jeśli takie substancje, w efekcie reakcji między minerałami, uwalniają różne pierwiastki lub tlenki (szczególnie \(K\) i \(Na\), ale także \(Cl\), \(CO_2, OH, H_2O\)), to te substancje wędrując przez masywy skalne powodują powstanie nowych minerałów [2], [4], [9].


Rodzaje metamorfizmu

Funkcjonuje wiele różnych kryteriów klasyfikacyjnych metamorfizmu [1], [2], [3], [4]. Jeśli kryterium klasyfikacyjnym jest kierunek zmian, to wyróżniamy:

W obrębie metamorfizmu progresywnego, w zależności od objętości skał metamorficznych, wyróżniono [2]:

Metamorfizm regionalny [5], [4] zachodzi w warunkach pogrążania mas skalnych w głębokie (powyżej 5 km) strefy skorupy ziemskiej. Wywołany jest wysokim ciśnieniem statycznym i wysoką temperaturą. Czynnikiem dodatkowym może być krążenie substancji, a w płytszych strefach skorupy ziemskiej także ciśnienie kierunkowe. Metamorfizm regionalny charakteryzuje szerokie spektrum natężenia czynników w miarę przesuwania się w głąb skorupy ziemskiej.

Odmianami metamorfizmu regionalnego są [2]:

W obrębie metamorfizmu lokalnego wyróżniamy:


Strefy metamorfizmu

Wraz ze wzrostem głębokości pogrążenia kompleksów skalnych rośnie intensywność przeobrażeń. Wyróżniamy w odniesieniu do metamorfizmu regionalnego trzy stopnie przeobrażenia: niski, pośredni i wysoki.

Często w literaturze odpowiadają im trzy strefy [1], [2], [3]: epizona, mezozona i katazona ( Rys. 1 ).


Facje metamorficzne

Najważniejsze klasyfikacje metamorfizmu opierają się na pojęciu facji metamorficznej [1], [2], [3], [4], [5].

Facja metamorficzna oznacza pewien zakres ciśnienia i temperatury, w których trwałe są określone zespoły mineralne.

Najczęściej wyróżniamy następujące facje ( Rys. 1  ), [3], [4]:


Ultrametamorfizm

Procesy metamorficzne przebiegają bez znaczącego udziału fazy ciekłej. Po przekroczeniu pewnej, granicznej wartości temperatury i ciśnienia występuje zjawisko coraz intensywniejszego wytapiania składników o niskim stopniu topnienia i pojawianie się coraz większych ilości stopu krzemianowego. Rozpoczyna się proces ultrametamorfizmu. Granica nie jest stała i zależy od składu mineralnego, chemicznego oraz udziału składników lotnych.

Procesy ultrametamorficzne przebiegają w dwóch stadiach [1]:

Produktem ultrametamorfizmu są migmatyty ( Rys. 1  ), [2], [3], [1]. Zbudowane są one z dwóch składników: paleosomu, czyli skały pierwotnej, która nie przeszła w fazę ciekłą oraz neosomu, czyli nowej skały powstałej z krystalizacji wtórnej magmy. Migmatyty charakteryzuje specyficzna forma:


Metasomatoza

Metasomatoza to proces przeobrażenia skał w stanie stałym, pod wpływem gazów i cieczy doprowadzonych z zewnątrz. Są one łatwo rozpuszczalne w roztworach porowych i uruchomiane do wędrówki wywołują przemiany mineralne [1], [2], [3].

W obrębie metasomatozy wyróżniamy szczególne typy metamorfozy:

Procesy metasomatyczne wywołują wiele przekształceń mineralnych. Są to:

Z utworami metasomatycznymi związane są koncentracje złożowe wielu metali (Fe, Cu, Co, Mo, Zn, Pb, Mn i innych).


Skały metamorficzne - wprowadzenie

Skały metamorficzne powstają przez zmianę struktury, tekstury oraz/lub składu mineralnego skał wyjściowych, która odbywa się pod wpływem czynników metamorficznych, czyli ciśnienia, temperatury, fluidów i czasu (zob.  Metamorfizm - wprowadzenie  ). Metamorfizmowi podlegają wszystkie typy genetyczne skał, czyli skały magmowe, osadowe oraz metamorficzne. Większość skał metamorficznych powstaje w środowisku wnętrza skorupy ziemskiej lub płaszcza. Tylko niewielka ich część formowana jest na powierzchni Ziemi. Należą do nich skały przeobrażone pod wpływem impaktów (metamorfizm szokowy) lub odziaływania termicznego law wulkanicznych (jeden z typów metamorfizmu kontaktowego), (zob.  Rodzaje metamorfizmu ).

Skała wyjściowa, która podlegała procesom metamorfizmu nazywana jest protolitem, natomiast skała po przemianach metamorficznych neolitem. Nazwy skał metamorficznych z protolitów magmowych poprzedza się przedrostkiem orto-(np. ortokwarcyt, ortognejs), a nazwy skał powstałych z protolitów osadowych poprzedza się przedrostkiem para-(np. paraamfibolit, parałupek)[1], [2]. Protolity wykazują różne kompetencje na przemiany metamorficzne. Zwykle pod wpływem tych samych warunków w skałach osadowych zaznaczą się bardziej zaawansowane zmiany, niż w skałach magmowych głębinowych.

Metamorfizm często całkowicie zmienia wygląd makroskopowy protolitu. Skala przebudowy składu mineralnego, struktur i tekstur skały wyjściowej zależy od natężenia czynników metamorfizmu (zob.  Czynniki metamorfizmu  ). Niektóre skały formowane w warunkach metamorfizmu niskociśnieniowo-temperaturowego w obrazie makroskopowym mogą przypominać protolity, choć w obrazie mikroskopowym będą posiadały wyraźne cechy skał metamorficznych. Przy bardziej zaawansowanym wpływie czynników metamorfizmu, neolity nabierają zupełnie indywidulanych cech i ich wygląd nie nawiązuje do skał wyjściowych.

Skały metamorficzne to bardzo duża i zróżnicowana grupa skał, zarówno pod względem mineralnym, jak i cech strukturalno-teksturalnych. Różnorodność ta determinowana jest przez:

Większość skał metamorficznych posiada swoiste cechy uniwersalne, do których należą (zob.  Czynniki metamorfizmu  ):

Czynniki metamorfizmu inicjują procesy krystaliczne, więc:

Pod względem genetycznym minerały w skałach metamorficznych należą do (zob.  Minerały protolitów  ):

Do głównych minerałów neogenicznych skał metamorficznych należą:

Podstawowa klasyfikacja skał metamorficznych oparta jest o ich genezę (zob.  Rodzaje metamorfizmu  ). Względem tego podziału podstawowe grupy skał metamorficznych to:


Struktury skał metamorficznych

Struktura w skałach metamorficznych charakteryzuje wielkość, wzajemne relacje pomiędzy składnikami oraz kształt dominujących blastów.

Skały metamorficzne w większości są skałami krystalicznymi, czyli blastycznymi. Ze względu na wyrazistość w obrazie makroskopowym wyróżniana jest [1]:

Względem wzajemnych relacji wielkościowych pomiędzy składnikami skały metamorficznej wydzielana jest ( Rys. 1  ), [2]:

Kształt dominujących blastów (zob.  Pokrój minerałów i forma skupień  ) w skale jest podstawą dla wyznaczenia struktury ( Rys. 2  ), [4], [2], [3], [5]:

Struktury te znajdują zastosowanie głównie w opisach skał metamorfizmu regionalnego (zob.  Rodzaje metamorfizmu  ), [6].

W przypadku metamorficznych skał polimineralnych, w których dominująca masa składa się ze składników o różnych pokrojach, wydziela się struktury mieszane ( Rys. 3  ), np. granolepidoblastyczne, granonematoblastyczne, lepidogranoblastyczne, przy czym przedrostek będący pierwszym członem sugeruje dominację składnika o danym pokroju w skale [2].

W skałach dynamometamorfizmu (zob.  Skały dynamometamorfizmu  ), dla których charakterystyczne są deformacje nieciągłe, wyróżniane są struktury kataklazowe i mylonityczne [6], [2], [1], [5]. Struktura kataklazowa to typ struktury zbrekcjowanej, określa skałę składającą się z ostrokrawędzistych klastów, znajdujących się w otoczeniu drobnoziarnistego, roztartego materiału, a mylonityczna odnosi się do skał składających się z drobnoziarnistego, roztartego materiału, w którym znajdują się porfiroblasty.

Ze struktur specjalnych w skałach metamorficznych występuje struktura poikiloblastyczna, charakteryzująca się występowaniem nieregularnych wrostków minerału w obrębie większych blastów innego minerału.

Powyższe struktury są formowane podczas przeobrażenia protolitu i są efektem jego przebudowy wewnętrznej. W niektórych skałach metamorficznych, zwłaszcza w tych formowanych przy stosunkowo niewysokich wartościach temperatur i/lub ciśnień, mogą zostać zachowane pozostałości pierwotnych struktur protolitu. Należą one do grupy struktur reliktowych. Do ich określenia stosuje się nazwy oryginalnych struktur protolitu, które poprzedza się przedrostkiem blasto. W skałach metamorficznych najczęściej występują relikty profiroklastów i takie struktury nazywane są blastoporfirowymi lub zachowuje się morfologia większych ziarn psefitowych i wówczas występują struktury blastopsefitowe ( Rys. 4  ), [6], [3].


Tekstury skał metamorficznych

Tekstury w skałach metamorficznych charakteryzują rozmieszczenie składników w skale.

Przy braku uporządkowania blastów wyróżniane są tekstury bezładne (bezkierunkowe)( Rys. 1  ). Tworzą się one w skałach metamorfizowanych przy istotnym wpływie ciśnienia statycznego, zwykle w warunkach głębokiego pogrążenia litosferycznego (zob.  Czynniki metamorfizmu  ).

Konfiguracja geometryczna blastów w skale metamorficznej jest podstawą wyróżnienia grupy tekstur kierunkowych (uporządkowanych)( Rys. 2  ). Jest ona efektem przebudowy wewnętrznej protolitu pod wpływem stresu (ciśnienia kierunkowego). Rozkład blastów jest zwykle uporządkowaniem równoległym względem jednego określonego kierunku, prostopadłego do kierunku działania stresu.

W obrębie tekstur kierunkowych wyróżniane są:

Laminacja charakteryzuje teksturę, gdzie w układzie równoległym występują, wzajemnie przekładające się, cienkie warstewki o zróżnicowanym składzie mineralnym ( Rys. 2  A, B, C), [1], [2]. Foliację charakteryzuje równoległe rozmieszczenie blastów o pokrojach płaskich (płytkowych, blaszkowych, łuseczkowych)( Rys. 2  D, E), (zob.  Pokrój minerałów i forma skupień  ), [1]. Foliacja ma różne stopnie wyrazistości. Gdy jest ona dobrze wykształcona, skała metamorficzna uzyskuje charakterystyczną oddzielność, która uwidacznia się przez pękanie skały pod wpływem nacisku mechanicznego wzdłuż równoległych powierzchni teksturalnych. Wówczas wyróżniana jest tekstura łupkowa( Rys. 2  E), [3], [4].

Szczególną odmianą laminacji jest tekstura gnejsowa( Rys. 3  ), [5], w której laminy skaleniowo-kwarcowe przekładane są laminami z dominacją łyszczyków i amfiboli [3]. Ze względu na dużą różnorodność wykształcenia, jest ona dzielona na: tekstury równe i nierówne. Do tekstur równych należą:

Do tekstur gnejsowych nierównych należą:

Jeśli w skałach metamorficznych zachowały się pierwotne cechy teksturalne protolitów wówczas, podobnie jak w przypadku struktur, wyróżniane są tekstury reliktowe. Najczęściej występują pozostałości po laminacjach ze skał osadowych lub strukturach fluidalnych skał magmowych.


Minerały protolitów

Minerały wstępujące w protolitach wykazują różne właściwości mechaniczne i chemiczne na działalność czynników metamorfizmu. Główne minerały skałotwórcze można podzielić na dwa rodzaje:

W niektórych minerałach zachodzi częściowa przebudowa struktury kryształów i powstają formy pokrewne z tej samej grupy mineralnej, które cechuje stabilność ciśnieniowo-temperaturowa. Należą tu minerały z grupy węglanów, przechodzące w trwały kalcyt, czy skalenie wapniowe ulegające transformacji w formy bogatsze w sód. W tym przypadku stabilność mineralna może być rozpatrywana w obrębie grup minerałów. Niektóre minerały, np. granat lub muskowit, w skałach metamorficznych mogą przechodzić z protolitów lub powstawać na drodze blastezy.

Poddane metamorfizmowi główne minerały skał magmowych i osadowych zachowują się następująco:

Minerały z grupy krzemionki w skałach metamorficznych reprezentowane są wyłącznie przez kwarc( Rys. 1 A, B )(wyjątkiem są skały powstające w wyniku metamorfizmu szokowego, w których może powstać stiszowit czy koezyt)(zob.  Kwarc  ), [1], [2]. Uwodnione formy krzemionki, czyli opal i chalcedon, ulegają odwodnieniu i przechodzą w kwarc [3]. W temperaturach powyżej \(573 ^oC\) kwarc β podlega transformacji w wysokotemperaturową odmianę kwarcu α.

Kwarc jest typowym składnikiem skał metamorficznych dziedziczonym po protolicie. Jego ilość zależy od ilości minerałów z grupy krzemionki obecnych w skale wyjściowej. Wśród skał metamorficznych występują odmiany kwarcowe mono- lub prawie monomineralne nazywane kwarcytami (zob.  Skały metamorfizmu regionalnego  ), [4]. Powszechne są skały oligomiktyczne, tj. fyllity, gnejsy, granulity i niektóre odmiany łupków, gdzie kwarc należy do głównych składników (zob.    ),    ,    ). W wielu typach skał metamorficznych jest minerałem pobocznym lub akcesorycznym. W odmianach oligomineralnych tworzy często indywidualne nagromadzenia w formie gniazd lub soczewek. Powszechnie występuje również jako minerał wypełniający żyły.

Skalenie ( Rys. 1  A, C) to grupa minerałów, która jest dziedziczona po protolicie (zob.  Skalenie  ). Do minerałów stabilnych należą plagioklazy kwaśne. Są one reprezentowane głównie przez albit i oligoklaz, czyli odmiany zasobne w sód. Plagioklazy wapniowe są nietrwałe i przechodzą w skalenie sodowe lub ulegają transformacji w epidoty, zoisyty i klinozoisyty (zob.  Minerały z grupy epidotu  ), czyli krzemiany glinu i wapnia [5]. Skalenie potasowe zachowują się w warunkach podwyższonych temperatur oraz ciśnień. Często występującym w skałach metamorficznych jest, biało lub szaro zabarwiony, mikroklin[1]. Krystalizuje on w                                                                                układzie trójskośnym, w przeciwieństwie od innych skaleni potasowych, które krystalizują w układzie jednoskośnym [4], [2]. Skalenie są minerałami akcesorycznymi lub pobocznymi w wielu skałach metamorficznych. Jako jeden z głównych składników występują w granulitach i gnejsach (zob.    ),   ).

Miki ( Rys. 1  A, C, D) są typowym składnikiem wielu typów skał metamorficznych, zwłaszcza skał powstających w warunkach niskotemperaturowych i niskociśnieniowych. Są dziedziczone jako minerały stabilne z protolitów, głównie magmowych, lub są efektem transformacji minerałów ilastych. Powszechnie występują muskowit, biotyt (zob.  Miki  ) oraz serycyt[5], [1], [3], który jest drobnołuseczkową odmianą mik o charakterystycznej barwie szaro-srebrzystej lub zielonkawo-srebrzystej. Zwykle jest obecny w skałach niskiego stopnia metamorfizmu regionalnego [4], [1] oraz w niektórych typach skał osadowych. Łyszczyki są głównym, również mogą być dominującym, składnikiem łupków mikowych, powszechne są w gnejsach (zob.    ,    ) i jako minerały akcesoryczne występują w wielu różnych odmianach skał metamorficznych.

Amfibole należą do minerałów stabilnych i neogenicznych. W skałach metamorficznych powszechnie występuje hornblenda (zob.  Amfibole  ). Częste są również inne formy, tj. glaukofan, antofyllit oraz minerały z szeregu aktynolitu (Mg-Fe szereg amfiboli wapniowych)( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1)  ), ( Rys. 2  ), z których zwykle występuje tremolit [1], [5], [4], [2].

Amfibolie są głównym składnikiem łupków w facji zieleńcowej, których rodzaj amfibolu uwzględniony jest w nazwie skały, np. łupki aktynolitowe, tremolitowe czy antofyllitowe (zob.    ). Z wymienionych amfiboli, tremolit należy do minerałów powszechnie spotykanych, występuje w skałach metamorfizmu regionalnego oraz kontaktowego. Glaukofan jest charakterystyczny dla łupków glaukofanowych, które powstają przy zaangażowaniu wysokich ciśnień (zob.    ) .

Pirokseny należą do minerałów stabilnych. Obok piroksenów znanych ze skał magmowych (zob.  Pirokseny  ), w skałach metamorficznych powszechny jest omfacyt o charakterystycznym zielonym zabarwieniu [4]. Jest                                                                                jednym z głównych minerałów eklogitów (zob.    ).

Minerały poboczne i akcesoryczne skał magmowych

Minerały poboczne i akcesoryczne ze skał magmowych są w części dziedziczone z protolitów i przechodzą do skał metamorficznych. Najczęściej są to: spinele, cyrkon, granat ( Rys. 3  ), turmalin, ilmenit, tytanit, apatyt i monacyt (zob.  Minerały poboczne i akcesoryczne  ).

Węglany w skałach metamorficznych reprezentowane są głównie przez kalcyt [5], który jest odmianą trwałą w warunkach wysokich ciśnień i temperatur. W facji zieleńcowej zachowują się syderyt i dolomit, które przy wzroście parametrów temperaturowych przechodzą w stabilny kalcyt. Węglany są składnikiem dziedziczonym po protolicie. Budują skały mono- lub prawie monomineralne zwane marmurami (zob.  Skały metamorfizmu regionalnego  ), ale występują również w innych odmianach skał metamorficznych, jako składnik poboczny lub akcesoryczny.

Węgiel pochodzenia osadowego, występujący w materii organicznej, w warunkach metamorfizmu ulega zachowaniu i transformacji w grafit.

Do minerałów, które nie przechodzą z protolitów do skał metamorficznych i ulegają rozpadowi w warunkach podwyższonych temperatur i ciśnień należą [5], [3], [6]:


Andaluzyt, kyanit, sillimanit

To grupa minerałów stanowiąca odmiany polimorficzne substancji \(Al_2SiO_5\)(zob.  Budowa wewnętrzna i postać minerałów  ), [1].

Kyanit( Rys. 1  A, B ) to minerał powstający w warunkach bardzo wysokich ciśnień [2]. Występuje w skałach facji amfibolitowej, granulitowej i eklogiotowej, jako komponent łupków mikowych, amfibolitów oraz eklogitów (zob.    ,    , [3]. Inna nazwa, używana zamiennie z kyanitem, to cjanit, znacząca niebieski, podkreśla ona charakterystyczną barwę tego minerału. W literaturze z ubiegłego wieku używana jeszcze była nazwa dysten [4]. Ta nazwa nawiązywała do jego charakterystycznej cechy fizycznej. Określenie „dysten” (dis = podwójnie oraz sthenos = siła, moc) podkreśla anizotropię twardości, która u kyanitu ma różne wartości, w zależności od kierunku jej badania. Wzdłuż kryształów kyanit wykazuje twardość 4-4,5 w skali Mohsa, analizowana ona w poprzek długości wynosi 6,5-7 w skali Mohsa ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1) ).

Kyanit jest podatny na procesy wietrzenia i nie jest powszechny w środowiskach sedymentacyjnych [3].

Sillimanit i andaluzyt( Rys. 1  C, D, E) to minerały wysokotemperaturowe [5], [6], charakterystyczne dla metamorfizmu kontaktowego, dla facji hornfelsowej oraz amfibolitowej, granulitowej i eklogitowej (zob.  Skały metamorfizmu kontaktowego  ,    ,    , [3], [7].

W skałach metamorficznych występują głównie jako minerały poboczne lub akcesoryczne [8]. Są odporne na procesy wietrzeniowe i przechodzą do środowisk osadowych, gdzie spotykane są jako ziarna w utworach klastycznych [5].


Talk i grafit

Talk ( Rys. 1  B) to minerał charakterystyczny dla stref niskiego metamorfizmu (zob.    ), [1], [2].

Należy do minerałów wybitnie miękkich, ulega zarysowaniu paznokciem. Jest minerałem wskaźnikowym w skali Mohsa, który definiuje najniższy stopień twardości, oznaczony wartością 1 ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1)  ), (zob.  Właściwości fizyczne minerałów  ). Poza twardością, talk wyróżnia charakterystyczny połysk oraz odczucie tłustości w dotyku [3]. Zwykle występuje w skupieniach zbitych, pojedyncze kryształy nie są częste. Jest dominującym składnikiem łupków talkowych, powstających w facji zieleńcowej (zob.    ), [4], [2].

Grafit ( Rys. 1  A) należy do gromady pierwiastków rodzimych (zob.  Minerały  ). Zwykle występuje w skupieniach zbitych, pojedyncze kryształy nie są częste. Jego nazwa pochodzi od słowa pisać, nawiązuje do łatwo uzyskiwanej barwnej rysy minerału. Grafit jest produktem metamorfizmu regionalnego i kontaktowego (zob.  Rodzaje metamorfizmu  ), [5] lub związany jest z krystalizacją stopów resztkowych [3]. Jest charakterystycznym składnikiem łupków grafitowych (zob.    ). Występuje powszechnie jako minerał poboczny lub akcesoryczny w innych odmianach skał metamorficznych [1]. Znany jest również z meteorytów [6], [4].


Chloryty

Chloryty ( Rys. 1  ) to powszechne minerały w wielu skałach metamorfizmu regionalnego oraz metamorfizmu kontaktowego (zob.  Skały metamorfizmu regionalnego  ,  Skały metamorfizmu kontaktowego  ). Najczęściej występuje pennin i klinochlor[1], [2], [3].

Większe nagromadzenia chlorytów znajdują się w zieleńcach i łupkach metamorficznych (zob.    ). W innych skałach metamorficznych są minerałami pobocznymi lub akcesorycznymi. Chloryty stosunkowo rzadko tworzą duże kryształy, zwykle są kryptokrystaliczne. Poza procesami metamorficznymi, powstają z fluidów hydrotermalnych oraz jako produkt wietrzenia/przeobrażenia innych minerałów [4] lub związany z krystalizacją stopów resztkowych [3]. Nazwa chlorytów (z gr.) nawiązuje do charakterystycznego zielonego zabarwienia tego minerału.


Minerały z grupy serpentynu

Powszechne minerały z grupy serpentynu to chryzotyl, antygoryt, lizardyt( Rys. 1  ). Minerały te zwykle współwystępują ze sobą, przeplatając lub przerastając się wzajemnie. To powoduje powstanie charakterystycznego efektu plamistości, który dostrzegalny jest w skałach.

Antygoryt i lizardyt tworzą kryształy o pokroju płytkowym ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia (1)  ), (zob. Pokrój minerałów i forma skupień  ), [1], [2], [3]. Dla chryzotylu typowe są kryształy pokroju włóknistego, a skupiska takich kryształów nazywane są azbestem chryzotylowym [4]. Minerały z grupy serpentynu są dominującym komponentem serpentynitów, w których największy udział mają antygoryt i chryzotyl (zob.    ), [1]. Występują jako poboczne lub akcesoryczne składniki w wielu różnych skałach metamorficznych. Mogą powstawać również w wyniku procesów hydrotermalnych i wietrzeniowych [5].


Staurolit

Staurolit ( Rys. 1  ) jest częstym składnikiem skał metamorfizmu regionalnego (zob.  Rodzaje metamorfizmu  ). Występuje w różnych odmianach łupków i gnejsów (zob.    ), zwykle jako składnik poboczny lub akcesoryczny. Rzadziej powstaje podczas przeobrażeń kontaktowych [1].

Nazwa staurolit (z gr.), która w tłumaczeniu znaczy kamień krzyżowy, nawiązuje do typowych form zbliźniaczeń krzyżowych ( Rys. 1  ), (zob.  Pokrój minerałów i forma skupień  ), które powszechnie tworzy ten minerał [2]. Jest to jedna z jego cech identyfikacyjnych [3]. Staurolit jest odporny na czynniki wietrzne i wchodzi w generacje skał osadowych [4], [5].


Minerały z grupy epidotu

Powszechnymi minerałami grupy epidotu, które występują w skałach metamorficznych są epidot, zoisyt i klinozoisyt( Rys. 1  ), [1].

Epidoty tworzą szereg izomorficzny z klinozoisytem (zob.  Budowa wewnętrzna i postać minerałów  ). Powstają podczas przeobrażeń kontaktowych oraz metamorfizmu regionalnego [2]. Stanowią częsty składnik poboczny lub                                                                                akcesoryczny zieleńców oraz łupków facji zieleńcowej i amfibolitowej (zob.    ),    . W łupkach epidototowo-chlorytowych należą do minerałów głównych (zob.    ). Krystalizacja epidotu może być związana również z procesami hydrotermalnymi.

Zoisyt i klinozoisyt stanowią odmiany polimorficzne krzemianów glinowo-wapniowych [2], [3]. Klinozoisyt, to powszechny minerał, powstaje podczas metamorfizmu regionalnego oraz kontaktowo-metasomatycznego, również z przeobrażenia skaleni wapniowych podczas procesów hydrotermalnych. Zoisyt występuje rzadziej, zwykle jest składnikiem pobocznym lub akcesorycznym skał powstających przy wpływie bardzo wysokich ciśnień. Występuje w łupkach glaukofanowych, amfibolitach, gnejsach, granulitach i eklogitach. Powstaje również podczas metamorfizmu kontaktowo-metasomatycznego (zob.    ),    ,    , [4].


Kordieryt i wollastonit

Kordieryt ( Rys. 1  A) występuje zwykle jako minerał poboczny i akcesoryczny w skałach metamorfizmu regionalnego (zob.  Skały metamorfizmu regionalnego  ), głównie w gnejsach i łupkach oraz w skałach metamorfizmu kontaktowego (zob.  Skały metamorfizmu kontaktowego  ), [1], [2], [3]. Jest rzadki w skałach magmowych, znajdowany jest głównie w pegmatytach [4]. Tworzy dostrzegalne makroskopowo przerosty pomiędzy indywidualnymi osobnikami. Powszechnie tworzy zbliźniaczenia polisyntetyczne.

Wollastonit ( Rys. 1  B) jest głównie produktem metamorfizmu kontaktowego lub kontaktowo-metasomatycznego (zob.  Skały metamorfizmu kontaktowego  ) skał węglanowych [5], [4]. Powstaje w wyniku reakcji węglanu wapnia z krzemionką [6]. Minerał ten tworzy zwykle białe wrostki w obrębie innych minerałów np. w kwarcu lub w agregatach chlorytowo-mikowych.


Skały metamorfizmu regionalnego

Spośród wszystkich skał metamorficznych, skały metamorfizmu regionalnego mają największy udział w budowie skorupy ziemskiej. Są wynikiem przeobrażeń wewnątrzlitosferycznych, czyli oddziaływania wysokich ciśnień i temperatur na skały występujące na określonych głębokościach w obrębie skorupy ziemskiej i górnej części płaszcza ziemskiego. Proces ten zachodzi globalnie i jego produktem są rozległe ciała skalne (zob. Rodzaje metamorfizmu  ).

Skały metamorfizmu regionalnego cechują zróżnicowane cechy strukturalne i teksturalne, które wykazują bezpośrednie powiązanie z typem i stopniem natężenia czynników metamorfizmu oraz składem mineralnym protolitu [1]. Zależnie od rodzaju i nasilenia czynników metamorfizmu, z jednego protolitu mogą powstawać różne odmiany skalne. Zakres zmienności warunków występujących w metamorfizmie regionalnym, będący kombinacją różnych wartości stresu, ciśnienia statycznego i temperatury, jest bardzo szeroki i obejmuje generalnie facje: zeolitową, zieleńcową, amfibolitową, granulitową, eklogitową i glaukofanową (zob.  Facje metamorficzne  ). W każdej z facji powstają skały typowe dla określonych warunków metamorficznych, posiadające cechy swoiste, wyrażane przede wszystkim składem minerałów neogenicznych, ale i cechami teksturalno-strukturalnymi.

Skład mineralny skał przeobrażonych regionalnie zależny jest od składu mineralnego skał wyjściowych. Z reguły neolity zawierają nowe minerały, zwłaszcza gdy powstały z protolitów oligo- lub polimineralnych. Skały powstające z protolitów monomineralnych, zbudowanych z minerałów stabilnych, nie zmieniają podstawowego składu mineralnego, a od protolitu różnią się cechami tekstualno-strukturalnymi. Do tej grupy zaliczane są marmury oraz kwarcyty. Cechuje je unifikacja facjalna, gdyż powstają powszechnie, w różnych warunkach ciśnieniowo-temperaturowych, zatem występują w różnych facjach metamorfizmu regionalnego.

Marmury ( Rys. 1  ) to grupa skał węglanowych, występująca w zróżnicowanym zabarwieniu [2]. Większość marmurów to skały jasne, w kolorystyce od śnieżno-białej, przez szarą, różową, zielonkawą do skał ciemnych - ciemnoszarych i czarnych. W wielu skałach obserwowana jest horyzontalna lub wertykalna zmiana zabarwienia i wzajemne przejścia różnych odmian kolorystycznych. Ze względu na powszechność struktur faneroblastycznych, marmury bywają nazywane wapieniami krystalicznymi. Cechują je struktury granoblastyczne, homeoblastyczne od drobno- do gruboblastycznych, zwykle średnioblastyczne (zob.  Struktury skał metamorficznych  ), [2], [3]. Przejawem faneroblastyczności jest faktura cukrowata świeżego przełamu skały ( Rys. 1  C, D, E, F). Wynika ona z pękania skały wzdłuż granic blastów lub wzdłuż powierzchni ich łupliwości. Powierzchnie te intensywnie połyskują. Cecha ta została podkreślona w nazwie skały, marmos po grecku znaczy skrzący. Tekstury w marmurach są zróżnicowane. Większość marmurów posiada tektury bezładne. Tekstury kierunkowe, głównie różne odmiany laminacji, występują dość powszechnie, rzadsze są odmiany łupkowe (zob.  Tekstury skał metamorficznych  ). Podstawowym składnikiem mineralnym marmuru, stanowiącym ponad \(90\%\) skały, jest węglan, najczęściej kalcyt, rzadziej dolomit (marmury dolomityczne). Poza węglanami, marmury zawierają akcesoryczne domieszki kwarcu, skaleni, mik, chlorytów, amfiboli, piroksenów, granatów, brucytu, wollastonitu i innych minerałów skał metamorficznych [4], [5].

Marmury powstają w warunkach metamorfizmu regionalnego oraz metamorfizmu kontaktowego (zob.  Rodzaje metamorfizmu  ). Tworzą się przez przeobrażenie skał węglanowych, głównie wapieni, ale również dolomitów i syderytów [6].

Kwarcyty ( Rys. 2  ) to głównie skały jasne o zabarwieniu od białych i szarych przez różowe, czerwonawe. Odmiany ciemne występują rzadziej. Mają struktury homeoblastyczne, drobno- lub średnioblastyczne, grano- lub granonematoblastyczne (zob.  Struktury skał metamorficznych  ). Cechują je głównie tekstury bezładne, tekstury kierunkowe nie są powszechne [2]. Dla odmian z wyrazistą oddzielnością kierunkową używana jest nazwa łupek kwarcytyczny ( Rys. 2  C). Oddzielność ta wynika z laminarnej koncentracji mik, wzdłuż której następuje podzielność skały [3]. W kwarcytach powstałych w facji zieleńcowej mogą występować struktury i tekstury reliktowe (zob.  Tekstury skał metamorficznych  ). Są to najczęściej pozostałości stratyfikacji i laminacji lub zarysy obtoczonych większych ziaren klastycznych. Kwarcyty zbudowane są z kwarcu, w ilości ponad \(80\%\)[2]. Obok niego mogą występować skalenie, miki, chloryty, węglany, epidot i inne minerały skał metamorficznych [4].

Cechy świeżych powierzchni skały przypominają cechy kryształu kwarcu (zob.  Kwarc  ). Kwarcyty to skały twarde, odłupki kwarcytu są ostrokrawędziste. Pękają wzdłuż powierzchni nierównych, nawiązujących wyglądem do przełamu muszlowego, na których występuje połysk tłusty. Kwarcyty powstają jako produkt metamorfizmu regionalnego oraz metamorfizmu kontaktowego z piaskowców kwarcowych oraz skał krzemionkowych [6].


Skały niskich ciśnień i temperatur (facja zieleńcowa i zeolitowa)

Wpływ stresu na protolit, w facjach zieleńcowej i zeolitowej, skutkuje uformowaniem tekstur kierunkowych (zob. Czynniki metamorfizmu  ). W skałach niskiego metamorfizmu powszechne są foliacja i jej odmiany łupkowe (zob.  Tekstury skał metamorficznych  ). Tekstury te bywają zniekształcone przez deformacje fałdowe. Typowe dla skał niskich ciśnień i temperatur są struktury drobnoblastyczne. Charakterystycznymi odmianami skalnymi powstającymi w facji zieleńcowej są zieleńce, fyllity, serpentynity i różne odmiany łupków.

Zieleńce ( Rys. 1  A, B ) to grupa skał drobnoblastycznych, często skrytoblastycznych, homeoblastycznych, zwykle wykazujących różny stopień zaawansowania foliacji oraz zabarwienie zielonkawe, szare, szaro-zielone. Zbudowane są z blastów chlorytu, epidotu, skaleni oraz amfiboli, którym mogą towarzyszyć inne minerały skał metamorficznych [1], [2]. Łupki zieleńcowe( Rys. 1  F), zwane łupkami zielonymi, to odmiana teksturalna zieleńców z dobrze zaznaczoną foliacją.

Zieleńce powstają głównie przez przeobrażenie magmowych skał zasadowych, tj. bazaltów, diabazów, niektórych gabr oraz tufów i tufitów, czyli skał piroklastycznych [2]. Mogą też powstawać z pelitycznych skał osadowych, najczęściej z protolitów marglistych [3]. W zieleńcach i łupkach zieleńcowych stosunkowo często zachowują się struktury reliktowe, odziedziczone po protolitach magmowych.

Serpentynity ( Rys. 2  ) to skały o strukturach od drobno- do gruboblastycznych, posiadające zabarwienie zielone. Nazwa skały nawiązuje do składu mineralnego, który zdominowany jest przez minerały z grupy serpentynu: antygoryt, chryzotyl i lizardyt (zob.  Minerały z grupy serpentynu  ), [2]. Zmienność cech strukturalnych i teksturalnych skutkuje dużą różnorodnością serpentynitów w obrazie makroskopowym. W ich obrębie występują odmiany włókniste, siatkowate lub łuseczkowate, o teksturach bezkierunkowych, z foliacjami lub laminowane [1]. Charakterystyczna dla wielu serpentynitów jest plamistość, czyli występowanie bezładnie rozmieszczonych intensywniej i słabiej wybarwionych obszarów skały. Jest to wynik selekcji mineralnej i punktowych koncentracji jednego ze składników głównych. Inne odmiany są rzadziej spotykane. Powierzchnie rozłamu serpentynitów są gładkie, szklisto lub tłustawo połyskujące. Skały te często poprzecinane są siecią żył mineralnych wypełnionych minerałami wtórnymi, najczęściej minerałami z grupy krzemionki lub węglanami.

Serpentynity powstają przez przeobrażenie w warunkach facji zieleńcowej, przy współudziale procesów hydrotermalnych lub/i metasomatycznych, skał ultrazasadowych z grupy perydotytów oraz niektórych odmian zasadowych gabr i lamprofirów [3]. Wskutek procesu serpentynizacji, przekształceniu w serpentynity ulegają                                                                                również skały metamorficzne, tj. amfibolity i marmury.

Fyllity ( Rys. 1  C, D, E) to skały o strukturach drobnoblastycznych, często skrytoblastycznych, homeoblastycznych i zabarwieniu szarym, zielonkawym lub brunatnawym. Cechą typową fyllitów jest wyraźny jedwabisty lub/i srebrzysty połysk na powierzchniach oddzielności [2], [4]. Nazwa fyllit pochodzi od słowa liść (z gr.) i podkreśla typową dla fyllitów, bardzo dobrą oddzielność cienko- i średniopłytkową, określaną powszechnie jako liściowa. Wiele fyllitów wykazuje deformacje fałdowe. Fyllity składają się z serycytu i kwarcu, które stanowią około połowy składników w skale (zob.  Minerały protolitów  ). Obok nich wstępuje powszechnie chloryt, skalenie i węglany [1].

Fyllity to produkt przeobrażenia protolitów osadowych skał pelitycznych, tj. iłowce, mułowce [3].

Różnorodną grupą skał powstających w facji zieleńcowej są łupki ( Rys. 3  ), ( Rys. 4  ). Cechuje je występowanie spójnych cech strukturalno-teksturalnych. Są to skały drobnoblastyczne, powszechnie skrytoblastyczne, rzadziej średnioblastyczne z dominującym lub istotnym udziałem struktur lepido- lub nematoblastycznych. Wykazują wyraziste złupkowacenie [2], [4]. W ich obrębie powszechnie występują monomineralne laminy, zwykle składające się z kwarcu.

Podział na różne typy łupków prowadzony jest ze względu na obecność charakterystycznego minerału, nadającego skale metamorficznej szczególne cechy, które zaznaczają się w jej obrazie makroskopowym. Minerał                                                                                ten, zwany indeksowym, może być dominujący w skale, jak kwarc w łupkach kwarcytycznych, czy talk w łupkach talkowych. Może też stanowić jeden ze składników charakterystycznych, jak grafit, który w łupkach grafitowych jest minerałem akcesorycznym, czy chloryt, który występuje równorzędnie lub podrzędnie z kwarcem w łupkach chlorytowych.

W facji zieleńcowej występują różnorodne łupki będące odmianami petrograficznymi fyllitów i zieleńców. Do skał o typie fyllitów należą wzbogacone w chloryty (zob.  Chloryty  ), łupki chlorytowo-serycytowe, łupki kwarcowo-serycytowe zubożone w chloryty, łupki serycytowe( Rys. 3  A, B, C, D), w których dominuje serycyt (zob.  Minerały protolitów  ), obok którego występują podrzędnie kwarc, chloryty i skalenie [1]. Powstają one z przeobrażenia osadowych skał pelitycznych. W niektórych odmianach łupków występują liczne porfiroblasty granatów, wówczas do nazwy skały dodawane jest określenie – z granatami.

Do grupy zieleńców i fyllitów nawiązują łupki chlorytowe( Rys. 3  E, F) o zwiększonym udziale chlorytów [3] oraz łupki epidotowo-chlorytowe o zwiększonym udziale chlorytów i epidotów (zob.  Minerały z grupy epidotu  ), [1]. Powstają przez metamorfizm skał pelitycznych ilastych, mułowcowych, marglistych, skał piroklastycznych i magmowych skał zasadowych i ultrazasadowych. Niektóre odmiany formowane są w warunkach wysokiego ciśnienia, w obrębie facji glaukofanowej (zob.   ).

Zabarwienie i cechy teksturalne tych skał są podobne do odmian macierzystych i nawiązują odpowiednio do cech zieleńców lub fyllitów.

Kolejna grupa łupków to skały składające się w przewadze z amfiboli, tj. łupki aktynolitowe, tremolitowe, antofyllitowe. Podrzędnie występują w nich inne amfibole, talk, epidot, miki i inne minerały. Nazwy łupków pochodzą od nazwy amfibolu, który stanowi składnik dominujący (zob. Minerały protolitów  ). Charakteryzuje je struktura nematoblastyczna i jasne zabarwienie w odcieniach białego, szarego, zielono-szarego, za wyjątkiem łupków aktynolitowych, które są ciemnozielone [1]. Są efektem metamorfizmu skał ultrazasadowych [3], powstają przy współudziale procesów hydrotermalnych.

Indywidualne wydzielenia tworzą łupki talkowe i grafitowe. Łupki talkowe( Rys. 4  C) wyróżnia srebrzysto-biała, srebrzysto-zielona lub srebrzysto-szara barwa, tłusty lub perłowy połysk na powierzchniach oddzielności i odczucie tłustego dotyku. Zbudowane są w ponad \(90\%\) z talku (zob.  Talk i grafit  ), któremu podrzędnie towarzyszą serpentyny, amfibole, chloryt, kwarc i inne minerały [2], [5]. Są one efektem metamorfizmu regionalnego oraz termicznego. Powstają z przeobrażenia protolitów ultrazasadowych i zasadowych skał magmowych [3] w obecności wody przy współdziałaniu procesów hydrotermalnych [1].

Łupki grafitowe( Rys. 4  A, B ) zbudowane są głównie z kwarcu, grafit będący minerałem indeksowym występuje w ilości do kilku procent. Łyszczyki, chloryty i inne minerały skał metamorficznych stanowią składniki akcesoryczne. Domieszka grafitu wybarwia skałę na kolor czarny oraz jest przyczyną brudzenia palców przy potarciu powierzchni skały [2]. Łupki grafitowe powstają ze skał klastycznych, tj. łupków, piaskowców, które zawierają istotne ilości węgla [1], [4].


Skały średnich ciśnień i temperatur (facja amfibolitowa)

Warunki temperatur i ciśnień w facji amfibolitowej, w tym istotne oddziaływanie stresu, wpływają na wykształcenie skał o strukturach faneroblastycznych oraz o tekturach kierunkowych, o różnym stopniu wyrazistości. Typowymi odmianami skał tej facji są amfibolity, gnejsy i łupki mikowe.

Amfibolity ( Rys. 1  ) to skały barwy ciemnej, zwykle czarnej, czarno-zielonej lub czarno-szarej, o silnym połysku na świeżych powierzchniach. Zabarwienie i połysk wynikają z cech indywidualnych hornblendy (zob.  Amfibole  ), która jest dominującym składnikiem mineralnym. Obok hornblendy, występują plagioklazy [1] oraz domieszki kwarcu, epidotu, granatów i innych minerałów typowych dla skał metamorficznych [2], [3]. Amfibolity mają struktury drobno- lub średnioblastyczne, nematoblastyczne [4] lub granonematoblastyczne (zob.  Struktury skał metamorficznych  ). Struktury porfiroblastyczne występują sporadycznie. W amfibolitach dominują tekstury kierunkowe, mające formy zarówno foliacji, jak i laminacji (zob.  Tekstury skał metamorficznych  ). Skały o wyrazistej foliacji składające się z hornblendy i kwarcu nazywane są łupkami amfibolitowymi( Rys. 1  F) lub łupkami hornblendowymi.

Amfibolity powstają głównie z zasadowych i obojętnych protolitów magmowych, tj. gabra, dioryty, diabazy, andezyty i bazalty oraz piroklastycznych, rzadziej z protolitów osadowych, tj. skały margliste [5] i dolomityczne.

Amfibolity są produktem metamorfizmu regionalnego, przede wszystkim w facji amfibolitowej, ale niektóre ich odmiany mogą być formowane w facji zieleńcowej. Małe ciała amfibolitów mogą powstawać przy zachowaniu odpowiednich warunków ciśnieniowo-termicznych, podczas wymiany składników pomiędzy zróżnicowanymi chemicznie protolitami lub w procesie metamorfizmu kontaktowego [2].

Łupki mikowe ( Rys. 2  ) to grupa skał z dobrze wykształconą teksturą kierunkową, zbudowana z kwarcu, skaleni i mik (zob.  Tekstury skał metamorficznych  ,  Kwarc  ,  Skalenie  ,  Miki  ), [5], [4]. W ich obrębie wyróżniane są dwa podstawowe typy skał:

Typowa dla nich jest wyrazista foliacja, podkreślona łupliwością. Powszechnie występują również laminacje. Łupki mikowe charakteryzuje struktura drobnoblastyczna, lepidoblastyczna lub lepidogranoblastyczna [2]. Częste są łupki porfiroblastyczne, gdzie w porfiroblastach zwykle występują granaty, kyanit, andaluzyt lub staurolit. W łupkach powszechne są koncentracje kwarcu, mające formę soczewkowatych gniazd lub cienkich żyłek kwarcowych oraz deformacje fałdowe [5]. Podstawowym składnikom łupków mikowych towarzyszą chloryt, staurolit, granat, sillimanit lub inne minerały skał metamorficznych.

Łupki łyszczykowe powstają z przeobrażenia głównie skał osadowych pelitycznych, tj. mułowce i iłowce oraz kwaśnych skał magmowych [1].

Gnejsy ( Rys. 3  ) to grupa skał o charakterystycznym rysunku teksturalnym, który podkreślony jest przez segregację składników jasnych i ciemnych. Dominują składniki jasne, czyli skaleń i kwarc [4], w mniejszej ilości chloryt i muskowit [5]. Składniki ciemne, głównie biotyt i amfibole, stanowią do kilkunastu procent skały. Oprócz tego, występują inne minerały, do powszechnych należą dysten, sillimanit, andaluzyt, kordieryt, augit, granaty, fluoryt, topaz, wollastonit i talk. Cechą gnejsów jest występowanie wyrazistych struktur kierunkowych [1], [5], co podkreśla nazwa skały pochodząca od słowiańskiego słowa "zgnieciony kamień". Cechuje je występowanie różnych odmian tekstury gnejsowej ( Rys. 3  ), [3]. Gnejsy o tekturach masywnych, nazywane granitognejsami, nie są powszechne [2]. Barwy gnejsów są jasne, podstawowe tło skaleniowo-kwarcowe jest białe, szare, zielonawe, różowe lub czerwonawe. W nim występują zgrupowane składniki ciemne w formie czarnych, czarno-zielonych lub ciemnoszarych lamin lub smug. Ze względu na oboczne zmiany barw tła kwarcowo-skaleniowego określane są jako skały pstre. Gnejsy są skałami o teksturach grano-lepidoblastycznych, homeoblastycznych, od drobno- do gruboblastycznych, niektóre odmiany są profiroblastyczne (zob.  Struktury skał metamorficznych  ), [2]. Koloryt oraz wykształcenie teksturalne gnejsów są zróżnicowane, przez co jest to grupa skał wykazująca dużą zmienność w wyglądzie makroskopowym.

Gnejsy to grupa skał, która może być formowana z szerokiej gamy protolitów osadowych (paragnejsy) i magmowych (ortognejsy)[5] oraz powstaje w wyniku metamorfizmu uwarunkowanego różnymi czynnikami [6]. Zatem gnejsy powstają w wyniku:


Skały wysokich ciśnień i temperatur (facja granulitowa i eklogitowa)

Typowe dla skał powstałych w tej facji są struktury faneroblastyczne i granoblastyczne (zob.  Struktury skał metamorficznych  ). Warunki wysokich ciśnień statycznych (zob.  Czynniki metamorfizmu  ), w jakich zachodzą przeobrażenia, generują głównie tekstury bezkierunkowe. Typowymi skałami są granulity i eklogity.

Typowe granulity ( Rys. 1  ) zbudowane są z blastów skalenia i kwarcu (zob.  Skalenie  ,  Kwarc  ), co przekłada się na ich białe i szare barwy. Głównym składnikom towarzyszą podrzędnie granaty lub/i pirokseny. Ze względu zabarwienie takie granulity nazywane są granulitami jasnymi [1]. Odmiany granulitów ciemnych, z dużą ilością granatu i piroksenu [2], [3], głównie hiperstenu, występują w kolorystyce szaro-brązowej lub czarno-bordowej. Obok składników głównych, w granulitach występują dysten, sillimanit i kordieryt i inne minerały. Cechują je struktury granoblastyczne, drobno- lub średnioblastyczne oraz porfiroblastyczne (zob.  Struktury skał metamorficznych  ), [4] z granatami w porfiroblastach. Granulity zwykle mają tekstury bezładne, tekstury kierunkowe o typie gnejsowym występują podrzędnie.

Granulity powstają przez transformację metamorficzną skał magmowych: głębinowych obojętnych, tj. dioryty, gabra oraz kwaśnych, obojętnych i zasadowych skał wylewnych, tj. granitoidy, a także oligomiktycznych skał klastycznych, tj. arkozy, szarogłazy, mułowce oraz skał piroklastycznych. Granulity należą do skał rzadkich w obrębie powierzchniowych struktur litosferycznych [4].

Eklogity mają zabarwienie ciemne ( Rys. 2  ). Zwykle są ciemno-szare lub szaro-zielone z odcieniem fioletowym lub bordowym. Charakteryzują je struktury granoblastyczne, drobno- i średnioblastyczne lub rzadziej porfiroblastyczne, gdzie granaty (zob.  Minerały protolitów  ), reprezentowane zwykle przez pirop, występują w charakterze porfiroblastów. Obok granatów, drugim podstawowym składnikiem jest piroksen, najczęściej omfacyt [2], [1]. Jako składniki poboczne zawierają skalenie, kwarc, amfibole i inne minerały [5]. Eklogity są skałami o teksturach bezładnych, podrzędnie występują tekstury kierunkowe o typie laminacji.

Eklogity powstają głównie przez metamorfizm skał magmowych obojętnych, zasadowych i ultrazasadowych, tj. diabazy, lamprofiry, andezyty, gabra, bazalty, perydotyty oraz skał piroklastycznych. Podrzędnie powstają ze skał osadowych wapienno-ilastych i wapienno-krzemionkowych [4]. Eklogity należą do rzadko spotykanych odmian skał metamorficznych występujących w górnej części litosfery.


Skały wysokich ciśnień (facja glaukofanowa)

Skały facji glaukofanowej powstają w warunkach bardzo wysokich ciśnień kierunkowych. To sprzyja występowaniu foliacji oraz struktur nematoblastycznych, będących efektem dominującej ilości minerałów o pokrojach wydłużonych (zob. Czynniki metamorfizmu ). Typową odmianą skalną dla tej facji są łupki glaukofanowe.

Łupki glaukofanowe, zwane są również glaukofanitami lub niebieskimi łupkami ( Rys. 1 ) ze względu na charakterystyczne niebiesko-fioletowe lub szaro-niebieskawe zabarwienie [1]. Pochodzi ono od glaukofanu (amfibolu), który jest ich głównym składnikiem (zob. Minerały protolitów ). Towarzyszą mu epidoty, rutyl, kwarc, skalenie, chloryty i granaty. Łupki glaukofanowe to skały o strukturach drobno- lub średnioblastycznych, wykazujące złupkowacenie o różnym stopniu wyrazistości [2], [3]. Są to skały rzadko występujące w powierzchniowych strefach litosfery ziemskiej. Łupki glaukofanowe są produktem metamorfizmu wysokociśnieniowego w warunkach niskich temperatur (zob. Facje metamorficzne ), [4], głównie skał magmowych zasadowych, tj. bazalty, diabazy i gabra, lamprofiry, oraz skał piroklastycznych (tufów wulkanicznych). Niektóre odmiany mogą powstawać również z innych skał magmowych lub osadowych o typie szarogłazów lub arkoz [1].


Skały metamorfizmu kontaktowego

Skały metamorfizmu kontaktowego, to skały metamorfizmu wysokotemperaturowego facji hornfelsowej (zob. Facje metamorficzne  ), które de facto są inicjowane przez procesy magmowe. Źródłem temperatur, które są decydującym czynnikiem dla zmian skał otoczenia, jest stop glinokrzemianowy w intruzji magmowej.

Ze względu na pozycję w aureoli kontaktowej oraz typ czynników przeobrażających, skały metamorfizmu kontaktowego reprezentują:

Cechą skał jest wzbogacenie protolitu w krzemionkę oraz Mg, Cl, F i inne składniki, które dostarczane są do przeobrażanego protolitu przez fluidy pochodzące z intrudującego stopu glinokrzemianowego. W tych warunkach protolity zbudowane z minerałów węglanowych przekształcają się w skarny ( Rys. 1  A), ( Rys. 2 B, E, F), skały pelitowe i aleurytowe zdominowane przez minerały ilaste w hornfelsy ( Rys. 1  B), ( Rys. 2  D), a skały składające się z minerałów krzemionkowych w kwarcyty [1]. Typowa dla skał metasomatycznych jest struktura podkreślona liniowymi przebarwieniami skały w strefach nasilonej migracji fluidów ( Rys. 2  A, B ).

Skarny( Rys. 1  A), ( Rys. 2  ,C, E, F) to skały zbudowane z krzemianów i węglanów [2]. Powszechnie występują w nich kalcyt, piroksen, amfibol, wollastonit, wezuwian, grant oraz szereg innych minerałów, typowych dla metamorfizmu wysokotemperaturowego [1]. Jest to grupa skał o dużej zmienności w obrazie makroskopowym. Mogą mieć zabarwienie, od białego i kremowego, przez różowe, zielonkawe, do bordowego, ciemnoszarego i czarnego. Zwykle cechują je struktury profiroblastyczne lub struktury równoblastyczne, od drobno- do gruboblastycznych (zob.  Struktury skał metamorficznych  ), tekstury bezkierunkowe lub kierunkowe [3].

Skarny powstają w wyniku metamorfizmu metasomatycznego z protolitów węglanowych i obocznie przechodzą w marmury lub powstają w wyniku metamorfizmu termicznego z protolitów węglanowo-krzemionkowych [4], tj. margle, mułowce margliste, dolomity ilaste, wapienie krzemionkowe [3].

Hornfelsy( Rys. 1  B), ( Rys. 2  D) to skały ciemne, barwy ciemnoszarej, czarnej, brązowawej lub ciemnobordowej. Zwykle charakteryzuje je struktura drobnoblastyczna i granoblastyczna (zob.  Struktury skał metamorficznych  ) oraz tekstura bezładna, która wraz ze wzrostem odległości do intruzji, przechodzi w tekstury kierunkowe i kolejno w tekstury reliktowe [4]. Skały o teksturach kierunkowych zwykle wyróżniane są jako łupki hornfelsowe lub plamiste [1], [2]. Hornfelsy zbudowane są z kordierytu i andaluzytu, skaleni (w tym sanidynu), piroksenów i mik, oprócz których zawierają szereg innych minerałów typowych dla metamorfizmu wysokotemperaturowego [3].

Powstają przez przeobrażenie protolitów osadowych pelitycznych, tj. mułowce, iłowce lub ze skał metamorficznych, tj. fyllity, łupki chlorytowe [2], [5]. Podobnie jak skarny, hornfelsy są wynikiem przeobrażenia skał protolitu, w obecności fluidów magmowych lub bez dostawy z zewnątrz substancji chemicznych.

Oprócz powyżej wspomnianych odmian, skały metamorfizmu kontaktowego są reprezentowane przez:

Skały metamorfizmu kontaktowego występują lokalnie:

Wraz z odległością od ciała intruzywnego lub efuzywnego maleje stopień zaawansowania zmian metamorficznych i następuje gradacyjne przejście w niezmienione skały otoczenia.


Skały dynamometamorfizmu

Jakość przeobrażeń w dynamometamorfizmie jest zależna od wartości stresu. Zaangażowanie stresu jest wprost proporcjonalne do rozdrobnienia protolitu oraz ilości neogenicznych profiroblastów (zob.  Czynniki metamorfizmu  ). Skały dynamometamorfizmu reprezentowane są przez szereg odmian powstałych przy wzrastających wartościach ciśnienia. Są to kakiryty i brekcje tektoniczne, kataklazyty oraz mylonity i ultramylonity.

Kakiryty są efektem słabo zaawansowanego metamorfizmu dyslokacyjnego i należą do skał o najniższym stopniu przeobrażenia. Występują w strefach zewnętrznych osłony metamorficznej, pomiędzy niezmienionymi skałami otoczenia a brekcją tektoniczną. Kakiryt to skała protolitu poprzecinana siecią spękań, w której wyodrębnione klasty nie uległy przemieszczeniu [1], [2]. Brekcje tektoniczne( Rys. 1  A), zwane druzgotem tektonicznym lub salcesonem skalnym, to pokruszony na ziarna protolit [1], który został wtórnie spojony materiałem najdrobniejszym, powstałym przez zmiażdżenie części skały wyjściowej. Klasty brekcji są ostrokrawędziste, mają zróżnicowaną frakcję i bezładne rozmieszczenie. Poszczególne ziarna mogą być przemieszczone względem siebie [2].

Kataklazyty( Rys. 1  B) to skały silnie rozdrobnionego protolitu [3], w którym występują residualne ziarna skalne, zwane porfiroklastami. Pomiędzy nimi może występować niewielka ilość miazgi mylonitycznej, czyli zgniecionego i roztartego protolitu [1], [2]. Porfiroklasty zwykle są niewielkie, choć ich frakcja może być zróżnicowana, zwykle są dostrzegalne makroskopowo. Większość kataklazytów ma tektury bezładne, tekstury kierunkowe są rzadkie [4].

Mylonit( Rys. 1  C) to roztarta skała protolityczna (nazwa skały pochodzi od słowa mleć), w której pod wpływem ciśnienia kierunkowego rozpoczęły się procesy blastezy. W obrębie miazgi mylonitycznej, obok bardzo drobnych, niedostrzegalnych makroskopowo drobnych porfiroklastów w ilości \(10-50\%\), występują również porfiroblasty. Mylonity zwykle wykazują strukturę kierunkową [1]. Skały o wyraźnych profiroblastach nazywane są blastomylonitami, niektóre odmiany są zaliczane do gnejsów oczkowych [4].

Ultramylonity to skały zaawansowanego metamorfizmu dyslokacyjnego, w których zaznacza się najsilniejsze rozdrobnienie i ilość drobnych porfiroklastów nie przekracza \(10\%\). W ultramylonitach wyraźnie zaznaczają się struktury kierunkowe [2].

Skały dynamometamorfizmu występują lokalnie, w obrębie oraz obustronnie wzdłuż stref przemieszczeń litosferycznych (np. wzdłuż uskoków, nasunięć łusek, płaszczowin), tworząc osłonę (aureolę) metamorficzną( Rys. 2  ). Składa się ona z zespołu skał, w którym wraz z odległością od strefy tektonicznej maleje stopnień zaawansowania zmian metamorficznych.


Skały metamorfizmu szokowego

Podczas przemian w metamorfizmie szokowym (uderzeniowym) dochodzi do rozdrobnienia i przetopienia części protolitu (zob. Rodzaje metamorfizmu ). W wyniku tych procesów powstają brekcje impaktowe i suewity.

Brekcja impaktowa (zderzeniowa) ( Rys. 1 ) to skała występująca w strefie obrzeżenia aureoli impaktowej. Składa się z ostrokrawędzistych, bezładnie rozmieszczonych klastów protolitu. Jest on spojony mocno rozdrobnionym i roztartym materiałem drobnoziarnistym, który może zawierać niewielką ilość szkliwa impaktytowego [1]. Cechuje je tekstura bezładna. Brekcja impaktowa stanowi ogniwo przejściowe pomiędzy suewitami, a skałami protolitu z wykształconym systemem ciosu stożkowego ( Rys. 3 ).

Suewity ( Rys. 2 ) to skały, składające się z rozmieszczonych bezładnie, ostrokrawędzistych lub nieco zaoblonych, w wyniku obtopienia, klastów protolitu. Są one spojone rozdrobnionym materiałem skalnym oraz szkliwem impaktowym, powstałym z przetopienia skał protolitu [2]. Ogólnie cechuje je tekstura bezładna. Części skały, które uległy istotnemu upłynnieniu, mogą przybierać tekstury kierunkowe [3]. Suewity są szczególną odmianą brekcji.

Skały metamorfizmu szokowego występują lokalnie, w podłożu oraz bezpośrednim otoczeniu krateru impaktowego (aureola impaktowa) ( Rys. 3 ). Wraz z odległością od krateru maleje stopień zaawansowania zmian metamorficznych.


Skały ultrametamorfizmu

W wyniku procesów ultrametamorficznych dochodzi do powstania migmatytów( Rys. 1  ). Są to skały, które przeszły zaawansowane procesy metamorficzne w warunkach wysokich ciśnień i temperatur, co spowodowało wyprodukowanie stopów (zob.  Ultrametamorfizm  ), [1]. Częściowe upłynnienie protolitu powoduje selekcję składników o wyższych temperaturach topnienia. W wyniku tego powstają skały wykazujące laminację. Składają się z lamin utworzonych przez minerały wykrystalizowane z części upłynnionych oraz lamin silnie zmetamorfizowanych, zbudowanych ze składników stabilnych, które przetrwały w stałym stanie skupienia. Poszczególne laminy w makroskopowym obrazie migmatytu wyróżniają się kolorystycznie i strukturalnie. Laminy barwy białej, szarej, kremowej lub różowej mają strukturę granoblastyczną i zbudowane są w przewadze z kwarcu oraz skaleni. Ze względu na jasne zabarwienia nazywane są leukosomem. Określane są też neosomem, gdyż są genetycznie najmłodszą częścią skały. Przekładające je laminy ciemne, barwy czarnej, szarej, zielonawej, mają strukturę lepidonematoblastyczną, gdyż dominują w nich blasty ciemnych łyszczyków i amfiboli. Z uwagi na ciemne zabarwienie, te części nazywane są melanosomem lub określane paleosomem, gdyż reprezentują odziedziczone po protolicie, starsze części skały [2], [3]. Granice pomiędzy leukosomem, a melanosomem mogą być ostre, wyraźnie zaznaczone lub mniej wyraźne i pomiędzy nimi może występować przejściowa strefa reakcyjna, która nazywana jest mezosomem.

Układ lamin w migmatycie może być bardzo różny, dlatego migmatyty jako grupę cechuje wysokie zróżnicowanie teksturalne ( Rys. 1  ). Cechy te stanowią podstawę ich podziału na różne odmiany. Do najczęściej występujących tekstur należą: brekcjowata, blokowa, siatkowa, żyłowa, warstwowa, fałdowa, oczkowa i smugowana [1], [4], [3], [5]. Laminy migmatytu cechuje oboczna zmienność miąższości, w większości wykazują deformacje plastyczne i z płynięcia. Charakterystyczne dla migmatytów są fałdki ptygmatytowe, czyli dysharmonijne, o wysokim stopniu krętości laminy leukosomu, których przebieg nie jest zgodny z ukierunkowaniem struktur paleosomu.

Migmatyty powstają na znacznych głębokościach i tworzą rozległe ciała skalne, powiązane ze skałami metamorfizmu regionalnego facji wysokich ciśnień i/lub temperatur. Spotykane są również w otoczeniu dużych intruzji magmowych, najczęściej granitoidowych, w ich środkowych częściach, rzadziej aplikalnych [4].


Wprowadzenie

Fotogrametria była i jest powiązana z fotografią, wpierw doświadczyła fazy analogowej, w której aparaty fotograficzne były rezultatem precyzyjnego rzemiosła mechaniczno-optycznego (Rys. 1), a zdjęcia były naświetlane na materiałach srebrowych i wywoływane w ciemni. W ślad za rozwojem aparatów cyfrowych fotogrametria przeszła ewolucyjnie do fazy cyfrowej, dysponuje obecnie szeroką gamą urządzeń do wykonywania zdjęć.

Od wielu lat rolę produktu flagowego fotogrametrii lotniczej pełni ortofotomapa, czyli mapa o fotograficznym przekazie treści. Opracowanie ortofotomapy jest relatywnie szybkie i tanie, co pozwala cyklicznie dokumentować zmiany użytkowania terenu, jak pokazuje Rys. 2 (dodatkowo można zauważyć poprawę rozdzielczości ortofotomapy z biegiem czasu).

Współczesna fotogrametria lotnicza dysponuje środkami technicznymi, które można stosować zarówno w pracach wielkoobszarowych (statki załogowe) jak i małoobszarowych (statki bezzałogowe zwane dronami), zapewniając dokładności wymagane w pomiarach geodezyjnych. Po latach dominacji fotogrametrii                                                                                lotniczej wraca zainteresowanie fotogrametrią z perspektywy naziemnej, która może być realizowana statycznie lub mobilnie. Nowym asortymentem prac fotogrametrycznych są modele 3D – budynków, obiektów inżynierskich czy artefaktów muzealnych. Fotogrametria, poza obecnością w geodezji, z powodzeniem zagnieżdża się w inne dziedziny. Jest wykorzystywana przy tworzeniu wirtualnej i rozszerzonej rzeczywistości. Otwiera się perspektywa automatyzacji "czytania zdjęć" opartej na sztucznej inteligencji.

Podręcznik skupia się na fotogrametrii lotniczej, nie pomijając fotogrametrii naziemnej. Współczesna fotogrametria stosuje praktycznie ten sam aparat analityczny do opracowania zdjęć lotniczych jak i naziemnych, podobieństwa dotyczą też zasad wykonywania zdjęć, zwłaszcza w zakresie poprawnego naświetlania. Dowodem na uniwersalność przekazywanych treści jest fakt, że najczęściej cytowanym w e-podręczniku źródłem jest "Close-range photogrammetry and 3D imaging" [3], czyli książka poświęcona fotogrametrii bliskiego zasięgu. Zasadniczo tylko rozdziały "Loty fotogrametryczne i osnowa terenowa" oraz "Ortofoto" są poświęcone wyłącznie fotogrametrii lotniczej (aczkolwiek uważny Czytelnik znajdzie w tych rozdziałach informacje łatwe do adaptacji w fotogrametrii naziemnej).

W ostatnich latach wielką popularność zdobyła metoda Structure-from-Motion (zob.  Metoda SfM), która dzięki automatyzacji otworzyła wrota fotogrametrii dla szerokiego grona użytkowników. Nadto metoda zaciera – niegdyś ostre – granice pomiędzy fotogrametrią lotniczą i naziemną. Lektura podręcznika, w szczególności rozdziału "Orientacja zdjęć w przestrzeni", pozwala zrozumieć jak działa SfM, gdyż metoda stosuje rozwiązania wypływające z wieloletniego dorobku fotogrametrii. Metody automatyczne szybko prowadzą do wyniku, ale bardzo trudno jest ocenić jego jakość bez zrozumienia, które elementy procesu są kluczowe i mogą zawieść ( Murphy: "Jeśli coś może pójść źle, to pójdzie"). Dlatego warto sięgnąć do teorii, która jest syntetycznie przedstawiona w "Podstawach fotogrametrii".

Ze względu na ukierunkowanie na podstawy fotogrametrii podręcznik pomija m.in.:


Aparat fotograficzny czyli udoskonalona camera obscura

Gdy rzutnia znajduje się przed środkiem rzutu, wówczas obraz ma taką samą orientację jak rzutowane obiekty (przedmioty), gdy rzutnia jest za środkiem rzutu wówczas obraz jest odwrócony o 180\(\mathtt {^o}\), co pokazuje Rys. 1.

Człowiek widzi rzeczywistość w sposób ulotny. Utrwalanie widzianych obrazów było ludzkim marzeniem które spełniało się etapowo. Około tysiąc lat temu powstała camera obscura, protoplasta aparatu fotograficznego. Pierwotnie było to ciemne pomieszczenie, światło przechodziło tylko przez mały otworek na jednej ścianie a obraz wyświetlał się na przeciwległej. Późniejsza camera obscura to niewielka ciemna skrzynka, a jeszcze później w miejscu otworka pojawiła się soczewka czyli prosty obiektyw. Przez stulecia nie udawało się pokonać problemu utrwalania obrazu, musiał być kopiowany ręcznie. W XIX wieku powstała technika utrwalania obrazu na materiałach pokrytych związkami srebra (tzw. fotografia srebrowa), która była doskonalona przez kolejne dziesięciolecia [2]. Dopiero pod koniec ubiegłego wieku materiały srebrowe zostały zastąpione mikroskopijnymi fotodiodami, tworzącymi rzutnię współczesnego aparatu fotograficznego.

Korpus to szczelna obudowa o kształcie zwykle przypominającym prostopadłościan, która do wnętrza wpuszcza światło przechodzące tylko przez obiektyw. Obiektyw może być połączony na stałe z korpusem, w bardziej zaawansowanych aparatach obiektywy są wymienne. Na tylnej, wewnętrznej ścianie korpusu mieści się rzutnia, na której powstaje obraz.

Obiektyw to układ optyczny skupiający światło, złożony z wielu soczewek, wykonanych ze szkła lub z plastiku. Na Rys. 2 obiektyw ma tylko jedną soczewkę, w rzeczywistości jest ich kilka a nawet kilkanaście. Przykład obiektywu z siedmioma soczewkami pokazuje Rys. 3. Podstawowymi cechami obiektywu są: ogniskowa, jasność, kąt widzenia. Ogniskowa to odległość od środka rzutu do ogniska (punkt \(F'\) na Rys. 4).

Aby aparat fotograficzny robił ostre zdjęcia musi mieć możliwość zmiany odległości obiektyw–rzutnia, zwanej odległością obrazową. Zmiana tej odległości jest konieczna dla uzyskania ostrego zdjęcia, które powstaje wtedy, gdy jest spełnione równanie soczewki 2    :

gdzie: \(f\) – ogniskowa obiektywu, \(c\) – odległość obrazowa, \(d\) – odległość przedmiotowa (Rys. 4).

Z wzoru  (1) wynika, że dla obiektów dalekich \(c \approx f\), natomiast dla bliskich \(c > f\). Dlatego ustawianie ostrości na bliski plan (mała odległość przedmiotowa) wymaga odsuwania obiektywu od rzutni, a "ostrzenie" na daleki plan – przesunięcia obiektywu jak najbliżej rzutni. Większość współczesnych aparatów aparatów jest wyposażonych w system automatycznego ustawiania ostrości – auto focus AF.

Rzutnia jest zmaterializowana przez regularny układ mikroskopijnych fotodetektorów, nazywany w fotografii matrycą. Detektory konwertują fotony światła na ładunek elektryczny, który z kolei jest zamieniany na wartości cyfrowe (zob.  Jak powstaje zdjęcie cyfrowe). Matryca światłoczuła jest obok obiektywu kluczowym elementem aparatu fotograficznego.

Na zewnętrznej, tylnej ścianie korpusu jest ekran dający podgląd obrazu, zwany wyświetlaczem lub wizjerem elektronicznym 3    . Moduł przetwarzania obraca obraz o 180\(\mathtt {^o}\), aby był wyświetlany poprawnie (współczesne aparaty wykonują ponadto wiele innych działań przed wyświetleniem obrazu).

Czas naświetlania matrycy reguluje migawka – mechaniczna, elektroniczna lub hybrydowa (świat obrazu). Migawki mechaniczne zasłaniają matrycę, otwierają się tylko w momencie wykonywania zdjęcia. W przypadku migawki elektronicznej czas naświetlenia jest równy czasowi odczytu matrycy i przekazania do pamięci. Na Rys. 2 pokazana jest symbolicznie migawka szczelinowa położona bezpośrednio przed matrycą. Migawka może być umiejscowiona wewnątrz obiektywu – migawka centralna.

Przysłona to otwór kołowy o regulowanej średnicy, umieszczony pomiędzy soczewkami obiektywu (Rys. 3), decyduje jak dużo światła pada na matrycę. Ustawienie czasu naświetlania, wybór otworu przysłony,                                                                                wyzwolenie migawki to funkcje modułu sterowania.

Definicja 1: Rzut środkowy

  odwzorowanie przestrzeni 3D na płaską rzutnię, w którym obraz punktu
powstaje na przecięciu rzutni z prostą przechodzącą przez punkt rzutowany i nieleżący na rzutni punkt, zwany
środkiem rzutu środkowego.


Przepis na dobre zdjęcie

Aby zdjęcie zostało poprawnie naświetlone trzeba znaleźć optymalny układ czterech parametrów: przysłony, czasu otwarcia migawki, czułości matrycy i balansu bieli.

Im większa jest średnica otworu przysłony tym więcej światła pada na rzutnię [1]. Wskaźnikiem jasności jest liczba przysłony \(N\) 1     obliczana następująco:

gdzie: \(f\) – ogniskowa obiektywu, \(\phi _z\) – średnica otworu czynnego, czyli otworu przez który światło wpada do obiektywu.

Jak pokazuje Rys. 1 średnica otworu czynnego \(\phi _z\) jest większa od średnicy przysłony \(\phi _p\).

Dla naświetlenia zdjęcia istotna jest powierzchnia obiektywu przez którą światło wpada do aparatu. Rozważmy dwie liczby przysłony: \(N\) i \(\sqrt {2} \times N\). Taka zmiana powoduje, że powierzchnia otworu czynnego maleje dwukrotnie. Odpowiada temu  standard przysłon opisanych przez ciąg liczb \(N\): 1,4; 2; 2.8; 4; 5.6; 8; 11; 16, w którym każda zmiana \(N\) na kolejną (większą) powoduje dwukrotne zmniejszenie naświetlenia (Rys. 2).

Czas otwarcia migawki musi być na tyle krótki, aby ruch fotografowanego obiektu czy ruch aparatu nie spowodował nieostrości zdjęcia. Gdy fotografujemy „z ręki” to czas naświetlania nie powinien być dłuższy niż 1/30 sek. Lepiej wybierać krótsze czasy, mając na uwadze, że im krótszy czas tym zmniejsza się liniowo naświetlenie matrycy.

Aby powstał obraz, naświetlenie musi być większe niż czułość matrycy. Do określania czułości matryc stosuje się jednostki ISO (International Standards Organization). Wartość bazowa ISO równa 100 oznacza, że na matrycy powstanie obraz dobrej jakości przy naświetleniu 0,1 lx \(\cdot \) s 2    . Standardowo stosuje się ciąg wartości ISO: 100, 200, 400, 800, itd. W takim ciągu każda zmiana ISO o jeden krok to dwukrotne zwiększenie czułości matrycy na światło. Wartości ISO większe od czułości bazowej matrycy są uzyskiwane na drodze wzmocnienia pomierzonego naświetlenia (sygnału). Ponieważ każdy sygnał zawiera  szum, toteż wzmocnienie sygnału zwiększa jednocześnie zawarty w nim szum.

Każda fotografowana scena ma swoją głębię. Odległość fotografowania dla której spełnione jest w aparacie równanie soczewki   (1) nazywana jest planem "ostrzenia". Obiekty które leżą przed i za "ostrym" planem są na zdjęciu nieostre, im większe jest oddalenie od ostrego planu tym nieostrość jest większa.

Występujące w definicji głębi ostrości pojęcie „wystarczająca ostrość” jest umowne, bo przecież nie wiadomo w jakiej skali będziemy oglądać zdjęcie (wydrukowane na papierze, wyświetlone na monitorze). Przyjmowane są różne wartości dopuszczalnej plamki nieostrości obrazu, wraz z postępem technologicznym w fotografii wielkość plamki ulega zmniejszeniu. Jeśli za punkt wyjścia przyjąć kątową ostrość oka ludzkiego wynoszącą 1’ i oglądanie obrazu na monitorze komputera z odległości 50 cm, wówczas średnica plamki nie powinna przekraczać 0,015mm.

Głębia ostrości jest tym większa im większa jest odległość fotografowania, mniejsza ogniskowa i większa liczba przysłony [2]. Głębia będzie mała gdy fotografujemy bliski plan, zwłaszcza aparatem z dużą ogniskową i przy ustawieniu małej liczby \(N\) (czyli dużego otworu przysłony). Fotografowanie z małym otworem przysłony (duże \(N\)) zwiększa głębię ostrości, ale powoduje, że na matrycę pada mniej światła, zdjęcie może być zbyt ciemne (niedoświetlone). Bardzo mały otwór przysłony (\(N > 16\)) może wywołać dyfrakcję (ugięcie promieni światła), która zmniejsza możliwość odróżnienia blisko siebie położnych detali.

Odległość hiperfokalną liczy się z wzoru  (2) [3]:

gdzie: \(d_h\) – odległość hiperfokalna, \(u'\) – średnica plamki nieostrości na zdjęciu.

Odległość hiperfokalna jest przydatna w fotogrametrii, gdyż zespół zdjęć wykonywanych dla potrzeb pomiarowych wykonuje się bez zmiany "ostrzenia". Ustawienie ostrości na odległość hiperfokalną powoduje zachowanie ostrości dla dużej głębi sceny.

Definicja 1: Głębia ostrości

  zakres przestrzeni przedmiotowej który odfotografowuje się
wystarczająco ostro, wyznaczony przez przednią i tylną granicę (Rys. 3).

Definicja 2: Odległość hiperfokalna

  odległość ustawienia ostrości przy której przednia granica głębi
wypada w jej połowie, a tylna w nieskończoności (Rys. 4).


Jak powstaje zdjęcie cyfrowe

W zakresie widzialnym występuje szereg tzw. kolorów prostych: różne odcienie niebieskiego, zielonego, żółtego i czerwonego. Szerszą gamę kolorów (ściślej barw 1    ) uzyskuje się na drodze nakładania na siebie trzech kolorów: czerwonego, zielonego i niebieskiego (ang. red, green, blue – R,G,B), z których każdy może występować z różną jasnością [1]. Istotę modelu RGB obrazuje sześcian pokazany na Rys. 1, na którym jasności kolorów przyjmują zakres od 0 do 255 (od ciemnego do jasnego) 2    .

Model RGB ma zastosowanie przy rejestracji obrazów na matrycach aparatów fotograficznych oraz przy wyświetlaniu obrazów na monitorach. Rejestracja obrazu kolorowego polega na wydzieleniu ze światła trzech składowych spektralnych, co odbywa się z zastosowaniem filtrów czerwonego, zielonego i niebieskiego, powstają trzy kanały: R,G,B (Rys. 2A).

Jeśli na monitorze zostanie wyświetlony tylko jeden kanał, to obserwator zobaczy obraz czarno–biały w skali szarości (ang. grey scale). Natomiast gdy składowe R,G,B wyświetlane są wspólnie, każda przez odpowiedni filtr, to monitor wyświetli obraz kolorowy (Rys. 2B).

Matryca aparatu jest układem elektrycznym złożonym z fotodiod (detektorów) uporządkowanych w wiersze i kolumny. Pojedynczy detektor matrycy po naświetleniu i konwersji A/D staje się pikselem obrazu cyfrowego. Mnożąc rozmiar detektora matrycy (zazwyczaj kwadrat) przez liczbę kolumn i wierszy dostajemy fizyczny rozmiar prostokąta matrycy. Punktem odniesienia dla fizycznych rozmiarów matryc jest tzw. pełna klatka, czyli matryca o rozmiarze 36 mm \(\cdot \) 24 mm. Matryce w aparatach smartfonowych są znacznie mniejsze, a matryce w specjalistycznych aparatach stosowanych w fotogrametrii są znacznie większe niż pełna klatka (zob.  Kamery metryczne i niemetryczne).

W aparatach fotograficznych są stosowane dwa główne typy matryc: CCD i CMOS. Matryce CCD, ze względu na mniejsze szumy i większą światłoczułość, są montowane w aparatach do zastosowań przemysłowych, w tym fotogrametrycznych (zob.  Kamery metryczne i niemetryczne). Matryce CMOS są wykorzystywane powszechnie w popularnych aparatach fotograficznych. Nowe matryce CMOS, produkowane w technologii BSI, w której przetwornik A/D jest umieszczony pod fotodiodą, wypierają matryce CCD z wielu pól zastosowań.

Wskutek nagrzewania się fotodiod podczas procesu zamiany światła na elektrony powstają szumy losowe, które zniekształcają jasności przypisane pikselom. Zbyt ciepła fotodioda wyzwala „niechciane” elektrony co zaburza ostateczny wynik pomiaru padającego na fotodiodę światła. Szumy rosną gdy zdjęcie wykonywane jest przy słabym naświetleniu. Większa powierzchnia fotodiody zmniejsza szumy.

Inną przyczyną błędów pomiaru światła przez matrycę jest sposób tworzenia obrazów kolorowych. Skoro obraz kolorowy składa się z komponentów R,G,B, to każdy z nich powinien być mierzony przez inną matrycę. Takie rozwiązanie jest skomplikowane technicznie, dlatego jest rzadziej stosowane (zob.  Kamery metryczne i niemetryczne). Dominuje rozwiązanie z jedną matrycą pokrytą tzw. filtrem Bayer-a, którego idea pokazana jest na Rys. 4.

Filtr Bayer-a to mozaika trzech filtrów, połowa pikseli (fotodiod) jest pokryta filtrem zielonym, a jedna czwarta odpowiednio filtrami czerwonym i niebieskim. O ile na matrycy jednostką jest piksel, to na filtrze jednostką jest "kostka" 2\(\cdot \)2 piksele. Składowa G jest mierzona dla 50\(\%\) pikseli, a R i B tylko dla 25\(\%\) pikseli. Pomimo tego procesor obrazu, na drodze interpolacji, tworzy obraz wynikowy w którym wszystkie piksele matrycy mają składowe RGB. Ten zabieg, zwany demozaikowaniem, jest źródłem wprowadzenia szumu do obrazu kolorowego.

Jak wynika z powyższego przy tworzeniu obrazy kolorowego z filtrem Bayer-a składowa G jest mierzona dwa razy częściej niż R i B. Preferowanie koloru zielonego ma swoje uzasadnienie w czułości oka ludzkiego, które silniej reaguje na kolor jasno zielony (fale elektromagnetyczne o długości 555 nm) niż na pozostałe kolory [5] (Widzenie barwne).

Definicja 1: Obraz cyfrowy RGB 3

 funkcja \(f(i,j)\) przyporządkowująca kolor pikselowi o dyskretnych współrzędnych \(i,j\); funkcja musi przyjmować
wartości niezerowe oraz być skończona [2, 3, 4],
jako obiekt programowania: układ trzech macierzy lub tablica trójwymiarowa przyporządkowująca komórce \(i,j\)
jasności spektralne R,G,B,
jako plik komputerowy: układ trzech rastrów (kanałów) o identycznych rozmiarach (liczba kolumn i wierszy),
piksele mają atrybuty R,G,B (odpowiednio dla kanałów); standardowo stosowane jest 8-bitowe kodowanie
jasności 4
    .


Rozdzielczość przestrzenna zdjęcia

Nie ma obiektywnej miary rozdzielczości przestrzennej, trzeba posługiwać się zespołem cząstkowych wskaźników, do których należą m.in. [1, 2]:

Poniżej zostaną wyjaśnione tylko trzy pierwsze z wymienionych wskaźników rozdzielczości przestrzennej, które można określić na podstawie właściwości zdjęcia.

Mianownik skali w jakiej odwzoruje się obiekt na zdjęciu jest równy:

gdzie: \(h\) – liniowy rozmiar obiektu w rzeczywistości, \(h'\) – rozmiar obrazu tego obiektu, \(d\) – odległość przedmiotowa, \(c\) – odległość obrazowa.

Zmniejszanie się skali obiektu (czyli zwiększanie \(m\)) wraz ze wzrostem odległości jest dla człowieka oczywiste, gdyż ma miejsce przy wizualnym postrzeganiu rzeczywistości. Tylko w wyjątkowych sytuacjach skala zdjęcia jest stała, jest tak np. gdy sfotografowana zostanie ściana budynku, a płaszczyzna zdjęcia będzie do niej równoległa. Natomiast na zdjęciu wykonanym z samolotu, z dużej wysokości pionowo w dół, obiekty krajobrazu będą odwzorowane w podobnej skali (zmienność skali jest nieduża).

Znajomość rozmiaru piksela (na matrycy) oraz skali pozwala obliczyć liniowy rozmiar piksela na fotografowanym obiekcie, który jest równy:

gdzie: \(s_p\) – rozmiar piksela na obiekcie, \(s'_p\) – rozmiar piksela na matrycy.

Przy obliczaniu \(s_p\) przyjmuje się, że piksel na obiekcie ma kształt kwadratowy. Jest to uproszczenie, w rzeczywistości piksel na obiekcie może być dowolnym czworobokiem, co pokazuje Rys. 2.

Tereny o urozmaiconym pokryciu i użytkowaniu, zwłaszcza położone w umiarkowanej strefie klimatycznej, są z perspektywy lotniczej widoczne jako wielokolorowe i wielotonalne (od tej reguły są wyjątki). Dobrze naświetlone zdjęcie lotnicze powinno zawierać – w każdym kanale R,G,B – zróżnicowane jasności mieszczące                                                                                się w przedziale [0,255], co daje efekt "szerokich histogramów" pokazany na Rys. 3. Z punktu widzenia dalszego przetwarzania zdjęcia korzystnie jest, aby minimalne i maksymalne jasności nie osiągały wartości brzegowych, tj. 0 i 255 odpowiednio, a nawet były od nich oddalone o kilka jednostek jasności (w miejscach gdzie występują skupienia pikseli o jasnościach bliskich 0 lub 255 zanika tekstura obrazu). Taka "rezerwa" otwiera drogę do działań korygujących zdjęcie, np. zmiana nasycenia kolorów, usuwanie dominanty koloru, zwiększenie kontrastu.

Kontrast lokalny wyraża jak zmienia się jasność piksela względem otoczenia. Miary kontrastu lokalnego podali Weber i Michelson [4]. Na zdjęciach o szerokich histogramach zwiększa się prawdopodobieństwo wyróżniania się szczegółu względem tła. Jeśli kontrast między szczegółem a jego otoczeniem jest duży, to rośnie prawdopodobieństwo identyfikacji szczegółu złożonego z pojedynczych pikseli (Rys. 4A). Jednak gdy szczegół mało odróżnia się od tła, jego rozpoznanie na zdjęciu może być utrudnione (Rys. 4B). Nadto podczas próbkowania zdjęcia (zob.  Jak powstaje zdjęcie cyfrowe) następuje "rozmycie" pikseli, gdyż szczegół o rozmiarze \(s_p\) (GSD) rzadko kiedy odwzorowuje się dokładnie na jednym pikselu matrycy.

Błędem jest uznanie rozmiaru piksela na obiekcie za rozdzielczość przestrzenną zdjęcia (\(s_p\), GSD dla zdjęcia lotniczego). Gdy kontrast lokalny jest bardzo wysoki, a obiekt ma wydłużony kształt liniowy o szerokości ≈ \(s_p\), wówczas jest szansa na jego identyfikację. Ale przy bardzo niskim kontraście identyfikacja staje się niemożliwa. Przyjmuje się umownie, że na zdjęciach da się zidentyfikować obiekty, których mniejszy rozmiar wynosi od dwóch do trzech wielokrotności \(s_p\).

Definicja 1: Rozdzielczość przestrzenna zdjęcia

  zdolność do wyróżniania szczegółów obiektu
odwzorowanego na zdjęciu; zależy od szeregu czynników związanych z: parametrami aparatu, naświetleniem
zdjęcia i właściwościami fotografowanego obiektu.

Definicja 2: Terenowa odległość próbkowania - GSD

  stosowany w fotogrametrii (głównie
lotniczej) 2

synonim średniego rozmiaru piksela w terenie (ang. Ground Sample Distance) [1].

Definicja 3: Histogram zdjęcia

  wykres przedstawiający liczność wystąpień poszczególnych jasności
(dla każdego kanału R,G,B) – na osi poziomej jest przedział jasności od 0 do 255, na osi pionowej pokazana
jest suma wystąpień poszczególnych jasności; na histogramie znormalizowanym liczność każdej jasności jest
dzielona przez liczność maksymalną, dzięki czemu wartości na osi pionowej mają zakres od 0 do 1.


Fotogrametria 2D

Tak wykonane zdjęcie ma stałą skalę wynoszącą:

gdzie: \(c\) – odległość obrazowa (zob. wzór   (1)), \(d\) – odległość przedmiotowa, \(s, w\) – rozmiary obiektu (szerokość, wysokość), \(s', w'\) – rozmiary obiektu na zdjęciu.

Dzięki stałej skali zdjęcie można uznać za mapę o fotograficznym przekazie treści. Założenie to byłoby prawdziwe, gdyby aparat realizował rzut środkowy bez zniekształceń. Niestety promienie świetlne po przejściu przez obiektyw ulegają odchyleniu od linii prostej (Rys. 2). To zjawisko nazywa się dystorsją, jest immanentną cechą obiektywów.

Jeśli sfotografujemy idealnie płaski obiekt z narysowaną siatką kwadratów (Rys. 3A), zachowując równoległość obiekt–rzutnia, to na zdjęciu siatka będzie odwzorowana w postaci krzywych, obraz będzie przypominał beczkę (Rys. 3B) lub poduszkę (Rys. 3C).

Osiągnięcie równoległości płaszczyzny zdjęcia do płaszczyzny mierzonego obiektu jest w praktyce bardzo trudne. Dla zdjęć dowolnie położonych względem płaskiego obiektu stosuje się transformację perspektywiczną, której istotę przedstawia Rys. 4.

Transformacja perspektywiczna [1, 2] wiąże położenie punktów na zdjęciu (bez dystorsji) z położeniem na obiekcie, zgodnie z funkcjami  (2) i  (3), różniącymi się dziedzinami:

gdzie: \(x,y\) – współrzędne punktu na zdjęciu, w dowolnym układzie prostokątnym na zdjęciu, \(X,Y\) – współrzędne punktu na obiekcie, w dowolnym układzie prostokątnym na płaskim obiekcie, \(a_1,..., a_8\) oraz \(b_1,..., b_8\) – parametry transformacji odpowiednio dla  (2) i  (3).

Do wyznaczenia 8 parametrów transformacji perspektywicznej trzeba znać współrzędne co najmniej czterech odpowiadających sobie punktów, zwanych w fotogrametrii fotopunktami (żadne trzy nie mogą leżeć na jednej prostej). Często markuje się fotopunkty na obiekcie aby ułatwić identyfikację i pomiar na zdjęciu. Punkty których współrzędne są mierzone w terenie i są dobrze identyfikowalne na zdjęciu nazywane są w fotogrametrii fotopunktami.


Cechy pionowego zdjęcia lotniczego

Rozważmy zdjęcie lotnicze płaskiego terenu z budynkami i drzewami, wykonane hipotetycznie przy pionowej osi kamery, co symbolicznie przedstawia Rys. 1A.

Obiekty wystające nad teren ulegają na zdjęciu zniekształceniu perspektywicznemu. W efekcie obiekty pionowe "kładą" się na zdjęciu w taki sposób, że ich szczyty odchylają na zewnątrz zdjęcia, a kierunki odchylenia zbiegają się w środku zdjęcia, jak pokazuje Rys. 1B. Z własności figur przedstawionych na Rys. 2 wynika, że wielkość odchylenia zwanego przesunięciem radialnym \( \Delta r\) jest równa [1]:

gdzie: \(\Delta Z\) – wysokość kamery nad terenem, \(h \) – wysokość obiektu nad terenem, \( r', \; (r)\) – odległość od środka zdjęcia do obrazu punktu szczytowego na zdjęciu (odpowiednik w terenie), \( \Delta r', \, (\Delta r)\) – odległość od środka zdjęcia do obrazu punktu szczytowego na zdjęciu (odpowiednik w terenie).

Efekt przesunięć radialnych rozciąga się na całą głębię fotografowanej przestrzeni. Zatem jeśli teren jest zróżnicowany wysokościowo, to fragmenty leżące powyżej średniej wysokości odsuwają się radialnie od środka ku brzegom zdjęcia, a obszary leżące poniżej średniej wysokości przesuwają się do środka (Rys. 3). Wielkość przesunięć radialnych wylicza się z wzoru  (1), przy czym \(h\) oznacza różnicę wysokości terenu względem płaszczyzny odniesienia (ma wartości dodatnie i ujemne).

Średnią skalę zdjęcia lotniczego \(\frac {1}{m}\) liczy się względem płaszczyzna odniesienia (Rys. 3):


Fotogrametria 3D

Dla odległości dobrego widzenia kąt konwergencji wynosi ok. 16\(^{\circ }\) (\(b\) = 7 cm, \(d\) = 25 cm). Ze wzrostem odległości do miejsca obserwacji człowiek stopniowo traci zdolność jej oceny, gdyż coraz mniejszy staje się kąt \(\gamma \) (przyjmuje się, że granica widzenia stereoskopowego mieści się w przedziale 0,5 –1 kilometr [2, 3]). Widzenie stereoskopowe człowieka przypomina konstrukcję geodezyjną zwaną wcięciem w przód, w której kąt \(\gamma \) nazywa się kątem wcinającym.

Fotogrametria realizuje pomiar 3D przy pomocy stereogramu [4], czyli dwóch zdjęć tej samej sceny wykonanych z dwóch różnych miejsc przestrzeni (Rys. 2A). Jeśli stereogram jest obserwowany przez człowieka w taki sposób, że każde z oczu widzi tylko jedno zdjęcie, wówczas powstaje w mózgu wrażenie głębi obserwowanej sceny, nazywane sztucznym efektem stereoskopowym. Do separacji obserwowanych zdjęć stosuje się różne techniki, w tym anaglifową, polaryzacyjną czy migawkową [5] (zob.  Rodzaje pomiarów fotogrametrycznych). Rys. 2 przedstawia stereogram zdjęć lotniczych spełniający następujące założenia:

Właściwości stereogramu normalnego powodują, że punkty homologiczne lokują się na prostych równoległych do bazy (które na Rys. 2B są symbolicznie zaznaczone odcinkami czerwonymi) – stąd paralaksa poprzeczna \(p_y=0\).

Paralaksa (podłużna) jest kluczem do pomiaru głębi przestrzeni odwzorowanej na zdjęciach. Z podobieństwa trójkątów pokazanych na Rys. 2D wynika wzór  (2) na różnicę wysokości pomiędzy środkami rzutu a punktem terenowym \(\Delta Z\):

Symbole użyte we wzorze  (2) są wyjaśnione na Rys. 2, przy czym dla uproszczenia paralaksę podłużną \(p_x\) oznaczono przez \(p\).

Ilorazy \( \frac {b} {p} \) oraz \( \frac {\Delta Z} {c} \) są mianownikiem skali w której odwzorował się punkt \(P\) na zdjęciach (dla stereogramu                                                                                normalnego \(m\!=\!m_1\!=\!m_2\)). Znając lokalną skalę można obliczyć przyrosty współrzędnych \(\Delta X_1\) i \(\Delta X_2\) pokazane na Rys. 2, oraz analogicznie przyrosty \(\Delta Y_1\) i \(\Delta Y_2\). Ostatecznie wzory na współrzędne \(X,Y,Z\) wcinanego punktu \(P\) mają postać:

Wzory  (3)– (5) reprezentują fotogrametryczne wcięcie w przód, które stanowi istotę pomiarów fotogrametrycznych 3D. W przypadku zdjęć dowolnie nachylonych współrzędne 3D są obliczane z bardziej złożonych wzorów, ale reprezentujących tą samą konstrukcję geometryczną.

Wcięcie w przód wymaga identyfikacji punktów homologicznych i pomiaru ich współrzędnych na zdjęciach. Pomiar może być wykonany w trybie mono, czyli osobno na każdym zdjęciu, albo z włączeniem sztucznego efektu stereoskopowego (tryb stereo). Pomiar mono, manualny lub automatyczny, jest ograniczony do przypadku, gdy na obu zdjęciach wskazanie punktów jest jednoznaczne. Natomiast tryb stereo pozwala obserwatorowi wskazywać i mierzyć punkty także na powierzchniach pozbawionych wyrazistej tekstury (rozumianej jako zmiany jasności i koloru tworzące punkty, plamy, linie, figury geometryczne,                                                                                itp.).

Różniczkując wzory  (3)– (5) odpowiednio względem \(x,y,p_x\) można wysnuć następujące wnioski 5    :

Jeśli punkt terenowy odwzorował się na kilku zdjęciach, wówczas do pomiaru należy wybrać stereogram o największym kącie wcinającym, gdyż wtedy iloraz \(\frac {\Delta Z } {b}\) jest najmniejszy. W sytuacji pokazanej na Rys. 3, największy kąt wcinający dla punktu \(P\) jest na stereogramie złożonym ze zdjęcia pierwszego i trzeciego (baza \(b_{13}\)).

Definicja 1: Stereogram normalny

  układ dwóch zdjęć wykonanych z innych miejsc przestrzeni w taki
sposób, że osie kamer są pionowe a ich baza – pozioma; pojęcie rozciąga się na zdjęcia naziemne, wówczas za
normalny uznaje się stereogram zdjęć wykonanych przy poziomych osiach kamery prostopadłych do bazy
1

.

Definicja 2: Punkt główny zdjęcia

  rzut ortogonalny środka rzutu na
zdjęcie 2
   ,
punkt główny jest początkiem układu w którym mierzy się współrzędne na
zdjęciu 3
   .

Definicja 3: Pokrycie zdjęć

  część wspólna zdjęć stereogramu (Rys. 2C); pokrycie wyraża się
stosunkiem powierzchni wspólnej do powierzchni zdjęcia (zob.  Rodzaje lotów fotogrametrycznych).

Definicja 4: Punkty homologiczne na zdjęciach

  obrazy tego samego punktu terenowego
na zdjęciach wykonanych z innych miejsc przestrzeni; w przypadku stereogramu są dwa punkty
homologiczne (na Rys. 2AB są punkty \(P'_1\) i \(P'_2\)); punkty homologiczne leżą zawsze w obszarze pokrycia.

Definicja 5: Paralaksa punktów homologicznych

  różnica położenia punktów homologicznych na
zdjęciach odniesiona do punktów głównych, dla stereogramu normalnego różnica dotyczy tylko kierunku
równoległego do bazy i wynosi:

     \begin{equation} p_x = x_1 - x_2  \end{equation} gdzie:
\(p_x\) – paralaksa (podłużna) 4
   ,
\(x_1, \, x_2\) – współrzędne punktów homologicznych na zdjęciach w układach o początku w punktach głównych
(odpowiednio lewym i prawym).

Definicja 6: Fotogrametryczne wcięcie w przód

  określanie położenia punktu w przestrzeni 3D
poprzez przecięcie prostych wyprowadzonych z punktów homologicznych i przechodzących przez odpowiednie
środki rzutu (co najmniej) dwóch zdjęć.


Kamienie milowe fotogrametrii 3D

Wykonanie fotogrametrycznych zdjęć lotniczych wymaga sprzyjających warunków meteorologicznych przy jednoczesnym spełnieniu wymogów formalnych (zob.  Fotogrametryczne statki powietrzne). Odpowiednia dla lotów pogoda istotnie ogranicza operacyjność fotogrametrii. W przypadku zdjęć naziemnych warunki                                                                                meteorologiczne odgrywają mniejszą rolę, przy czym fotografowana scena powinna być równomiernie oświetlona.

Wzajemne pokrycie sąsiednich zdjęć jest generalną zasadą fotogrametrii 3D. Wykonanie zdjęć powinno następować zgodnie z wcześniej przygotowanym planem (zob.  Rodzaje lotów fotogrametrycznych oraz Planowanie lotów blokowych). Jeśli nastąpiło odstępstwo od planu lotu, w tym zwłaszcza mniejsze od wymaganego pokrycie zdjęć, wówczas dalsze ich opracowanie może być utrudnione, a w niektórych przypadkach niemożliwe.

Krytyczny dla jakości zdjęć z platform mobilnych (samoloty, drony, samochody) jest czas naświetlania, który zwykle musi być bardzo krótki. W czasie otwarcia migawki kamera jest w ruchu, czego skutkiem jest nieostrość obrazu – zamiast punktu powstaje plamka rozciągnięta w kierunku lotu (Rys. 1).

gdzie: \(u'_{t}\) – rozmiar plamki rozmazania w kierunku lotu, \(\Delta d \) – droga jaką przebywa kamera w czasie otwarcia migawki, \(v\) – prędkość z jaką porusza się platforma przenosząca kamerę, \(t\) – czas otwarcia migawki, \( \Delta Z\) – różnica wysokości pomiędzy środkiem rzutu a punktem w terenie, \( c \) – odległość obrazowa, \( m\) – mianownik lokalnej skali.

Krótki czas otwarcia migawki wymaga odpowiedniego dobrania pozostałych parametrów ekspozycji (zob. Przepis na dobre zdjęcie). Do zwiększenia naświetlenia w pierwszej kolejności powinna być wykorzystana                                                                                przysłona, natomiast zwiększanie czułości jest ostatecznością.

Fotogrametria może być stosowana tylko wówczas, gdy fotografowana scena utworzy na zdjęciach obraz będący zbiorem detali wyróżniających się kształtem, jasnością, kolorem, gradientem (szybkością zmiany jasności/koloru). Tylko wówczas operator lub proces automatyczny będzie mógł wskazać punkty homologiczne na pokrywających się zdjęciach. Takie cechy występują zwykle gdy fotografowana jest "Ziemia z góry", jednak niektóre materiały np.: woda, jasny piasek na płaskiej powierzchni, nie dają gwarancji utworzenia na zdjęciu jakichkolwiek śladów tekstury. Fotografowanie z bliskiej odległości obiektów których powierzchnie są gładkie, jednolite kolorystycznie i błyszczące utrudnia, a czasami uniemożliwia, wykonanie pomiaru fotogrametrycznego.

Wszystkie omawiane w podręczniku związki analityczne zakładają, że zdjęcie jest rzutem środkowym. Z teoretycznego punktu widzenia używane w fotogrametrii kamery powinny realizować rzut środkowy bez zniekształceń. Jest to praktycznie niemożliwe, gdyż obiektywy mają dystorsję i inne odstępstwa od idealnego rzutu środkowego. Dlatego konieczne jest zbadanie zniekształceń zdjęcia i ich usunięcie (zob.  Elementy orientacji wewnętrznej i dystorsja oraz  Kalibracja kamer). W fotogrametrii rekomenduje się wykorzystanie kamer specjalistycznych, ale przy spełnieniu pewnych warunków mogą to być również aparaty fotograficzne ogólnego stosowania (zob.  Kamery metryczne i niemetryczne).

W fotogrametrii dominuje wykonywanie zdjęć kamerami zamontowanymi na mobilnych platformach. Nawet gdy ruch platformy jest spokojny, a kamera zamontowana na stabilizującym zawieszeniu, to rzeczywiste położenie kamery w przestrzeni jest zawsze inne od zaplanowanego, co symbolicznie ilustruje Rys. 2.

Dane określające chwilowe położenie kamery w przestrzeni są nazywane elementami orientacji zewnętrznej ( Definicja EOZ (1)).

Są dwie drogi wyznaczenia EOZ kamer/zdjęć:

Z reguły stosuje się połączenie metody bezpośredniej i pośredniej, rozwijające się w kierunku osiągnięcia wysokiej automatyzacji, czego przykładem jest  Metoda SfM.

Od dokładności wyznaczenia EOZ zależy dokładność końcowego opracowania fotogrametrycznego, które najczęściej ma jedną z dwóch postaci:

W module  Zastosowania fotogrametrii jest przedstawiony przegląd zagadnień w których wykorzystuje się fotogrametrię jako metodę pomiaru oraz jako materiał źródłowy dla potrzeb dokumentowania stanu geo-przestrzeni i pojedynczych obiektów.


Fotogrametryczne statki powietrzne

Płatowce są mniej zwrotne od wirnikowców, ale pozwalają na dłuższy i wyższy lot. Zaletą wirnikowców jest pionowy start i lądowanie, podczas gdy płatowce potrzebują do lądowania płaskiej, miękkiej nawierzchni [3]. W ostatnich latach pojawiła się technologia VTOL (ang. Vertical Take Off) umożliwiająca pionowy start i lądowanie płatowców. W fotogrametrii używa się BSP o maksymalnej masie startowej (MTOM) do 25 kg. Kluczowym dla zastosowań fotogrametrycznych jest czas trwania lotu, który kształtuje się w zakresie od kilkunastu minut do dwóch–trzech godzin. W BSP są stosowane wbudowane albo wymienne kamery, z reguły o masie do 1 kg. W celu przeciwdziałania nadmiernym wychyleniom kamer podwiesza się je do urządzeń stabilizujących, określanych jako gimbal (Rys. 2 i Rys. 3).

Definicja 1: Fotogrametryczny statek powietrzny

 statek powietrzny wyprodukowany lub
zaadaptowany do wykonywania zdjęć fotogrametrycznych, który poza wyposażeniem standardowym, w tym
nawigacyjnym, ma urządzenie do podwieszenia kamery w sposób amortyzujący drgania (opcjonalnie posiada
otwór w podłodze – fotoluk).


Rodzaje lotów fotogrametrycznych

Zdjęcie jest pionowe gdy oś kamery jest skierowana zgodnie z kierunkiem siły ciężkości. Takie zdjęcia znacznie ułatwiają dalsze opracowanie fotogrametryczne. Ale wykonanie zdjęcia ściśle pionowego jest w praktyce niemożliwe, dlatego termin „pionowe” rozciąga się na zdjęcia odchylone od pionu o kilka stopni (są one niekiedy nazywane prawie-pionowymi).

Zdjęcia z zamierzonym odchyleniem osi kamery od pionu nazywane są nachylonymi lub ukośnymi 1    . Ich fotogrametryczne opracowanie jest trudniejsze, ale są lepsze do opracowania modeli 3D, w których widać obiekty nie tylko z góry ale też z boku (np. ściany budynków). Kompromisowym rozwiązaniem jest symultaniczne wykonywanie zdjęć pionowych i ukośnych, przy pomocy zespołów kamer średnioformatowych (zob.  Kamery metryczne i niemetryczne).

gdzie: \(s\) – rozmiar zdjęcia w terenie w kierunku lotu,                                                                                \(b_p\) – baza podłużna (odległość pomiędzy środkami rzutu kolejnych zdjęć).

W fotogrametrii 3D stosuje się standardowo pokrycie podłużne \( \geq 60\%\). Pokrycie potrójne zdjęć \(p_3\), pokazane na Rys. 4B, wynosi:

gdzie: \(w\) – rozmiar zdjęcia w terenie w kierunku poprzecznym do lotu, \(b_q\) – baza poprzeczna (odległość pomiędzy osiami sąsiednich szeregów).

W fotogrametrii 3D stosuje się standardowo pokrycie poprzeczne 20-30\(\%\), ale dla zdjęć z BSP \( \geq 60\%\) (występuje wtedy potrójne pokrycie poprzeczne).

Definicja 1: Lot fotogrametryczny

  odpowiednio zaplanowany lot statku powietrznego wyposażonego
w kamerę, którego celem jest sekwencyjne wykonywanie pokrywających się zdjęć lotniczych, o określonym
uporządkowaniu przestrzennym.


Planowanie lotów blokowych

Po wyborze kamery znany jest rozmiar piksela matrycy (\(s'_p\)), ogniskowa kamery (\(f\)) 1    , co przy określonym GSD pozwala obliczyć mianownik skali zdjęcia (\(m\)) oraz wysokość lotu nad średnią wysokością terenu (\(\Delta Z\)):

Wysokość lotu jest wprost proporcjonalna do ogniskowej kamery. Jeśli kamera ma wymienne obiektywy to planując lot nad miastem lepiej jest wybrać obiektyw z dłuższą ogniskową, gdyż wtedy na zdjęciu będzie mniej miejsc przesłoniętych przez budynki czy drzewa. Jak pokazuje Rys. 1 taką samą skalę i taki sam GSD można uzyskać przy różnych relacjach wysokości lotu i ogniskowej.

Znajomość skali zdjęcia oraz rozmiaru matrycy kamery (\(s', w'\)) pozwala obliczyć (średni) zasięg zdjęcia w terenie (\(s,w\)):

Znając terenowy zasięg zdjęcia oraz planowane pokrycie podłużne i poprzeczne można, wychodząc z wzorów   (1,3), wyznaczyć bazę podłużną i poprzeczną (\(b_p, \, b_q\)):

Planując liczbę szeregów i zdjęć zachowuje się zasadę objęcia blokiem obszaru opracowania wraz z zewnętrznym buforem, jak pokazuje Rys. 2 [3]. Generalnie dąży się do planowania bloków o kształcie prostokątnym. Gdy obszar opracowania ma mocno nieforemny kształt, a przez to prostokąt ograniczający ma dużo większą powierzchnię, wówczas można blokowi nadać formę nieregularną mając na uwadze, że może to wpłynąć niekorzystnie na dokładność opracowania fotogrametrycznego (Rys. 2B).

Ze względów aerodynamicznych preferowane są loty na jednej wysokości względem poziomu morza. Różnice wysokości terenu powodują lokalną zmianę GSD i zmianę pokryć zdjęć. Na Rys. 3 pokazana jest sytuacja skutkująca utratą potrójnego pokrycia podłużnego, co jest niedopuszczalne dla fotogrametrii 3D. Aby zapobiec nadmiernym zmianom GSD i zejściem pokryć poniżej minimum, można:

Do planowania lotów fotogrametrycznych stosuje się programy komputerowe, często związane z określonymi kamerami [4]. W otwartym oprogramowaniu QGIS dostępne są wtyczki do planowania lotu: Flight Planner (loty samolotami załogowymi) oraz Science Flight Planner (loty BSP).


Terenowa osnowa fotogrametryczna

Nie zawsze da się spełnić powyższe zasady. Lasy i akweny wodne to obszary gdzie nie można ulokować punktów osnowy. Najistotniejsze są fotopunkty w narożach bloku i w skrajnych szeregach, zwłaszcza, gdy są długie. Jeśli takie umiejscowienie jest niemożliwe, to należy powiększyć obszar lub zmodyfikować kształt bloku.

W celu podniesienia precyzji pomiaru fotopunktów i punktów kontrolnych na zdjęciach zaleca się ich sygnalizację w terenie (przed wykonaniem zdjęć). Sygnałom nadaje się kształt krzyża lub litery L1   , malując je na podłożu twardym albo przytwierdzając plansze lub listwy z tworzywa sztucznego do podłoża miękkiego, jak pokazuje Rys. 2. Długość ramion sygnału od jego środka licząc powinna wynosić (6–9) GSD a szerokość (2–3) GSD [3]. Sygnalizacja jest zabiegiem stosunkowo uciążliwym, dlatego przed jej wykonaniem analizuje się możliwość wykorzystania szczegółów terenowych w roli fotopunktów/punktów kontrolnych.

Warunki stawiane szczegółom terenowym wybieranym jako fotopunkty/punkty kontrolne:

Definicja 1: Terenowa osnowa fotogrametryczna

  zbiór odpowiednio rozlokowanych w obszarze bloku
punktów o pomierzonych współrzędnych terenowych \(X,Y,Z\), dających się precyzyjnie pomierzyć na zdjęciach; osnowa
dzieli się na:

fotopunkty - które pełnią aktywną rolę w procesie fotogrametrycznego opracowania zdjęć (ang.
Ground Control Point – GCP),

punkty kontrolne - które pełnią bierną rolę w procesie fotogrametrycznego opracowania zdjęć,
natomiast służą do kontroli dokładności (ang. Check Point – CP).