GENEZA POWSTAWANIA SKAŁ MAGMOWYCH
W rozdziale tym omówiona zostanie najpierw budowa Ziemi, w końcu to w głębi niej magmy powstają. Geneza magm jest wciąż dyskutowanym problemem, i jest to jedno z zagadnień które stwarzało i wciąż stwarza duże niezgodności między badaczami. Duży związek z powstawaniem magm ma tektonika płyt, ponieważ okazuje się że pewne typy magm rodzą się w określonych miejscach związanych właśnie z płytami tektonicznymi i zjawiskami tam zachodzącymi.
* Budowa Ziemi
* Magmy bazaltowe
* Magmy andezytowe
* Magmy granitowe
O budowie naszej planety najwięcej informacji przynoszą badania geofizyczne które rozwijają się w ostatnich latach bardzo gwałtownie. Drugim istotnym źródłem informacji na temat budowy Ziemi są meteoryty. Na podstawie badań geofizycznych wiemy że Ziemia ma budowę strefową, gdzie strefy porozdzielane są powierzchniami nieciągłości wskazującymi na zmieniającą się gęstość materii lub też na zmianę jej stanu skupienia. Najwyraźniejszymi powierzchniami nieciągłości są :
* -nieciągłość znajdująca się na zmiennej głębokości, pod lądami 25-50 kilometrów pod wysokimi górami nawet do 60-70 km) a w strefach oceanicznych tylko 5-8 kilometrów pod dnami oceanów. Jest to strefa nieciągłości uważana za granicę między skorupą a płaszczem Ziemi, a od nazwiska jej odkrywcy (Mohorovicica) zwana jest Moho.
* -nieciągłość znajdująca się na głębokości 2900 kilometrów która oddziela płaszcz ziemski od jego jądra. Powyżej powierzchni Moho przebiega inna mniej wyraźna nieciągłość zwana nieciągłością Konrada. Wskazuje ona na zmianę składu materiału skalnego w skorupie. Powyżej tej nieciągłości skały występujące mają gęstość w zakresie 2,6-2,7 g/cm3 czyli gęstość odpowiada skałą granitoidowym. Nieciągłość ta przebiega tylko pod lądami.
budowa Ziemi
Warstwę powyżej nieciągłości Conrada nazywamy skorupą kontynentalną dawniej zwaną sialem (od symboli pierwiastków w przewadze ją budujących (Si i Al). Poniżej tej strefy gęstość skał wzrasta do 2,9-3,0 g/cm3, czyli odpowiada gęstości skał bazytowych. Jest to skorupa oceaniczna (dawniej zwana simą (Si Mg). Skorupa ta występuje jak sama nazwa wskazuje na dnach oceanów i zajmuje na kuli ziemskiej 3/4 jej powierzchni litosferycznej. Poniżej nieciągłości Moho występują skały których gęstość przekracza 3,0 g/cm3. Są to skały odpowiadające perydotytom, lub też skałą piroksenowo - granatowym. Warstwa skorupy kontynentalnej i oceanicznej wraz z najwyższą częścią górnego płaszcza nosi nazwę litosfery. Poniżej litosfery występuję warstwa górnego płaszcza nazywana astenosferą. Materiał skalny występuje tutaj w postaci częściowo stopionej-stop w ilości nieco powyżej 1% objętości. Właściwości astenosfery jako materiału plastycznego pozwalają na poruszanie i przemieszczanie się po niej w poziomie i w pionie dużych kier litosfery. Astenosferę uważa się za źródło pierwotnych bazytowych stopów, które są stąd uwalniane w postaci astenolitów, a następnie podczas wędrówki głębokimi rozłamami dostają się one w wyższe części litosfery dochodząc aż do powierzchni Ziemi. Uważa się że górny płaszcz zbudowany jest z materiału który został nazwany pirolitem, materiał ten jest hipotetyczny, i jest on mieszaniną jednej części bazaltu toleitowego, i trzech części ultrabazytu (dunit, harzburgit itp). Skład chemiczny pirolitu ulega wraz z głębokością zmianom, w wyniku zmian ciśnienia i temperatury.
Wyróżniono pięć odmian petrograficznych pirolitów:
* pirolit plagioklazowy (oliwin + ortopiroksen+ klinopiroksen+ plagioklaz)
* pirolit spinelowy (oliwin+ortopiroksen+klinopiroksen+spinel)
* pirolit piroksenowy (oliwin + ortopiroksen (Al) + klinopiroksen (Al))
* pirolit granatonośny (oliwin + ortopiroksen + klinopiroksen + granat)
* amfolit (oliwin + amfibol)
Przejścia fazowe między tymi typami pirolitów związane są głównie z "przemieszczeniem" się glinu do minerałów wyżej ciśnieniowych (od plagioklazu poprzez spinel do piroksenów a następnie granatów). Ostatni rodzaj pirolitu - amfolit związany jest tylko i wyłącznie z najwyższą częścią górnego płaszcza jako że bez wody amfibole istnieć nie mogą, wskutek tego amfibole na głębokości około 90 km rozpadają się na asocjacje granatowo-piroksenową. Górny płaszcz jest więc zróżnicowany zarówno pod względem chemicznym jak i mineralnym - nie tylko w przekroju pionowym ale i w poziomym. Głębsze partie planety na podstawie analogii do meteorytów a także tylko i wyłącznie domniemań licznej gromady "filozofów geologii" zbudowane są z materiału odpowiadającego meteorytom z grupy syderolitów (meteorytów kamienno - żelaznych) - wchodziły by tutaj w skład płaszcza siarczki i tlenki lub krzemiany zasadowe i metaliczne żelazo. Skład jądra odpowiadałby meteorytom żelazno-niklowym - syderytom, w skład których wchodzi jak sama nazwa wskazuje metaliczne żelazo i nikiel. Wraz ze wzrostem ciśnienia dokonują się izochemiczne przekształcenia minerałów w odmiany o gęstszym upakowaniu i przez to o większej gęstości.
Powstawanie magm bazaltowych
Magmy bazaltowe mogą powstawać w płaszczu w wyniku konwekcyjnego wznoszenia się fragmentów płaszcza (astenolitów), wskutek redukcji ciśnienia lub odgazowania płaszcza, co doprowadza do topienia cząstkowego. Topienie całkowite jeśli w ogóle może w przyrodzie zachodzić jest rzadkie. Raczej mówić można jedynie o topieniu cząstkowym, w którym część materii ulega przemianie fazowej w ciecz, następnie zostaje przemieszczona, natomiast część materiału który nie uległ stopieniu pozostaje na miejscu tworząc suchą pozostałość czyli restyt. Skład stopu cząstkowego nie ma zazwyczaj tego samego składu co skała z której powstał, ponieważ w stopach takich znajdują się minerały o najniższych temperaturach topnienia. Topienie cząstkowe jest dominującym procesem kształtującym magmatyzm Ziemi.
Typy topienia cząstkowego
Podczas topienia astenolitu istotny jest skład pierwotnej magmy bazaltu płaszcza, mineralogia źródła (typ pirolitu - plagioklazowy, spinelowy, granatowy), stopień cząstkowego stopienia układu, mechanizm topienia oraz głębokość na której dochodzi do topienia i ruch wznoszący magmy co może wpływać na segregację materii. Podczas wytopienia materiału w płaszczu, dochodzi do sytuacji kiedy nie są spełnione warunki statyczne (stała temperatura, ciśnienie itd.), wskutek tego układ zostaje zaburzony, wytwarza się wówczas niestabilność warunkująca ruch mas. Sprzyja to wznoszeniu się diapirów pirolitu. Wytopione fragmenty wędrują w wyższe strefy skorupy, trafiając do zbiorników zasilających strefy np. ryftów. Tutaj właśnie widać najwyraźniej łączność zjawisk magmowych z teorią tektoniki płyt. W strefach ryftowych, w zależności od prędkości rozrostu dna oceanicznego, a co z tym związane
typu ryftów uzależnione od prędkości spreadingu (patrz tekst)
ilości magmy znajdującej się w zbiornikach pod strefą ryftów, topografia ryftu może mieć różny wygląd. Na rysunku pierwszym widoczna jest strefa ryftowa gdzie następuje szybki rozrost dna oceanicznego. Topografia takiego grzbietu jest gładka. Dolina ryftowa występuje jako wąska strefa max. do 1 km - głębokość do 100m. Rysunek drugi przedstawia natomiast strefę spreadingu w przypadku gdy rozrost dna jest powolny. Widać tu dolinę ryftową której szerokość dochodzić może do kilku kilometrów a głębokość do około 2km. W dolinach ryftowych zarówno typu pierwszego jak i drugiego znajduje się strefa neowulkaniczna. Jest to strefa w której następuje cyrkulacja wód (co nie oznacza że tej cyrkulacji nie ma w innych strefach spreadingowych). Aktywność strefy neowulkanicznej przy szybkim rozroście dna jest największa jako że przepływ ciepła (strumień cieplny), jest tutaj większy niż w przypadku spreadingu wolnego. Sama strefa neowulkaniczna jest wąska max. do kilku kilometrów i w przekroju prostopadłym do osi przypomina ona wulkan tarczowy. Wylewana lawa zastyga tworząc lawy poduszkowe i potoki lawowe. W odległości od 1 do kilku kilometrów od osi grzbietu pojawiają się spękania i szczeliny równoległe do osi grzbietu. Szczelinami tymi nie wydostaje się lawa ale prawdopodobnie wędruje tędy woda oceaniczna rozpoczynając konwekcje hydrotermalną.
smokers
Chłodna woda wnikając w głąb nagrzewa się i wzbogaca w liczne składniki mineralne od gorących skał i wypływając oddaje duże ilości ciepła. Znajdują się tu dwa rodzaje dymiących kominów - dymiące na czarno (black smockers) - zabarwione siarczkami różnych metali strumienie gorącej cieczy, o temperaturze około 350°C, i dymiące na biało (white smockers) o temperaturze cieczy około 300°C. W strefach ryftowych o powolnym rozroście dna oceanicznego strefy wulkaniczne mają nieco mniejszą szerokość - do 2km, a intensywność procesów ze względu na mniejszy strumień cieplny jest słabsza. Podczas eksperymentalnego topienia lherzolitu z utworzeniem 20-30% stopu w warunkach ciśnienia 15-20 kbar (odpowiada to 50-60 km głębokości), ciecz miała skład bazaltu typu MORB (Mid Ocean Ridge Basalt). Dla wyższego udziału stopu ciecz miała skład komatytu. Proces taki odpowiadałby za powstawaniu skorupy oceanicznej. Szybkie rozsuwanie sprzyja istnieniu głębokich zbiorników ciągłych, podczas gdy powolne rozsuwanie sprzyja małym, nieciągłym rezerwuarom magmy. Natura zbiorników kontroluje procesy krystalizacji frakcjonalnej magmy. W dużych zbiornikach magma może uzyskać homogeniczność składu, dyferencjacja nie jest zbyt posunięta. Jest to wynikiem intensywnych procesów mieszania w zbiorniku. Małe rezerwuary magmowe podlegają silnej dyferencjacji i produkują bardzo zróżnicowany zakres składu bazaltów: od prymitywnych (wysoko-Mg) do wyewoluowanych bazaltów wysoko-Fe .
1. Duży zbiornik = szybki spreading. Porcje magmy są wydzielane w formie dajek zasilanych ze stropu komory, zaś magma w komorze krystalizuje od ścian dając jednorodne chemicznie gabro. Procesy krystalizacji frakcjonalnej w komorze dają sekwencję warstwowanych ciał bazytowych i ultrabazytowych przy dnie. Razem tworzy się ofiolit wg. modelu nieskończonej cebuli. Magma zasilająca wysokie poziomy zbiornika powinna być bliska składowi pierwotnych bazaltów generowanych przez topienie parcjalne płaszcza. Topienie w osi grzbietu jest ciągłe (ze względu na dekompresje), tym niemniej mama migruje w formie podnoszących się w górę porcji (kropli) poprzez astenosferę. Migracja tych kropli możliwa jest po uzyskaniu wielkości krytycznej. Erupcja następuje, gdy ciśnienie wewnętrzne przekroczy ciśnienie litostatyczne oraz wytrzymałość mechaniczną stropu zbiornika. Najbardziej prawdopodobne wydaje się założenie, że następuje to w momencie dostarczenia następnej porcji stopu do komory. Kolejne porcje magmy mieszają się ze sobą, co często nie pozwala na ukształtowanie się jednoznacznego charakteru chemicznego (magmy wyewoluowane są bogate w LILE, magmy prymitywne, pierwotne, ubogie w LILE). Typ szybkiego spreadingu reprezentują Grzbiet Wschodniopacyficzny i Ryft Galapagos (6-7 cm/rok). Nie mają one dobrze zdefiniowanej głównej doliny ryftowej, oś zaś zaznaczona jest wzgórzami wulkanicznymi zbudowanymi z law poduszkowych, często wolnych od osadów. Na obrzeżach ryftów równiny usłane są lawą stanowiącą rodzaj jezior lawowych. Ich powstanie wiąże się z dużym udziałem ekstruzji w działalności wulkanicznej. Magmy są dość zróżnicowane geochemicznie: od prymitywnych, wysokomagnezowych, do dość wyewoluowanych.
2. Zbiornik efemeryczny = powolny spreading. Model cebuli Canne`a nie sprawdza się. Zakłada się tu brak stałego zasilania, model wg. Nisbet`a Fowlera . Magma podnosi się na wysokie poziomy dzięki propagacji szczelin przez kruchą skorupę. Pozwala to na istnienie tylko drobnych rezerwuarów na wyższych poziomach. Tak wygenerowana skorupa oceaniczna ma słabo wyrażone warstwowanie. W strefach powolnego spreadingu procesy mają charakter systemu zamkniętego. Taki układ tłumaczy zróżnicowanie bazaltów typu MORB. Powolny spreading zachodzi w Grzbiecie Środkowo- Atlantyckim (1-2 cm/rok). Oś spreadingu jest dobrze wyrażona w morfologii, lawy bazaltowe wylewające się w osi głównej są dość prymitywne geochemicznie (bogate w Mg, Cr, Ni), zaasocjowane z centralnymi wzgórzami wulkanicznymi. W strefie marginalnej pojawiają się bazalty bardziej wyewoluowane, związane z erupcjami. Rozkład taki sugeruje działanie niskociśnieniowych procesów frakcjonacji w dość wysoko położonym zbiorniku magmowym, tuż pod osią ryftu.
Powstawanie magm andezytowych
Mechanizm powstania magmy andezytowej jest tak tajemniczy jak mechanizmy powstawania innych magm. Wulkanizm typu andezytowego pojawia się w łukach wysp i jest związany z subdukcją czyli z miejscem gdzie płyta oceaniczna podsuwa się pod kontynentalną -płyta oceaniczna w takim przypadku ulega pochłonięciu.
typy subdukcji - rysunek pierwszy przedstawia subdukcję typu mariańskiego, rysunek drugi subdukcję typu chilijskiego
Wyróżnia się dwa typy subdukcji w zależności od kąta nachylenia płyty oceanicznej.
Na rysunku pierwszym przedstawiono subdukcję typu mariańskiego.
Rysunek drugi natomiast przedstawia subdukcję typu chilijskiego.
Występowanie wulkanizmu w tej strefie sugeruje że topienie cząstkowe może zachodzić również w czasie ruchu w dół. Związane jest to oczywiście ze zwiększeniem się temperatury wraz ze wzrostem głębokości, co doprowadza do stopienia materiałów. Zstępująca płyta oceaniczna zbudowana jest z cienkiej pokrywy osadowej (około 1km), skorupy bazaltowej lub serpentynitowej (5-10 km), i warstwy górnego płaszcza (50-100 km). Podczas ruchu w dół warstwa osadowa w dużej części zostaje usunięta tak że skład zbliżony jest do górnego płaszcza. Chemicznie skład różni się tylko większą zawartością wody. Topienie się płyty zachodzi prawdopodobnie tam gdzie jej górna powierzchnia kontaktuje się z płaszczem. Wulkanizm andezytowy stwierdza się również obecnie w rejonach gdzie brak jest głębokoogniskowych trzęsień Ziemi (związanymi ze strefą Benioffa- patrz rysunek), związane jest to jednak najprawdopodobniej z miejscami gdzie lawy andezytowe powstały znacznie wcześniej. Wraz z odległością od łuku zmienia się skład wydostającej się lawy. Wcześniej sądzono że stop wytapia się na jednej głębokości, a dopiero dyferencjacja zachodząca na różnych poziomach doprowadza do zróżnicowania składu. Później została wysunięta teoria że źródła mogą leżeć na różnych poziomach, co jednocześnie da nam różny skład ostatecznego produktu (rysunek).
generacja magm typu bazaltowegoi ich przestrzenne zróżnicownie
Powstawanie magm granitoidowych
W przeciwieństwie do magm bazaltowych, magmy granitoidowe powstają głównie z materiałów tworzących skorupę kontynentalną. Magma granitoidowa może być rezultatem dwu procesów:
* krystalizacji pierwotnej magmy pochodzenia płaszczowego
* topienia cząstkowego kompleksów metamorficznych.
Jedynie część magm granitoidowych może wywodzić się ze źródła pierwszego będąc wynikiem dyferencjacji z magmy bazaltowej.
Generacja większości magm granitoidowych: od tonalitu do granitu alkaliczno-skaleniowego, jest wynikiem zróżnicowania środowisk geotektonicznych (PODZIAŁ GRANITÓW). Zależy też w dużej mierze od składu skorupy kontynentalnej. Głównymi wskaźnikami pochodzenia magmy granitoidowej są układy izotopowe: Sm/Nd, Rb/Sr, 18O/16O, jak również zespoły pierwiastków śladowych. W pierwszym przypadku magma o składzie granitu powstaje zarówno w wyniku frakcjonacji toleitowej pierwotnej magmy maficznej jak i na skutek topienia cząstkowego uwodnionych i zmienionych skał dna oceanicznego w kompleksie ofiolitowym. Oba procesy dają w efekcie magmę typu płaszczowego - o cechach makro-, mikrochemicznych i izotopowych wskazujących na pochodzenie z płaszcza Ziemi. Takie intruzje cechują się zwykle małą objętością, stąd nie mają dużego znaczenia w budowie skorupy ziemskiej.
W przypadku powstawania magm wskutek topienia cząstkowego magma granitowa może powstać przez stopienie szeregu pospolitych skał budujących skorupę ziemska. Topnienie to zachodzi w temperaturach i ciśnieniach charakterystycznych dla górnej facji amfibolitowej i facji granulitowej. Źródło ciepła w większości przypadków leży tak czy inaczej w płaszczu lub jest to ciepło radiogeniczne. W warunkach facji amfibolitowej mogą być osiągnięte warunki określane mianem fluid-present tzn. w obecności dodatkowego fluidu wodnego. Produkty topienia typu fluid-present są zwykle słabo mobilne. Największa część mobilnych, a więc penetrujących duże obszary, granitów powstaje w wyniku topienia fluid-absent (bez udziału dodatkowego fluidu wodnego, przy zbilansowanej ilości wody i innych składników lotnych). Sugerowane temperatury tworzenia się takich magm są zwykle powyżej 850°C. Źródłem stopu są różnorakie skały : metapelity, metaszarowaki, meta-andezyty, amfibolity. Zawierają zwykle wystarczającą ilość wody w tworzących je minerałach, by po ich stopieniu utworzył się stop granitoidowy niedosycony wodą. Udział stopu w stosunku do restytu może osiągnąć nawet 50%. Restyt tworzą minerały o wysokiej topliwości: pirokseny, oliwiny, tlenki, granaty. W miarę jak przyrasta ilość stopu maleje procentowa zawartość H2O w stopie, gdyż skała wyjściowa miała określoną ilość wody. Takie właśnie magmy dominują w wielu środowiskach tektonicznych. Solidus (granica krzepnięcia całkowitego) dla takich stopów ma dodatnią korelacje w układzie dT-dP dlatego magma może się łatwo podnosić w warunkach dekompresji do wysokich poziomów skorupy ziemskiej przy stosunkowo małej ilości restytu. Migracja dużych objętości magmy granitoidowej powoduje że protolit leżący zwykle w dolnej skorupie zostaje pozbawiony wody i tkwi jako restyt który został zubożony w LILE i pierwiastki promieniotwórcze, natomiast górna skorupa powinna ulec wzbogaceniu w LILE i pierwiastki promieniotwórcze wskutek obecności wznoszącej się magmy bogatej w te składniki. Większość granitów powstaje w wyniku procesów mieszanych, ma pewien udział składnika krustalnego i składnika płaszczowego, co zwykle bardzo komplikuje badania. Badania McBirneya doprowadziły do konkluzji, że procesy osadowe są tak efektywnym czynnikiem wzbogacającym skorupę w pierwiastki litofilne, że jest niejako logiczną konsekwencją, że granity powstałe z topienia skorupy kontynentalnej są w nie wzbogacone. Jeśli spojrzeć na klasyfikację Chappela i White'a (1974 -) charakterystyki granitów typu S (PODZIAŁ GRANITÓW) odpowiadają materiałowi, który przeszedł cykl osadowy w toku swego długiego życia. Niestety nawet jeśli granit powstawał w strefie aktywnego brzegu kontynentu i powinien mieć on charakterystyki odpowiadające magmie płaszczowej, to wskutek zdjęcia części osadów z pogrążającej się płyty oceanicznej skład chemiczny ulegnie zmianie.
Odpady stałe to niezmiernie interesująca dziedzina przed którą dopiero
prawdziwy rozwój, w szczególności w naszym kraju. Informacje związane z
tematyką odpadową obejmuje zakres przedmiotu prowadzonego przez moją
osobę w Politechnice Częstochowskiej w Instytucie Inżynierii
Środowiska, dla IV roku studiów dziennych o kierunku INŻYNIERIA
ŚRODOWISKA.
W gospodarce odpadami można wyróżnić trzy metody postępowania z nimi:
2. Drugim sposobem jest możliwość gromadzenia odpadów i czyszczenia ich
w określonych miejscach. Metoda ta pozwala uniknąć całkowitego
zanieczyszczenie środowiska z jednoczesnym wykorzystaniem części
odpadów ponownie. Odpady gromadzone są w różnych miejscach takich jak
składowiska, kompostownie, stawy biologiczne itp.).
3. Metoda trzecia polegająca na oczyszczeniu odpadów w sztucznych
chemiczno - mechanicznych układach regenerujących. Stosuje się tutaj
różne poznane procesy fizykochemiczne od zwykłej filtracji zaczynając a
kończąc na całkowitym zniszczeniu odpadów poprzez np. spalenie.