Petrologija skripta
Univerza v Ljubljani Naravoslovnotehniška fakulteta Oddelek za geologijo PETROLOGIJA MAGMATSKIH IN METAMORFNIH KAMNIN BOLONJSKI PROGRAM PRVA IZDAJA Avtorja: prof. dr. Tadej Dolenec in doc. dr. Matej Dolenec Zahvali: Majdi Dolenec za pretipkavanje in Aniti Štefe za lektoriranje Naslovna stran: - izbruh vulkana St. Helens (USA) in - diagram stanja v dvokomponentnem sistemu z neomejenim izomofnim mešanjem in pregrado LJUBLJANA, MAREC 2012 2 KAZALO 1. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 13 1.1. 1.2. 1.2.1. 2. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 13 2.1. 2.2. 2.2.1. 2.2.2. 2.2.3. 2.2.4. 3. KAJ JE MAGMA, OZIROMA KAJ JE LAVA? .................................................................................... 19 FIZIKALNE IN KEMIČNE LASTNOSTI MAGME (TLAK V MAGMI - NOTRANJI IN ZUNANJI). .............. 19 Kako se se spreminjajo v različnih magmatskih kamninah sledeče komponente v odvisnosti od njihove vsebine kremenice (nariši njihove diagrame): ...................................... 20 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 21 8.1. 8.1.1. 8.2. 8.3. 8.4. 9. KEMIČNE LASTNOSTI MAGME .................................................................................................... 18 Naštej težkohlapne in lahkohlapne komponente! ...................................................................... 18 Vpliv lahkohlapnih komponent na strjevanje magme in na izločanje mineralov. ..................... 19 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 19 7.1. 7.2. 7.2.1. 8. KEMIČNE LASTNOSTI MAGME .................................................................................................... 18 Naštej težkohlapne in lahkohlapne komponente, katere so najbolj pogoste? ........................... 18 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 18 6.1. 6.1.1. 6.1.2. 7. KAJ JE MAGMA, OZIROMA KAJ JE LAVA? .................................................................................... 16 FIZIKALNE LASTNOSTI MAGME: (VISKOZNOST ALI ŽIDKOST MAGME) ........................................ 16 Kaj je viskoznost ali židkost? .................................................................................................... 16 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 18 5.1. 5.1.1. 6. KAJ JE MAGMA, OZIROMA KAJ JE LAVA? .................................................................................... 15 FIZIKALNE LASTNOSTI MAGME: (TLAK V MAGMI - NOTRANJI IN ZUNANJI) ................................. 16 Kakšna je vloga tlaka pri strjevanju magme? ........................................................................... 16 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 16 4.1. 4.2. 4.2.1. 5. KAJ JE MAGMA, OZIROMA KAJ JE LAVA? .................................................................................... 13 FIZIKALNE LASTNOSTI MAGME: (TEMPERATURA - OHLAJANJE MAGME)..................................... 13 Fizikalne lastnosti magme: (temperatura magme - kako poteka ohlajanje magme?) ............... 13 Kako poteka kristalizacija magme, če je magma enokomponenten sistem - skica? .................. 14 Kako poteka kristalizacija magme, če je magma večkomponenten sistem - skica? .................. 14 Kako poteka kristalizacija magme pri sprememi pogojev (globine) med kristalizacijo ............ 14 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 15 3.1. 3.2. 3.2.1. 4. KAJ JE MAGMA, OZIROMA KAJ JE LAVA? .................................................................................... 13 FIZIKALNE LASTNOSTI MAGME (VSE KAR VEŠ: TEMPERATURA, TLAK, ŽIDKOST)........................ 13 Fizikalne lastnosti magme: (temperatura magme).................................................................... 13 FIZIKALNE LASTNOSTI MAGME: (TEMPERATURA - OHLAJANJE MAGME)..................................... 21 Kako poteka kristalizacija magme, če je magma večkomponenten sistem - skica? .................. 21 SESTAVA MAGME - KEMIČNE LASTNOSTI MAGME. ..................................................................... 22 KAKŠNA JE RAZLIKA MED SUHIMI IN VLAŽNIMI MAGMAMI IN PEGMATITSKIMI TALINAMI? ........ 22 KAJ JE LIKVACIJA? ..................................................................................................................... 22 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 22 9.1. 9.1.1. 9.2. 9.2.1. 9.2.2. 9.2.3. KAJ VEŠ O STRJEVANJU MAGME IN TALINE? ............................................................................... 22 Splošna načela .......................................................................................................................... 22 KAJ JE PRAVILO FAZ? ................................................................................................................. 23 Kaj so faze? ............................................................................................................................... 23 Kaj so komponente? .................................................................................................................. 23 Kaj so proste stopnje? ............................................................................................................... 23 3 10. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 24 10.1. 10.2. 11. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 25 11.1. 12. 25 VSE, KAR VEŠ O KRISTALIZACIJI (KRISTALIZACIJSKA SPOSOBNOST, HITROST NASTAJANJA KRISTALIZACIJSKIH KLIC, HITROST RASTI KRISTALOV)! ............................................................. 26 NARIŠI KRIVULJO, KI KAŽE ODVISNOST MED HITROSTJO RASTI KRISTALA KV IN PREOHLAJANJEM! ...................................................................................................................... 27 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 28 14.1. 15. JE NOTRANJA ENERGIJA SISTEMA, KAKŠNI SO ENDOTERMNI, OZIROMA EKSOTERMNI PROCESI; LATENTNA TALILNA IN KRISTALIZACIJSKA TOPLOTA? ................................................ VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 27 13.1. 14. KAJ VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 26 12.1. 13. PRIMERI RAVNOTEŽJA V ENOKOMPONENTNEM SISTEMU (SKICA IN RAZLAGA). .......................... 24 KAJ JE MINERALOŠKO PRAVILO FAZ IN KAJ POVE? ..................................................................... 25 VRSTE RAVNOTEŽJA V ENOKOMPONENTNEM SISTEMU (VSE KAR VEŠ). ...................................... 28 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 30 15.1. VRSTE RAVNOTEŽJA V ENOKOMPONENTNEM SISTEMU (VSE KAR VEŠ). ...................................... 30 15.1.1. Kaj veš o monovariantnem ravnotežju (Kr1 Kr2)? ............................................................... 31 15.1.2. Naštej nekaj primerov za monotropno in enantiotropno premeno! .......................................... 31 16. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 32 16.1. MONOVARIANTNO RAVNOTEŽJE (KRISTAL PLIN) (VSE KAR VEŠ)! ....................................... 32 16.1.1. Monovariantno ravnotežje Kr plin (a - A). ......................................................................... 32 17. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 33 17.1. MONOVARIANTNO RAVNOTEŽJE (KRISTAL TEKOČINA) (VSE KAR VEŠ)! ............................. 33 17.1.1. Monovariantno ravnotežje Kr tekočina (A - b). ................................................................ 33 17.2. KAKO SE TALIJO AMORFNA TELESA IN TRDE IZOMORFNE RAZTOPINE? ...................................... 34 18. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 34 18.1. KAJ VEŠ O MONOVARIANTNEM RAVNOTEŽJU (TEKOČINA PLIN)? ...................................... 34 18.1.1. Monovariantno ravnotežje tekočina plin (A - c). .............................................................. 34 18.2. KAJ VEŠ O DIVARIANTNEMU RAVNOTEŽJU? ............................................................................... 34 19. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 35 19.1. METODA PRIKAZOVANJA SESTAVE DVOJNEGA SISTEMA A - B. PRAVILO VZVODA. .................... 35 19.1.1. Kaj je pravilo vzvoda? .............................................................................................................. 35 20. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 35 20.1. METODA PRIKAZOVANJA SESTAVE TROJNEGA SISTEMA A - B - C. ............................................. 35 20.1.1. Kako prikazujemo sestavo trojnega sistema A - B - C? ............................................................ 35 21. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 36 21.1. NARIŠI IN RAZLOŽI DIAGRAM S PREPROSTIM EVTEKTIKOM? ...................................................... 36 21.1.1. Aplikacijo faznega pravila za dvokomponentni sistem lahko tabelarično prikažemo:.............. 37 4 22. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 38 22.1. 23. 38 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 40 23.1. 24. NARIŠI IN RAZLOŽI DIAGRAM S PREPROSTIM EVTEKTIKOM. RAZLOŽI KAKO SE SPREMINJA POTEK KRISTALIZACIJE SESTAVE TALINE 75 % KOMPONENTE B IN 25 % KOMPONENTE A, ČE TALINO ZAMRZNEŠ PRI DOLOČENIH TEMPERATURAH! ........................................................... NARIŠI IN RAZLOŽI DIAGRAM S PREPROSTIM EVTEKTIKOM. RAZLOŽI KAKO SE SPREMINJA POTEK KRISTALIZACIJE SESTAVE TALINE 75 % KOMPONENTE B IN 25 % KOMPONENTE A, ČE TALINO ZAMRZNEMO PRI DOLOČENIH TEMPERATURAH (PRIMER MAGMATSKEGA OGNJIŠČA - SISTEM JE ZAPRT )! .................................................................................................... 40 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 41 24.1. SESTAVA TALINE IN TRDE FAZE ................................................................................................. 41 24.1.1. Nariši diagram s preprostim evtektikom in razloži kako se spreminja potek kristalizacije sestave taline 60 % komponente B in 40 % komponente A. Nariši tudi kako se spreminja sestava taline in trde faze! ........................................................................................................ 41 25. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 43 25.1. DELNO TALJENJE ....................................................................................................................... 43 25.1.1. Nariši diagram s preprostim evtektikom in razloži kako se spreminja potek taljenja kamnine sestave 70 % komponente B in 30 % komponente A. Nariši tudi kako se spreminja sestava taline in trde faze!........................................................................................ 43 26. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 44 26.1. 27. NARIŠI IN RAZLOŽI POTEK KRISTALIZACIJE DVEH KOMPONENT A IN B, KI NE TVORITA KRISTALNE RAZTOPINE, TODA TVORITA V DOLOČENEM ODSTOTNEM RAZMERJU KEMIJSKO SPOJINO ANBM. TALIŠČE SPOJINE JE KONGRUENTNO! ................................................................. 44 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 44 27.1. NARIŠI IN RAZLOŽI POTEK KRISTALIZACIJE DVEH KOMPONENT A IN B, KI NE TVORITA KRISTALNE RAZTOPINE, TODA TVORITA V DOLOČENEM ODSTOTNEM RAZMERJU KEMIJSKO SPOJINO ANBM. TALIŠČE SPOJINE JE KONGRUENTNO .................................................................. 44 27.1.1. Kako poteka kristalizacija talin sestave A, B, AnBm (AB), E1, E2, X1, X2, X3 in X4? ................... 45 28. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 46 28.1. 29. 46 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 48 29.1. 30. NARIŠI IN RAZLOŽI POTEK KRISTALIZACIJE DVEH KOMPONENT A IN B, KI NE TVORITA KRISTALNE RAZTOPINE, TODA TVORITA V DOLOČENEM ODSTOTNEM RAZMERJU KEMIJSKO SPOJINO ANBM. TALIŠČE SPOJINE JE INKONGRUENTNO ............................................................... NARIŠI IN RAZLOŽI POTEK KRISTALIZACIJE DVEH KOMPONENT A IN B PRIČEMER ENA ALI DRUGA KOMPONENTA PREHAJA MONOTROPNO ALI ENANTIOTROPNO V DRUGO MODIFIKACIJO. ........................................................................................................................... 48 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 49 30.1. RAZLOŽI POTEK KRISTALIZACIJE DVOKOMPONENTNIH RAZTOPIN, KI NE VSEBUJEJO LAHKOHLAPNIH KOMPONENT: KOMPONENTI NE TVORITA KRISTALNE RAZTOPINE, AMPAK TVORITA V DOLOČENEM RAZMERJU KEMIJSKO SPOJINO - TALIŠČE SPOJINE JE INKONGRUENTNO....................................................................................................................... 49 30.1.1. Nariši tudi, kako se spreminja sestava taline in trde faze (liquid in crystal path) v primeru, ko je sestava prvotne taline: ...................................................................................... 49 30.1.2. Nariši tudi kako se spreminja sestava taline in trde faze (liquid in crystal path) v primeru, ko je sestava prvotne taline enaka sestavi kemijske spojine ...................................... 51 5 31. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 52 31.1. 31.2. 31.2.1. 31.3. 31.3.1. 31.4. 32. NARIŠI IN RAZLOŽI POTEK KRISTALIZACIJE DVEH KOMPONENT A IN B, KI NE TVORITA KRISTALNE RAZTOPINE, TODA TVORITA V DOLOČENEM ODSTOTNEM RAZMERJU KEMIJSKO SPOJINO ANBM. TALIŠČE SPOJINE JE KONGRUENTNO: SISTEM NEFELIN - SIO2! ............................. KAKO POTEKA KRISTALIZACIJA TALINE SESTAVE X2 ?............................................................... 52 53 Kaj je značilnost alkalnih oziroma subalkalnih magm? ........................................................... 53 KAKO POTEKA KRISTALIZACIJA SESTAVE X1 ? ........................................................................... 53 Kaj je značilnost alkalnih oziroma subalkalnih magm? ........................................................... 53 ZAKAJ DVOKOMPONENTNI SISTEM NEFELIN - SIO2 PREDSTAVLJA TUDI OSNOVO ZA STRECKEISENOVO KLASIFIKACIJO? ............................................................................................ 53 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 54 32.1. NARIŠI IN RAZLOŽI POTEK KRISTALIZACIJE DVEH KOMPONENT A IN B, KI NE TVORITA KRISTALNE RAZTOPINE, TODA TVORITA V DOLOČENEM ODSTOTNEM RAZMERJU KEMIJSKO SPOJINO ANBM. TALIŠČE SPOJINE JE INKONGRUENTNO: SISTEM LEVCIT - SIO2! ............................ 54 32.1.1. Kako poteka kristalizacija taline, katere sestava je med sestavo:............................................. 54 33. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 55 33.1. 33.2. 33.3. 34. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 57 34.1. 35. NARIŠI IN RAZLOŽI POTEK KRISTALIZACIJE DVEH KOMPONENT, KI TVORITA TRDO KRISTALNO RAZTOPINO V VSEH RAZMERJIH (PRVI TIP KRISTALIZACIJE PO ROOZEBOOMU)! ....... 55 KATERI MINERALI KRISTALIZIRAJO PO TEM TIPU?...................................................................... 56 KDAJ NASTANEJO PASASTI KRISTALI? ........................................................................................ 56 KRISTALJENJE TALIN, KATERIH KOMPONENTE TVORIJO TRDO KRISTALNO RAZTOPINO V VSEH RAZMERJIH, NASTOPA PA PREGRADA PRI NIŽJIH TEMPERATURAH. .................................... 57 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 58 35.1. KAJ VEŠ O RAVNOTEŽNI IN FRAKCIONIRANI KRISTALIZACIJI? .................................................... 58 35.1.1. Ravnotežna kristalizacija (equilibrium crystallization). .......................................................... 58 35.1.2. Frakcionirana kristalizacija (fractional crystallization). ......................................................... 58 36. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 60 36.1. FRAKCIONIRANO TALJENJE ........................................................................................................ 60 36.1.1. Kaj veš o frakcioniranem taljenju? ........................................................................................... 60 37. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 62 37.1. 38. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 63 38.1. 38.2. 39. SUBSOLIDUS REAKCIJE .............................................................................................................. 62 RAZLOŽI IN NARIŠI POTEK KRISTALIZACIJE IN TALJENJA V TROKOMPONENTNEM SISTEMU A, B, C. KOMPONENTE KRISTALIZIRAJO VSAKA POSEBEJ! ......................................................... 64 KAKO V TAKEM SISTEMU DOLOČIMO SESTAVO TALINE? ............................................................ 64 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 65 39.1. RAZLOŽI IN NARIŠI POTEK KRISTALIZACIJE IN TALJENJA V TROKOMPONENTNEM SISTEMU A, B, C. KOMPONENTE KRISTALIZIRAJO VSAKA POSEBEJ! ......................................................... 65 39.1.1. Nariši, kako se spreminja sestava taline in trde faze! ............................................................... 66 40. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 67 40.1. RAZLOŽI IN NARIŠI POTEK KRISTALIZACIJE IN TALJENJA V TROKOMPONENTNEM SISTEMU A, B, C, ČE JE ENA OD KOMPONENT POLIMORFNA!..................................................................... 67 6 41. NAŠTEJ NAJPOMEMBNEJŠE KAMNINOTVORNE MINERALE (TABELA 4)! ..................... 68 41.1. 42. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 69 42.1. 42.2. 43. 43.2. 43.3. 47.3. KAJ SO PIROKSENI? .................................................................................................................... 80 KAJ SO AMFIBOLI, KATERE AMFIBOLE POZNAŠ? ......................................................................... 82 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 83 51.1. 52. KAJ JE OLIVIN? .......................................................................................................................... 78 RAZLOŽI IN NARIŠI POTEK KRISTALIZACIJE OLIVINA! ................................................................ 80 KAKO POTEKA KRISTALIZACIJA TALINE, KATERE SESTAVA JE MED SESTAVO FORSTERITA IN ENSTATITA? ........................................................................................................................... 80 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 82 50.1. 51. KAJ JE KREMENICA? .................................................................................................................. 76 KATERE MODIFIKACIJE KREMENICE POZNAŠ IN PRI KATERIH TEMPERATURAH SO OBSTOJNE? ................................................................................................................................. 77 NARIŠI STABILNOSTNI DIAGRAM MINERALOV KREMENICE IN GA RAZLOŽI! ............................... 78 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 80 49.1. 50. KAKO DELIMO ALKALNE GLINENCE Z OZIROM NA NJIHOVO TEMPERATURO NASTANKA? ........... 75 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 78 48.1. 48.2. 48.3. 49. KAJ SO ALKALNI GLINENCI?....................................................................................................... 75 KAJ JE PERTIT ODNOSNO ANTIPERTIT? ....................................................................................... 75 KAJ SO GLINENČEVI NADOMESTKI IN KDAJ NASTANEJO? ........................................................... 75 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 76 47.1. 47.2. 48. KAJ SO PLAGIOKLAZI? ............................................................................................................... 73 NARIŠI DIAGRAM KRISTALIZACIJE ZA ALBIT - ANORTIT! ............................................................ 73 KAKO KRISTALIZIRAJO PLAGIOKLAZI? ....................................................................................... 74 KAKO V PETROLOGIJI DELIMO PLAGIOKLAZE? ........................................................................... 74 KDAJ NASTANEJO PASASTI ALI CONARNI PLAGIOKLAZOVI KRISTALI IN ZA KATERE KAMNINE SO ZNAČILNI? ............................................................................................................. 74 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 75 46.1. 47. NAŠTEJ NAJPOMEMBNEJŠE KAMNINOTVORNE MINERALE PO CLARKU IN WASHINGTONU (1922) (A) (TABELA. 6)! ............................................................................................................ 70 KAJ SO FEMIČNI OZIROMA SALIČNI MINERALI? .......................................................................... 71 KAJ SO GLINENCI, KAKO JIH DELIMO? ........................................................................................ 72 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 75 45.1. 45.2. 45.3. 46. 69 70 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 73 44.1. 44.2. 44.3. 44.4. 44.5. 45. KAKO DELIMO MINERALE MAGMATSKIH KAMNIN GLEDE NA NJIHOVO ZASTOPANOST V POSAMEZNIH KAMNINAH? .......................................................................................................... KAKO DELIMO KAMNINOTVORNE MINERALE PO NJIHOVEM OSNOVNEM KEMIZMU? ................... VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 70 43.1. 44. KAJ SO FEMIČNI OZIROMA SALIČNI MINERALI? .......................................................................... 68 KAJ SO SLJUDE, KATERE SLJUDE POZNAŠ? ................................................................................. 83 VPRAŠANJE ........................................................................... ERROR! BOOKMARK NOT DEFINED. 52.1. KRISTALJENJE NEKATERIH VAŽNEJŠIH SISTEMOV ................ ERROR! BOOKMARK NOT DEFINED. 7 53. VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 84 53.1. 53.2. 53.3. 53.4. 53.5. 54. 60.2. 60.3. 60.4. 61.2. KATERE ŠTIRI VRSTE MINERALOV LOČIMO V MAGMATSKIH KAMNINAH Z OZIROM NA NJIHOV POMEN? ....................................................................................................................... 105 KATERIH PET VRST MINERALOV LOČIMO V MAGMATSKIH KAMNINAH Z OZIROM NA NJIHOVO GENETSKO VLOGO V KAMNINI? ................................................................................. 105 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 106 62.1. 63. KATERE SO GLAVNE KEMIČNE KOMPONENTE, KI NASTOPAJO V MAGMATSKIH KAMNINAH IN NAPIŠI, KAKŠNE SO NJIHOVE KONCENTRACIJE! .................................................................... 102 KAKO SE V RAZLIČNIH MAGMATSKIH KAMNINAH SPREMINJAJO SLEDEČE KOMPONENTE V ODVISNOSTI OD NJIHOVE VSEBINE KREMENICE? (NARIŠI NJIHOVE DIAGRAME). ...................... 103 KDAJ GOVORIMO O ALKALNIH KAMNINAH? ............................................................................. 104 KAKO LOČIMO PO VSEBINI KREMENICE VSE MAGMATSKE KAMNINE? ...................................... 104 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 105 61.1. 62. NAŠTEJ OBLIKE NASTOPANJA PLUTONSKIH KAMNIN! ................................................................. 96 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 102 60.1. 61. KROJENJE MAGMATSKIH KAMNIN (VSE KAR VEŠ)! ..................................................................... 92 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 96 59.1. 60. NAŠTEJ TIPE TEKSTUR! .............................................................................................................. 91 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 92 58.1. 59. NAŠTEJ TIPE STRUKTUR GLEDE NA STOPNJO KRISTALIZACIJE SESTAVNIH DELCEV! ................... 89 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 91 57.1. 58. ZLOG MAGMATSKIH KAMNIN (VSE KAR VEŠ)! ............................................................................ 88 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 88 56.1. 57. KAKO VPLIVA GLOBINA, V KATERI NASTOPA STRJEVANJE MAGME? .......................................... 87 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 88 55.1. 56. GLOBINE NA POTEK KRISTALIZACIJE MAGME (VSE KAR VEŠ + SKICE, P - T DIAGRAMI) ................................................................................................................................. 84 KAKO BO POTEKALO STRJEVANJE MAGME NA ZELO VELIKIH GLOBINAH, KJER JE PZ ZUNANJI TLAK - VEDNO VEČJI OD PN - NOTRANJEGA TLAKA - PZ1? ............................................. 85 KAKO BO POTEKALO STRJEVANJE MAGME NA ZELO VELIKIH GLOBINAH, KJER JE ZUNANJI TLAK MANJŠI OD MAKSIMALNEGA NOTRANJEGA TLAKA, ŠE VEDNO PA JE SORAZMERNO VELIK (PZ2)? .............................................................................................................................. 86 KAKO BO POTEKALO STRJEVANJE MAGME V MALIH GLOBINAH MED NEKAJ STO IN OKROG 2000 METROV. V TEH PRIMERIH JE ZUNANJI TLAK PRECEJ MAJHEN (PZ3)? ................................. 86 KAKO BO POTEKALO STRJEVANJE MAGME, KO SE MAGMA IZLIJE NA SAMO POVRŠINO. POGOJI STRJEVANJA V TEM NIVOJU SO PRIKAZANI NA SLIKI 70 D. .............................................. 87 VPRAŠANJE ......................................................................................................................................... 87 54.1. 55. VPLIV MINERALOŠKA SISTEMATIKA MAGMATSKIH KAMNIN .............................................................. 106 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 108 63.1. RAZLOŽI OSNOVE STRECKEISENOVE KLASIFIKACIJE MAGMATSKIH KAMNIN (KLASIFIKACIJA IUGS) ............................................................................................................ 108 8 64. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 110 64.1. 65. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 111 65.1. 66. KAJ VEŠ O MAGMATSKIH REAKCIJSKIH NIZIH? ......................................................................... 122 KAJ VEŠ O DIFERENCIACIJSKEM NIZU MOKRIH BAZALTOIDNIH MAGM (SKICA + RAZLAGA)? .............................................................................................................................. 123 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 123 76.1. 76.2. 77. KAJ VEŠ O MAGMATSKIH REAKCIJSKIH NIZIH? ......................................................................... 120 KAJ VEŠ O DIFERENCIACIJSKEM NIZU NORMALNIH BAZALTNIH MAGM (SKICA + RAZLAGA)? .............................................................................................................................. 121 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 122 75.1. 75.2. 76. KAJ VEŠ O DIFERENCIACIJI S PLINSKIM TRANSPORTOM ............................................................ 120 KAJ VEŠ O DIFERENCIACIJI S TERMODIFUZIJO? ......................................................................... 120 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 120 74.1. 74.2. 75. KAJ VEŠ O DIFERENCIACIJI ZARADI IZTISKANJA PREOSTANKA TALINE? ................................... 119 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 120 73.1. 73.2. 74. KAJ VEŠ O GRAVITACIJSKI KRISTALIZACIJSKI DIFERENCIACIJI? ............................................... 118 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 119 72.1. 73. KAJ VEŠ O FRAKCIONIRANI KRISTALIZACIJSKI DIFERENCIACIJI? .............................................. 116 NAPIŠI VRSTNI RED IZLOČANJA MINERALOV ZA POSAMEZNE VAŽNEJŠE MAGME! .................... 117 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 118 71.1. 72. KAJ VEŠ O LOČENJU V TEKOČEM STANJU ZARADI OMEJENE MOŽNOSTI MEŠANJA? ................... 115 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 116 70.1. 70.2. 71. KAJ VEŠ O DIFERENCIACIJI MAGME? ........................................................................................ 114 KATERI FAKTORJI VODIJO DO LOČENJA MAGME ALI DO NASTANKA RAZLIČNIH KAMNIN IZ ISTE MAGMATSKE MASE? ......................................................................................................... 115 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 115 69.1. 70. BOWNOV REAKCIJSKI NIZ (VSE KAR VEŠ + SKICA) ................................................................... 113 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 114 68.1. 68.2. 69. BOWNOVI REAKCIJSKI NIZI ...................................................................................................... 112 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 113 67.1. 68. KAJ VEŠ O DIFERENCIACIJI MAGME? ........................................................................................ 111 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 112 66.1. 67. RAZLOŽI OSNOVE KEMIČNE KLASIFIKACIJE MAGMATSKIH KAMNIN (TAS - DIAGRAM; LE BAS ET AL. 1989; BELLIENI IN ET AL. 1995)! ........................................................................... 110 KAJ VEŠ O MAGMATSKIH REAKCIJSKIH NIZIH? ......................................................................... 123 KAJ VEŠ O DIFERENCIACIJSKEM NIZU SUHIH BAZALTOIDNIH MAGM (SKICA + RAZLAGA)? ...... 124 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 125 77.1. KAJ SO APLITI, PEGMATITI IN LAMPROFIRI IN KAKO SO NASTALI? ............................................ 125 9 78. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 126 78.1. 79. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 129 79.1. 79.2. 79.3. 80. KAJ SO PEGMATITI IN KAKO SO NASTALI? ................................................................................ 126 KAJ VEŠ O MAGMATIZMU SPUŠČENIH OBMOČIJ ........................................................................ 129 KAJ VEŠ O MAGMATIZMU DVIGNJENIH OBMOČIJ. ..................................................................... 129 KAJ VEŠ O MAGMATIZMU PREGIBNIH OBMOČIJ. ...................................................................... 130 VPRAŠANJA....................................................................................................................................... 130 80.1. 80.2. 80.3. KAJ VEŠ O KARBONATITIH? ..................................................................................................... 130 NARIŠI SHEMATSKI PRESEK KARBONATITNEGA KOMPLEKSA. .................................................. 133 KAJ JE FENITIZACIJA? .............................................................................................................. 133 81. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 133 82. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 136 83. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 137 84. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 138 85. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 141 86. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 143 86.1. 86.2. 86.3. 86.4. 86.5. 86.6. 86.7. 87. KAMNINE GRANITSKE SKUPINE (TABELA) ............................................................................... 143 KAJ SO GRANITI, MONZONITSKI GRANITI IN GRANODIORITI? .................................................... 143 KAJ SO NORMALNI GRANITI?.................................................................................................... 144 KAJ SO LIPARITI IN KREMENOVI PORFIRI? ................................................................................ 146 KAJ SO FELZITI IN KATERE KENOTIPNE FELZITE POZNAŠ? ........................................................ 147 KAJ SO KREMENOVI KERATOFIRI? ............................................................................................ 148 KAJ SO GRANITSKI PORFIRI? .................................................................................................... 150 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 152 87.1. 87.2. 87.3. KAMNINE GRANODIORITSKE SKUPINE (TABELA) ...................................................................... 152 KAJ SO GRANODIORITI? ........................................................................................................... 152 KAJ SO DACITI IN KREMENOVI LATITI? ..................................................................................... 152 88. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 155 89. KAMNINE SIENITSKE SKUPINE (TABELA) .............................................................................. 155 89.1. 89.2. 89.3. 89.4. 89.5. 89.6. 90. KAJ SO SIENITI? ....................................................................................................................... 155 KAKŠNA JE RAZLIKA MED GRANITI IN SIENITI? ........................................................................ 156 KAJ SO NEFELINOVI ALI ELEOLITOVI SIENITI IN KAJ SO LEVCITOVI SIENITI? ............................. 158 KAJ SO TRAHITSKI PORFIRI IN KERATOFIRI? ............................................................................. 159 KAJ SO TRAHITI? ...................................................................................................................... 159 KAJ STA MINETTA IN VOGEZIT?................................................................................................ 163 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 165 90.1. 90.2. 90.3. 90.4. 90.5. 90.6. 90.7. KAMNINE DIORITSKE SKUPINE (TABELA) ................................................................................. 165 KAJ SO DIORITI IN KREMENOVI DIORITI? .................................................................................. 165 KAKŠNA JE RAZLIKA MED DIORITI - GABRI? ............................................................................. 167 KAKŠNA JE GEOLOŠKA VEZ MED GRANITI, GRANODIORITI IN DIORITI ? .................................... 167 KAKŠNA JE GLAVNA RAZLIKA MED GLOBOČNINAMI GABRSKE IN DIORITSKE SKUPINE? ........... 168 KAJ SO ANDEZITI IN ANDEZITSKI PORFIRITI? ............................................................................ 168 KATERE SO TIPIČNE DIORITSKE ŽILNINE? ................................................................................. 171 10 91. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 174 91.1. 91.2. 91.3. 91.4. 91.5. 91.6. 92. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 188 92.1. 92.2. 92.3. 92.4. 92.5. 93. KAJ VEŠ O RETROGRADNI IN AUTOMETAMORFOZI? .................................................................. 202 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 202 99.1. 100. KAJ VEŠ O KONTAKTNI IN DINAMOMETAMORFOZI? ................................................................. 200 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 202 98.1. 99. KATERE VRSTE METAMORFIZMA POZNAŠ (VSE KAR VEŠ)? ....................................................... 199 KAJ VEŠ O REGIONALNI METAMORFOZI? .................................................................................. 199 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 200 97.1. 98. MEHANIZEM NASTANKA MINERALOV METAMORFNIH KAMNIN. ............................................... 197 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 199 96.1. 96.2. 97. KAJ VEŠ O FIZIKALNO-KEMIČNIMI NAČELI METAMORFIZMA KAMNIN?..................................... 196 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 197 95.1. 96. KAJ SO METAMORFNE KAMNINE? ............................................................................................ 195 KAKŠNE SPREMEMBE LAHKO NASTANEJO PRI METAMORFOZI? ................................................ 195 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 196 94.1. 95. KAMNINE PERIDOTITSKE SKUPINE (TABELA) ........................................................................... 188 KAJ SO OLIVINOVE KAMNINE ALI OLIVINOVCI? ........................................................................ 188 KAJ SO PERIDOTITI? ................................................................................................................. 189 KAJ SO PIROKSENITI IN HORNBLENDITI? .................................................................................. 190 KAJ SO PIKRITI IN KIMBERLITI? ................................................................................................ 192 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 195 93.1. 93.2. 94. KAMNINE GABRSKE SKUPINE (TABELA) ................................................................................... 174 KAJ SO GABRI IN NORITI? ......................................................................................................... 176 KAJ JE URALITIZACIJA? ............................................................................................................ 178 KLASIFIKACIJA RAZNIH VRST BAZALTOV IN USTREZNIH PALEOTIPNIH KAMNIN. ...................... 181 KAJ SO SPILITI? ........................................................................................................................ 182 KAJ SO DIABAZI, HIPABISALNI DIABAZI IN ŽILNI DIABAZI? ...................................................... 184 MINERALNA SESTAVA METAMORFNIH KAMNIN ...................................................................... 202 VPRAŠANJA....................................................................................................................................... 203 100.1. KAJ VEŠ O ZLOGU METAMORFNIH KAMNIN? ............................................................................ 203 101. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 204 101.1. DIVERGENTNI STIK .................................................................................................................. 204 101.2. NARIŠI PREGLEDNI PROFIL PREK CENTRA RAZMIKANJA, V KATEREM NARAŠČA OCEANSKA SKORJA IN OZNAČI KJE SE NAHAJAJO GLAVNI METAMORFNI FACIESI (ZEOLITNI, FACIES ZELENEGA SKRILAVCA IN ROGOVCA VIŠJE METAMORFNE STOPNJE)! ....................................... 206 101.3. 206 102. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 206 102.1. KONVERGENTNI STIK - SUBDUKCIJA ........................................................................................ 206 102.2. NARIŠI PREGLEDNI PROFIL ČEZ CONO SUBDUKCIJE IN OZNAČI KJE SE NAHAJAJO GLAVNI METAMORFNI FACIESI (ZEOLITNI, PREHNITNO-PUMPELLYTNI, FACIES MODREGA SKRILAVCA, EKLOGITNI FACIES, FACIES ZELENEGA SKRILAVCA, NIZKOMETAMORFNI AMFIBOLITNI, VISOKOMETAMORFNI AMFIBOLITNI IN GRANULITNI)! ........................................ 208 11 103. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 208 103.1. KLASIFIKACIJA METAMORFNIH KAMNIN (VSE KAR VEŠ)? ........................................................ 208 104. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 210 104.1. KLASIFIKACIJA REGIONALNO METAMORFNIH KAMNIN PO MINERALNI SESTAVI, KRISTALINIČNOSTI IN TEKSTURI (VSE KAR VEŠ)? ..................................................................... 105. 210 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 211 105.1. KAJ SO FILITI, ZELENI SKRILAVCI IN BLESTNIKI? ...................................................................... 211 106. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 212 106.1. KAJ SO GNAJSI IN KAKO NASTANEJO? ...................................................................................... 212 107. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 213 107.1. KAJ SO MARMORJI IN KVARCITI?.............................................................................................. 213 108. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 215 108.1. KAJ SO KVARCITI IN SERPENTINITI IN KAKO NASTANEJO? ........................................................ 215 109. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 217 109.1. KAJ SO AMFIBOLITI, PIROKSENOLITI IN GRANULITI? ................................................................ 217 110. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 219 110.1. KAJ SO EKLOGITI IN KAKO NASTANEJO? .................................................................................. 219 111. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 219 111.1. KAJ SO MIGMATITI IN KAKO NASTANEJO? ................................................................................ 219 112. VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 220 112.1. KAJ VEŠ O KONTAKTNO METAMORFNIH KAMNINAH? NAPIŠI IMENA GLAVNIH TERMOMETAMORFNIH KAMNINE? ............................................................................................ 113. 220 VPRAŠANJE ....................................................................................................................................... 222 113.1. KAJ SO SKARNI IN KAKO NASTANEJO? ..................................................................................... 222 114. VPRAŠANJE ........................................................................... ERROR! BOOKMARK NOT DEFINED. 114.1. DIAGRAMI ACF, A΄KF IN AFM. ZAKAJ JIH UPORABLJAMO? KAJ POMENIJO POSAMEZNE KOMPONENTE? ..................................................................... ERROR! BOOKMARK NOT DEFINED. 12 1. VPRAŠANJE 1.1. Kaj je magma, oziroma kaj je lava? Magma je naravna silikatna raztopina talin v zemeljski skorji, ki je sestavljena iz težko in lahkohlapnih komponent. Magma lahko vsebuje razen silikatne taline tudi manjše količine že kristaliziranih mineralov. Kadar se magma izlije na površino, ji pravimo lava. 1.2. Fizikalne lastnosti magme (vse kar veš: temperatura, tlak, židkost) 1.2.1. Fizikalne lastnosti magme: (temperatura magme) Temperatura magme znaša največ 1300 – 1500 °C, navadno pa je nižja. Točne temperature lahko merimo le v vulkanih, v katerih pa se je kristalizacija zaradi ohlajanja vedno že začela. Zgornji deli staljenih mas so zaradi oksidacije plinastih komponent v njih voeno nekoliko toplejši od spodnjih. Za točno določanje temperature nam lahko služijo le minerali, katerih temperature nastanka ali preobražanja poznamo. Te minerale imenujemo »geološki termometri«. Za točno določanje temperature magme nam v novejšem času lahko služijo tudi izotopske metode, kot je naprimer izotopska sestava kisika v sistemu mineral1/talina, raztopina ali drug mineral2. Če poznamo izotopsko sestavo kisika v nekem mineral, ki vsebuje kisik, lahko s pomočjo faktorja izotopske frakcionacije α, za katerega velja, da je temperaturno odvisen, O18 / O16 18 16 O /O mineral1 talina raztopina mineral2 izračunamo temperaturo nastanka minerala, oziroma temperaturo taline, raztopine ali drugega kogenetskega minerala. Kogenetski mineral je mineral, ki je nastajal pri enakih pogojih kot naš mineral. Faktor izotopske frakcionacije α, oziroma 1000 ln A 106 T 2 B 1 2 2. VPRAŠANJE 2.1. Kaj je magma, oziroma kaj je lava? Magma je naravna silikatna raztopina talin v zemeljski skorji, ki je sestavljena iz težko in lahkohlapnih komponent. Magma vsebuje lahko razen silikatne taline tudi manjše količine že kristaliziranih mineralov. Kadar se magma izlije na površino, ji pravimo lava. 2.2. Fizikalne lastnosti magme: (temperatura - ohlajanje magme) 2.2.1. Fizikalne lastnosti magme: (temperatura magme - kako poteka ohlajanje magme?) Ohlajanje magme je odvisno od temperature okolnih kamnin. Čim hladnejše so okolne kamnine, hitrejše je ohlajanje. Ker temperatura z globino narašča, in sicer v zgornjih 100 km približno z 13 geotermično stopnjo (1 °C na 33 m), se magmatske mase v večjih globinah ohlajajo počasneje od onih, ki so bližje površini. Na hitrost ohlajanja vpliva tudi velikost magmatske mase. Manjše magmatske mase vsebujejo namreč manjše količine toplote in se ohlajajo hitreje od večjih mas. (Ohlajanje ogromnega granitnega batolita v Yellowstonskem parku poteka na primer izredno počasi, čeprav je vtisnjen blizu površine, ohlajanje majhnih magmatskih mas pa lahko poteka zelo hitro tudi v večjih globinah). V naravi se največje magmatske mase vtiskajo navadno v večje globine, le manjše mase prihajajo v bolj plitve nivoje. Prav zato lahko rečemo, da se magmatske mase v splošnem ohlajajo hitreje, čim bliže površini so vtisnjene. 2.2.2. Kako poteka kristalizacija magme, če je magma enokomponenten sistem - skica? Če bi bila magma preprosta enokomponentna talina, bi potekalo njeno ohlajanje po diagramih na Sliki 1. Slika 1. Potek kristalizacije za enokomponentni sistem. 2.2.3. Kako poteka kristalizacija magme, če je magma večkomponenten sistem - skica? Ker pa je magma sestavljena iz več komponent, krivulje ohlajanja niso tako preproste in nimamo samo ostro omejene faze kristalizacije, temveč določen interval kristalizacije različnih komponent. Krivulje ohlajanja nimajo prelomov, temveč pregibe (Slika 2). 2.2.4. Kako poteka kristalizacija magme pri sprememi pogojev (globine) med kristalizacijo Končno je tudi možno, da se magma ohlaja in kristalizira nekje v večjih globinah, še preden pa se je popolnoma strdila, se premakne in prodre v bližino površine. V tem primeru imamo močno zavito krivuljo ohlajanja. Krivulja nam kaže pri tem v svojem prvem delu prvo fazo ohlajanja v globini, v drugem delu pa drugo fazo ohlajanja blizu površine (Slika 3). 14 Slika 2. Potek kristalizacije magme, če je magma večkomponentni sistem. Slika 3. Potek kristalizacije magme pri spremembi pogojev (globine) med kristalizacijo. 3. VPRAŠANJE 3.1. Kaj je magma, oziroma kaj je lava? Magma je naravna silikatna raztopina talin v zemeljski skorji, ki je sestavljena iz težko in lahkohlapnih komponent. Magma vsebuje lahko razen silikatne taline tudi manjše količine že kristaliziranih mineralov. Kadar se magma izlije na površino, ji pravimo lava. 15 3.2. Fizikalne lastnosti magme: (tlak v magmi - notranji in zunanji) Notranji tlak v magmi je posledica vsebine in temperature plinastih komponent v magmi in globine, v katero je magma vtisnjena. Tlak, ki je posledica vsebine in temperature plinastih komponent v magmi, imenujemo notranji tlak. Ta tlak se med strjevanjem močno spreminja in je zelo važen za potek ohlajanja v raznih globinah. Zunanji tlak, ki vlada okrog magme in se prenaša skozi magmo hidrostatično, je posledica globine, v kateri se magmatska masa nahaja. To je tako imenovani litostatični tlak. Ta tlak je odvisen od teže kamnin nad magmatsko maso. Velikost zunanjega tlaka je lahko zelo velika; medtem ko znaša ta tlak na površini le 1 bar, znaša pri gostoti kamnin okrog 2,6 g/cm3 v globini 10 km že 2600 barov. Zunanji tlak, ki deluje na magmatsko maso, je posebno važen, ker preprečuje vodni pari in plinastim komponentam, da bi izhlapele iz magme in jih v njej zadržuje. 3.2.1. Kakšna je vloga tlaka pri strjevanju magme? Vloga tlaka pri strjevanju magme je zelo važna, ker tlak zadržuje lahkohlapne komponente v magmi in s tem vpliva na temperaturo kristalizacije magme in na mineralno sestavo kamnine, ki nastaja iz nje. Lahkohlapne komponente v magmi vplivajo na vrsto mineralov, ki bodo kristalizirali iz taline, in na temperaturo kristalizacije. Iz magme, ki ne vsebuje lahkohlapnih komponent, lahko kristalizirajo le minerali, ki ne vsebujejo vode ali skupine (OH). Iz normalne vlažne magme pa nasprotno kristalizirajo v glavnem silikati z vodo ali hidroksilno skupino (OH). Količina vode v magmi bo določala razmerje med brezvodnimi in hidroksilnimi in vodnimi minerali, ki nastajajo iz magme. Vsebina lahkohlapnih komponent, predvsem vode, vpliva na temperaturo kristalizacije magme; čim več vode vsebuje neka magma, nižja bo temperatura njene kristalizacije. 4. VPRAŠANJE 4.1. Kaj je magma, oziroma kaj je lava? Magma je naravna silikatna raztopina talin v zemeljski skorji, ki je sestavljena iz težko- in lahkohlapnih komponent. Magma vsebuje lahko razen silikatne taline tudi manjše količine že kristaliziranih mineralov. Kadar se magma izlije na površino, ji pravimo lava. 4.2. Fizikalne lastnosti magme: (viskoznost ali židkost magme) Viskoznost ali židkost magme oziroma silikatnih talin je odvisna od njihove sestave. Nekatere komponente, npr. silicij in aluminij, povečujejo viskoznost, druge, npr. magnezij, železo in plini, pa jo zmanjšujejo. Tudi temperatura močno vpliva na viskoznost. Če namreč temperatura pada, viskoznost raste. 4.2.1. Kaj je viskoznost ali židkost? Viskoznost ali židkost je notranje trenje v tekočinah. Tekočina se upira spremembi oblike, če ta nastopi zelo hitro. Če imata dve sosednji plasti tekočine v razdalji dx razliko hitrosti dv (Slika 4), potem nastopi v smeri dv sila F, s katero počasnejša plast zavira hitrejšo: F dv S dx 16 S = velikost ploskve, na kateri se obe plasti stikata. F in S ležita v smeri v, pravokotno na smer dv . dx η = sorazmernostno židkostno število tekočine F dx kg ms Ns m 2 Pa s S dv Pa s 10Poisov 1Pois g cm s Enota se imenuje 1 Poise = Ns/m2. Primere židkostih števil raznih tekočin vidimo v tabeli 1. Tabela 1. Absolutna židkostna števila nekaterih tekočin Tekočina Pa s voda pri 20°C 10 –1 glicerin pri 20°C 1 staljen piroksen pri 1450 °C 0,5 staljen bazalt1 pri 1400 °C 10 staljen albit pri 1400 °C 400 staljen granit pri 1400 °C 2.105 Slika 4. Notranje trenje v tekočinah. Magme, ki so bogate s silicijem in aluminijem (tako imenovane kisle magme) so zelo viskozne. Pri izlivanju na zemeljsko površino se obnašajo kot goste smolaste mase (npr. lave na Liparskih otokih). Kisle magme so lahko bolj tekoče le, če so zelo bogate z lahkohlapnimi komponentami (npr. pegmatitske taline). Magme, ki imajo mnogo železa in magnezija (tako imenovane bazične magme), imajo majhno viskoznost, so lahko gibljive ter relativno hitro tečejo. Bazične lave na Havajskih otokih na primer tečejo s hitrostjo več deset kilometrov na uro. 17 5. VPRAŠANJE 5.1. Kemične lastnosti magme 5.1.1. Naštej težkohlapne in lahkohlapne komponente, katere so najbolj pogoste? Magma je sestavljena iz velikega števila raznih komponent. Nekatere od teh komponent nastopajo v velikih, druge v majhnih količinah, pod stotinko odstotka. Vse magmatske komponente lahko delimo v dve skupini: 1. Težkohlapne komponente, ki se talijo pri temperaturi nad približno 1000 oC. To so SiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O, K2O, dalje manjše količine TiO2, BaO, SrO, MnO, NiO, Cr2O3, Li2O itd. 2. Lahkohlapne komponente, ki so pri navadni temperaturi okrog 15 oC v tekočem ali plinastem agregatnem stanju in komponente, ki prehajajo v plinasto stanje že pri 100 do 300oC. Med te komponente spadajo H2O, HCl, HF, H2S, CO2, CO, SO3, SO2, kloridi in fluoridi težkih kovin itd. Količinski odnosi med lahkohlapnimi komponentami so precej spremenljivi, vendar pa voda vedno prevladuje in tvori navadno nad 90 %. Količine plinov, ki jih nekatere magmatske mase lahko sprostijo z uhajanjem plinov in par (ekshalacije), so izredno velike. Fumarole Valley of Ten Thousand Smokes na Aljaski so na začetku prejšnjega stoletja dale letno 1,250.000 ton HCl, 300,000 ton H2S in 200,000 ton HF. Magme so sestavljene iz približno 90 % težkohlapnih in 10 % lahkohlapnih komponent. Količina lahkohlapnih komponent je včasih enaka skoraj ničli, včasih pa se močno poveča. Magme brez lahkohlapnih komponent imenujemo suhe, tiste z lahkohlapnimi komponentami pa imenujemo vlažne magme.Vsebina lahkohlapnih komponent v bazaltskih magmah je navadno nekoliko manjša od njihove vsebine v granitskih magmah. V nekaterih preostankih magmatskih talin, gre za pegmatitske taline, doseže vsebina lahkohlapnih komponent tudi več kot 50 % skupne mase. 6. VPRAŠANJE 6.1. Kemične lastnosti magme 6.1.1. Naštej težkohlapne in lahkohlapne komponente! Magma je sestavljena iz velikega števila raznih komponent. Nekatere od teh komponent nastopajo v velikih, druge v majhnih količinah, pod stotinko odstotka. Vse magmatske komponente lahko delimo v dve skupini: 1. Težkohlapne komponente, ki se talijo pri temperaturi nad približno 1000 oC. To so SiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O, K2O, dalje manjše količine TiO2, BaO, SrO, MnO, NiO, Cr2O3, Li2O itd. 2. Lahkohlapne komponente, ki so pri navadni temperaturi okrog 15 oC v tekočem ali plinastem agregatnem stanju in komponente, ki prehajajo v plinasto stanje že pri 100 do 18 300oC. Med te komponente spadajo H2O, HCl, HF, H2S, CO2, CO, SO3, SO2, kloridi in fluoridi težkih kovin itd. Količinski odnosi med lahkohlapnimi komponentami so precej spremenljivi, vendar pa voda vedno prevladuje in tvori navadno nad 90 %. 6.1.2. Vpliv lahkohlapnih komponent na strjevanje magme in na izločanje mineralov. Lahkohlapne komponente v magmi vplivajo na vrsto mineralov, ki bodo kristalizirali iz taline in na temperaturo kristalizacije. Iz magme, ki ne vsebuje lahkohlapnih komponent, lahko kristalizirajo le minerali, ki ne vsebujejo vode ali skupine (OH). Iz normalne vlažne magme pa nasprotno kristalizirajo v glavnem silikati z vodo ali hidroksilno skupino (OH). Količina vode v magmi bo določala razmerje med brezvodnimi in hidroksilnimi in vodnimi minerali, ki nastajajo iz magme. Vsebina lahkohlapnihivih komponent, predvsem vode, vpliva na temperaturo kristalizacije magme; čim več vode vsebuje neka magma, nižja bo temperatura njene kristalizacije. Vloga tlaka pri strjevanju magme je zelo važna, ker tlak zadržuje lahkohlapne komponente v magmi in s tem vpliva na temperaturo kristalizacije magme in na mineralno sestavo kamnine, ki nastaja iz nje. 7. VPRAŠANJE 7.1. Kaj je magma, oziroma kaj je lava? Magma je naravna silikatna raztopina talin v zemeljski skorji, ki je sestavljena iz težko in lahkohlapnih komponent. Magma vsebuje lahko razen silikatne taline tudi manjše količine že kristaliziranih mineralov. Kadar se magma izlije na površino, ji pravimo lava. 7.2. Fizikalne in kemične lastnosti magme (tlak v magmi - notranji in zunanji). Tlak v magmi je posledica vsebine in temperature plinastih komponent v magmi in globine, v katero je magma vtisnjena. Tlak, ki je posledica vsebine in temperature plinastih komponent v magmi, imenujemo notranji tlak. Ta tlak se med strjevanjem močno spreminja in je zelo važen za potek ohlajanja v raznih globinah. Zunanji tlak, ki vlada okrog magme in se prenaša skozi magmo hidrostatično, je posledica globine, v kateri se magmatska masa nahaja. Ta tlak je odvisen od teže kamnin nad magmatsko maso. Velikost zunanjega tlaka je lahko zelo velika; medtem ko znaša ta tlak na površini le 1 bar, znaša pri gostoti kamnin okrog 2,6 g/cm3 v globini 10 km že 2600 barov. Zunanji tlak, ki deluje na magmatsko maso, je posebno važen, ker preprečuje vodni pari in plinastim komponentam, da bi izhlapele iz magme in jih v njej zadržuje. 19 7.2.1. Kako se se spreminjajo v različnih magmatskih kamninah sledeče komponente v odvisnosti od njihove vsebine kremenice (nariši njihove diagrame): Slika 5. Vsebina Al2O3, FeO in Fe2O3 v različnih kamninah v odvisnosti od njihove vsebine kremenice (kamnine Ca-alkalnega niza). Slika 6. Vsebina MgO in CaO v različnih kamninah v odvisnosti od njihove vsebine kremenice (kamnine Ca-alkalnega niza). 20 Slika 7. Vsebina K2O in Na2O v različnih kamninah v odvisnosti od njihove vsebine kremenice (kamnine Ca-alkalnega niza). 8. VPRAŠANJE 8.1. Fizikalne lastnosti magme: (temperatura - ohlajanje magme). Ohlajanje magme je odvisno od temperature okolnih kamnin. Čim hladnejše so okolne kamnine, hitrejše je ohlajanje. Ker temperatura z globino narašča, in sicer v zgornjih 100 km približno z geotermično stopnjo (1 °C na 33 m), se magmatske mase v večjih globinah ohlajajo počasneje od onih, ki so bližje površini. Na hitrost ohlajanja vpliva tudi velikost magmatske mase. Manjše magmatske mase vsebujejo namreč manjše količine toplote in se ohlajajo hitreje od večjih mas. Ohlajanje ogromnega granitskega batolita v Yellowstonskem parku poteka na primer izredno počasi, čeprav je vtisnjen blizu površine, ohlajanje majhnih magmatskih mas pa lahko poteka zelo hitro tudi v večjih globinah. V naravi se največje magmatske mase vtiskajo navadno v večje globine, le manjše mase prihajajo v bolj plitve nivoje. Prav zato lahko rečemo, da se magmatske mase v splošnem ohlajajo hitreje, čim bliže površini so vtisnjene. 8.1.1. Kako poteka kristalizacija magme, če je magma večkomponenten sistem skica? Ker pa je magma sestavljena iz več komponent, krivulje ohlajanja niso tako preproste in nimamo samo ostro omejene faze kristalizacije, temveč določen interval kristalizacije različnih komponent. Krivulje ohlajanja nimajo prelomov, temveč pregibe. Slika 8. Potek kristalizacije magme, če je magma večkomponentni sistem. 21 8.2. Sestava magme - kemične lastnosti magme. Magma je sestavljena iz velikega števila raznih komponent. Nekatere od teh komponent nastopajo v velikih, druge v majhnih količinah, pod stotinko odstotka. Vse magmatske komponente lahko delimo v dve skupini: a). Težkohlapne komponente, ki se talijo pri temperaturi nad približno 1000 oC. To so SiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O, K2O, dalje manjše količine TiO2, BaO, SrO, MnO, NiO, Cr2O3, Li2O itd. b). Lahkohlapne komponente, ki so pri navadni temperaturi okrog 15 oC v tekočem ali plinastem agregatnem stanju in komponente, ki prehajajo v plinasto stanje že pri 100 do 300oC. Med te komponente spadajo H2O, HCl, HF, H2S, CO2, CO, SO3, SO2, kloridi in fluoridi težkih kovin itd. Količinski odnosi med lahkohlapnimi komponentami so precej spremenljivi, vendar pa voda vedno prevladuje in tvori navadno nad 90 %. 8.3. Kakšna je razlika med suhimi in vlažnimi magmami in pegmatitskimi talinami? Iz magme, ki ne vsebuje lahkohlapnih komponent (suhe magme) lahko kristalizirajo le minerali, ki ne vsebujejo vode ali skupine (OH). Iz normalne vlažne magme pa nasprotno kristalizirajo v glavnem silikati z vodo ali hidroksilno skupino (OH). Količina vode v magmi bo določala razmerje med brezvodnimi in hidroksilnimi in vodnimi minerali, ki nastajajo iz magme. Pegmatitske taline so taline, ki so močno obogatene z lahkohlapnimi komponetami v nadkritičnem stanju. V nekaterih preostankih magmatskih talin doseže vsebina lahkohlapnih komponet tudi več kot 50 % skupne mase. Zaradi zelo velikega notranjega tlaka in majhne žilavosti se te preostale taline zlahka vtiskavajo v najmanjše odprtine. Ker se te odprtine pri tem razširijo, se topnost taline pri prehodu v stanje pregrete pare močno zniža, kar ima za posledico burno kristalizacijo. Zaradi majhne žilavosti se pri tem razvijajo veliki kristali. Pri nastajanju pegmatitov so torej nedvomno delovale likvidno magmatske in pnevmatolitske komponente. 8.4. Kaj je likvacija? Likvacija je izločanje neraztopnih delov v tekočem stanju, pri čemer nastopa novo ravnotežje med dvema tekočima fazama. 9. VPRAŠANJE 9.1. Kaj veš o strjevanju magme in taline? 9.1.1. Splošna načela V homogeni magmi pride pri ohlajanju do porušitve ravnotežja. Podobno deluje tudi zmanjšanje tlaka. Pri padcu temperature in tlaka je lahko prekoračena meja raztopnosti za nekatere snovi, ki se začnejo izločati. Pri tem postane prej homogena magma nehomogen sistem. Novo ravnotežje imenujemo nehomogeno. Izločanje neraztopnih delov se lahko vrši na več načinov: 22 a. tekočem stanju – kot likvacija, pri čemer nastopa novo ravnotežje med dvema tekočima fazama, b. trdnem stanju – kot kristalizacija, pri čemer nastopa novo ravnotežje med tekočo in trdno fazo in c. plinastem stanju – kot izhlapevanje ali destilacija, pri čemer nastopa novo ravnotežje med tekočo in plinasto fazo. Hitro podhlajenje lahko prepreči kristalizacijo, destilacijo ali likvacijo. V tem primeru se talina ali magmatska masa strdi kot steklo (torej nastane zelo židka talina) in novo ravnotežje sploh ne nastopi, sistem ostane v nestabilnem stanju, dokler se sčasoma ne prilagodi novim pogojem. 9.2. Kaj je pravilo faz? Zakon, ki določa pri heterogenem ravnotežju število skupaj obstoječih faz, komponent in prostih stopenj, je pravilo faz: P=C+2–F To pravilo faz je ugotovil W. Gibbs (1874). 9.2.1. Kaj so faze? Faze (P) heterogenega sistema so deli sistema, ki jih je možno mehansko ločiti. Faze so lahko tekoče, trdne in plinaste. Število faz, ki lahko obstoje ena ob drugi, je v različnih sistemih zelo spremenljivo. V vseh primerih pa je možna največ ena plinasta faza, ker se plini mešajo med seboj v poljubnih razmerjih. Tekočine se mešajo med seboj sicer tudi v vseh razmerjih, vendar pa lahko obstoji hkrati tudi več tekočih faz. Število kristalnih faz, ki lahko nastopajo skupaj, je poljubno. 9.2.2. Kaj so komponente? Komponente (C) v sistemu so neodvisni sestavni deli vseh faz, ki zavzemajo določena mesta v kristalni mreži. Komponente niso sinonim s kemičnimi prvinami, ki so bistveni deli sistema. Kemijske snovi, ki se lahko izomorfno nadomeščajo, smatramo kot eno komponento. Na primer SiO 2 Al 2 O 3 ena komponenta v glinencih, sljudah 9.2.3. MgO FeO ena komponenta v vseh femičemičmineralih CaO Na 2 O K 2O ena komponenta v plagioklaz ih ena komponenta v alkalnih glinencih Kaj so proste stopnje? Proste stopnje (F) v sistemu so fizikalni, fizikalno-kemični in kemični pogoji, ki se lahko menjajo prosto in neodvisno eden od drugega brez vpliva na spremembe ravnotežja v sistemu; sem spadajo tlak (P), temperatura (T) in koncentracija (c) posameznih komponent. V sistemu s stalno kemično sestavo opazujemo navadno le dve spremenljivki, temperaturo in tlak. Ker se mnoge komponente med seboj izomorfno nadomeščajo, je število glavnih komponent navadno zelo majhno (2 do 4). V granitski talini imamo po zgornji shemi vsega 4 komponente, če upoštevamo še vodo, pa 5. Ker je število prostih stopenj pri strjevanju granitske magme 2, mora kamnina, ki nastane pri strjevanju granitske magme, vsebovati 5 mineralov, kar tudi ustreza resnici. Granit je sestavljen iz kremena, biotita, kalijevega glinenca, oligoklaza in muskovita kot glavnih sestavnih delov. 23 10. VPRAŠANJE 10.1. Primeri ravnotežja v enokomponentnem sistemu (skica in razlaga). Pri uporabi faznega pravila moramo razlikovati sledeče primere: Slika 9. Primer ravnotežja v enokomponentnem sistemu. 1. Primer ravnotežja, pri katerem ne moremo spreminjati niti tlaka, niti temperature, niti koncentracije, ker bi se pri vsaki spremembi ravnotežje porušilo. V tem primeru je P = konstanta in T = konstanta. Število prostih stopenj je torej enako nič in pravilo faz se glasi P=C+2 Temu ravnotežju pravimo invariantno. V našem primeru imamo v ravnotežju tri faze (kristal-led, tekočina, para). Število faz v takem ravnotežju je za dva večje od števila komponent (C = 1 – voda). Invariantnemu ravnotežju v diagramu ustreza točka A. 2. Primer ravnotežja, pri katerem sprememba ene proste stopnje, v kolikor naj ravnotežje ostane nespremenjeno, povzroči popolnoma določeno spremembo druge stopnje. To je primer, če sta P in 24 T v funkcionalni odvisnosti ali P = f (T). Pravilo faz se glasi v primeru, ko imamo le eno prosto stopnjo P=C+1 Temu ravnotežju pravimo monovariantno. V našem primeru imamo v ravnotežju po dve fazi: krivulja BA ustreza ravnotežju vodne pare in kristalov ledu, krivulja AC ravnotežju vodne pare in vode, krivulja AD pa ravnotežju vode in ledu. 3. Primer, ko se P in T spreminjata neodvisno eden od drugega, brez vpliva na spremembo ravnotežja. Tako ravnotežje imenujemo divariantno. Pravilo faz se glasi v tem primeru P=C in število faz je enako številu komponent. V našem primeru nastopa v ravnotežju le ena faza, plinasta, tekoča ali trdna. Divariantnemu ravnotežju ustrezajo polja CAD za tekočino, polje BAC za paro itd. Fazno pravilo je zelo koristno pri študiju kristalizacije silikatnih talin in magme. Koristno je tudi za študij trdnih kamnin, ker določa maksimalno število mineralov, ki lahko nastopajo skupaj v ravnotežju. 10.2. Kaj je mineraloško pravilo faz in kaj pove? Mineraloško pravilo faz je primer divariantnega ravnotežja v naravi. Je pogost pojav. V petrologiji Gibbsovo je pravilo faz poenostavljeno v mineraloško pravilo faz P=C Mineraloško pravilo faz določa maksimalno število mineralov, ki lahko nastopajo skupaj v ravnotežju. Vzpostavljanje stabilnega ravnotežja preprečuje lahko viskoznost taline ali pa počasno preobražanje nestabilne faze v stabilno, ki v naravi traja včasih izredno dolgo. V takih primerih lahko nastopata ena zraven druge stabilna in metastabilna faza in število faz v tem primeru navidez zraste. Gibbsovo pravilo faz seveda obsega le stabilne modifikacije pri danem tlaku in temperaturi in upoštevamo le te. 11. VPRAŠANJE 11.1. Kaj je notranja energija sistema, kakšni so endotermni, oziroma eksotermni procesi; latentna talilna in kristalizacijska toplota? Notranja energija sistema je vezana toplota skupaj z latentno toploto, ki jo je sistem zbral nad absolutno ničlo. Količina toplote, ki se veže, je odvisna od kristalne mreže; notranja energija kristala je sestavljena iz sile, ki drži ione ali atome skupaj v kristalu, od energije nihanja in energije vrtenja posameznih ionov ali atomov v kristalu. Pri prehodu sistema iz enega ravnotežja v drugo se spreminja tudi notranja energija. Ta prehod se vrši pri določenem tlaku in temperaturi, pri katerem sta oba sistema v ravnotežju. V kolikor se pri tem toplota dovaja, nastajajo sistemi z večjo notranjo energijo, pri reakcijah se torej toplota veže 25 (endotermni procesi). V kolikor se pri prehodu iz enega sistema v drug toplota odvaja, tedaj nastajajo sistemi, ki so bolj revni z notranjo energijo, pri reakcijah se toplota sprošča (eksotermni procesi). Pri segrevanju sistem toploto veže, pri ohlajanju pa sistem toploto oddaja. Če vplivamo na sistem, ki je v ravnotežju, se sistem spremembi upre in reagira tako, da zmanjša zunanjo delovanje. Toplota, ki se veže pri taljenju, se imenuje latentna talilna toplota, toplota, ki pa se sprošča pri kristalizaciji, se imenuje latentna kristalizacijska toplota. Pri istem tlaku morata biti obe med seboj enaki. Razen latentnih toplot, sistem (v trdnem ali tekočem agregatnem stanju) pri segrevanju toploto stalno sprejema, pri ohlajanju pa jo oddaja. 12. VPRAŠANJE 12.1. Vse, kar veš o kristalizaciji (kristalizacijska sposobnost, hitrost nastajanja kristalizacijskih klic, hitrost rasti kristalov)! Kristalizacija neke taline se začne pri določeni temperaturi in tlaku. Kako pa bo potekal proces kristalizacije, je odvisno od lastnosti in sestave taline, kakor tudi od hitrosti kristaljenja. Pri dani hitrosti kristalizacije, ki zahteva vedno majhno podhlajenost sistema, bodo kristalile različne taline v različni meri. Kristalizacijska sposobnost taline je odvisna od dveh faktorjev: a) hitrosti nastajanja kristalizacijskih klic (Kz) in b) hitrosti rasti kristalov (Kv). Hitrost nastajanja kristalizacijskih klic je število kristalizacijskih klic, ki nastane v 1 cm3 v poljubno določeni enoti časa. Primeri za vrednost Kz nekaterih snovi: za 100 °C podhlajena talina diopsida za 200 °C podhlajena talina hedenbergita za 175 °C podhlajena talina špinela 15 klic 34 klic 47 klic Čim manj je neka talina viskozna, lažje nastajajo kristalizacijska središča. Pri zelo viskoznih talinah zelo težko natajajo ta središča. Hitrost rasti kristalov je hitrost odlaganja snovi na že nastalih klicah. Merimo jo s hitrostjo rasti mejne ploskve kristal – talina v mikrometrih na sekundo. Zaradi anizotropnosti je Kv odvisna od smeri in vrste kristalne ploskve, ki raste. Absolutni Kv avgita znaša 1 do 2 mikrometra v sekundi. Relativna hitrost kristalne rasti znaša za nekatere mineralne vrste: - avgit labradorit nefelin levcit magnetit 20 7 5 3 do 4 1 do 2 Na hitrost rasti nekega kristala vpliva razen sile, s katero privlači nove ione, tudi notranje trenje v talini (viskoznost), ki omogoča ali pa otežuje posameznim ionom dostop do kristala, ki raste. S seštevanjem Kz in Kv skupaj pridemo do pojma kristalizacijske sposobnosti (K) nekega sistema, torej K = Kz + Kv 26 S povečanjem ohlajanja sposobnost nastajanja novih kristalizacijskih središč Kz nekaj časa raste, nato pa začne padati in postane pri zelo veliki podhladitvi popolnoma neznatna. Hitrost rasti kristala z zniževanjem temperature v začetku prav tako narašča, ostane v določenem temperaturnem intervalu stalna in nato zopet pada. 13. VPRAŠANJE 13.1. Nariši krivuljo, ki kaže odvisnost med hitrostjo rasti kristala Kv in preohlajanjem! Na sliki vidimo krivuljo, ki kaže odvisnost med hitrostjo rasti kristala Kv in preohlajanjem (T); točka T-likvidus ustreza temperaturi taljenja. Na isti sliki sta podana tudi dva možna položaja krivulje, ki kaže odvisnost med hitrostjo nastajanja novih kristalizacijskih središč Kz in preohlajanjem. Pogoji kristalizacijske sposobnosti so določeni z obema hitrostima; če leži na primer maksimum hitrosti nastajanja novih klic v območju velikih iznosov Kv (T2), tedaj snov lahko kristali in težko dosežemo preohlajenost taline. Če pa maksimum hitrosti nastajanja novih klic nastopi v območju temperatur, kjer je iznos Kv majhen (T3), tedaj zlahka talino preohladimo in celo zlahka dobimo snov v steklastem ali amorfnem stanju. Pri mali hitrosti nastajanja novih klic lahko dobimo snov v bolj ali manj velikih kristalih; pri veliki hitrosti nastajanja teh klic pa bo snov drobno kristaljena. Slika 10. Krivulja hitrosti kristalizacije rasti Kv in hitrosti tvorjenja kristalizacijskih jeder Kz. Nekatere snovi so bolj viskozne in je njihova kristalizacijska sposobnost v splošnem manjša. Nekatere snovi z veliko kristalizacijsko sposobnostjo lahko otrdijo kot steklo, v kolikor je bilo preohlajanje hitro. V teh primerih se namreč izredno hitro tvorijo nove kristalizacijske klice, ki zaradi zelo viskozne okolne taline sploh ne rastejo. Tako steklo ostane kot nestabilen sistem in v teku časa poskuša preiti v nek kristaliziran sistem (najprej kriptokristalen, pozneje mikrokristalen). Segrevanje stekla olajša njegovo prekristaljenje. 27 14. VPRAŠANJE Enokomponentni sistemi 14.1. Vrste ravnotežja v enokomponentnem sistemu (vse kar veš). Primeri ravnotežja v enokomponentnem sistemu (skica in razlaga). Pri uporabi faznega pravila moramo razlikovati sledeče primere: Slika 11. Primer ravnotežja v enokomponentnem sistemu. 1. Primer ravnotežja, pri katerem ne moremo spreminjati niti tlaka, niti temperature, niti koncentracije, ker bi se pri vsaki spremembi ravnotežje porušilo. V tem primeru je P = konstanta in T = konstanta. Število prostih stopenj je torej enako nič in pravilo faz se glasi P=C+2 Temu ravnotežju pravimo invariantno. V našem primeru imamo v ravnotežju tri faze. Število faz v takem ravnotežju je za dva večje od števila komponent. Invariantnemu ravnotežju v diagramu ustreza točka A. 2. Primer ravnotežja, pri katerem sprememba ene proste stopnje, v kolikor naj ravnotežje ostane nespremenjeno, povzroči popolnoma določeno spremembo druge stopnje. To je primer, če sta P in T v funkcionalni odvisnosti ali P = f (T). Pravilo faz se glasi v primeru, ko imamo le eno prosto stopnjo P=C+1 Temu ravnotežju pravimo monovariantno. V našem primeru imamo v ravnotežju po dve fazi: krivulja BA ustreza ravnotežju vodne pare in kristalov ledu, krivulja AC ravnotežju vodne pare in vode, krivulja AD pa ravnotežju vode in ledu. 28 3. Primer, ko se P in T spreminjata neodvisno eden od drugega, brez vpliva na spremembo ravnotežja. Tako ravnotežje imenujemo divariantno. Pravilo faz v tem primeru se glasi P=C in število faz je enako številu komponent. V našem primeru nastopa v ravnotežju le ena faza, plinasta, tekoča ali trdna. Divariantnemu ravnotežju ustrezajo polja CAD za tekočino, polje BAC za paro itd. PRIMER: VODA - H2O Slika 12. Enokomponentni fazni diagram za H2O. Tlak je na vertikalni osi v barih, temperatura pa na horizontalni osi v ºC. Voda ni samo osnovna življenjska snov, je tudi udeležena v večini geoloških procesov, vključno z magmatskimi procesi. Ko je voda vključena v magmatske aktivnosti, je lahko v obliki tekočine ali plina (vodne pare), še raje pa v obliki »superkritičnega fluida«. Fazni diagram P - T za enokomponentni sistem H2O je prikazan na sliki 12. Na vertikalni osi je nanešen tlak (P) na horizontalno os pa temperatura (T). Diagram je razdeljen na štiri stabilna polja; led, tekoča voda, vodna para in fluidno polje (v bistvu obstaja še več polj, kajti stabilno polje ledu je lahko razdeljeno v več polj glede na polimorfizem ledu s katerim se pa mi ne bomo ukvarjali). Prikazan diagram ni v merilu. Točka T pri 221 barih in 374 ºC je kritična točka za H2O. Stabilna polja za led (I), tekočo H2O (L) in paro (V) so med seboj ločena z monovariantnimi krivuljami. Vzdolž monovariantnih krivulj so mogoča naslednja ravnotežja led tekoča voda, tekoča voda - vodna para in vodna para - led. Vse tri krivulje se stikajo v skupni točki, ki jo imenujemo trojna točka. Za sistem H2O se ta trojna točka nahaja pri 0,008 ºC in tlaku 0,06 bara. V diagramu pa se nam pojavi še ena točka pri 221 barih tlaka in 374 ºC. Imenujemo jo kritična točka za H2O, v kateri ne moremo več razlikovati med tekočo H2O in paro. To fazo imenujemo superkritični fluid. Če je temperatura nad 374 ºC ali tlak nad 221 barov, se bo voda obnašala kot fluid. Aplikacija faznega pravila: V enokomponentnem sistemu (voda - H2O) moramo pri uporabi faznega pravila moramo razlikovati sledeče primere: 1. Primer ravnotežja, pri katerem ne moremo spreminjati niti tlaka, niti temperature, niti koncentracije, ker bi se pri vsaki spremembi ravnotežje porušilo. V tem primeru je P = konstanta in T = konstanta. Število prostih stopenj je torej enako nič in pravilo faz se glasi P=C+2 Temu ravnotežju pravimo invariantno. V našem primeru imamo v ravnotežju tri faze: led, tekoča voda in vodna para. Fluidno stanje nas zaenkrat ne zanima. Število faz v takem ravnotežju je za dva večje od števila komponent. Invariantnemu ravnotežju v enokomponentnem sistem (voda - H2O) ustreza trojna točka. Za sistem H2O se ta trojna točka nahaja pri 0,008 ºC in tlaku 0,06 bara. V tej točki so v ravnovesju vse tri faze: led - tekoča voda in vodna para led. 2. Primer ravnotežja, pri katerem sprememba ene proste stopnje, v kolikor naj ravnotežje ostane nespremenjeno, 29 povzroči popolnoma določeno spremembo druge stopnje. To je primer, če sta P in T v funkcionalni odvisnosti ali P = f (T). Pravilo faz se glasi v primeru, ko imamo le eno prosto stopnjo P=C+1 Temu ravnotežju pravimo monovariantno. V našem primeru imamo v ravnotežju po dve fazi: krivulja AD ustreza ravnotežju kristalov ledu in tekoči vodi, krivulja AC ravnotežju vode in vodne pare, krivulja AB pa ravnotežju vodne pare in ledu. 3. Primer, ko se P in T spreminjata neodvisno eden od drugega, brez vpliva na spremembo ravnotežja. Tako ravnotežje imenujemo divariantno. Pravilo faz v tem primeru se glasi P=C in število faz je enako številu komponent. V našem primeru nastopa v ravnotežju le ena faza, trdna - led, tekočina tekoča voda ali plinasta - vodna para. Divariantnemu ravnotežju ustrezajo polja BAD za trdno fazo - led, polje DAC za tekočo fazo - vodo in polje BAC za vodno paro. Aplikacija faznega pravila v enokomponentnem sistem (voda - H2O) lahko tabelarično prikažemo: 15. C P F Ravnotežje Spremenljivke Geometrija 1 1 1 1 2 3 2 1 0 divariantno monovariantno invariantno P in T P ali T brez ploskev črta, linija točka VPRAŠANJE Enokomponentni sistemi 15.1. Vrste ravnotežja v enokomponentnem sistemu (vse kar veš). Splošen primer enokomponentnega sistema v diagramu P - T vidimo na sliki 13. Na osnovi tega diagrama vidimo, da so v enokomponentnem sistemu možni različni primeri. 1. Invariantno ravnotežje: Točke, v katerih lahko obstoje tri faze, pri določenem tlaku in temperaturi v medsebojnem ravnotežju se imenujejo trojne točke (nahajajo se na mestih, kjer se spajajo tri monovariantne krivulje). V našem primeru imamo dve trojni točki A in B. Že pri majhni spremembi tlaka ali temperature se ravnotežje poruši. V teh točkah so torej mogoča sledeča ravnotežja (kristal II, kristal I in plin ter Kristal I, tekočina in plin. P=C+2 2. Monovariantno ravnotežje: Monovariantno ravnotežje v sistemu imamo takrat, kadar se ravnotežje pri 30 Slika 13. Ravnotežna stanja enokomponentnega sistema v P-T diagramu. spremembi T ali P ne poruši le pri določeni spremembi druge spremenljivke. Ker je torej P = f (T), se nahajajo monovariantna ravnotežja vzdolž funkcijsko določenih krivulj. Te krivulje imenujemo monovariantne krivulje. Vzdolž monovariantnih krivulj so mogoča naslednja ravnotežja: P = C +1 A-a Kr1 Kr2 B-b Kr1 tekočina B-c tekočina plin A-B Kr1 plin A-d Kr2 plin 3. Divariantno ravnotežje: Pri divariantnem ravnotežju enokomponentnih sistemov obstoji v vseh poljih le po ena faza. Polja divariantnega ravnotežja se nahajajo med monovariantnimi krivuljami. V teh poljih spremembe tlaka in temperature ne vodijo do spremembe ali porušitve obstoječega ravnotežja, razen če ni pri tem dosežena monovariantna krivulja ali pa trojna točka. P=C polje kristala Kr2 polje kristala Kr1 polje tekočine polje plina 15.1.1. Kaj veš o monovariantnem ravnotežju (Kr1 Kr2)? Monovariantno ravnotežje v sistemu imamo takrat, ko se ravnotežje pri spremembi T ali P ne poruši le pri določeni spremembi druge spremenljivke. Ker je torej P = f (T), se nahajajo monovariantna ravnotežja vzdolž funkcijsko določenih krivulj. Te krivulje imenujemo monovariantne krivulje. Vzdolž monovariantnih krivulj so mogoča naslednja ravnotežja: Ravnotežje Kr1 Kr2: Premena ene modifikacije neke mineralne snovi v drugo modifikacijo je lahko enosmerna (monotropna) ali obratljiva (enantiotropna). Razen tega je premena lahko trenutna, lahko pa traja tudi v geološkem smislu dolgo, tako da lahko obstoje nestabilne modifikacije tudi trajno. Za hitrost premene je važna razlika v notranjih energijah obeh modifikacij, podobnost kristalnih mrež in hitrost ohlajanja. V kolikor je razlika notranjih energij in podobnost kristalnih struktur večja, v toliko je premena hitrejša. Če pa je razlika med strukturama večja in razlika med notranjimi energijami manjša, se vrši premena bolj počasi. Prehitro ohlajanje lahko privede tudi do zmrznjenja metastabilne modifikacije. 15.1.2. Naštej nekaj primerov za monotropno in enantiotropno premeno! Tabela 2. Primeri monotropne premene. Snov Nestabilna oblika T prehoda stabilna oblika FeS2 markazit (rombičen) 350 °C pirit (kubičen) CaCO3 aragonit (rombičen) 400 °C kalcit (ditr. skalenoedričen) 31 AlAlO (SiO4) andaluzit (rombičen) okrog 1300 °C sillimanit rombičen) Mg(Si2O6) enstatit (rombičen) okrog 1260 °C klinoenstatit monoklinski Tabela 3. Primeri enantiotropne premene. Snov KAlSi2O6 nizkotemperaturni mineral -levcit (rombičen) CaSiO3 wollastonit (monoklinski) SiO2 -kremen (trig. trapecoedr.) -kremen (heksagon. trapezoedr.) -tridimit (heksagonalen) 16. pojavljanje T prehoda ohlajene predornine 600°C v naravi okrog 1190°C pegmatiti, hidrotermalne tvorbe 573°C visokotemperaturni mineral -leucit (kubičen) psevdowollastonit (psevdokubičen) -kremen (heksagon. trapezoedr.) pojavljanje temperatura tališča predornine pri visoki T 1755°C umeten 1540°C pegmatiti, magmatske kamnine 870±10°C -tridimit (heksagonalni) predornine 1470±10°C -kristobalit (kubičen) predornine 1713°C VPRAŠANJE Enokomponentni sistemi 16.1. Monovariantno ravnotežje (kristal plin) (vse kar veš)! Slika 14. Ravnotežna stanja enokomponentnega sistema v P-T diagramu. 16.1.1. Monovariantno ravnotežje Kr plin (a - A). 32 Ravnotežje kristal plin. Trda telesa imajo prav tako kakor tekoča tudi svoj parni tlak. Krivulja, ki kaže tlak pare nekega telesa, začne pri 0°K in se z naraščanjem temperature dviga do tališča. Pri tej temperaturi imajo trda in tekoča telesa iste snovi enak parni tlak. Če je parni tlak neke snovi višji od okolnega tlaka, tedaj snov preide v plinasto stanje, še preden je dosežena temperatura taljenja. Ta prehod trdne snovi v plin imenujemo sublimacija. Primer za to bi bil lahko NH4Cl, ki sublimira pri tlaku P = 1 bara od 320 do 340 °C, medtem ko ima nekoliko višje tališče, jod itd. 17. VPRAŠANJE Enokomponentni sistemi 17.1. Monovariantno ravnotežje (kristal tekočina) (vse kar veš)! Slika 15. Ravnotežna stanja enokomponentnega sistema v P-T diagramu. 17.1.1. Monovariantno ravnotežje Kr tekočina (A - b). Ravnotežje kristal tekočina. Pri določeni temperaturi kristalna mreža minerala prične razpadati zaradi povečane nihajne in vrtilne energije ionov. Molekule ali ioni prehajajo v neurejeno stanje – tekočino. To temperaturo imenujemo tališče. Za prehod iona iz urejenega stanja v kristalni mreži do prostega gibanja v tekočini je potrebno dodati določeno toploto – to je latentno količino talilne toplote. Pri temperaturi taljenja se skokoma menjajo fizikalne lastnosti neke snovi: trdota, gostota, optične lastnosti itd. Nasproten pojav, torej prehod iona iz prostega gibanja v urejeno stanje kristalne mreže pri ohlajanju, imenujemo kristalizacija. Pri tem se kinetična energija iona zmanjšuje toliko časa, dokler privlačne sile ne premagajo gibalnih impulzov. Pri kristalizaciji se sprošča latentna kristalizacijska toplota, ki je pri istem tlaku enaka kot latentna talilna toplota. Kristalizacija neke snovi se vrši, če je tlak enak, na enaki temperaturi, na kateri se vrši taljenje te snovi. 33 17.2. Kako se talijo amorfna telesa in trde izomorfne raztopine? Amorfna telesa nimajo določene talilne toplote, temveč prehajajo v tekočino postopno, tako da se pri segrevanju omehčajo. Tudi izomorfne trdne raztopine nimajo določene točke taljenja. Trde raztopine se talijo v temperaturnem intervalu, ki je odvisen od njihove sestave. 18. VPRAŠANJE Enokomponentni sistemi 18.1. Kaj veš o monovariantnem ravnotežju (tekočina plin)? Slika 16. Ravnotežna stanja enokomponentnega sistema v P-T diagramu. 18.1.1. Monovariantno ravnotežje tekočina plin (A - c). Ravnotežje tekočina plin. Vsaka tekočina ima svoj parni tlak, ki je odvisen od temperature in tlaka. Če je parni tlak enak okolnemu, prične tekočina vreti in preide v plinasto stanje z izparevanjem. Le nad kritično točko ne moremo govoriti o vrenju, ker prehajata tekočina in plin eden v drugega kontinuirano. 18.2. Kaj veš o divariantnemu ravnotežju? Pri divariantnem ravnotežju enokomponentnih sistemov obstoji v vseh poljih le po ena faza. Polja divariantnega ravnotežja se nahajajo med monovariantnimi krivuljami. V našem primeru imamo divariantno ravnotežje na območju kristala, tekočine, in plina. V teh poljih spremembe tlaka in temperature ne vodijo do spremembe ali porušitve obstoječega ravnotežja, razen če ni pri tem dosežena monovariantna krivulja ali pa trojna točka. Primer divariantnega ravnotežja v naravi je mineraloško pravilo faz. Gibbsovo pravilo faz v mineralogiji je poenostavljeno v 34 mineraloško pravilo faz P=C Mineraloško pravilo faz določa maksimalno število mineralov, ki lahko nastopajo skupaj v ravnotežju. 19. VPRAŠANJE Večkomponentni sistemi 19.1. Metoda prikazovanja sestave dvojnega sistema A - B. Pravilo vzvoda. 19.1.1. Kaj je pravilo vzvoda? Prikazovanje sestave dvojnega sistema A - B. Če hočemo grafično prikazati sestavo kompleksa iz dveh komponent A in B, ki nastopata v količinah a in b, je treba na premici AB narisati figurativne točke F tako, da je FB/AF = a/b (Slika 17). Figurativna točka kompleksa F bo v tem primeru težišče vzvoda AB, na katerega konceh nastopajo "teže" a in b. To razmerje lahko prikažemo z izrazoma FB AF a b AF b ali AF b a b AB Običajno privzamemo, da je skupna količina snovi v zmesi enaka 100 %. Količine A in B bomo izrazili torej v odstotkih a in b. Dolžino AB privzamemo torej enako 100 %. Za konstrukcijo točke F nanesemo od točke A daljico, ki ustreza količini b, ali pa nanesemo daljico, ki ustreza količini a, od točke B. Z drugimi besedami pri ugotavljanju odstotka vsebine komponente B štejemo od A, pri ugotavljanju vsebine A, pa štejemo od točke B. Slika 17. Položaj figurativne točke F za razmerje a:b = 1:4 = 20:80 dvokomponentnega sistema A-B. 20. VPRAŠANJE Večkomponentni sistemi 20.1. Metoda prikazovanja sestave trojnega sistema A - B - C. 20.1.1. Kako prikazujemo sestavo trojnega sistema A - B - C? Pri trokomponentnih sistemih nanašamo koncentracije posameznih komponent v trikotnik (torej v ravnino), temperaturo pa nanašamo navpično na ravnino trikotnika. Za prikazovanje odnosov v trokomponentnem sistemu potrebujemo torej prostorski model ali pa se poslužujemo nanašanja izoterm na trikotnik. Tako dobimo nekakšno kotirano projekcijo, le da na mesto višin nanašamo temperature, odnosno mesto izohips izoterme. 35 Praktično je najbolje uporabljati enakostraničen trikotnik (Slika 18). Grafičnemu prikazu sestavov pravimo v tem primeru baricentričen Gibbsonov diagram ali trikotnik koncentracije. Vsak vrh trikotnika ustreza 100 % ene komponente, stranice trikotnika ustrezajo dvokomponentnim sistemom, vsaka točka v trikotniku ustreza zmesi vseh treh komponent. Sestavo, ki ustreza neki točki l, dobimo tako, da iz nje potegnemo navpičnico na vse tri stranice trikotnika. Vsota teh navpičnic znaša 100 %. Slika 18. Prikaz sestave v trokomponentnem sistemu. (Točki 1 ustreza sestava %A=1P=32 %, %B=1O=32 %, %C=1Q=36 %; Točki 2 pa ustreza sestava %A=2T=22 %, %B=2R=62 %, %C=2S=16 %). 21. VPRAŠANJE Dvokomponentne raztopine 21.1. Nariši in razloži diagram s preprostim evtektikom? Najprej si bomo ogledali najpreprostejši primer, ko med komponentami nimamo lahkohlapnih snovi, katerih vrelišča in tališča se močno razlikujejo od drugih komponent. Take raztopine lahko v polnem pomenu besede imenujemo taline. Komponenti A in B sta v tekočem stanju med seboj popolnoma raztopni, v trdem stanju pa sta popolnoma neraztopni med seboj. Gre za diagram s preprostim evtektikom. Princip izvajanja je naslednji: 36 Sistem z začetno sestavo X (Slika 19) začne kristalizirati, ko temperatura pade na TX. Talina je tedaj prenasičena s komponento B, ki začne kristalizirati (ker je presekana krivulja likvidus med TB in E). V kolikor komponenta B kristalizira, se preostanek taline postopno bogati s komponento A in siromaši s komponento B. Sestava taline se torej pomika od X na levo. Zaradi menjanja sestave taline, torej njenega bogatenja s komponento A, se znižuje tudi temperatura kristalizacije. Pri nadaljnji kristalizaciji se sestava taline spreminja od X do XE, temperatura, pri kateri se vrši kristalizacija, pa se spreminja od TX do TE, vzdolž krivulje. Ko doseže sestava taline XE, prične poleg komponente B kristalizirati tudi komponenta A, pri tej sestavi je namreč talina prenasičena z obema komponentama. Kristalizacija se nato nadaljuje brez nadaljnjega menjanja temperature do popolnega strjenja sistema. Za začetno sestavo levo od sestave XE začne kristalizirati na določeni temperaturi (v odvisnosti od sestave) komponenta A. Sestava ostanka taline se pri tem menja na desno do sestave XE, kjer se komponenti A pridruži tudi komponenta B in kristalizacija se dokonča v točki E. Točko E, ki daje sestavo in temperaturo, pri kateri je talina nasičena z obema komponentama in v kateri hkrati kristalizirata v nekem medsebojnem količinskem odnosu obe komponenti, imenujemo evtektična točka. Sestava, ki ji ustreza, imenujemo evtektična sestava, temperaturo pa evtektična temperatura. V evtektični točki se kristalizacija zaključi in sistem preide v trdno stanje - naprimer kamnino. Slika 19. Diagram stanja v sistemu iz dveh komponent, ki kristalizirata po evtektičnem tipu. Spodaj je prikazan produkt: idiomorfni kristali A ali B (v odvisnosti od začetne sestave taline) v zmesi A in B, nastali pri evtektični kristalizaciji. Sistemi, katerih sestave so levo od evtektične sestave, dajo kot produkt kristalizacije pravilne kristale A v masi zraslih kristalčkov A in B. Sistemi, desno od sestave XE dajo kot produkt pravilne kristale B v masi drobnejših zraslih kristalčkov A in B. 21.1.1. Aplikacijo faznega pravila za dvokomponentni sistem lahko tabelarično prikažemo: T - X diagram P = konstanta F = 2 Skrčeno ali »kondenzirano« fazno pravilo za katerikoli fazni diagram z eno fiksno spremenljivko (dvema prostima stopnjama) P+F=C+2 C P F → ravnotežje P+F=C+1 spremenljivka geometrija 37 2 2 2 1 2 3 2 1 0 divariantno monovariantno invariantno T, sestava (X) T ali sestava (X) nobena površina krivulja točka V dvokomponentnem sistemu (A - B) moramo pri uporabi faznega pravila razlikovati sledeče primere: 1. Primer ravnotežja, pri katerem ne moremo spreminjati niti tlaka, niti temperature, niti koncentracije, ker bi se pri vsaki spremembi ravnotežje porušilo. V tem primeru je P = konstanta in T = konstanta. Število prostih stopenj je torej enako nič in pravilo faz se glasi P+F= C+1 → P=3 Temu ravnotežju pravimo invariantno. V našem primeru imamo v ravnotežju tri faze: komponenta A, kompomenta B in talina. Pri invariantnem ravnotežju imamo trojno točko. Ta točka je evtektična točka, v kateri so v ravnotežju vse tri faze. 2. Primer ravnotežja, pri katerem sprememba ene proste stopnje, v kolikor naj ravnotežje ostane nespremenjeno, povzroči popolnoma določeno spremembo druge stopnje. To je primer, če sta P in T v funkcionalni odvisnosti ali P = f (T). Pravilo faz se glasi v primeru, ko imamo le eno prosto stopnjo P+F= C+1 → P=2 Temu ravnotežju pravimo monovariantno. V našem primeru imamo v ravnotežju po dve fazi. Nad krivuljo likvidus TA - EA,B - TB je sistem v talini, pod krivuljo solidus pa je sistem s trdnem stanju. Vzolž dela krivulje TA - EA,B je ravnotežje med talino in komponento A, ki se izloča. Vzolž dela krivulje EA,B - TB pa je ravnotežje med talino in komponento B. 3. Primer, ko se P in T spreminjata neodvisno eden od drugega, brez vpliva na spremembo ravnotežja. Tako ravnotežje imenujemo divariantno. Pravilo faz se v tem primeru glasi P+F= C+1 → P=1 in število faz je enako številu komponent. V našem primeru nastopa v ravnotežju le ena faza, to je trdna faza sestave X (A+B) ali talina. Divariantnemu ravnotežju za trdno fazo ustreza polje pod krivuljo solidus (A+B), za tekočo fazo pa polje nad krivuljo likvidus TA - EA,B - TB. 22. VPRAŠANJE Dvokomponentne raztopine 22.1. Nariši in razloži diagram s preprostim evtektikom. Razloži kako se spreminja potek kristalizacije sestave taline 75 % komponente B in 25 % komponente A, če talino zamrzneš pri določenih temperaturah! Ogledali si bomo najpreprostejši primer, ko komponenti A in B kristalizirata po principu enostavnega evtektika (Slika 20). Vzemimo, da ja sestava taline 75 % komponente B in 25 % komponente A. 38 Slika 20. Potek kristalizacije sestave taline 75 % komponente B in 25 % komponente A, če talino zamrzneš pri določenih temperaturah (Točke 1 do 6). Če talino segrejemo na temperaturo 1400 ºC (TOČKA 1), ki je višja od temperatura kristalizacije te taline in jo naenkrat zamrznemo ter napravimo zbrusek za mikroskopsko raziskavo, vidimo da imamo v preparatu le steklasto stanje. Pri temperaturi 1250 ºC lahko talino na podoben način zamrznemo ter napravimo zbrusek. Pri tej temperaturi se začenja kristalizacija sestave taline 75 % komponente B in 25 % komponente A. Pod mikroskopom vidimo, da je kamnina večinoma steklasta, opazimo pa že zametke kristalov B (TOČKA 2). Pri temperaturi 1150 ºC talino prav tako zamrznemo ter napravimo zbrusek. Pri tej temperaturi vidimo, da je kamnina sestavljena iz velikih kristalov komponente B, gre za vtrošnike, ki so v steklasti masi. Po pravilu vzvoda lahko vedno ugotovimo delež kristalov in taline, oziroma stekla. Za ta primer je v kamnini nastalo 36 % kristalov komponente B in stekla (TOČKA 3). Podoben postopek lahko uporabimo tudi za talino pri temperaturi 1000 ºC. Vidimo, da talina vsebuje več velikih kristalov komponente B in majši delež stekla. Delež izločenih kristalov se je povečal na 53 %, delež taline pa se je zmanjšal na 47 % (TOČKA 4). Tik nad evtektikom, to je pri temperaturi 810 ºC, imamo še vedno kristale komponente B, teh je okrog 61 % in talino, ki jo je 39 % (TOČKA 5). V evtektiku, pri temperaturi 800 ºC (TOČKA 6), pa se kristalizacija ustavi, dokler ni porabljena vsa talina. Pri evtektični kristalizaciji nastajajo tako kristali komponente A in B v evtektičnem razmerju. Kristali so drobni in večinoma nepravilni in zapolnjujejo prostor med prej izločenimi velikimi kristali - vtrošniki komponente B. V evtektiku vidimo, da je nastala vsa komponenta A in del komponente B. Kristali komponente B, ki so se izločali v evtektiku, so drobni in nepravilni, tisti ki pa so kristalili pred evtektikom pa so 39 večji, hipidiomorfni do idiomorfni. Ko se je v evtektiku kristalizacija zaključila, vidimo, da je sestava trde faze enaka kot je bila sestava taline, to je 75 % komponente B in 25 % komponente A. V evtektiku je, kot smo že omenili, izkristalizirala vsa komponenta A in 14 % komponente B. 23. VPRAŠANJE Dvokomponentne raztopine 23.1. Nariši in razloži diagram s preprostim evtektikom. Razloži kako se spreminja potek kristalizacije sestave taline 75 % komponente B in 25 % komponente A, če talino zamrznemo pri določenih temperaturah (primer magmatskega ognjišča - sistem je zaprt )! Slika 21. Potek kristalizacije sestave taline 75% komponente B in 25% komponente A, če talino zamrzneš pri določenih temperaturah (točke 1 do 4). Ponovno si bomo ogledali najpreprostejši primer, ko komponenti A in B kristalizirata po principu enostavnega evtektika. Vzemimo, da je magmatska talina sestavljena iz 75 % komponente B in 25 % komponente A (Slika 21). V magmatskem ognjišču je prišlo do vulkanske erupcije in magmatska masa, katere sestava je 75 % komponente B in 25 % komponente A se je razlila po zemeljskem površju. Prišlo je do hitre ohladitve (TOČKA 1). Ker je bila temperatura zelo visoka, približno 1400 ºC, smo dobili steklasto maso, ki je kristalizirala kot afirska kamnina, na primer obsidijan. Pri drugi erupciji je bila magma enake sestave, vendar pa nekoliko hladnejša. Pri temperaturi 1250 ºC (TOČKA 2), je nastala skoraj steklasta kamnina, oziroma afirska kamnina s prvimi zametki kristalov. Pri tej temperaturi se je začela tudi kristalizacija. Pri temperaturi 1150 ºC (TOČKA 3) se je magmatsko ognjišče že nekoliko ohladilo. Talina, ki je prihajala na površje, je predstavljala kašasto zmes kristalov in taline. Nastala je vulkanska kamnina s 36 % euhedralnih do subhedralnih kristalov komponente B v steklasti osnovi. Odstotek stekla in 40 izločenih kristalov dobimo po pravilu vzvoda. Pri tem primeru je v kamnini nastalo 36 % kristalov komponente B in 64 % stekla. Pri temperaturi 1000 ºC vidimo, da talina vsebuje še več velikih kristalov komponente B in še manjši delež stekla. Delež izločenih kristalov se je povečal na 53 %, delež taline pa se je zmanjšal na 47 % (TOČKA 4). Hitra ohladitev na površini je povzročila, da je nastala vulkanska kamnina z 53 % kristalov komponente B in 47 % stekla. Magmatsko ognjišče se je vse bolj ohlajalo, tako da je prihajala z erupcijo kašasta talina, ki je tudi bolj viskozna. Tik pred evtektikom, to je pri temperaturi 810 ºC, so še vedno kristalizirala zrna komponente B, teh je okrog 61 %, taline pa je nastalo 39 % (TOČKA 4). Dobili smo vulkansko kamnino, ki je afirska in vsebuje okrog 61 % kristalov komponente B in 39 % stekla. Če je prišlo do izliva tik pod površjem, približno 200 metri, pa je nastala predornina z 75 % komponente B in 25 % komponente A. Pod mikroskopom vidimo, da je kamnina sestavljena iz vtrošnikov B in zelo, zelo drobne osnove, v kateri so zrnca komponente A in B, lahko pa tudi stekla. Osnova je kristalizirala v evtektiku in sestoji iz zelo drobnih zrnc komponente A (25 %) in komponente B ( približno 14 %). Velika zrna (61 %) so kristalizirala v večji globini. 24. VPRAŠANJE Dvokomponentne raztopine 24.1. Sestava taline in trde faze 24.1.1. Nariši diagram s preprostim evtektikom in razloži kako se spreminja potek kristalizacije sestave taline 60 % komponente B in 40 % komponente A. Nariši tudi kako se spreminja sestava taline in trde faze! Pogledali si bomo najpreprostejši primer, ko komponenti A in B kristalizirata po principu enostavnega evtektika. Vzemimo, da je sestava taline 60 % komponente B in 40 % komponente A (Slika 22). Takšna talina začne s kristalizacijo pri temperaturi 1300 ºC (TOČKA 1). Zaradi kristalizacije pada temperatura, sestava pa se bogati s komponento A, siromaši pa s komponento B, ki se zaradi kristalizacije porablja. Kristalizacija poteka od TOČKE 1 do evtektika (E). Sistem otrdi, ko je porabljena vsa talina, to je pri temperaturi 900 ºC. Pri temperaturi 1100 ºC (TOČKA 2) imamo že 33 % izločenih kristalov komponente B, ki so v ravnotežju s talino sestave X' (približno 60 % komponente A in 40 % komponente B - točka na sestavi A-B). Pri temperaturi 900 ºC v evtektiku (TOČKA 3) se začne evtektična kristalizacija komponente A in B, talina ima sestavo 30 % komponente B in 70 % komponente A. Pri tej temperaturi se kristalizacija zaključi, ko je porabljena vsa talina. Sestava taline (LIQUID PATH) LP se spreminja od X preko X′ do evtektika (E). 41 Slika 22. Potek kristalizacije sestave taline 60 % komponente B in 40 % komponente A. Narisana je tudi sprememba sestava taline od X do evtektika (E) in sestava trde faze od 100 % B do sestava prvotne taline X (60 % komponente B in 40 % komponente). Sestava trde faze - kristalov komponente B, pa je vseskozi do evtektika glede na padanje temperature 100 % B. Sistem se namreč ohladi od temperature 1300 ºC do temperature 900 ºC, ko se začne evtektična kristalizacija. V evtektiku se smer trde faze obrne stran od 100 % B, ker se začne kristalitacija komponente A, sočasno pa poteka tudi kristalizacija komponente B. Obe komponenti nastajata v evtektičnem razmerju. Njuni kristali soe drobni in zapolnjujejo prostor med velikimi, euhedralnimi do subhedralnimi kristali - vtrošniki komponente B. Ko so izločeni vsi kristali komponente A, ni več taline in kristalizacija se zaključi. Sestava trde faze je enaka kot je bila sestava taline. Ko sistem popolnoma skristalizira temperatura pade. Pod to temperaturo je že kamnina. Sestava trde faze (CRYSTAL PATH) XP je 100 % B toliko časa dokler ne začenja v evtektiku kristalizacija obeh komponent A in B. Ko se začne kristalizacija komponente A (sočasno pa tudi komponente B v evtektičnem razmerju) se pot kristalizacije usmeri vzdolž linije solidusa stran od čiste komponente B. Sestava trdne faze se spreminja v smeri sestave prvotne taline, ker se v sistemu pojavljata obe komponenti (A in B). Ko je dosežena sestava prvotne taline (60 % komponente B in 40 % komponente) se kristalizacija zaključi. Pod temperaturo evtektika imamo zmes velikih kristalov (40 %) v osnovi iz drobnih kristalčkov komponente A in komponente B. (Sestava je: 40 % velikih kristalov komponente B in 20 % drobnih kristalov komponente B ter 40 % drobnih kristalov komponente A). Nastala kamnina ima enako sestavo kot jo je imela prvotna talina. 42 25. VPRAŠANJE Dvokomponentne raztopine 25.1. Delno taljenje 25.1.1. Nariši diagram s preprostim evtektikom in razloži kako se spreminja potek taljenja kamnine sestave 70 % komponente B in 30 % komponente A. Nariši tudi kako se spreminja sestava taline in trde faze! Oglejmo si najpreprostejši primer, ko se kamnina sestave 70 % komponente B in 30 % komponente A tali (Slika 23). Proces taljenja je obraten procesu kristalizacije. Kamnina se bo začela taliti pri evtektični temperaturi, ki je pri 1000 ºC. Sestava kamnine je 70 % komponente B in 30 % komponente A, sestava evtektične točke (E) pa je v našem primeru 70 % komponente A in 30 % komponente B. Sestava trdne faze se pomika proti 100 % komponente B, sestava taline pa se ne spreminja, dokler ni staljena vsa komponenta A. V bistvu imamo najprej taljenje evtektične zmesi komponente A in komponente B, ki je nastala pri kristalizaciji v evtektiku. Po pravilu vzvoda imamo v evtektiku približno 43 % taline (evtektične taline sestave 30 % komponente A in 13 % komponente B) in 57 % čiste komponente B. Pri temperaturi 1200 ºC se je stalilo 57 % kamnine, pri temperaturi 1300 °C pa je bil ta odstotek še višji, 78 %. Kamnina se popolnoma stali pri temperaturi 1370 ºC. Sestava taline (LIQUID PATH) LP se spreminja od evtektika (E) do sestave X pri T - 1375 ºC. Pri tej temperaturi je kamnina popolnoma staljena. Sestava taline: (E) → X. Sestava trde faze (CRYSTAL PATH) XP: Slika 23. Potek taljenja sestave kamnine 70 % komponente B in 30 % Kamnina sestave sestave 70 komponente A. Sestava taline se spreminja od evtektika (E) do točke X. Pri tej % komponente B in 30 % temperaturi (T3 - 1375 ºC) je kamnina popolnoma staljena. Sestava trde faze pa komponente se tali pri se spreminja od evtektične sestave do čiste komponente B. evtektični temperaturi, ki je pri temperaturi 1000 ºC. Sestava trde faze se pomika proti 100 % komponente B, sestava taline pa se ne spreminja, dokler ni staljena vsa komponenta A. Ko pa je staljena vsa komponenta A, imamo v sistemu samo komponento B. Ta komponenta pa se popolnoma stali pri temperaturi 1375 ºC. Sestava trde faze: A + B → → B. 43 Pri delnem taljenju se kamnina ne stali popolnoma. Običajno kamnine. Preostalo kamnino imenujemo restit. 26. se stali približno 30 % VPRAŠANJE Dvokomponentne raztopine 26.1. Nariši in razloži potek kristalizacije dveh komponent A in B, ki ne tvorita kristalne raztopine, toda tvorita v določenem odstotnem razmerju kemijsko spojino AnBm. Tališče spojine je kongruentno! Slika 24. Potek kristalizacije dveh komponent A in B, ki ne tvorita kristalne raztopine, toda tvorita v določenem odstotnem razmerju kemijsko spojino AnBm. Tališče spojine je kongruentno. Slika 24 nam daje shematski diagram o strjevanju taline dveh komponent A in B, ki tvorita medsebojno kemično spojino, sestavljeno v našem primeru iz n gramskih molekul A in m gramskih molekul B. Tališče spojine AnBm mora biti višje od tališča sosednjih talin, ki se s svojo sestavo približujejo spojini AnBm. Diagram v tem primeru razpada na dva dela, odnosno diagrama. Na levem diagramu A-TA - E-CAnBm so komponente A in AnBm, v desnem diagramu AnBm - C - E - TB B pa so komponente An Bm in B. V vsakem od teh dveh diagramov poteka kristalizacija po principu enostavnega evtektika. 27. VPRAŠANJE Dvokomponentne raztopine 27.1. Nariši in razloži potek kristalizacije dveh komponent A in B, ki ne tvorita kristalne raztopine, toda tvorita v določenem odstotnem razmerju kemijsko spojino AnBm. Tališče spojine je kongruentno Tališče spojine je kongruentno. Na sliki 25 vidimo shematski diagram o strjevanju taline dveh komponent A in B, ki tvorita medsebojno kemično spojino, sestavljeno v našem primeru iz n gramskih molekul A in m gramskih molekul B. Tališče spojine An Bm mora biti višje od tališča sosednjih talin, ki se s svojo sestavo približujejo spojini An Bm. 44 Slika 25. Diagram, ki prikazuje odnose v nekem dvokomponentnem sistemu, v katerem tvorita obe komponenti v določenem odstotnem razmerju kemijsko spojino AnBm. Tališče spojine je kongruentno. Potek kristalizacije talin sestave A, B, AnBm (AB), E1, E2, X1, X2, X3 in X4 vidimo na sliki. Diagram v tem primeru razpada na dva dela, odnosno diagrama. Na levem diagramu A, TA, E1, TAB, AnBm sta komponenti A in An Bm, v desnem diagramu AnBm, TAB, E2, B pa sta komponenti An Bm in B. V vsakem od teh dveh diagramov poteka kristalizacija po principu enostavnega evtektika. 27.1.1. Kako poteka kristalizacija talin sestave A, B, AnBm (AB), E1, E2, X1, X2, X3 in X4? Princip izvajanja je naslednji: Talina sestave A kristalizira pri temperaturi TA, talina B pa pri temperaturi TB, ki je višja od temperature TA. Tališče spojine An Bm je v našem primeru nižje od tališča tako komponente A kot komponente B. Diagram je sestavljen iz dveh delov, oziroma diagramov. Na levem diagramu A, TA, E1, TAB, AnBm sta komponenti A in AnBm, v desnem diagramu AnBm, TAB, E2, pa sta komponenti An Bm in B. V vsakem od teh dveh diagramov poteka kristalizacija po principu enostavnega evtektika. Nad krivuljo likvidus TA, E1, TAB, E2, TB je sistem v tekočem stanju - v talini. Med talino in premico solidus pa imamo talino in izločene kristale. Njihova sestava je odvisna od sestave taline. Čista komponenta A kristalizira pri temperaturi TA. Njena kristalizacija se začne in konča pri tej temperaturi. Isto velja za komponento B, le da ima višje tališče. Kristalizacija spojine AnBm pa se začne in konča pri temperaturi TAB. Evtektični talini E1 in E2 kristalizirata pri najnižjih temperaturah in sicer na temperaturi 1100 ºC oziroma 1000 ºC. Talina sestave X1 (90 % B in 10 % A) kristalizira z izločanjem velikih kristalov komponente B, v evtektiku E2 pa se jim pridružijo še majhni kristali komponete B in majhni kristali komponete A. V evtektiku pri temperaturi 1000 ºC se kristalizacija zaključi. Talina sestave X2 (70 % B in 30 % A) kristalizira z izločanjem velikih kristalov spojine AnBm, v 45 evtektiku E2 pa se jim pridružijo še majhni kristali spojine AnBm in majhni kristali komponete B. V evtektiku pri temperaturi 1000 ºC se kristalizacija zaključi. Talina sestave X3 (70 % A in 30 % B) kristalizira z izločanjem velikih kristalov spojine AnBm, v evtektiku E1 pa se jim pridružijo še majhni kristali spojine AnBm in majhni kristali komponete B. V evtektiku pri temperaturi 1100 ºC se kristalizacija zaključi. Talina sestave X4 (90 % A in 30 % B) kristalizira z izločanjem velikih kristalov komponente A, v evtektiku E1 pa se jim pridružijo še majhni kristali komponente A in majhni kristali spojine AnBm. V evtektiku pri temperaturi 1100 ºC se kristalizacija zaključi. 28. VPRAŠANJE Dvokomponentne raztopine 28.1. Nariši in razloži potek kristalizacije dveh komponent A in B, ki ne tvorita kristalne raztopine, toda tvorita v določenem odstotnem razmerju kemijsko spojino AnBm. Tališče spojine je inkongruentno Nekateri minerali nimajo normalnega tališča, v katerem bi prešla vsa mineralna masa v talino, temveč se na neki temperaturi le delno talijo. Tak primer imamo na primer pri rogovači, granatu, epidotu, muskovitu itd. Pri njihovem taljenju prehaja del snovi v talino, drug del pa se izloča kot nov mineral, ki ima višje tališče. Na primer: rogovača ↔ avgit + epidot ↔ avgit + muskovit ↔ levcit + olivin + magnetit anortit + talina talina + talina ali splošno Am Bn ↔ B + talina Vsi ti minerali ne kristalizirajo direktno iz taline. Nastajajo z reakcijo prej izločenih mineralov z ostankom taline. Iz taline, ki ustreza rogovači, kristalizirata npr. najprej olivin, avgit in magnetit, pozneje pa nastane pri reakciji z ostankom taline rogovača. Prejšnji minerali se pri tem resorbirajo. Podoben primer imamo pri epidotu in mnogih drugih mineralih. Za vse te minerale pravimo, da imajo skrito ali inkongruentno tališče. Realne točke taljenja teh mineralov ne moremo doseči, ker jih prej nadomestijo drugi minerali, ki so stabilni pri višji temperaturi. Kristalizacija teh mineralov, ki so redno spojine, poteka torej B + talina ↔ Am Bn 46 Princip izvajanja je naslednji: Slika 26. Potek kristalizacije dveh komponent A in B, ki ne tvorita kristalne raztopine, toda tvorita v določenem odstotnem razmerju kemijsko spojino AnBm. Tališče spojine je inkongruentno. Potek kristalizacije je zelo pester (Slika 26). Spojina ima sestavo Am Bn, katere tališče je TB. To temperaturo dosežemo lahko le s hitrim segrevanjem, ker spojina razpada že pri temperaturi Tz v zmes komponente B in taline L. Kristalizacija talin vseh sestav od B do Am Bn začne z izločanjem komponente B. Pri tem se sestava ostanka taline menja na levo, kar povzroči padanje temperature. Ko je dosežena temperatura in sestava, ki ustrezata točki preobražanja, to je peritektik (P), reagirajo izločeni kristali B z ostankom taline in prehajajo v kristale Am Bn. Ker je bilo v začetnem sestavu manj komponente A, kot jo je potrebno za spojino (začetna sestava zmesi kristalov B in Am Bn), se v točki P strdi vsa talina, ko bo uporabljen ostanek taline za tvorjenje spojine Am Bn. Produkt je zmes kristalov Am Bn in preostalih kristalov B. Sistem, čigar sestava ustreza spojini Am Bn, začne s kristalizacijo kristalov B. V peritektiku ti kristali reagirajo z ostankom taline in nastajajo kristali Am Bn. Ko so resorbirani vsi kristali B, se talina strdi kot zmes kristalov Am Bn. V peritektiku se v tej točki zaključi. Sistem, katerega sestava je med Am Bn in sestavo preobražanja P, začne kristalizacijo z izločanjem kristalov B. V peritektiku se ti kristali resorbirajo in izločajo se kristali Am Bn. Ko so resorbirani vsi kristali B, se kristalizacija nadaljuje z izločanjem kristalov Am Bn do evtektične točke, kjer se pridružijo še kristali A. Sistemi, ki imajo sestavo med peritektikom in A, kristalizirajo kot evtektični sistem s komponentama A in Am Bn. Značilno za vse te sisteme je, da ne najdemo nikdar v končnem produktu skupaj kristalov A in B. Ko je doseženo popolno ravnotežje, morajo biti ali vsi kristali B resorbirani v točki Tp, če teče 47 kristalizacija dalje se kristalizacija zaključi v evtektiku. Tako nastala kamnina pa je sestavljena iz kristalčkov komponente Am Bn in komponente A. V naravi pride včasih do zelo hitrega ohlajanja. Kristali B zaostanejo kot nestabilni ali pa nastane pri resorbiranju kristalov B do plašča spojine Am Bn okrog kristala B, ki ostane v sredini ohranjen. Ti primeri v naravi nastopajo večkrat in so zelo važni za razjasnitev procesov pri nastanku kamnin. 29. VPRAŠANJE Dvokomponentne raztopine 29.1. Nariši in razloži potek kristalizacije dveh komponent A in B pričemer ena ali druga komponenta prehaja monotropno ali enantiotropno v drugo modifikacijo. V naravi večkrat nastopi primer, da ena ali druga komponenta prehaja monotropno ali enantiotropno v drugo modifikacijo (Slika 27). Slika 27. Potek kristalizacije dveh komponent A in B, ki ne tvorita kristalne raztopine, toda tvorita v določenem odstotnem razmerju kemijsko spojino AnBm. Tališče spojine je kongruentno, trda faza pa ima dve modifikaciji. Če se sprememba izvrši pod evtektično točko E, poteka reakcija v trdem stanju. Pri TC nastopi sprememba modifikacije Aα ↔ Aβ , komponenta B pri tem ne reagira niti z Aα niti z Aβ in ne drugo modifikacijo. Prehod se lahko izvrši pred popolno strditvijo taline. V tem primeru pa se kristalizacija ne konča v točki prehoda, to je v pertitektiku, temveč se vedno konča v evtektični točki. Vendar kristalizacija tudi tu ne gre naprej od preobražajne točke P (peritektika), v kateri nastopa prelom v krivulji TB P E, dokler se vsi kristali višjetemperaturne modifikacije Bα ne pretvorijo v nižjetemperaturne modifikacije Bβ. 48 30. VPRAŠANJE Dvokomponentne raztopine 30.1. Razloži potek kristalizacije dvokomponentnih raztopin, ki ne vsebujejo lahkohlapnih komponent: komponenti ne tvorita kristalne raztopine, ampak tvorita v določenem razmerju kemijsko spojino - tališče spojine je inkongruentno. 30.1.1. Nariši tudi, kako se spreminja sestava taline in trde faze (liquid in crystal path) v primeru, ko je sestava prvotne taline: 1. sestava taline je med B in Am Bn, vključno s sestavo Am Bn, 2. sestava taline je med Am Bn in sestavo peritektika, 3. sestava taline je med sestavo peritektika in evtektikom Princip izvajanja je naslednji (Slika 28): 1. sestava taline je med B in Am Bn, vključno s sestavo Am Bn Sistem, čigar sestava je med B in Am Bn, začne s kristalizacijo kristalov B. V peritektiku (točki preobražanja) ti kristali reagirajo z ostankom taline in nastajajo kristali AmBn. Ker je bilo v talini zelo veliko komponente B se niso resorbirali vsi kristali B, se talina strdi kot zmes kristalov AmBn in B. Kristalizacija se v peritektiku zaključi. Ker je vsebovala talina več komponente B, kot jo je potrebno za nastanek minerala AmBn, se talina v peritektiku strdi kot zmes kristalov B in kristalov AmBn. 49 Slika 28. Potek kristalizacije dvokomponentnih raztopin, ki ne vsebujejo lahkohlapnih komponent: komponenti ne tvorita kristalne raztopine, ampak tvorita v določenem razmerju kemijsko spojino - tališče spojine je inkongruentno. Narisane so tudi poti spremembe sestave talin in trdih faz (liquid in crystal path) v primerih, ko je sestava taline med B in Am Bn, vključno s sestavo AmBn, med AmBn in sestavo peritektika in med sestavo peritektika in evtektikom. Sistem, katerega sestava pa je točno sestava spojine AmBn, začne s kristalizacijo kristalov B. V peritektiku (točki preobražanja) ti kristali reagirajo z ostankom taline in nastajajo kristali AmBn. Ko so resorbirani vsi kristali B, se talina strdi kot zmes kristalov Am Bn (Slika 28). 2. sestava taline je med AmBn in sestavo peritektika Sistem, katerega sestava je med AmBn, in sestavo peritektika (P), začne kristalizacijo z izločanjem kristalov B. V peritektiku se ti kristali resorbirajo in izločajo se kristali Am Bn. Ko so resorbirani vsi kristali B, se kristalizacija nadaljuje z izločanjem kristalov AmBn do evtektične točke, kjer se pridružijo še kristali A. 3. sestava taline je med sestavo peritektika in evtektikom Sistemi, ki imajo sestavo med peritektikom in A, kristalizirajo kot evtektični sistem s komponentama A in AmBn. Značilno za vse te sisteme je, da ne najdemo nikdar v končnem produktu skupaj kristalov A in B. Ko je doseženo popolno ravnotežje, morajo biti ali vsi kristali B resorbirani v točki tp, to je v peritektiku. Če pa teče kristalizacija dalje, se kristalizacija zaključi v evtektiku. Tako nastala kamnina pa je sestavljena iz kristalčkov komponente AmBn in komponente A. 50 30.1.2. Nariši tudi kako se spreminja sestava taline in trde faze (liquid in crystal path) v primeru, ko je sestava prvotne taline enaka sestavi kemijske spojine Kristalizacija taline X2 se začne pri temperaturi Tx2 (Slika 29). Kristalizacija začne z izločanjem komponente B. Pri tem se sestava ostanka taline menja na levo, kar povzroči padanje temperature. Ko je dosežena temperatura in sestava, ki ustrezata točki preobražanja, to je peritektiku (P), reagirajo izločeni kristali B z ostankom taline in prehajajo v kristale AmBn. Sistem, katerega sestava je med AmBn in sestavo preobražanja P, začne kristalizacijo z izločanjem kristalov B. V peritektiku se kristali komponente resorbirajo in izločajo se kristali AmBn. Ko so resorbirani vsi kristali B, se talina strdi kot zmes kristalov AmBn. V peritektiku se v tej točki kristalizacija zaključi. Slika 29. Potek kristalizacija dvokomponentnih raztopin, ki ne vsebujejo lahkohlapnih komponent: komponenti ne tvorita kristalne raztopine, ampak tvorita v določenem razmerju kemijsko spojino - tališče spojine je inkongruentno. Narisana je tudi pot spremembe sestave taline in trde faze (liquid in crystal path) v primeru, ko je sestava taline enaka kemijski spojini AmBn. Sestava taline (LIQUID PATH) LP se spreminja od X2 do peritektika (preobražajne točke -P). Pri tej temperaturi se kristalizacija zaključi, dobimo sestavo kemijske spojine AmBn. Sestava trde faze (CRYSTAL PATH) XP: Sistem, katerega sestava je točno sestave AmBn, začne kristalizacijo z izločanjem kristalov B. V peritektiku se ti kristali resorbirajo in izločajo se kristali AmBn. Ko so resorbirani vsi kristali B, se kristalizacija zaključi. Sestava trde faze je 100 % komponente B, nato pa spojina AmBn. Sestava trde faze je B → AmBn . 51 31. VPRAŠANJE Dvokomponentne raztopine 31.1. Nariši in razloži potek kristalizacije dveh komponent A in B, ki ne tvorita kristalne raztopine, toda tvorita v določenem odstotnem razmerju kemijsko spojino AnBm. Tališče spojine je kongruentno: sistem nefelin - SiO2! Fazni diagram nefelin - SiO2 (Slika 30) ponazarja kristalizacijo raztopin, katerih komponenti A in B ne tvorita kristalne raztopine, toda tvorita v določenem odstotnem razmerju kemijsko spojino. Ta spojina je nov mineral albit, ki ima kongruentno tališče. Za diagram lako rečemo, da je sestavljen iz dveh delov, odnosno dveh diagramov. Na desnem diagramu sta komponenti SiO2 in albit, v levem diagramu pa sta komponente albit in nefelin. V vsakem od teh dveh diagramov poteka kristalizacija prav tako, kot smo opisali v prejšnjih primerih, ko komponenti A in B kristalizirata po principu enostavnega evtektika. Slika 30. Fazni diagram nefelin - SiO2. Na diagramu nefelin - SiO2 vidimo, da je albit (NaAlSi3O8) sestavljen iz 45 % SiO2 in 55 % nefelina (NaAlSiO4). Diagram ima dva evtektika. Prvi, nefelin - albit je pri temperaturi 1070 ºC, drugi, albit - SiO2 pa pri temperaturi 1060 ºC. Praktična uporaba: Pri kristalizaciji taline v sistemu nefelin - SiO2 nastanejo pri temperaturi med temperaturo likvidusa in solidusa, to je pri hitri ohladitvi štiri vrste vulkanskih kamnin: • alkalne vulkanske kamnine z vtrošniki nefelina, • alkalne vulkanske kamnine z vtrošniki albita, • subalkalne vulkanske kamnine z vtrošniki albita, 52 • subalkalne vulkanske kamnine z vtrošniki tridimita (SiO2). "Magmatske kamnine", ki bodo nastale kot produkt kristalizacije taline podsistema nefelin albit bodo alkalne in nenasičene s kremenico. "Magmatske kamnine", nastale kot produkt kristalizacije taline podsistema albit- SiO2 pa bodo subalkalne in nasičene s kremenico. 31.2. Kako poteka kristalizacija taline sestave X2 ? Kristalizacija taline sestave X2 poteka: Ab → v evtektiku E2 → Ab + Ne Najprej kristalizira Ab. Sestava taline se bogati z nefelinom, ker se porablja albitska komponenta. V evtektiku kristalizirata sočasno albit in nefelin v evtektičnem razmerju. Kristalizacija se zaključi pri temperaturi evtektika, to je pri temperaturi 1070 ºC. Kristalizacija sestave X2 ponazarja kristalizacijo alkalnih magm za katere je značilno da, so z nadaljno kristalizacijo vedno bolj revne z SiO2. 31.2.1. Kaj je značilnost alkalnih oziroma subalkalnih magm? Značilnost alkalnih magm je, da so z nadaljno kristalizacijo vedno bolj revne z SiO2. 31.3. Kako poteka kristalizacija sestave X1 ? Kristalizacija taline sestave X1 poteka: Ab → v evtektiku E1 → Ab + Tr Najprej kristalizira Ab. Sestava taline se bogati z kremenico, ker se porablja albitska komponenta. V evtektiku kristalizirata sočasno albit in Tr v evtektičnem razmerju. Kristalizacija se zaključi pri temperaturi evtektika, to je pri temperaturi 1060 ºC. Kristalizacija sestave X1 ponazarja kristalizacijo subalkalnih magm, za katere je značilno, da z nadaljnjo kristalizacijo istega minerala postajajo vedno bogatejše z SiO2. 31.3.1. Kaj je značilnost alkalnih oziroma subalkalnih magm? Značilnost subalkalnih magm je, da z nadaljno kristalizacijo postajajo vedno bogatejše z SiO2. 31.4. Zakaj dvokomponentni sistem nefelin - SiO2 predstavlja tudi osnovo za Streckeisenovo klasifikacijo? Fazni diagram nefelin - SiO2 predstavlja tudi osnovo za Streckeisenovo klasifikacijo: kamnine, ki vsebujejo foide - to je glinenčeve nadomestke, v tej klasifikaciji nikoli ne nastopajo skupaj s kamninami s prostim kremenom. 53 32. VPRAŠANJE Dvokomponentne raztopine 32.1. Nariši in razloži potek kristalizacije dveh komponent A in B, ki ne tvorita kristalne raztopine, toda tvorita v določenem odstotnem razmerju kemijsko spojino AnBm. Tališče spojine je inkongruentno: sistem levcit - SiO2! 32.1.1. Kako poteka kristalizacija taline, katere sestava je med sestavo: 1) levcita in ortoklaza, 2) sestavo ortoklaza oziroma, 3) sestavo ortoklaza in peritektikom oziroma če ima talina sestavo med sestavo peritektika in evtektikom (skica in razlaga)? Slika 31. Fazni diagram levcit - SiO2. Nekateri minerali nimajo normalnega tališča, v katerem bi prešla vsa mineralna masa v talino, temveč se na neki temperaturi le delno talijo. Tak primer imamo na primer pri levcitu, ki lahko z reakcijo z ostankom taline preide v ortoklaz. V kolikor v talini ni dovolj kremenice, nastane namesto ortoklaza levcit. Princip izvajanja je naslednji: 1. sestava taline je med levcitom in med sestavo ortoklaza (X1) Potek kristalizacije vidimo na sliki 31. Talina ima sestavo X1, katere tališče je T1. Kristalizacija se začne z izločanjem levcita. Pri tem se sestava ostanka taline menja na desno, kar povzroči padanje temperature. Ko je dosežena temperatura in sestava, ki ustrezata točki preobražanja, to je peritektiku (P), reagirajo izločeni kristali levcita z ostankom taline in prehajajo v kristale ortoklaza. Ker je bilo v začetni sestavi več levcitove komponente in zelo malo kremenice, kot jo je potrebno za 54 nastanek vsega ortoklaza, se v peritektiku strdi vsa talina. Produkt je zmes preostalih kristalov levcita in kristalov ortoklaza. 2. sestava taline je sestava ortoklaza (X2) Sistem, čigar sestava ustreza ortoklazu, začne s kristalizacijo kristalov levcita. V peritektiku ti kristali reagirajo z ostankom taline in nastajajo kristali ortoklaza. Ko so resorbirani vsi kristali levcita, se talina strdi kot zmes kristalov ortoklaza. Tudi v tem primeru se kristalikacija v peritektiku zaključi. 3. sestava taline je med sestavo ortoklaza in peritektikom (X3) Sistem, čigar sestava je med sestavo ortoklaza in peritektikom, začne s kristalizacijo kristalov levcita. V peritektiku ti kristali reagirajo z ostankom taline in nastajajo kristali ortoklaza. Ko so resorbirani vsi kristali levcita, se kristalizacija nadaljuje z izločanjem kristalov ortoklaza do evtektične točke, kjer se pridružijo ortoklazu še kristali tridimita. 4. sestava taline je med sestavo peritektika in evtektikom (X4) Sistem, čigar sestava je med peritektikom in evtektikom, začne s kristalizirajo kot evtektični sistem s komponentama ortoklaz in kremenica - SiO2. Najprej se izločajo veliki kristali ortoklaza, tako imenovani - vtrošniki, v evtektiku pa drobni kristalčki ortoklaza in tridimita. Za ta sistem je značilno, da ne najdemo nikdar v končnem produktu skupaj kristalov tridimita in levcita. Ko je doseženo popolno ravnotežje, morajo biti vsi kristali levcita resorbirani v peritektiku. Če pa teče kristalizacija dalje, se kristalizacija zaključi v evtektiku. Tako nastala kamnina pa je sestavljena iz kristalov ortoklaza in tridimita. 33. VPRAŠANJE Dvokomponentni sistemi: 33.1. Nariši in razloži potek kristalizacije dveh komponent, ki tvorita trdo kristalno raztopino v vseh razmerjih (prvi tip kristalizacije po Roozeboomu)! Princip izvajanja je naslednji: Zasledujmo pot kristalizacije po prvem tipu Roozebooma (Slika 3232). Na sliki ustreza zgornja krivulja temperaturam popolnega taljenja vseh izomorfnih trdih raztopin in začetku njihove kristalizacije (liquidus), spodnja krivulja (solidus), pa ustreza temperaturam njihove popolne strditve. Presečišča obeh krivulj z daljico, vzporedno abscisi, kažejo sestavo tekočih in trdih faz trdih raztopin, ki so pri dani temperaturi v ravnotežju. Začnimo z izhodiščem taline v točki X, katere temperaturo nam kaže točka TX, pri kateri se začnejo izločati kristali sestave b1. Sestavo trde faze, ki ustreza sestavi tekoče faze dobimo, če potegnemo iz točke TX vzporednico abscisi do presečišča s krivuljo solidusa; ordinata tega presečišča nam pokaže nato sestavo b2. Iz taline sestave X kristalizirajo torej v tem primeru kristali sestave b2. Sestava preostale taline in hkrati temperatura kristalizacije se menjata pri padanju temperature vzdolž krivulje liquidus od TX do e1, sestava kristalov pa vzdolž krivulje solidus od b1 do f. Kristalizacija je popolnoma končana, ko doseže ostanek taline sestavo e1, torej takrat, ko se izločajo in nastajajo kristali sestave X kot jo je imela prvotna talina. Temperature kristalizacije posameznih 55 trdih raztopin leže med temperaturo kristalizacije ene in druge čiste komponente, pravimo, da sistem kristalizira kontinuirano. Slika 32. Izvajanje prvega tipa faznih diagramov stanja dvojnega sistema s trdimi raztopinami. Pri kristalizaciji se prej izločeni kristali stalno menjajo zaradi reakcije z ostankom taline in uravnavajo svojo sestavo tako, da ustreza, odnosno, da je v ravnotežju s preostankom taline. V kolikor se je ohlajanje vršilo prehitro in se sestava prej izločenih kristalov ni mogla spreminjati dovolj hitro, nastajajo pasasti ali conarni kristali. Pri kristalizaciji komponente A se pri tem talina močno obogati s komponento B in zadnji zunanji pasovi kristala imajo toliko več komponente B, kolikor več komponente A je v jedru tega kristala. Če pogledamo diagram, vidimo takoj, da imajo kristali, ki se prvi izločajo, v svoji sestavi več težje taljive komponente, torej se v pasastih kristalih prvega Roozeboomovega tipa nahaja največ težko taljive komponente v središču, najmanj pa na zunanjih delih. Primere pasastih kristalov bomo opazili pogosto med plagioklazi, ki predstavljajo trde raztopine albita in anortita v najrazličnejših razmerjih. 33.2. Kateri minerali kristalizirajo po tem tipu? Po prvem tipu Roozebooma lahko kristalizirajo plagioklazi (plagioklazi so trda raztopina albita in anortita) in olivini (olivini so trda raztopina železovega olivina, ki ga imenujemo fajalit - Fe2SiO in magnezijevega olivina - forsterita). 33.3. Kdaj nastanejo pasasti kristali? Kristali, ki so se izločili prvi, se včasih ne prilagodijo ostanku taline v celoti, temveč le njihovi zunanji deli (vsled hitrega ohlajanja, nastajanja zaščitne lupine okrog jedra itd.). V teh primerih postajajo zunanji deli bogatejši z eno komponento. Nastajajo pasasti kristali. V teh primerih se kristaljenje nadaljuje še naprej, mimo začetne sestave, dokler se ne porabi vsa talina. Kdaj bo porabljena vsa talina, je odvisno od stopnje prilagajanja kristalov preostali talini. 56 34. VPRAŠANJE Dvokomponentni sistemi: 34.1. Kristaljenje talin, katerih komponente tvorijo trdo kristalno raztopino v vseh razmerjih, nastopa pa pregrada pri nižjih temperaturah. Ta primer lahko nastopa v nekaterih tipih kristalizacije po Roozeboomu. Pri kristalizaciji kristalnih raztopin lahko pri nižjih temperaturah že po popolni strditvi trdne raztopine pade sposobnost izomorfne raztopnosti med trdimi komponentami. Zaradi omejene možnosti raztopnosti se namreč po ohladitvi kristalov na nižjo temperaturo (temperatura Ti za kristale sestave X v primeru komponenta A) izloči. Izločanje se vrši tako, da se sestava kristala mešanca pri padanju temperature spreminja vzdolž krivulje, ki omejuje pregrado - v našem primeru krivulja solvus. V kolikor sta bili obe komponenti prisotni v približno enakih količinah, nastopi razpadanje prej homogenega kristala v dve fazi. Pregrada omejuje območje, kjer na nastopa kristalna raztopina. Slika 33. Diagram stanja v dvokomponentnem sistemu z neomejenim izomofnim mešanjem in pregrado (področjem nemešanja pri nižjih temperaturah) Princip izvajanja je naslednji: Potek kristalizacije lahko vidimo na sliki 33. Talina sestave X1 začne kristaliti, ko temperatura pade na T1, in sicer z izločanjem kristalov A, ki jim je izomorfno primešano 2 % delov komponente B. Pri kristalizaciji se preostala talina vedno bolj bogati s komponento B in se njena sestava pomika proti desni. S spreminjanjem sestave pada postopno tudi temperatura kristalizacije (v skladu s krivuljo liquidus). Prej izločeni kristali stalno menjajo sestavo zaradi reakcije z ostankom taline in jo uravnavajo tako, da ustreza sestavi, ki je v ravnotežju s preostankom taline. Kristalizacija je popolnoma končana, ko bo imela prvotna talina sestavo X1. Sestava taline in hkrati temperatura 57 kristalizacije se menjata pri padanju temperature vzdolž krivulje liquidus od točke 1 do točke 2, sestava kristalov pa vzdolž krivulje solidus od točke 3 do točke 4. Pri temperaturi T2 se kristalizacija zaključi. Med temperaturo T2 in Ti je izomorfno mešanje komponente A in B popolno. Po ohladitvi kristalov na nižjo temperaturo, to je na temperaturo Ti (točka 5) pa se je začel izločati višek komponente B skladno s potekom krivulje pregrade (krivulja solvus). Pri temperaturi T3 se je iz komponente A izločil višek nad 10 % komponente B. Produkt je trda kristalna raztopina, ki vsebuje 90 % komponente A in 10 % komponente B kot izločnine. Izločanje se vrši, posebno na mestih manjše gostote kristalne mreže (vzdolž razkolnih razpok, okrog napak v kristalni mreži itd.) ali po obodu kristalnih zrn. 35. VPRAŠANJE Dvokomponentni sistemi 35.1. Kaj veš o ravnotežni in frakcionirani kristalizaciji? 35.1.1. Ravnotežna kristalizacija (equilibrium crystallization). Ohlajanje magme je dovolj počasno, da se vzpostavi kemično ravnotežje med izločenimi kristali in talino. Prej izločeni kristali zaradi reakcije z ostankom taline stalno menjavajo svojo sestavo, tako da je le-ta vseskozi v ravnotežju s preostalo talino. To velja za idealne pogoje. Kristalizacija pri ravnotežnih pogojih bi imela za posledico nastanek kemično homogenih magmatskih teles. Teh pa v naravi ne najdemo. 35.1.2. Frakcionirana kristalizacija (fractional crystallization). Kristali se neprestano odstranjujo iz taline (naprimer zaradi gravitacije) tako, da je kemično ravnotežje le med zadnje izločenimi kristali in talino. Tak način kristalizacije je v naravi najbolj pogost. Frakcionirana kristalizacija je zelo pogost pojav pri kristalizaciji magme in je lahko posledica: - gravitacijske kristalizacijske diferenciacije, - conarne rasti kristalov (prehitro ohlajanje), - migracije taline stran od kristalizacijske fronte, - iztiskavanje preostale taline (filter pressing), - diferenciacija pri migraciji delno kristalizirane taline. Primer frakcionirane kristalizacije: sistem levcit - SiO2. Oglejmo si primer poteka frakcionirane kristalizacije dveh komponent A in B, ki ne tvorita kristalne raztopine, toda tvorita v določenem odstotnem razmerju kemijsko spojino AnBm. Tališče spojine je inkongruentno: sistem levcit - SiO2. 58 Slika 34. Potek frakcionirane kristalizacije dveh komponent A in B, ki ne tvorita kristalne raztopine, toda tvorita v določenem odstotnem razmerju kemijsko spojino AnBm. Tališče spojine je inkongruentno: sistem levcit - SiO2. Princip izvajanja je naslednji: Sestava taline je med levcitom in med sestavo ortoklaza (X): Potek frakcionirane kristalizacije vidimo na sliki 34. Talina ima sestavo X1 katere tališče je TX. Kristalizacija se začne z izločanjem levcita, ki pa se iz sistema sprotno odstranjuje zaradi gravitacije. Pri tem se sestava ostanka taline menja na desno, kar povzroči padanje temperature. Ko je dosežena temperatura in sestava, ki ustrezata točki preobražanja, to je peritektika (P), imamo le talino. Ta talina kristalizira kot ortoklaz. Kristalizacija se v tem primeru ne zaključi, ker se tudi kristali ortoklaza odstranjujejo iz taline. V evtektiku imamo še vedno talino, ki skristalizira kot evtektična zmes ortoklaza in tridimita (SiO2). Sestava taline (LIQUID PATH) LP se spreminja od X1 preko peritektika do evtektika: X1 → P → E. Sestava trde faze (CRYSTAL PATH) XP pa je levcit → preskok → ortoklaz → preskok → ortoklaz + tridimit (SiO2). Kristalizacija trde faze ima dva preskoka (rock hops) in sicer pri temperaturi peritektika in eutetektika. 59 36. VPRAŠANJE Dvokomponentni sistemi 36.1. Frakcionirano taljenje 36.1.1. Kaj veš o frakcioniranem taljenju? Pri frakcioniranem taljenju se talina neprestano odstranjuje, tako je samo njen zadnji del v kemičnem ravnotežju z izvorno kamnino. Slika 35. Potek frakcioniranega taljenja dveh komponent A in B, ki ne tvorita kristalne raztopine, toda tvorita v določenem odstotnem razmerju kemijsko spojino AnBm. Tališče spojine je inkongruentno: sistem levcit - SiO2. Primer frakcioniranega taljenja: sistem levcit - SiO2. Oglejmo si primer potek frakcioniranega taljenja dveh komponent A in B, ki ne tvorita kristalne raztopine, toda tvorita v določenem odstotnem razmerju kemijsko spojino AnBm. Tališče spojine je inkongruentno: sistem levcit - SiO2. Princip izvajanja je naslednji: Sestava kamnine je med levcitom in med sestavo ortoklaza (X): Potek frakcioniranega taljenja vidimo na sliki 35. Kamnina ima sestavo X, katere tališče je temperatura peritektika Tp. V peritektiku gre za inkongruentno taljenje, pri katerem se talijo kristali mešanci AnBm (ortoklaz) in nastajajo kristali komponente A (levcit) in talina. Ko so kristali ortoklaza povsem staljeni, ostane kot restit čista komponenta A (levcit). Ker se talina odstranjuje, imamo samo kristale levcita in nič taline. Kristali levcita pa se začnejo taliti pri temperaturi TA. Zaradi tega imamo, tem primeru temperaturni skok (P - TA) med temperaturo peritektika in temperaturo taljenja levcita. 60 Značilnost frakcioniranega taljenja je, da imamo temperaturni skok med temperaturo peritektika in temperaturo taljenja levcita. Sestava taline (LIQUID PATH) LP je P → temperaturni skok (melt hop) → levcit. Sestava trde faze (CRYSTAL PATH) XP pa je: levcit + ortoklaz → levcit. 61 37. VPRAŠANJE Dvokomponentni sistemi 37.1. Subsolidus reakcije Subsolidus reakcije so primarno vezane za metamorfne procese, manj pa za magmatizem. Na sliki 36 vidimo hipotetični dvokomponentni sistem z različno stopnjo trde raztopine, od mehanske zmesi dveh komponent A in B (a), do kompletne trde raztopine med solidusom in solvusom (f). Veliko mineralov magmatskih kamnin kažejo značilnosti med obema ekstrema, naprimer pirokseni, plagioklazi, alkalni glinenci in Fe-Ti oksidi. Slika 36. Hipotetični dvokomponentni sistemi z različno stopnjo tvorjenja kristalne raztopine (a - mehanska zmes komponente A in B, b zelo omejena kristalna raztopina, c - d - e področje izomorfnega mešanja je vse večje, f - solidus in solvus se več ne dotikata; imamo neomejeno mešanje nad temperaturo 1200ºC. 62 Razlika med sistemom, ki tvori trdo kristalno raztopino v vseh razmerjih in sistemom, ki ne tvori trde kristalne raztopine v vseh razmerjih, ampak mehansko zmes dveh komponent A in B je, da kristalna raztopina v vseh razmerjih nastopa v določenem temperaturnem območju, ki se razteza od ene čiste faze do druge čiste faze (naprimer: plagioklazi - so trda kristalna raztopina albita in anortita), mehanska zmes dveh komponent pa je sestavljena iz čistih komponent A in B. Mehanska zmes kristalizira po principu enostavnega evtektika, medtem ko trda kristalna raztopina kristalizira po prvem tipu Roozebooma. Krivulja solvus je meja pregrade. Področje pregrade je prepovedano področje "forbidden zone" v tem področju ni možna nikakršna sestava. 38. VPRAŠANJE Trokomponentne raztopine Raziskava trokomponentnih raztopin je bolj komplicirana od raziskave dvokomponentnih. Za prikazovanje sestave uporabljamo trikotni baricentrični Gibbsonov diagram, ki mu pravimo tudi trikotnik koncentracije ali trikotnik sestave. Temperature kristaljenja nanašamo navpično na ploskev trikotnika, tako da dobimo sliko vsega sistema v aksonometrični projekciji. Temperaturne krivulje projiciramo pogosto na površino trikotnika koncentracije. Vse tri komponente lahko tvorijo raztopine le v tekočem stanju in kristalijo vsaka posebej (Slika 37), ali pa tvorijo po dve ali pa vse tri skupaj evtektične zmesi, kristalne raztopine v poljubnih ali pa omejenih razmerjih. Pri kristalizaciji lahko nastopi premena ene modifikacije v drugo in nastajajo kemijske spojine med dvema ali vsemi komponentami, pri čemer je tališče jasno izraženo ali pa je inkongruentno. Slika 37. Model trokomponentnega sistema, v katerem vse tri komponente kristalizirajo po evtektičnem tipu. 63 Komponente kristalizirajo vsaka posebej. 38.1. Razloži in nariši potek kristalizacije in taljenja v trokomponentnem sistemu A, B, C. Komponente kristalizirajo vsaka posebej! Princip izvajanja je naslednji: Potek kristaljenja v tem sistemu je zelo preprost (Slika 38). Za raztopino sestave X začne kristaljenje na temperaturi TX. Tu se prične izločati komponenta A. Preostanek taline se zato bogati s komponentama B in C in siromaši s komponento A. Pri tem se medsebojno razmerje komponent B in C ne spreminja, sestava preostanka taline se menja torej v smeri 1 - 2, v kateri so razmerja vsebine komponent B in C za vsako točko enaka. V točki 2 začne poleg komponente A kristaliti še komponenta B. Kristaljenje poteka nato vzdolž krivulje EABC - EAB in sicer od točke 2 do skupnega evtektika EABC (točka 3), pri čemer kristalita hkrati komponenti A in B. Končno se v točki EABC komponentama A in B pridruži še komponenta C in pri tej sestavi in na tej temperaturi se talina popolnoma strdi. Slika 38. Trokomponentni sistem, v katerem vse tri komponente kristalizirajo po evtektičnem tipu. Analogno poteka kristaljenje tudi za vsako drugo začetno sestavo. V tem sistemu imamo torej tri dvokomponente sisteme (stranice trikotnika) z evtektičnimi točkami (EAC, EBC in EAB), tri krivulje delnih evtektikov (EAC – EABC je krivulja evtektičnega kristaljenja komponent A in C; EAB – EABC krivulja evtektičnega kristaljenja komponent A in B; in EBC – EABC je krivulja kristaljenja komponent B in C). Vse tri krivulje se zlivajo v trojni evtektikum EABC. Vrstni red kristaljenja v prikazanem primeru je bil A → A + B → A + B + C, ali najprej kristali ena komponenta, nato se ji pridruži druga, končno pa v trojnem evtektiku kristalijo hkrati vse tri komponente. 38.2. Kako v takem sistemu določimo sestavo taline? Pri trokomponentnih sistemih nanašamo koncentracije posameznih komponent v trikotnik (torej v ravnino), temperaturo pa nanašamo navpično na ravnino trikotnika. Za prikazovanje odnosov v trokomponentnem sistemu potrebujemo torej prostorski model ali pa se poslužujemo nanašanja 64 izoterm na trikotnik. Tako dobimo nekakšno kotirano projekcijo, le da na mesto višin nanašamo temperature, odnosno na mesto izohips izoterme. Slika 39. Prikaz sestave v trokomponentnem sistemu. (Točki 1 ustreza sestava %A=1P=32%, %B=1O=32%, %C=1Q=36%; Točki 2 pa ustreza sestava %A=2T=22%, %B=2R=62%, %C=2S=16%). Praktično je najbolje uporabljati enakostraničen trikotnik (Slika 39). Grafičnemu prikazu sestavov pravimo v tem primeru baricentričen Gibbsonov diagram ali trikotnik koncentracije. Vsak vrh trikotnika ustreza 100 % ene komponente, stranice trikotnika ustrezajo dvokomponentnim sistemom, vsaka točka v trikotniku ustreza zmesi vseh treh komponent. Sestavo, ki ustreza neki točki l dobimo tako, da iz nje potegnemo navpičnico na vse tri stranice trikotnika. Vsota teh navpičnic znaša 100 %. 39. VPRAŠANJE Trokomponentne raztopine Komponente kristalizirajo vsaka posebej. 39.1. Razloži in nariši potek kristalizacije in taljenja v trokomponentnem sistemu A, B, C. Komponente kristalizirajo vsaka posebej! Princip izvajanja je naslednji: Potek kristaljenja v tem sistemu je zelo preprost (Slika 40). Za raztopino sestave X (A -20 %, B 65 %, C - 15 %) začne kristaljenje na temperaturi TX. Tu se prične izločati komponenta B. Preostanek taline se zato bogati s komponentama A in C in siromaši s komponento B. Pri tem se medsebojno razmerje komponent A in C ne spreminja, sestava preostanka taline se menja v smeri 1 65 - 2, v kateri so razmerja vsebine komponent A in C za vsako točko enaka. V točki 2 začne poleg komponente B kristaliti še komponenta A. Kristaljenje poteka nato vzdolž krivulje Eabc - Eab in sicer od točke 2 do skupnega evtektika Eabc, pri čemer kristalita hkrati komponenti B in A. Končno se v točki EABC (točka 3) komponentama B in A pridruži še komponenta C in pri tej sestavi in na tej temperaturi se talina popolnoma strdi. 39.1.1. Nariši, kako se spreminja sestava taline in trde faze! Sestava taline se spreminja od 1 → 2 → 3 (EABC). Najprej imamo talino, ki je v ravnotežju z kristali komponente B, nato talino, ki je v ravnotežju s kristali komponent B in A in končno še talina, ki je v evtektiku v ravnotežju s kristali vseh treh komponent A+B+C. Sprememba sestave trde faze: B → B + A → B + A + C. Najprej se iz taline izloča komponenta B, nato ko je dosežena delna evtektične krivulja EAB - EABC se v točki 2 začne sočasna kristalizacija komponent B in A (B+A). Sedaj se potek kristalizacije usmeri v glavni evtektik EABC, v katerem kristalizirajo vse tri komponente (A + B + C) v evtektičnem razmerju. V glavnem evtektiku (EABC) se kristalizacija zaključi. Po kristalizaciji je sestava trde faze enaka kot sestava prvotne taline - X (A -20 %, B - 65 %, C - 15 %). Slika 40. Trokomponentni sistem, v katerem vse tri komponente kristalizirajo po evtektičnem tipu. 66 40. VPRAŠANJE Trokomponentne raztopine Ena od komponent je polimorfna. 40.1. Razloži in nariši potek kristalizacije in taljenja v trokomponentnem sistemu A, B, C, če je ena od komponent polimorfna! Komponenta A je polimorfna in prehaja pri temperaturi Tp, ki ji ustreza izohipsa premene P (Slika 41) v drugo modifikacijo, torej prehaja modifikacija β v modifikacijo α. Na sliki vidimo, da je izoterma premene P višja od evtektika EAC in EAC, nižja pa od EAB. Pri kristaljenju taline sestave 1 vidimo izločanje komponente A v modifikaciji β, po prehodu preko izoterme P (točka 2) pa izločanje v modifikaciji α, pri čemer se β deloma topi in deloma prekristali v α. Od točke 3 se modifikaciji α komponente A pridružijo še kristali komponente C. Po končni strditvi lahko najdemo čiste kristale komponente A v obliki modifikacije α, deloma lahko v paramorfozah α po β, deloma resorbiranih, dalje evtektično zmes α + C in kot zadnji produkt kristaljenja α + B + C. Slika 41. Trokomponentni sistem, v katerem je ena od komponent polimorfna. 67 41. Naštej najpomembnejše kamninotvorne minerale (tabela 4)! Po Clarku in Washingtonu (1922) in Barthu (1952) so magmatske kamnine v glavnem sestavljene le iz mineralov, ki jih vidimo v tabeli 4. Iz tabele 4 je razvidno, da so s 60 odstotki najbolj pogosti med minerali večine magmatskih kamnin glinenci, nato sledijo s po 12 odstotki kremen in pirokseni, medtem ko imajo vsi ostali minerali običajno mnogo manjši pomen. 41.1. Kaj so femični oziroma salični minerali? Minerale magmatskih kamnin delimo po njihovem osnovnem kemizmu v dve skupini: a) Salični ali svetli minerali so sestavljeni v glavnem iz silicija, aluminija in alkalij (sem spadajo minerali kremenice, glinenci, glinenčevi nadomestniki, muskovit). b) Femični ali obarvani minerali so magnezijevi in železovi silikati (sem spadajo olivin, pirokseni, amfiboli in biotit). Tabela 4. Povprečna mineralna sestava magmatskih kamnin po Clarku in Washingtonu (1922) (A) in Barthu (1952) (B). MINERAL kremen alkalni glinenci (Or, Ab) Povprečna vsebnost % (A) Povprečna vsebnost % (B) 12.0 12.4 59.5 (glinenci) 31.0 plagioklazi 29.2 nefelin 0.3 olivin pirokseni 7.9 (olivin in ostali) 2.6 16.8 12.0 amfiboli (rogovača) biotit 1.7 3.8 (sljude) 3.8 muskovit 1.4 neprozorni - rudni minerali 4.1 apatit 0.6 sfen 0.3 kalcit 0.6 vključki Skupaj 100.0 % 100.0 % To sledi tudi iz tabele 5, kjer je podana približna mineralna sestava značilnih globočnin iz posameznih skupin. 68 Tabela 5. mineralna sestava značilnih globočnin (s spremembami po Larsenu). 42. mineral granit sienit granodio-rit diorit gabro dunit kremen 25 - 21 2 - - ortoklaz mikropertit 40 72 15 3 - - oligoklaz 26 12 - - - - andezin - - 46 64 - - labradorit - - - - 65 - biotit 5 3 3 5 1 - amfiboli 1 7 13 12 3 - rombični pirokseni - - - 3 6 2 monoklinski pirokseni - 4 - 8 14 - olivin - - - 7 - 95 magnetit 2 2 1 2 2 3 ilmenit 1 1 - - 2 - apatit sled sled sled sled - - sfen sled sled 1 sled - - VPRAŠANJE Mineralna sestava magmatskih kamnin. 42.1. Kako delimo minerale magmatskih kamnin glede na njihovo zastopanost v posameznih kamninah? Minerale magmatskih kamnin delimo glede na njihovo zastopanost v posameznih kamninah na bistvene ali glavne kamninotvorne minerale, značilne in akcesorne minerale, ter slučajne ali primesne minerale. 1. Bistveni ali glavni, osnovni minerali So tisti minerali, ki so v kamnini najpogostejši. Običajno jim pripada več kot 10 % celotne količine in določajo pripadnost kamnine dani skupini, oziroma določajo vrsto kamnine. Pri odsotnosti le enega od njih kamnina ne pripada več k tej skupini. Tako so naprimer kremen in alkalni glinenci bistveni minerali v kamninah granitske skupine, pirokseni, amfiboli in olivin pa v kamninah peridotiske skupine. Za granit so torej bistveni minerali kremen in alkalni glinenci, za dunit, monomineralno kamnino, ki spada v peridotitsko skupino, pa je bistven mineral olivin. 2. Značilni minerali so v primerjavi z bistvenimi minerali v kamnini podrejeni in vplivajo na njeno ime. Običajno jih je pod 10 %, lahko pa jih je tudi več in določajo skupaj z bistvenimi minerali petrografski tip določene skupine. Če naprimer v dunitu, za katerega je bistven mineral olivin, nastopa v manjši količini tudi enstatit, kamnino imenujemo enstatitov dunit. Če nastopa značilni mineral v večji količini, se kamnini pogosto po njem doda pridevnik, naprimer: olivinov, kremenov, biotitov. 3. Akcesorni minerali so prisotni v kamnini v količini okrog 1 % ali manj, vendar ne vplivajo na njeno ime (apatit, cirkon). 4. Primesni minerali ali slučajne primesi, kot naprimer ortit ali topaz v nekaterih granitih. 69 Z ozirom na genetsko vlogo delimo kamninotvorne minerale magmatskih kamnin na: a) primarne magmatske minerale, nastale neposredno pri kristalizaciji magme in b) sekundarne minerale, ki so nastali pri kasnejših spremembah. A. Primarni ali prvotni magmatski minerali, oziroma minerali glavne faze kristalizacije kamnine so glavni kamninotvorni minerali, ki so nastali neposredno s kristalizacijo magmatske taline. B. Sekundarni minerali so minerali, ki so nastali pri kasnejših procesih iz primarnih magmatskih mineralov. Pri pnevmatolitskih procesih so nastali, pod vplivom preostalih raztopin ali lahkohlapnih komponent na minerale v že strjeni kamnini, pnevmatolitski in reakcijski minerali. Večinoma so nastali metasomatsko, torej na mestu prvotnih mineralov, včasih v prostih votlinah, npr.: minerali druz. Sem spada serpentin v nekaterih dunitih, klorit v diabazih, minerali skupine zoisita in epidota, včasih skapolit v gabru itd. Sekundarni minerali lahko nastanejo tudi pod vplivom različnih drugih dejavnikov, ki delujejo na kamnino po njenem nastanku (metamorfoza, preperevanje). Minerale, ki sestavljajo magmatske kamnine, lahko dalje delimo v one, ki so nastali neposredno s kristaljenjem magmatske taline, torej tako imenovane prvotne ali primarne minerale in v one, ki nastajajo s spreminjanjem primarnih mineralov pri delovanju toplih raztopin, plinov itd. To so drugotni ali sekundarni minerali. 42.2. Kako delimo kamninotvorne minerale po njihovem osnovnem kemizmu? Vse minerale delimo po njihovem osnovnem kemizmu v dve skupini: a) Salični ali svetli minerali so sestavljeni v glavnem iz silicija, aluminija in alkalij (sem spadajo minerali kremenice, glinenci, glinenčevi nadomestniki, muskovit). b) Femični ali obarvani minerali so magnezijevi in železovi silikati (sem spadajo olivin, pirokseni, amfiboli in biotit). 43. VPRAŠANJE Mineralna sestava magmatskih kamnin. 43.1. Naštej najpomembnejše kamninotvorne minerale po Clarku in Washingtonu (1922) (A) (Tabela. 6)! Od velikega števila znanih mineralov jih nastopa v sestavi kamnin relativno malo. Na osnovi statističnega študija 700 kamnin so po Clarku magmatske kamnine sestavljene le iz mineralov kot vidimo v tabeli 6. 70 Tabela 6. Povprečna mineralna sestava magmatskih kamnin po Clarku in Washingtonu (1922) (A) in Barthu (1952) (B). MINERAL kremen alkalni glinenci (Or, Ab) Povprečna vsebnost % (A) Povprečna vsebnost % (B) 12.0 12.4 59.5 (glinenci) 31.0 plagioklazi 29.2 nefelin 0.3 olivin 7.9 (olivin in ostali) 2.6 16.8 12.0 pirokseni amfiboli (rogovača) biotit 1.7 3.8 (sljude) 3.8 muskovit 1.4 neprozorni - rudni minerali 4.1 apatit 0.6 sfen 0.3 kalcit 0.6 vključki Skupaj 100.0 % 100.0 % Minerale, ki sestavljajo magmatske kamnine, lahko dalje delimo v one, ki so nastali neposredno s kristaljenjem magmatske taline, torej tako imenovane prvotne ali primarne minerale in v one, ki nastajajo s spreminjanjem primarnih mineralov pri delovanju toplih raztopin, plinov itd. To so drugotni ali sekundarni minerali. 43.2. Kaj so femični oziroma salični minerali? Vse minerale delimo v dve skupini po njihovem osnovnem kemizmu: a) Salični ali svetli minerali so sestavljeni v glavnem iz silicija, aluminija in alkalij (sem spadajo minerali kremenice, glinenci, glinenčevi nadomestki, muskovit). b) Femični ali obarvani minerali so magnezijevi in železovi silikati (sem spadajo olivin, pirokseni, amfiboli in biotit). 71 43.3. Kaj so glinenci, kako jih delimo? Glinenci so minerali, ki sestavljajo preko 50 % vseh magmatskih kamnin. Po obliki in fizikalnih lastnostih so si izredno sorodni, vendar pa jih delimo v dve skupini: v alkalne in kalcijeve natrijeve glinence. Med alkalne glinence, ki so monoklinski ali skoraj monoklinski, spadajo kalijevi in natrijevi glinenci. Med kalcijevo natrijeve glinence, ki so triklinski, spadajo plagioklazi. V strukturnem pogledu uvrščamo glinence med tektosilikate. Njihova struktura je neskončna trodimenzionalna mreža, zgrajena iz tetraedrov (SiO4)4- in (AlO4)5-, ki so med seboj povezani v vseh smereh. Po kemični sestavi so glinenci alumosilikati K, Na, in Ca, pri čemer so običajno sestavljeni iz vseh treh, oziroma vsaj iz dveh osnovnih komponent: natrijeve (albitske – NaAlSi3O8), kalijeve (ortoklazove – KAlSi3O8) in kalcijeve (anortitske – CaAl2Si2O8). Njihovo kemično sestavo lahko ponazorimo s trokomponentnim diagramom albit (Ab – NaAlSi3O8) – ortoklaz (Or – KAlSi3O8) – anortit (An – CaAl2Si2O8) (sliki 42 in 43). Slika 42. Sestva glinencev v trokomponentnem diagramu Or – Ab – An. Glinenci so najbolj pogost mineral v zemeljski skorji. Nastopajo tako v magmatskih kot v sedimentnih in metamorfnih kamninah. V magmatskih kamninah jim v povprečju pripada okrog 59.9 %. Najdemo jih takorekoč v vseh magmatskih kamninah, razen v ultramafičnih in v magmatskih kamninah nesilikatne skupine. Razen tega jih ni tudi v nekaterih redkih alkalnih kamninah. Glinenci so zelo velikega pomena za nastanek sedimentnih kamnin, saj se predpostavlja, da je kar 70 % sedimentnih kamnin nastalo iz Slika 43. Prikaz izomorfnega mešanja osnovnih komponent komponent, vezanih za glinence. glinencev v odvisnosti od temperature nastanka. 1 – področje izomorfnega nemešanja, 2 – področje popolnega izomorfnega V magmatskih kamninah kisle, srednje in bazične mešanja pri najvišjih temperaturah, 3 – področje skoraj sestav, ter v alkalnih kamninah so glinenci glavna, popolnega izomorfnega mešanja pri glinencih, nastalih v bistvena sestavina. Značilni so tudi za enostavne temperaturnem razponu približno od 600°C do 660°C, 4 – pegmatite. Fizikalna kemija glinencev, njihov področje omejenega izomorfnega mešanja pri glinencih, medsebojni vpliv in reakcije z drugimi minerali so nastalih v temperaturnem razponu približno od 500°C do prav zaradi njihove pogostnosti izredno pomembni 600°C, 5 – področje minimalnega izomorfnega mešanja pri v petrologiji magmatskih kamnin. glinencih, nastalih v temperaturnem razponu približno od 400°C do 500°C. 72 44. VPRAŠANJE 44.1. Kaj so plagioklazi? Plagioklazi so izomorfna trdna raztopina albita (ab - NaAlSi3O8) in anortita (an - CaAl2Si2O8), ki tvorijo zvezen niz od visokotemperaturnih do nizkotemperaturnih členov, oziroma trdo kristalno raztopino (Ab) in (An) v vseh razmerjih in pri vseh temperaturah. Komponente vedno lahko vsebujejo tudi majhne količine izomorfno primešane komponente kalijevih glinencev (ortoklazne komponente – or – KAlSi3O8). V kolikor je bila temperatura kristaljenja plagioklaza višja, je bila lahko izomorfno primešana večja količina kalijske komponente. Tabela 7. Kemična sestava idealiziranih glinencev. odstotek Ab in An komponente 44.2. utežni odstotki K2O Na2O CaO Al2O3 SiO2 Ab100 An0 - 11.8 0.0 19.4 68.8 Ab80 An20 - 9.3 4.3 23.1 63.3 Ab60 An40 - 6.0 8.4 26.6 58.1 Ab40 An60 - 4.6 12.4 30.0 53.0 Ab20 An80 - 2.3 16.3 33.4 48.0 Ab0 An100 - 0.0 20.1 36.7 43.2 Nariši diagram kristalizacije za albit - anortit! Princip izvajanja je naslednji: Gre za kristalizacijo po prvem tipu Roozebooma. Na sliki 44 ustreza zgornja krivulja temperaturam popolnega taljenja vseh izomorfnih trdih raztopin in začetku njihove kristalizacije (liquidus), spodnja krivulja (solidus) pa ustreza temperaturam njihove popolne strditve. Presečišča obeh krivulj z daljico, vzporedno abscisi, kažejo sestavo tekočih in trdih faz trdih raztopin, ki so pri dani temperaturi v ravnotežju. Začnimo z izhodiščem taline v točki L1, katere sestavo nam kaže točka X in (60 % anortitske komponente in 40 % albitske komponente - gre za labradorit). Temperatura, pri kateri se začne kristalizacija, je T1. Pri tej temperaturi se začnejo izločati kristali sestave C1 (85 % anortitske komponente in 15 % albitske komponente - gre za bitovnit). Pri zniževanju temperature vzdolž krivuje likvidus se talina bogati z albitsko komponento pravtako pa tudi trda faza. Sestava trde faze se spreminja vzolž krivulje solidus od sestave C1 do C2. Če gre za kristalizacijo pri ravnotežnih pogojih se kristali vseskozi prilagajajo sestavi taline. Ko dosežemo točko T2, pri kateri se kristalizacija zaključi, ima talina sestavo L2 (35 % anortitske komponente in 65 % albitske komponente - gre za oligoklazovo talino, trda faza pa je enake sestave, kot je bila sestava prvotne taline (60 % anortitske komponente in 40 % albitske komponente). Takrat se kristalizacija zaključi. 73 Slika 44. Fazni diagram ALBIT - ANORTIT (kristalizacija plagioklazov po Bowenu). Kadar je talina glinencev viskozna, nastopa v plagioklazih pasasta zgradba, oziroma nastajajo conarni plagioklazi. 44.3. Kako kristalizirajo plagioklazi? Plagioklazi kristalijo po prvem tipu Roozebooma, kjer nastopajo izomorfne trde raztopine v poljubnih razmerjih. Pri najvišjih temperaturah kristali anortit, pri najnižjih pa albit. Ker je talina glinencev viskozna, je precej težavno stalno izravnavanje ravnotežja. Prav iz tega razloga nastopa, posebno, če je bilo ohlajanje nekoliko hitrejše, v glinencih pasasta zgradba. V kolikor prisotnost drugih komponent v talini (voda itd.) zniža temperaturo kristaljenja taline pod 500 °C, anortitska komponenta ne more več kristaliti, ker je pod to temperaturo nestabilna. Plagioklazi, ki vsebujejo dovolj albitske komponente, lahko kristalijo tudi pri nizkih temperaturah. 44.4. Kako v petrologiji delimo plagioklaze? V petrologiji delimo plagioklaze pogosto v tri skupine: kisle (albit in oligoklaz, ki so bogatejši z albitsko komponento), srednje (oligoklazi, ki so bogatejši z anortitsko komponento in andezin) in bazične (labradorit, bitovnit in anortit). 44.5. Kdaj nastanejo pasasti ali conarni plagioklazovi kristali in za katere kamnine so značilni? Ker je talina glinencev viskozna, je precej težavno stalno izravnavanje ravnotežja. Prav iz tega razloga nastopa v plagioklazih pasasta zgradba, oziroma nastajajo conarni plagioklazi. Zelo pogosti so v dioritski skupini. Lepe primere conarnih plagioklazov vidimo tudi v tonalitu iz 74 karavanško magmatske cone, ki je sestavljena iz granitskega in tonalitskega pasu. Granitni pas je starejši ~ 220 miljonov let, tonalit pa je mlajši in je terciarne starosti ~ 32 miljonov let. 45. VPRAŠANJE 45.1. Kaj so alkalni glinenci? Alkalni glinenci nastajajo s kristalizacijo le iz talin, v katerih je kremenica navzoča v zadostni količini. V kolikor v talini ni dovolj kremenice, nastanejo namesto glinencev glinenčevi nadomestki. Namesto K-glinenca (KAlSi3O8) nastane levcit (KAlSi2O8), namesto Na-glinenca (NaAlSi3O8) pa nefelin (NaAlSi2O6). Če vsebuje talina tudi večje količine klora in sulfatov in ima poleg tega še višek natrija in kalcija nad aluminijem, kristalizirajo poleg nefelina tudi minerali iz skupine sodalita [(Na8Al6Si6)(O24) Cl]. Glede na strukturne značilnosti delimo alkalne glinence na čiste K glinence, ki so bodisi povsem čisti ali pa vsebujejo zelo malo izomorfno primešane Na komponente, na čiste Na glinence, oziroma na Na glinence na splošno, to je na alkalne glinence, mešance dvokomponentnega sistema Or – Ab. 45.2. Kaj je pertit odnosno antipertit? Alkalni glinenci so trda kristalna raztopina dveh komponent: KAlSi3O8 in NaAlSi3O8, ki se pri visokih temperaturah mešata med seboj v vseh razmerjih. Pri padanju temperature se zmanjšuje sposobnost izomorfnega mešanja. Zaradi tega se pri počasnem ohlajanju iz ortoklaza (pa tudi iz mikroklina) izloči višek albitske komponente. Tako preide ortoklaz v pertit. Čim počasnejše je bilo ohlajanje tem večja so izločena telesca. V preparatih vidimo to v obliki protastih zrnc albita, ki se pojavljajo v ortoklazu. V primeru, ko se iz albita izloči višek ortoklazove komponente, govorimo o antipertitu. 45.3. Kaj so glinenčevi nadomestki in kdaj nastanejo? Alkalni glinenci nastajajo s kristaljenjem le iz onih talin, v katerih je kremenica navzoča v zadostni količini. V kolikor v talini ni dovolj kremenice, nastopijo namesto glinencev glinenčevi nadomestki. Pri tem nastaja namesto kalijskega glinenca levcit, namesto natrijevega glinenca pa nefelin. V kolikor nastopajo v talini večje količine klora in sulfatov in razen tega višek natrija in kalcija nad aluminijem, nastaja poleg nefelina tudi sodalit, nozean in haüyn. Ti trije minerali pa so zelo redki in njihovih značilnosti ne bomo bolj natanko opisovali. S kristaljenjem taline albitske sestave nastaja albit, v kolikor pa je talina bolj revna s kremenico, kot je potrebno za nastajanje albita, nastaja nefelin. Pri kristaljenju taline, ki ima sestavo ortoklaza, ne kristali neposredno ortoklaz, temveč najprej levcit, ki prehaja pozneje inkongruentno v ortoklaz. Iz diagramov kristaljenja nefelin - kremenica in levcit - kremenica, izhaja, da nefelin ali levcit ne moreta biti stabilna poleg tridimita, ali pa pri nižjih temperaturah poleg kremena. 46. VPRAŠANJE 46.1. Kako delimo alkalne glinence z ozirom na njihovo temperaturo nastanka? Z ozirom na temperature nastanka in lastnosti lahko delimo alkalne glinence v štiri nize: 75 1. sanidinsko - anortoklazni niz. To so glinenci, ki so nastali pri najvišjih temperaturah (nad 850 °C). Glinenci z do 62 % albita so sanidini, glinenci z večjo količino albitne komponente pa so anortoklazi (visokotemperaturni monoklinski natrijevi glinenci). Izomorfno mešanje ortoklazove in albitove komponente je bilo popolno. Zaradi hitrega ohlajanja ni prišlo do izločanja podrejene prisotne komponente pri prekoračenju pregrade. Sanidinsko - anortoklazni niz glinencev nastopa v kamninah, ki so se po kristaljenju hitro ohlajale, torej so se strjevale na površini ali pa v njeni bližini. 2. Niz ortoklaz - kriptopertit - albit. Glinenci so nastajali pri nekoliko nižjih temperaturah in so se počasneje ohlajali. Možnost izomorfnega mešanja pri kristaljenju je bila popolna ali pa skoraj popolna, pozneje pa se je pri ohlajanju izločil višek albita nad 30 % iz ortoklaza in višek ortoklaza nad 15 % iz albita. Tako je ortoklaz, odnosno albit prešel v pertit, odnosno antipertit (ortoklaz ali albit z izločanjem druge komponente). Z ozirom na dimenzijo izločanja razlikujemo kriptopertit (izločena telesca so submikroskopska) in pertit (izločena telesca lahko opazimo z lupo). Čim počasnejše je bilo ohlajanje, tem večja so izločena telesca. To izločanje se je vršilo predvsem vzdolž razkolnih ploskev. Ta vrsta glinencev nastopa v kamninah, ki so se strjevale v večjih globinah in ki so se počasi ohlajale. 3. Niz mikroklin - mikroklin mikropertit - albit. To so glinenci, ki so nastali pri najnižjih magmatskih ali še nekoliko nižjih temperaturah (kristalizacija nad 550 °C), ali pa so nastajali pri višjih temperaturah, vendar pa so se zelo počasi ohlajali. Kalijevi predstavniki vsebujejo največ 20 % albitske komponente, natrijevi predstavniki pa največ 10 do 15 % ortoklazne komponente. Ves višek nad to vsebino se je pri počasnem ohlajanju izločil. Na ta način je nastal mikoklin mikropertit in mikroklin pertit. Pri tem počasnem ohlajevanju se je izvršila pri višji temperaturi tudi sprememba prej nastalih ortoklazov v mrežast mikroklin. Ti minerali nastopajo v kamninah, ki so nastajale v velikih globinah, ko je kristaljenje potekalo zelo počasi ali pa iz raztopin, bogatih z vodo, tako da je bila temperatura kristaljenja zelo nizka. 4. Niz adular - albit. Ti glinenci so nastali z izločanjem iz hidrotermalnih raztopin na temperaturah pod 400 °C in je izomorfno mešanje zelo omejeno: adularji vsebujejo le do 15 % albitne komponente, albiti pa vsega 5 do 10 % ortoklazne komponente. 47. VPRAŠANJE Minerali kremenice SiO2 47.1. Kaj je kremenica? Kremenica je v naravi v več modifikacijah, kot in kremen, in tridimit, in kristobalit, coesit, stishovite, lachatelierite in končno kot kalcedon in opal. Slednja nista primarna magmatska minerala, temveč nastajata pri površinskih procesih ali pa se izločata iz hidrotermalnih raztopin. Poleg omenjenih oblik poznamo tudi sintetično modifikacijo - keatit, ki v naravi ne nastopa. 76 47.2. Katere modifikacije kremenice poznaš in pri katerih temperaturah so obstojne? V odvisnosti od temperature, na kateri kristalizira kremenica, se iz taline izločajo kristobalit, tridimit ali kremen kot visokotemperaturne -modifikacije. Pri nizkih temperaturah je stabilen le nizkotemperaturni -kremen. Območja stabilnosti posameznih modifikacij v odvisnosti od parcialnega tlaka in notranje energije pri dani temperaturi vidimo na sliki 45 in 46. Iz obeh diagramov sledi, da je pri katerikoli temperaturi najbolj stabilna modifikacija z najmanjšim parnim tlakom in najmanjšo notranjo energijo. Slika 45. Stabilnostni diagram mineralov kremenice v odvisnosti od notranje energije (Barth, 1962). Slika 46. Stabilnostni diagram mineralov kremenice v odvisnosti parcialnega tlaka vodne pare (Fenner, 1913). V kolikor kristalizira suha talina SiO2, se bo izločal pri 1713°C -kristobalit, ki bo nato pri 1470°C prešel v 2 - tridimit, ta pa pri 867°C v -kremen. Končno se bo pri 573 °C -kremen pretvoril v nižjetemperaturno modifikacijo - kremen. 77 V slučaju, da bo zaradi hitrega ohlajanja izpuščena točka premene - kristobalita v 2-tridimit ali 2-tridimita v -kremen, lahko dobimo nizkotemperaturne metastabilne modifikacije kristobalita in tridimita. Samo v primeru, če bo iz poljubnega razloga (npr. zaradi hitrega ohlajanja) izpuščena točka premene kristobalita v tridimit ali tridimita v kremen, lahko nastajajo nizkotemperaturne modifikacije kristobalita ali tridimita. 47.3. Nariši stabilnostni diagram mineralov kremenice in ga razloži! Na P - T diagramu (Slika 47) vidimo, da zvečanje tlaka zlasti močno vpliva na stabilnost 2tridimita in -kristobalita. Tako tlak v globini, večji od 15 km praktično onemogoča nastanek omenjenih modifikacij. Delovanje tlaka in vode, ki najmočneje znižuje temperaturo kristalizacije, je torej vzrok, da nastopata tridimit in kristobalit le redko in sicer v kamninah, ki so nastajale v zelo majhnih globinah. V kamninah, nastalih v večjih globinah, lahko kristalizira SiO2 le kot visokotemperaturni -kremen. Slika 47. Stabilnostni diagram mineralov kremenice (Boyd and England, 1960). 48. VPRAŠANJE 48.1. Kaj je olivin? Olivin, oziroma olivini so v ožjem smislu v bistvu trdna kristalna raztopina dveh komponent: forsterita (Fo) in fajalita (Fa), ki kristalizirata po 1. tipu Roozeboomu. Minerali olivinove skupine imajo splošno kemijsko formulo X2SiO4, v kateri je X lahko Mg in Fe2+, bolj redko Ca in Mn. Njihova struktura sestoji iz prostih tetraedrov SiO4, ki so med seboj povezani z Mg in Fe atomi. Od vseh važnejših petrogenih mineralov so najbolj revni s kremenico. Zato lahko kristalijo le v sistemih, ki so nezasičeni s kremenico. V prisotnosti viška kremenice pa prehajajo inkongruentno v rombične piroksene. Forsterit je čist magnezijev olivin (Mg2SiO4), fajalit pa čist železov olivin (Fe2SiO4). Olivin je od vseh važnejših petrogenih mineralov najbolj reven s kremenico. Najvišjo temperaturo taljenja (1890°C) ima forsterit, najnižjo (1205°C) pa fajalit. Železovi olivini, ki nastajajo pri znatno nižjih temperaturah kot magnezijevi, lahko kristalizirajo skupaj z minerali kremenice. Glede na odstotek fajalita ločimo sledeče predstavnike: 78 forsterit hrizolit hijalosiderit hortonolit ferohortonolit fajalit 0 - 10 % 10 - 30 % 30 - 50 % 50 - 70 % 70 - 90 % 90 - 100 % Fe2SiO4 (fajalit) Fe2SiO4 (fajalit) Fe2SiO4 (fajalit) Fe2SiO4 (fajalit) Fe2SiO4 (fajalit) Fe2SiO4 (fajalit) Tipični olivini so magnezijevi predstavniki, ki vsebujejo 50 - 90 % forsterita. V magmatskih kamninah so najbolj pogosti Mg-olivini, ki po sestavi odgovarjajo hrizolitu. Mg - Fe olivini, zlasti predstavniki z več magnezija, vsebujejo majhne količine Ni. Med olivine uvrščamo tudi predstavnike, pri katerih sta Mg in Fe deloma ali povsem nadomeščena z Mn, Ca in Zn. Za olivine je značilno, da so v prisotnosti vode (hidrotermalne spremembe, preperevanje, metamorfizem nizke stopnje) zelo neobstojni in preidejo v serpentin, idingsit, bowlingit, klorit, amfibole, lojevec, karbonate in Fe okside ter hidrokside. Zato v zbruskih pogosto opazujemo psevdomorfoze serpentina in lojevca po olivinu. Proces serpentinizacije olivina poteka v dveh fazah. V prvi fazi preide hrizolit - to je najpogostejši olivin v magmatskih kamninah, po razpokah v antigorit in hrizotil, ki sta orientirana vzporedno z razpokami. V drugi fazi serpentinizacija zajame preostale dele zrn, ki tvorijo otočke, obdane z lističavim antigoritom in vlaknatim hrizotilom. V tej fazi rasteta oba minerala pravokotno na razpoke. Na ta način nastane značilna mrežasta struktura "mrežasti serpentin", ki se loči od "rešetkastega serpentina", nastalega pri spremembi rombičnih piroksenov. Pri hidrotermalnih spremembah bazaltoidnih kamnin nastaja idingsinit, ki tvori psevdomorfoze po olivinu. Gre za pleohroičen, luskast serpentin, rjavordeče barve. 1) Olivin lahko kristali le v sistemih, ki so nezasičeni s kremenico. V prisotnosti viška kremenice prehajajo inkongruentno v rombične piroksene. 2) Značilno je, da je olivin visokotemperaturni mineral. Že pri 500 do 700 °C preide olivin v prisotnosti vode v magnezijeve in železove hidrosilikate (serpentin in lojevec). 3) Zelo pogosta je sprememba olivina v rombični ali monoklinski piroksen, pri čemer pogosto nastane kelifitska struktura. Gre za obraščanje olivina s piroksenom ali rogovačo kot posledico reakcije med olivinom in preostalo talino. 79 Slika 48. Stabilnostna diagrama A) Forsterit - Fajalit in B) Forsterit - SiO2 (Bowen and Anderson, 1914). Vidimo, da forsterit kristali le v sistemih, ki so nezasičeni s kremenico. V prisotnosti viška kremenice prehajajo inkongruentno v rombične piroksene. 48.2. Razloži in nariši potek kristalizacije olivina! Potek kristaljenja suhe olivinske taline vidimo na sliki 48. Vidimo, da se kristaljenje vrši po prvem tipu Roozebooma in da tvorijo komponente kristalne trde raztopine v poljubnem razmerju. Najvišjo temperaturo taljenja ima čist Mg2SiO4 (forsterit -1890 ºC), najnižjo pa čist Fe2SiO4, ki mu pravimo fajalit. Temperatura taljenja fajalita je 1205 ºC. 48.3. Kako poteka kristalizacija taline, katere sestava je med sestavo forsterita in enstatita? Potek kristalizacije vidimo na sliki B. Talina ima sestavo X, katere tališče je T1. Kristalizacija se začne z izločanjem forsterita. Pri tem se sestava ostanka taline menja na desno, kar povzroči padanje temperature. Ko je dosežena temperatura in sestava peritektika (1557 ºC), reagirajo izločeni kristali forstetita z ostankom taline in prehajajo v kristale estantita. Ker je bilo v začetnem sestavu več forsteritove komponente in zelo malo kremenice, se v peritektiku strdi vsa talina. Produkt je zmes preostalih kristalov forsterita in kristalov estantita. 49. VPRAŠANJE 49.1. Kaj so pirokseni? Pirokseni so izomorfne trde raztopine. Kristalijo rombično in monoklinsko. Rombično kristalijo čisti magnezijevo železovi pirokseni, monoklinsko pa kalcijevo magnezijevo železovi, kakor tudi čisti magnezijevo železovi pri zelo visokih temperaturah. Zadnji seveda pri padcu temperature težijo k prehodu v stabilno rombično modifikacijo. Pirokseni so inosilikati (nitasti silikati) s splošno formulo X2Y2 Si2O6. Zgrajeni so iz neskončne verige SiO4 tetraedrov, razporejenih vzdolž c osi, ki so bočno preko kisikovih ionov povezani z ioni Ca, Mg, Fe, Na in Al. Delimo jih v rombične in monoklinske. Rombični pirokseni so Mg, Fe, 80 pirokseni s splošno formulo (Fe, Mg)SiO3. V bistvu predstavljajo izomorfno trdo kristalno raztopino enstatita (MgSiO3) in ferosilita (FeSiO3). Rombični pirokseni imajo inkongruentno točko taljenja in nastajajo pri reakciji olivina z bolj kislim ostankom taline (Fazni diagram MgO (periklaz) - SiO2). Monoklinski pirokseni so Ca, Mg, Fe pirokseni in Mg, Fe pirokseni pri zelo visokih temperaturah. Slednji pri padcu temperature težijo k prehodu v stabilno rombično modifikacijo. Monoklinski pirokseni kristalizirajo direktno iz taline njihove sestave. Tudi monoklinski pirokseni tvorijo trde kristalne raztopine, tako da ločimo v glavnem dve vrsti: normalno in alkalno, ki sta sestavljeni iz posameznih izomorfnih nizov oziroma skupin. Normalni pirokseni: a) b) c) d) klinoenstatitova, klinohiperstenovo-klinoferosilitova skupina s splošno formulo (Mg, Fe) SiO3, pigeonitova skupina s splošno formulo (Mg, Fe, Ca)(Mg, Fe)Si2O6, avgitova skupina s splošno formulo (Ca, Mg, Fe)(Mg, Fe, Al)(Si, Al)2O6, diopsid-hedenbergitova skupina s splošno formulo (Ca(Mg, Fe)Si2O6. 1) Alkalni pirokseni: Slika 50. Podrobnejša klasifikacija Ca in Mg - Fe piroksenov (Deer et al., 1963). a) egirinovo-avgitova skupina - izomorfne raztopine avgita in egirina (NaFeSi2O6), b) jadeitovo-avgitova skupina - izomorfne raztopine avgita in jadeita (NaAlSi2O6). 2) Spodumen - litijev piroksen (LiAlSi2O6) Nazive posameznih vrst piroksenov najbolje vidimo v diagramu, ki nam ga kaže slika 49. V diagramu so navedena imena v odvisnosti od vsebine komponent CaSiO3 in FeSiO3. Nastopanje piroksenov je nekoliko različno v odvisnosti Slika 49. Klasifikacija piroksenov. Najbolj od tega, če je talina kristalila na zelo visokih ali pa pogoste sestave piroksenov so osenčene nekoliko nižjih temperaturah, oziroma če je bila v talini (Nesse, 2000). prisotna večja ali manjša količina vode. Na sliki 51 so shematsko prikazani pirokseni kamnin, ki so nastajale pri visokih temperaturah (blizu površine) in kamnin, ki so kristalile pri nekoliko nižjih temperaturah (v večjih globinah). Vidimo, da pri najvišjih temperaturah lahko nastopajo vse izomorfno trdne raztopine in kristalijo le monoklinski pirokseni. S padanjem temperature se pojavi pregrada pri 81 mešanju in področje nemešanja Mg in Ca - Mg predstavnikov se vse bolj širi, čim nižja je temperatura. Pod pregrado kristalijo namesto klinoenstatita in klinohiperstena rombični enstatit in rombični hipersten. Taki pogoji ustrezajo razmeram nastanka magmatskih kamnin na zemeljski površini ali pa blizu nje. V večjih globinah temperatura kristaljenja zaradi večjega tlaka in temperature še bolj pade, tako da se pregrada končno razširi do roba CaFe(SiO3)2 - Fe2(SiO3)2. Pri takih pogojih kristalita vzporedno dve vrsti piroksenov: rombični, ki so zelo revni s kalcijem in monoklinski s sestavo diopsida in hedenbergita, lahko pa tudi s sestavo dialaga. Slika 51. Sestava piroksenov v predorninah in globočninah (Hyndman, 1972). 50. VPRAŠANJE 50.1. Kaj so amfiboli, katere amfibole poznaš? Amfiboli spadajo med inosilikate, vendar se po strukturi od njih razlikujejo, podobno kot pirokseni. Od piroksenov se ločijo tudi po tem, da vsebujejo (OH) skupino. Običajno nastopajo v podolgovatih paličastih, stebričastih in igličastih kristalih. Za amfibole je značilna popolna prizmatska razkolnost, vzporedna z (110) in prizmatski habitus. Ker ploskve prizme tvorijo kot od 124 do 125.5°, imajo takšen kot tudi razkolne razpoke (124 do 125.5° oziroma ≈ 56°). Ta kot je za amfibole pomembna značilnost. Vzdolžni preseki idiomorfnih zrn so pravokotniki z razkolnostjo v eni smeri, prečni pa šestkotniki z jasno izraženimi razkolnimi razpokami v dveh smereh. 82 Njihova splošna formula je: X2Y5[Z8O22](OH)2 Čeprav obstajajo različne klasifikacije amfibolov, običajno uporabljamo splošno klasifikacijo, v kateri so amfiboli razdeljeni v dve skupini: ROMBIČNI AMFIBOLI 1. niz antofilit - gedrit MONOKLINSKI AMFIBOLI 1. niz cummingtonit -grünerit 2. niz tremolit - aktinolit 3. rogovačni niz edinit rogovača 4. oksidna ali bazaltska rogovača 5. hastingsit alkalni amfiboli 6. arfvedsonit riebekit glavkofan Rombični amfiboli imajo pravo potemnitev, monoklinski pa poševno. Med amfiboli nastopa veliko število različnih mineralov, toda za magmatske kamnine je pomembna le rogovača in nekateri alkalni amfiboli (riebeckit, barkevikit in glavkofan). Rogovača pa po svoji pogostnosti prevladuje daleč nad alkalnimi amfiboli. V kamninah, ki so se strjevale v prisotnosti kisika, lahko nastopi oksidacija znatnega dela feroželeza v feri obliko in navadna rogovača preide v oksidno rogovačo ali bazaltsko rogovačo. Če rogovača izgubi aluminij, preide v aktinolit. Taki, z aluminijem revni amfiboli nastajajo pogosto pri delovanju vodne pare na piroksene in se imenujejo uraliti. Zelo značilna za amfibolite je prisotnost skupne (OH), kar dokazuje, da so lahko nastajali le iz vlažnih talin. Pri tem ni odvisno od sestave taline ali bodo iz nje kristalili pirokseni ali amfiboli, temveč je glavni faktor navzočnost ali pa odsotnost vode v talini. 51. VPRAŠANJE 51.1. Kaj so sljude, katere sljude poznaš? Sljude spadajo med filosilikate. Za njihovo strukturo je značilno povezovanje več verig tetraedrov v tetraedrske plasti. Vsak SiO4 tetraeder ima tri kisikove atome, ki so povezani z drugimi tetraedri in en prosti kisikov atom. Ta se veže z ostalimi kationi v plasti Al oktaedrov. Vsak Al oktaeder sestoji iz Al iona, ki ga obdajata po dva kisika iz zgornje in spodnje tetraedrske plasti SiO4 in dva hidroksilna (OH) aniona. Tako lahko nastanejo dvoplastni ali troplastni sloji, sestavljeni iz plasti Si tetraedrov (T) in Al oktaedrov (O). 83 Splošna kemična sestava sljud je: X4Y2Z6 .. V2 ... W6 .... O20 ali pa X4Y2Z4 ...V2 ...W6 ....O20 Za magmatske kamnine so važni biotit, muskovit in deloma flogopit. Za sljude je važna prisotnost vode, prav tako kot za amfibole. V kemijskem pogledu so sljude še nekoliko bogatejše z vodo od amfibolov. Vsebina vode v njih jasno dokazuje, da so sljude minerali, ki lahko kristalijo le iz talin, ki so bile bogate z vodo. Biotit nastopa skoraj v vseh magmatskih kamninah, čeprav v nekaterih bolj redko, v drugih pa stalno. Zanimivo je, da so biotiti kislih magmatskih kamnin (granitov, sienitov in pegmatitov) zelo bogati z železom, biotiti srednje kislih kamnin (dioritov) imajo skoraj enako količino železa in magnezija, biotiti bazičnih kamnin (gabrov) pa so bogati z magnezijem. V ultrabazičnih kamninah (peridotitih) biotiti z izgubljanjem železa že prehajajo v flogopite. Muskovit je redek magmatski sestavni del. Iz taline se izloči vedno zadnji in nastaja pogosto z delovanjem preostale taline, ki je zelo bogata z vodo, na prej izločene kalijeve glinence. Nastopa le v kislih magmatskih kamninah. Flogopit je značilna kontaktnometamorfna pnevmatolitska sljuda. Najpogosteje ga najdemo v marmorjih in v ultrabazičnih kamninah. Kot metamorfni mineral nastane pri regionalni metamorfozi z Mg bogatih nečistih apnencev oziroma dolomitov. Kot primarni magmatski mineral nastopa v nekaterih z levcitom bogatih kamninah. Pogost je tudi v kimberlitih, kjer njegova vsebnost doseže približno od 6 do 8 %. 52. VPRAŠANJE 52.1. Vpliv globine na potek kristalizacije magme (vse kar veš + skice, diagrami) P - T Vloga lahkohlapnih komponent, predvsem vode, kot smo že večkrat omenili, je izredno važna za potek kristaljenja neke silikatne taline. Ker je magma naravna silikatna talina, sestavljena iz lahko in težkohlapnih komponent, je potrebno pregledati njihovo razmerje v poteku kristaljenja. Vse lahkohlapne komponente bomo kot prej združili skupaj (voda med njimi namreč daleč prevladuje) kot komponente A, vse težkohlapne pa kot komponento B (med njimi daleč prevladuje kremenica). Predpostavimo, da med njimi ni nobenih reakcij (kar je deloma točno), niti ne nastopa izomorfno mešanje. Najprej bomo opazovali, kako se menja notranji tlak v sistemu s 95 % težkohlapno komponento (B) in 5 % lahkohlapno komponento (A) v teku kristaljenja, če je sistem popolnoma zaprt (t.j. plinske komponente ne morejo izhajati niti vstopati v teku hlajenja). Odnose tlaka v takem sistemu vidimo na sliki 52. V začetni talini pri temperaturi T1 pred začetkom kristaljenja vlada tlak P1. Tlak je izključno posledica delovanja lahkohlapnih komponent, ker je tlak težkohlapnih komponent tudi pri najvišjih temperaturah tako majhen, da ga lahko zanemarimo. Ko se prične kristaljenje, se najprej izloča komponenta B, ostanek taline postaja vedno bogatejši na lahkohlapniivi komponenti (njena količina v talini narašča). Kot posledica tega narašča tudi tlak v sistemu. Tlak narašča v začetku počasi, pozneje pri temperaturi okrog 550 °C do 600 °C pa raste s 84 padcem temperature zelo hitro, ker se sestava taline zelo menja tudi pri majhnih spremembah temperature. Pri največjih notranjih tlakih so plini v fluidnem (nadkritičnem) stanju. Pri nadaljnjem padanju temperature se lahkohlapne komponente ohladijo, kar povzroči zmanjšanje tlaka in njihov prehod iz nadkritičnega v normalno pregreto plinsko stanje. Pri ohlajanju pregrete vodne pare tlak postopno pada, ko pa pade pod kritično temperaturo vode (374 °C) nastopi kondenziranje vode, hitro zmanjšanje njenega volumna, s tem pa tudi hiter padec tlaka. V diagramu imamo torej maksimum tlaka med približno 450 °C in 600 °C. V naravi so sistemi zelo redko zaprti. Redko namreč nastopajo tako veliki zunanji tlaki, da bi bilo izhajanje lahkohlapnih komponent iz magme popolnoma onemogočeno. Ker je velikost zunanjega tlaka odvisna od globine, bo odnos lahkohlapnih in težkohlapnih komponent različen za strjevanje magme v raznih globinah ali v raznih nivojih. Slika 52. Odnosi tlakov, temperatur in koncentracij v nekem sistemu, sestavljenem iz ene težkohlapne in ene lahkohlapne komponemte, ki ustrezajo približno odnosom v poteku strjevanje magme (a. P-T diagram za zaprt sistem, b. P-T diagram za zaprt sistem P = PZ1, c. P-T diagram za sistem, ki se strjuje izpod PZ2, d. P-T diagram za sistem, ki se strjuje izpod PZ3, e. P-T diagram za sistem, ki se strjuje pod PZ4). 52.2. Kako bo potekalo strjevanje magme na zelo velikih globinah, kjer je Pz zunanji tlak - vedno večji od Pn - notranjega tlaka - PZ1? V tem primeru začne kristaljenje z izločanjem težkohlapnih komponent pri temperaturi T1 (Slika 52 b). Zaradi izločanja komponente B se talina bogati z lahkohlapno komponento A, kar povzroča znižanje temperature kristaljenja. To fazo kristaljenja imenujemo magmatska faza. Ko se talina obogati z lahkohlapno komponento tako, da sestavlja okrog 40 % (ko začne tlak naglo naraščati), preide talina v raztopino težkohlapnih komponent v nadkritičnem stanju. Kamnine, ki nastajajo iz teh talin, imenujemo pegmatiti, fazo pa pegmatitska faza nastajanja kamnin. Pegmatitske taline so zelo gibljive, pa tudi zelo aktivno raztapljajo razne silikate. Zato se te taline vtiskajo vzdolž drobnih razpok v kamnine okrog magmatske mase, pa tudi vzdolž kakršnihkoli ploskev, ki nudijo temu vtiskavanju manjši odpor. Pri tem nastajajo v okolnih kamninah minerali, ki vsebujejo vodo in lahkohlapne komponente. Sistem se v tej fazi popolnoma strdi. 85 Taki pogoji strjevanja, kjer imamo le magmatske faze in en del pegmatitske, nastopajo v zelo velikih globinah (preko 6000 do 7000 m). Te nivoje imenujemo spodnji plutonski nivo ali abisalni nivo. 52.3. Kako bo potekalo strjevanje magme na zelo velikih globinah, kjer je zunanji tlak manjši od maksimalnega notranjega tlaka, še vedno pa je sorazmerno velik (PZ2)? V nekoliko manjših globinah (od 2000 do 6000 m) je zunanji tlak manjši od maksimalnega notranjega tlaka, še vedno pa je sorazmerno velik (PZ2). Potek kristaljenja v tem primeru vidimo na sliki 52 b. Tudi v tem primeru kristaljenja se začne pri T1 izločati kristali težkohlapne komponente, zaradi česar se sestav preostale taline menja v levo. V tej fazi nastajajo magmatske kamnine in jo imenujemo magmatska faza. Ko se talina obogati z lahkohlapnimi komponentami tako, da preide v pegmatitsko talino (raztopina težkohlapnih silikatov v vodi pri nadkritičnem stanju), začne tlak hitro naraščati. Ko notranji tlak preseže zunanjega, se pegmatitska talina prične vtiskavati v že obstoječe razpoke, ali pa celo odpira nove razpoke. Kakor hitro nastopi vtisnjenje pegmatitske taline v nek prostor, nastopi širjenje in zato tlak pade. Sposobnost raztapljanja silikatov se zaradi padca tlaka hitro zmanjša in silikati se hitro izločajo. Velika notranja gibljivost ionov v tej talini (majhna žilavost) omogoča nastajanje zelo velikih kristalov. To fazo nastajanja kamnin imenujemo pegmatitska faza. Potem, ko so se težkohlapne komponente izločile, preostanejo plini - predvsem vodna para, ki lahko raztapljajo le še posamezne težkohlapne komponente. Te plinaste pnevmatolitske raztopine so sestavljene že iz preko 90 % lahkohlapnih in pod 10 % težkohlapnih komponent. S padanjem temperature ta raztopnost pada še dalje na minimum. Ker se v tej fazi izločanje vrši iz plinaste raztopine, jo imenujemo pnevmatolitska faza. Končno pod kritično temperaturo vode, plinasta vodna para kondenzira in nastanejo hidrotermalne raztopine. Te raztopine imajo v začetku nekolko večjo sposobnost raztapljanja težkohlapnih komponent, z ohlajanjem pa ta sposobnost pada. V tej fazi nastale raztopine imenujemo hidrotermalne raztopine, fazo pa hidrotermalna faza. Globinske nivoje, v katerih imamo takšen potek kristaljenja, t. j., kjer imamo razvito magmatsko, pegmatitsko, pnevmatitsko in hidrotermalno fazo nastajanja, imenujemo zgornji plutonski nivo ali hipoabisalni nivo. 52.4. Kako bo potekalo strjevanje magme v malih globinah med nekaj sto in okrog 2000 metrov. V teh primerih je zunanji tlak precej majhen (PZ3)? Magma se pri svojem dviganju skozi zemeljsko skorjo vtisne tudi bližje površini in se tu ohlajuje in strjuje. Potek strjevanja magme v teh malih globinah med nekaj sto in okrog 2000 metrov, vidimo na sliki 52 c. V teh primerih je zunanji tlak precej majhen (PZ3). Začetek kristaljenja je v tem primeru enak kot v prejšnjem in magmatska faza se razvija normalno. Že pri koncu magmatske faze pa postane notranji tlak večji od zunanjega, tako da lahkohlapne komponente ne dosežejo nikdar dovolj visokih tlakov za prehod v nadkritično stanje. Plini v tem primeru odhajajo, kakor hitro je njihov tlak večji od zunanjega, vzdolž razpok, ki jih je v teh plitvih nivojih vedno dovolj. Ker talina v teh nivojih ne doseže nadkritičnega stanja, nimamo pegmatitske faze. Majhen zunanji tlak povzroča, da imajo plini v tem primeru zelo omejeno sposobnost raztapljanja težkohlapnih komponent. Ker se tudi plini hitro ohlajajo (majhna globina in skoraj hladne okolne kamnine), nima pnevmatolitska faza nobenega pomena. Zaradi malega zunanjega tlaka kondenzira voda pod kritično temperaturo, vendar pa še vedno pri precej visokih temperaturah. 86 Globinski nivo, ki ustreza tem pogojem, imenujemo subvulkanski nivo. V magmatskih masah tega nivoja nastopata le magmatska in hidrotermalna faza. 52.5. Kako bo potekalo strjevanje magme, ko se magma izlije na samo površino. Pogoji strjevanja v tem nivoju so prikazani na sliki 70 d. Končno se magma lahko izlije na samo površino. Ta nivo imenujemo vulkanski nivo. Pogoji strjevanja v tem nivoju so prikazani na sliki 52 d. V tem primeru znaša zunanji tlak eno ali nekaj atmosfer in je zelo majhen (PZ4). Čim notranji tlak doseže to vrednost, plini uidejo v atmosfero. Zato ne nastopa niti pegmatitska, niti pnevmatolitska (zaradi majhne raztopnosti v plinih pri teh tlakih), niti hidrotermalna faza (voda uide v atmosfero kot vodna para). Nastopa izključno samo magmatska faza. 53. VPRAŠANJE Vpliv globine na potek kristaljenja magme 53.1. Kako vpliva globina, v kateri nastopa strjevanje magme? Globina, v kateri nastopa strjevanje magme, močno vpliva na sam potek strjevanja in na produkte tega strjevanja. Prav zato ločimo posebna globinska področja določenih kategorij. Jasno je, da ti globinski nivoji niso ostro omejeni med seboj, temveč so vezani s postopnimi prehodi. Kljub temu pa lahko karakteristike posameznih nivojev kratko povzamemo: 1. Vulkanski ali površinski nivo Magma je predrla na površino ali pa je v neposredni bližini površine. Lahkohlapne komponente izhajajo iz magme v atmosfero kot ekshalacije, magma se torej osušuje. Ohladitev magme je skoraj trenutna. Ne nastopa pegmatitska, pnevmatolitska niti hidrotermalna faza. 2. Subvulkanski nivo Magma je vtisnjena v globino od nekaj sto metrov do približno 2000 m (kar je zelo odvisno od velikosti magmatske mase). Lahkohlapne komponente zaradi malega okolnega tlaka ne dosežejo nadkritičnega stanja in lahko uhajajo. Ne nastopa niti pegmatitska niti pnevmatolitska faza. Hlajenje magme v tem nivoju je precej hitro. Nastopa lehko le hidrotermalna faza. 3. Zgornji plutonski ali hipoabisalni nivo Magma je vtisnjena v globine med 2000 in 6000 m. V tem nivoju so zunanji tlaki že dovolj visoki in lahko nastopajo vse faze med ohlajanjem magme: magmatska, pegmatitska, pnevmatolitska in hidrotermalna. Magmatske mase so vtisnjene v ta nivo precej počasi, tako da vsi mineralni sestavni delci lahko kristalijo popolno v zrncih, ki so vidna s prostim očesom. 4. Spodnji plutonski ali abisalni nivo. Magma je vtisnjena v zelo veliko globino (nad 6000 m). V tem nivoju kristaljenja magme ne spremljata pnevmatolitska in hidrotermalna faza. Lahkohlapne komponente se namreč vtiskavajo (injicirajo) v fluidnem (nadkritičnem) stanju v okolne kamnine. Zaradi tega nastajajo injicirane ali mešane kamnine (o katerih bomo govorili pri metamorfnih kamninah). Ohlajanje magmatskih mas v teh nivojih je zelo počasno, ker se navadno vtiskujejo velike mase in je temperatura okolnih kamnin preko 2000 do 3000 °C. Nastopa pegmatitska faza. 87 5. Migmatitski pas. To je najgloblji pas, kjer so temperature že tako visoke, da se kamnine talijo že same, še bolj pa seveda v prisotnosti magmatskih mas. Vrši se le nastanek migmatitov, ali pa celo kamnin granitskega sestava, o čemer bomo govorili pri metamorfnih kamninah. Z ozirom na globino, v katerih so se strjevale magmatske mase, pa tudi z ozirom na produkte, ki so nastajali pri kristaljenju magme, ločimo magmatske kamnine v tri skupine: a. Kamnine so nastale v abisalnem ali hipoabisalnem nivoju (spodnjem ali gornjem plutonskem nivoju), pri čemer so kristalizirale zelo počasi in pri visokem tlaku. Imenujemo jih globočnine, intruzivne ali plutonske kamnine. b. Kamnine so nastale v subvulkanskem ali vulkanskem nivoju, pri čemer so se ohlajale zelo hitro pri zmernem ali pa majhnem tlaku. Tudi pri teh kamninah se je kristaljenje pričelo delno v večjih globinah, vendar pa so navadno še kot pretežno staljena masa, še pred koncem kristaljenja prispele v zgornje nivoje zemeljske skorje, kjer so se končno strdile. Ta faza strjevanja v zgornjih nivojih je tekla zelo hitro. Take kamnine vsebujejo zaradi hitrega ohlajanja v drugi, končni fazi strjevanja včasih tudi amorfne dele vulkanskega stekla. Te tvorbe imenujemo predornine, efuzivne, vulkanske ali površinske kamnine. Če so take magmatske kamnine predrle neposredno na površino, bile pa so bogate z lahkohlapnimi komponentami, lahko zaradi hitrega uhajanja teh plinov pride tudi do razbijanja magmatske mase v manjše koščke, kapljice itd. Ti odlomki so običajno eksplozivno razmetani okrog vulkana. Take mase razbitega vulkanskega materiala imenujemo piroklastičen material ali tuf. c. Včasih lahko pride tudi v hipoabisalnem nivoju do vtiskanja manjših magmatskih mas v razpoke v zemeljski skorji. V tem primeru se vtiskavajo le manjše mase magme med slabo segrete okolne kamnine (100 do 250 °C). Te kamnine se hitro strjujejo in so po svojem izgledu zelo podobne kamninam, ki so nastajale v subvulkanskem nivoju. Imenujemo jih žilnine. 54. VPRAŠANJE 54.1. Zlog magmatskih kamnin (vse kar veš)! Vsaka magmatska kamnina je produkt kristaljenja magme določene kemične sestave. Taline različne kemične sestave prejmejo različno strukturo celo ob enakih fizikalnih pogojih. Sprememba fizikalnih pogojev pri kristaljenju lahko razliko še močno poveča. V zlogu kamnine se zrcali njena kemična sestava in fizikalni pogoji oblikovanja. Zlog kamnine določajo razne posebnosti: medsebojni odnosi mineralov, njihov način zraščanja, odnosi velikosti posameznih zrn, razpored sestavnih delov in njihova zapolnitev v prostoru. Zlog delimo na strukturo in teksturo. Struktura obsega vse znake, ki jih določajo velikost, oblika in obojestransko razmerje sestavnih delov kamnine (mineralov, pa tudi stekla). Teksturo določamo z razporeditev delov kamnine v prostoru in s stopnjo zapolnjenja tega prostora. Naj pojasnim oba pojma s primerom. Osnova mnogih predornin ima v sebi steklo, ki je polno iglic mikrolitov plagioklaza – to je hialopilitska struktura. Ti mikroliti so razporejeni ali popolnoma brezredno, ali pa bolj ali manj vzporedno med seboj, podobno kot so usmerjeni tramovi, ko plavajo po reki. V tem primeru govorimo o fluidalni teksturi. Američani uporabljajo ta dva pojma v obratnem smislu: "structure" je naša tekstura, "texture" pa naša struktura. 55. VPRAŠANJE 88 55.1. Naštej tipe struktur glede na stopnjo kristalizacije sestavnih delcev! Tipe struktur klasificiramo po sledečih znakih: 1. Stopnja kristalizacije sestavnih delcev 1. popolno kristalna ali holokristalna struktura, ko je vsa kamnina sestavljena iz kristalnih sestavnih delcev in nima stekla, 2. steklasta ali holohialinska, ko je vsa kamnina iz stekla in 3. hipokristalna, vitrofirska ali hipohialinska, ko v kamnini nastopajo hkrati kristali in steklo. Steklo predstavlja skrajno žilavo preohlajeno raztopino, v kateri so atomi in njihove skupine razporejene brezredno kot v tekočini in ne tvorijo zakonitih prostorskih mrež, značilnih za kristale. Tako steklasto stanje pa je labilno in kamnina počasi in samodejno kristalizira v agregat izredno majhnih kristalnih elementov. Prav zato poznamo sorazmerno malo paleozojskih kamnin, ki so ostale steklaste. Temperatura ta proces še pospeši. V starih lavah, ki so bile podvržene termalni in dinamični metamorfozi, ne najdemo stekla. 2. Absolutna velikost kristalnih zrn 4. jasno kristalna ali fanero kristalna in afanitska ali skrito kristalna struktura. V prvi vidimo posamezna zrna s prostim očesom, v drugi pa izgleda kamnina s prostim očesom masivna, 5. jasno kristalne strukture delimo po velikosti zrn na grobokristalne (premer zrn nad 5 mm), srednjekristalne (premer zrn 1 do 5 mm) in drobno kristalne (premer zrn pod 1 mm), 6. afanitska struktura lahko pod mikroskopom kaže, da je kamnina sestavljena iz mikroskopskih kristalnih zrnc. To je mikrokristalna struktura. Lahko se primeri, da so posamezni kristalčki nerazločni celo pod mikroskopom, čeprav njih agregat deluje na polarizirano svetlobo - to je miroafanitska ali skritokristalna (kriptokristalna) struktura. 3. Razmerje med velikostjo zrn 7. enakomerno zrnato struktura, 8. neenakomerno zrnata struktura, 9. porfirska ali porfirju podobna (porfiroidna) struktura. Porfirska ali porfirju podobna struktura je značilna po posameznih večjih kristalih, vtrošnikih ali fenokristalih, ki leže v osnovi precej manjših kristalov, mikrolitov ali včasih stekla. Včasih je teh vtrošnikov veliko, tako da se dotikajo med seboj in so medprostori zapolnjeni z osnovo - to je intersertalna struktura, če je pri tem tip strukture holokristalen, pravimo, da je to kriptska struktura. Polifirska struktura je tista, kjer nastopa mnogo vtrošnikov, oligofirska, če jih je malo. Afirska struktura nastopa, kadar sploh ni vtrošnikov. Z genetske točke ločimo dve vrsti porfirskih struktur: Prvi tip je vezan na nenaden padec temperature ali povečano hitrost ohlajanja, drugi tip pa ni vezan na tak hiter padec temperature. Drugi tip strukture razlikujemo od prvega z izrazom porfirju podobne ali porfiroidne strukture. V tem primeru je osnova navadno jasnokristalna, drobnozrnata. Ta način je lahko nastal pri kristalizaciji taline, ki je imela ene komponente precej nad sestavom evtektične točke. Najprej so se torej izločali eni kristali in ko je talina dobila sestav evtektične točke, so minerali, ki so preostali, kristalizirali hkrati in stvorili drobnozrnato zmes. Včasih je pri tem nastalo pravilno zraščanje, ki kaže na istočasno kristaljenje. Te 89 vrste strukture imenujemo evtektofirske. Sem spada granofirska struktura, v kateri nastopajo lepi kristali glinencev v osnovi iz mikropegmatitskih zrastkov glinencev in kremena, ki tvorijo evtektikum. 4. Oblika mineralov (zraščenje in preraščenje mineralnih komponent). A. Značaj zraščanja: 1. Zrna so omejena z lastnimi kristalnimi ploskvami - idiomorfni ali automorfni kristal. 2. Včasih so kristali slabo oblikovani in korodirani. Včasih ne kažejo svojih lastnih kontur, temveč zapolnjujejo prostor, ki ga omejujejo drugi kristali - to so ksenomorfna ali alotriomorfna zrna. 3. Isti mineral je lahko idiomorfen z ozirom na ene in ksenomorfen z ozirom na druge minerale. Tedaj mu pravimo, da je hipidiomorfen. 4. Če ni nobene razlike med minerali z ozirom na idiomorfnost zrn, pravimo, da je struktura panalotriomorfna ali nidiomorfna. B. Značaj preraščanja 1. Pri istočasni kristalizaciji se pogosto zgodi, da nastopajo minerali v drobnem pegmatitskem preraščanju (npr. glinenci in kremen v mikropegmatitu ali granofirju). Važna značilnost pegmatitskega preraščanja je: a) Vrastki kremena v kalijevem ali K - Na - glinencu so orientirani enako, t.j. vsi vrastki v enem zrnu ugašajo hkrati. Izjema je le takrat, ko nastopajo v raznih delih preraščenja po različnih zakonih. Tedaj ugašajo hkrati skupine vrastkov, ki ustrezajo istemu zakonu. b) Obrisi vrastkov se približujejo poligonalnim konturam v prečnih presekih in premim podolgovatim oblikam v podolžnih presekih. Prečni preseki dajejo sliko tako imenovanega pismenkastega preraščenja. c) Orientacija kremena in glinenca je zakonita (ploskve, v katerih se stikata, so kristalonemične). Granofirski zrastki prehajajo pogosto v sferelit. Pegmatitska struktura je značilna po istočasni kristalizaciji, najbolj pogosto kremena in alkalnega glinenca. 2. Preraščenje v mirmekitski strukturi se razlikuje od pravilnih preraščenj mikropegmatitov in granofirov. Zrna kremena imajo nepravilno, črvom podobno obliko in se preraščajo s plagioklazi. Kremenovi vrastki hkrati potemnjujejo. V tem primeru nimamo preraščenja ortoklaza ali kalijevo natrijevih glinencev s kremenom, kot je to primer v pegmatitu. Pegmatitu podobna zraščenja nastopajo seveda tudi med nekaterimi drugimi minerali: plagioklaz - nefelin, plagioklaz rombični piroksen, avgit - rogovača, piroksen - špinel, špinel - magnetit itd. 3. Pertitska struktura. Deloma vzporedno, deloma ne, popolnoma pravilno preraščanje kalijevih glinencev in alkalnih plagioklazov imenujemo pertitsko strukturo. Pri visokih temperaturah so bili glinenci med seboj topni, pri nižjih temperaturah pa so razpadli v pertit. Albit se izloča v žilicah, ki sekajo kalijev glinenec (ortoklaz ali mikroklin). Ortoklaz navadno prevladuje. Antipertit je tako zraščenje albita in ortoklaza, ko albit prevladuje in je ortoklaz prisoten v pegastih vrastkih v albitu. 4. Poikilitska zraščenja. Nastopajo lepo razviti kristali enega minerala, ki se imenuje v takih pogojih oikokristal. V tem mineralu so vključena kristalna zrna drugega minerala ali 90 nekoliko mineralov, hadakristalov, ki so različno orientirani. To strukturo lahko tolmačimo kot zbirno kristaljenje, ki spremeni posamezna manjša zrna, ki so ležala prej med hadakristali, v en velik oikokristal. Ta oikokristal nato vsebuje kot vključke v sebi hadakristale. Lahko si predstavljamo npr. cikokristal kremen, ki vključuje z zbirno kristalizacijo glinence lahko amfibol, nastal z zbirno kristalizacijo piroksena, ki vsebuje bazične plagioklaze. Lahko pa so hadakistali tudi preprosto vključeni pri začetku rasti v oikokristalu. 5. Spremembe izločenih kristalov za časa kristalizacije Resorpcija lahko nastane iz dveh razlogov: 1. 2. če nastopi dvig temperature in tlaka in v slučaju inkongruentne točke taljenja kemične spojine. Forsterit se začne topiti npr. pri 1557 °C in se spreminja v klinoenstatit. Pri procesih spreminjanja že izločenih kristalov nastopajo včasih reakcijski obročki. Na meji dveh mineralov nastane zaradi njihovega medsebojnega vpliva sloj tretjega minerala, ki ju loči. Med olivinom in plagioklazom nastopa večkrat amfibol, med magnetitom in plagioklazom biotit itd. Če nastopa amfibol okrog granata ali olivina, pravimo strukturi kelifitska. Včasih nastopa reakcijski obroč zaradi vpliva taline na mineral. To je zelo verjetno v primeru rombičnega piroksena in olivina. Rombični piroksen tvori venec okrog olivina. Ta lastnost je značilna za druzitsko ali venčasto strukturo. Primer je amfibol okrog piroksena, sljude okrog olivina. 56. VPRAŠANJE 56.1. Naštej tipe tekstur! Razlikujemo endogene in eksogene teksture. Prve kažejo razpored sestavnih delov pod vplivom notranjih vzrokov, v zvezi z načinom kristalizacije magme. Eksogene teksture pa so nastale pod vplivom zunanjih vzrokov. A. Endogene teksture 1. Homogena ali normalna tekstura je najbolj razširjena. Mineralni deli so razporejeni po vsej masi enakomerno in posamezni delci kamnine so enaki po sestavi in strukturi. To strukturo imajo lahko zrnate magmatske kamnine in porfirske kamnine. 2. Šlirska ali taksitska tekstura je značilna po koncentriranju mineralov kamnine v plasti. Če se razlikujejo plasti po mineralih, ki jih sestavljajo, imenujemo teksturo konstitucijska šlirska, če pa se plasti razlikujejo po velikosti zrn pa govorimo o teksturi strukturno šlirska šlirsko. Z ozirom na lego plasti razlikujemo: a) evtaksitsko teksturo: plasti so vzporedne, b) ataksitsko teksturo: lega plasti je nepravilna in c) plastasto teksturo: značilne so ostro izražene pravilno vzporedne plasti. 3. Glomerokristalna tekstura karakterizira zrnate kamnine in se izraža v neenakomernem koncentriranju mineralov v posamezne izolirane skupine v nasprotju z njihovo razdelitvijo v homogeni teksturi. 4. Glomeroporfirska tekstura je značilna za porfirske kamnine in sicer so vtrošniki v kamnini razporejeni in koncentrirani neenakomerno v osamljene skupine. 5. Sferična tekstura se izraža z razvrstitvijo mineralov kamnine v sferične ali ovalne sloje. Včasih jo spremlja tudi sferična struktura t. j. sferična oblika mineralov, ki nastopajo kot središča sferične razpredelitve. 91 B. Eksogene teksture 1. Fluidalna tekstura: Vtrošniki porfirske ali vitrofirske kamnine so razprostrti v smeri, v kateri je snov tekla. Vzporedna ali skoraj vzporedna razvrstitev dolgih mikrolitov je značilna za trahitne strukture osnove porfirskih kamnin. 2. Tekstura zrnastih kamnin, ki obstojijo skoraj izključno iz glinencev in je značilna po podobnem subparalelnem razporedu letvastih kristalov, je trahitoidna. 3. Breči podobna tekstura je značilna z močno zlomljenostjo različnih delov kamnine, z njihovo oglato obliko in z razliko med sestavo cementa in posmeznih delov breče. 4. Gnajsova ali skrilava tekstura. Intenzivno plastasta vsled enosmernega tlaka. 5. Tufska ali grohova tekstura (v porfirskih ali vitrofirskih strukturah) se izraža s prisotnostjo številnih zlomljenih vtrošnikov in deloma s tem, da imajo različni deli kamnin nekoliko različno strukturo in sestavo. Z ozirom na način in stopnjo zapolnitve prostora razlikujemo tele teksture: 6. Kompaktna tekstura 7. Porozna tekstura: ta je lahko nastala ali pri pogojih strjevanja globočnin, ki so a) kristalne zrnate ali pa b) v površinskih potokih lave. a). V prvem primeru imamo druzovo ali miarolitsko teksturo. V masi kamnine ostajajo praznine, ki so bile že prvotno nezasedene z mineralnimi snovmi in omejene z bolj ali manj lepo izoblikovanimi ploskvami kristalov. b). V predorninah imajo pore, ki so nastale vsled nastopanja mehurjev plina, okroglo obliko kroglasto ali elipsoidno. Te pore so včasih raztegnjene v smeri pretakanja in postanejo cevaste. V odvisnosti od števila mehurčkov ločimo porozno, mehurčasto, žlindrasto in votličasto teksturo. 8. Končno nastopa v predorninah bazičnih kamnin, ki se izlivajo v morja, poseben način zapolnjevanja prostora. Ta način se z ene strani genetsko približuje tvorbi poroznih tekstur, z druge strani pa po zunanji obliki veže te singenetske lastnosti s pojavi krojenja. Vsa masa kamnine razpada v tem primeru na posamezne sferoide in dobi obliko zelo grobega agregata. Kroglaste lave (pillow lava) so razširjene v kamninah skupine spilitov. Nastopajo skupaj z morskimi sedimenti, kar kaže na njihov podvodni nastanek. 57. VPRAŠANJE 57.1. Krojenje magmatskih kamnin (vse kar veš)! Mase magmatskih kamnin so v naravi navadno razdeljene v posamezne dele različnih velikosti in oblik. Pojav razdelitve kamnine imenujemo krojenje. V komaj strjenih kamninah so, zaradi razteznostnih sil pri pretakanju ali pa zaradi kontrakcijskih sil med ohlajanjem in strjevanjem, nastajale razpoke prvotnega krojenja. Pri počasnem ohlajanju globočnin se vsa masa strdi kot celota. Nastopajo le razpoke ob mejah masiva, vzporedno s kontakti s prikamninami in dobimo ploščasto krojenje. Razpoke so tem bolj goste, čim hitrejše je bilo ohlajanje. Če poleg tega nastopijo še razpoke, navpične na kontakt, dobimo paralelepipedno krojenje. 92 Pri ohlajanju plastastih teles intruzivnih ležišč, potokov itd., je krčenje v ploskvi potoka večje, kakor v navpični smeri na to ploskev. Pri tem nastane prizmatsko ali stebričasto krojenje (Slika 53). Slika 53. Prizmatsko ali stebričasto krojenje andezit-bazalta. Pri hitrem ohlajanju zunanjih delov v žilah, predvsem bazičnih magmatskih kamnin (diabazov), nastopi kroglasto krojenje. Kamnina se kroji v okrogle kose, ki se pri površinskem razpadanju kroglasto lupijo. Krčenje je nastopilo okrog mnogih središč, okrog katerih so zato nastajale koncentrične razpoke, ki delijo kamnino v koncentrične skorje, ki leže ena v drugi. Krogle so zelo različnih velikosti (od velikosti pesti do več metrov) (Slika 54). Zelo pogosto nastopa tudi nepravilno krojenje, pri katerem nastopajo popolnoma nepravilni kosi. 93 Slika 54. Kroglasto krojenje pillov lave. Slika 55. Pillov lave pri Demir Kapiji, Makedonija. 94 Slika 56. Pillov lave pri Demir Kapiji, Makedonija - detajl iz prejšne slike. Podobna kroglasti krojitvi je perlitska tekstura. Ta tekstura nastopa v žilavih steklih, predvsem kislih kamnin. Sestavljena je iz mreže tankih mikroskopskih razpok, ki razbijajo steklasto maso v skupnost okroglih teles (biserov), ki je vsak od njih sestavljen iz koncentričnih skorjic. Dimenzija teh biserov je lahko od graha do več centimetrov (slika 57). 95 Slika 57. Perlitska struktura (črno - steklo, vtrošnik plagioklaza). 58. VPRAŠANJE Oblike nastopanja magmatskih kamnin (Slike 58, 59, 60, 61, 62, 63) 58.1. Naštej oblike nastopanja plutonskih kamnin! Magmatska masa je pri vtiskavanju dobila posebne oblike, ki so odvisne v glavnem od tektonskih značilnosti kamnin, v katere se je masa vtisnila. Oblika magmatske kamnine in drugi geološki faktorji močno vplivajo na nastajanje teh ali onih mineralnih kombinacij iz magme dane kemične sestave in še bolj na strukturo kamnine. Pri tem lahko razlikujemo oblike nastopanja plutonskih in vulkanskih kamnin. Subvulkanske kamnine imajo iste oblike nastopanja kakor globinske intruzije. Pri vulkanskih kamninah ločimo produkte treh vrst: 1. žilni izlivi, 2. izlivi zaradi porušenja krovnine in 3. centralni izlivi. V nekaterih primerih se izliv ponavlja večkrat v isti točki. Tako nastanejo ponavljane tvorbe, če je sestava zaporednih erupcij enaka in komplicirano, če je sestava različna. Klasifikacija magmatskih kamnin po Dalyju je naslednja: A. Injekcijska telesa I. Konkordantne injekcije (injekcije so razprostrte več ali manj vzporedno plastovnim površinam kamnine) 1. intruzivni zavali oziroma intruzivna ležišča (silli), homogeni ali diferencirani, 96 a) intruzivni zavali preprosti, ponavljani, komplicirani, b) medformacijski intruzivni zavali, 2. homogeni in diferencirani lakoliti: preprosti (simetrični in asimetrični), ponavljani komplicirani, medformacijski, 3. fakoliti, 4. lopoliti: preprosti in komplicirani. II. Diskordantne injekcije 1. žile (dike) homogene in diferencirane: preproste, ponavljane, komplicirane. 2. intruzivne žile (intrusive vein) – se razlikujejo od žil, ker nimajo vzporednih meja in se nepravilno gibajo in pogosto cepijo, 3. apofize in odcepi, 4. žrelovine (necki) homogene in diferencirane, 5. obročaste žile in stožčaste žile, 6. bismaliti, 7. honoliti, 8. etmoliti, 9. sfenoliti, 10. harpoliti, B. Globočninska oblikovanja 1. Čoki (stocki) homogeni in diferencirani: preprosti, ponavljani, komplicirani (pod 200 km2 površine). 2. Batoliti homogeni in diferencirani: preprosti, ponavljani in komplicirani (nad 200 km2 površine). C. Ekstruzivna telesa in izlivi I. II. III. Žilni izlivi: dike, pokrovi Izlivi pri prelivanju krovnine: pokrovi (potoki). Centralni izbruhi: 1. Žrelovine (necki): a) tufske, b) lavine, c) komplicirane. 2. Kupole, igle, kumulovulkani 3. Potoki, ki se izlivajo iz vrha, z bočnih razpok ali iz odprtine na koncu bočnega kanala. Posebne oblike: kroglasta lava (pillow lava), tuneli, lavine kaskade itd.). IV. Stožci: a) tufovi, pepelovi, lavini: kupola, lavini obroči, komplicirani stožci, zdrobljeni stožci; b) skupine stožcev, verige stožcev. Intruzivna ležišča in lakoliti se razlikujejo v glavnem po odnosu debeline intruzivnega telesa in njegovi dolžini. V lakolitih debelina srednjega dela ne sme biti manj kot 1/7 do 1/8 premera osnove. Intruzivna telesa so pa mnogo tanjša. Lakolit ima torej obliko hleba, ležišče pa je plastnato. Vmesne oblike imenujemo lakolitna ležišča. Lakoliti so dobili pri dviganju krovnine hlebčasto obliko. Taka idealna oblika je seveda v naravi precej redka. Lakoliti včasih lokalno niso soglasni s prikamninami, nimajo apofize in se razčlenjujejo na posamezna intruzivna ležišča. 97 Intruzivna ležišča ali silli so razširjeni in so jih včasih zamenjavali z efuzivnimi pokrovi. Vedno je nujno raziskati spodnjo in zgornjo mejo teles in odnose na kontaktih s prikamninami. Lakoliti in intruzivna ležišča so se navadno injicirali med mirno ležeče sloje. Če se je injekcija izvršila med dve nesoglasno ležeči formaciji, se lakolit ali intruzivno ležišče imenuje medformacijsko ležišče ali zaval. Fakolit se razlikuje od lakolitov po tem, da se je injiciral med sloje za časa gubanja in je bil med injiciranjem podvržen gubanju slojev. Lopoliti se razlikujejo od lakolitov po tem, da so čašaste oblike. Debelina je navadno okrog 1/10 do 1/20 premera osnove (Bushveldski masiv, Sudbury itd.). Lopoliti so lahko komplicirani in diferencirani. Dike se razlikujejo od intruzivnih žil po pravilnejši obliki in večjih dimenzijah. Žrelovine ali necki so zapolnitve cevastih kanalov. Če magma napolnjuje le steno kanala, sredina pa je zapolnjena s porušenim ali usedlinskim materialom, dobimo obročaste žile, ki so precej redek pojav. Ploščina, ki jo zavzemajo, je lahko stožčasta in ne valjasta in se širi proti vrhu. Izrazi bismalit, honolit, otmolit so izvedeni za oznake raznih diskordantno injiciranih teles. Bismalit je sorazmerno ozko, visoko telo, ki prodira sloje podobno čepu. Bismaliti so lahko intruzivni ali ekstruzivni (zapirajo žrela vulkanov - to so ekstruzivni bismaliti). Honoliti so telesa nepravilne oblike, ki predstavljajo zapolnitev votline. Če se zožujejo proti globini, so to etmoliti. Sfenoliti so klinasta telesa (dacita), ki kot intruzivno ležišče razdvajajo sloje soglasno, delno pa nesoglasno. Harpoliti so v tlorisu srpasta telesa. Med čokom in batolitom je razlika v velikosti. Oboji so seveda mase magmatskih teles neznane globine. Nahajajo se na mestih, kjer je nastajala sama magma in navadno so granitski. Dimenzije takih magmatskih teles so lahko zelo velike. Granodioritski batolit sierra Nevade v Kaliforniji (ZDA) ima npr. površino 50000 km2, postbotnijski granitski masiv v Finski pa npr. 23000 km2. Pod 200 km2 površine imenujemo globočninsko oblikovanje z imenom čok. Oblike vulkanskih kamnin so odvisne od načina pojavljanja magme na površini. Eksplozije povzročajo končno tudi nastanek piroklastičnih produktov (pepela, lapilov, bomb). OBLIKE NASTOPANJA MAGMATSKIH KAMNIN Slika 58. Oblike nastopanja magmatskih kamnin: batolit, lakolit, sill ali zaval, različne žile ali dajki (dike), lavni izliv, vulkanski nek (žrelovina), vulkanski stožec. 98 Slika 59. Oblike nastopanja magmatskih kamnin: lavni izliv, vulkanski stožec - krater, parazitski stožec, vulkanski nek (žrelovina), piroklastični materijal. Slika 60. Oblike nastopanja magmatskih kamnin: batolit, lakolit, sill ali zaval, različne žile ali dajki (dike), vulkanski nek (žrelovina). 99 Slika 61. Oblike nastopanja magmatskih kamnin - vulkanski krater. Slika 62. Oblike nastopanja magmatskih kamnin - lavin izliv. 100 Slika 63. Oblike nastopanja magmatskih kamnin - lavin izliv. 101 59. VPRAŠANJE Kemična sestava magmatskih kamnin. 59.1. Katere so glavne kemične komponente, ki nastopajo v magmatskih kamninah in napiši, kakšne so njihove koncentracije! Glavne kemijske komponente, ki nastopajo v kamninah so: SiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O, K2O, v manjših količinah TiO2, MnO, SrO, BaO in H2O. Komponente variirajo le v določenih mejah. Kot je bilo že rečeno, so glavne kemijske komponente magmatskih kamnin težkohlapne. Od lahkohlapnih magmatskih komponent ima nekoliko večjo vlogo le voda. Različne komponente se ne spreminjajo slučajno, temveč so medsebojno odvisne. Pogostost najbolj razširjenih kamninotvornih oksidov na osnovi 5000 analiz svežih kamnin vidimo na sliki 64. SiO2: Kremenica je glavni oksid. V večini magmatskih kamnin nastopa med 30 in 80 % SiO2. Njena spremeba pa ni popolnoma pravilna. Nastopata dva maksimuma. Eden je pri 52,5 % SiO2 in ustreza kamninam bazaltoidne sestave, drugi pri 73,0 % SiO2 in ustreza kamninam granitske sestave. Srednja vsebina znaša 59,1 % SiO2 in ustreza granodioritu. Oba maksimuma sta izredno važna za genetska razmišljanja o nastanku magmatskih kamnin. Slika 64. Razprostranjenost magmatskih kamnin z različno vsebnostjo SiO2. Na osnovi podatkov pogostosti kamnin na zemeljski površini lahko rečemo, da so predornine mnogo bolj pogoste od globočnin. Dejansko pa nastopa v zemeljski skorji v celoti mnogo več globočnin od predornin. Med predorninami so daleč najbolj razširjeni bazalti in njim sorodni andezit - torej bazične kamnine, medtem ko so kisle predornine redke. Med globočninami pa prevladujejo graniti nad bazičnimi kamninami. Iz tega izhaja, da so vsekakor najbolj zastopane granitske kamnine, bogate s kremenico. Torej bi bil v diagramu pogostosti kremenice na sliki 64 pomen drugega maksimuma še daleč večji. Seveda pa bi ostalo še vedno točno, da so v naravi najbolj pogoste kamnine granitskega in bazaltskega kemizma. Al2O3: Glinica variira med 10 in 20 %. Nizek Al2O3 je značilen za kamnine z malo glinencev ali glinenčevih nadomestkov, torej za ultrabazične kamnine; visok Al2O3 je značilen za anortozite in kamnine, ki vsebujejo precej nefelina. 102 Na2O: Na2O kaže simetrično variiranje, v splošnem od 2 % do 5 %. Na2O redko preseže 15 %. K2O: Krivulja za K2O je manj pravilna, večina kamnin ga ima manj od 6 % in le redke nad 10 %. FeO in Fe2O3: Krivulji za FeO in Fe2O3 sta si podobni; obe kažeta maksimum pri 1,5 %. Vsota železovih oksidov v magmatskih kamninah redko znaša nad 15 %, razen v magmatskih železovih rudah. MgO: Krivulja pogostotsti magnezijevega oksida je zelo asimetrična; večina kamnin ima nizek odstotek MgO in le ultrabazične kamnine, bogate z olivinom in piroksenom imajo nad 20 %. Slika 65. Vsebina Al2O3, FeO in Fe2O3 v različnih kamninah v CaO: Krivulja za CaO je podobna krivulji za odvisnosti od njihove vsebine kremenice (kamnine CaMgO. Večina kamnin ima manj od 10 % CaO, alkalnega niza). čeprav imajo nekateri pirokseniti nad 20 %. H2O: Voda lahko doseže v redkih vulkanskih steklih 10 %, v splošnem pa je magmatske kamnine ne vsebujejo nad 2 % in je višek v analizi verjetno posledica dobljene vode pri spremembah. 59.2. Kako se v različnih magmatskih kamninah spreminjajo sledeče komponente v odvisnosti od njihove vsebine kremenice? (nariši njihove diagrame). Ker je SiO2 najvažnejša komponenta v magmatskih kamninah, si oglejmo še odvisnost vsebine ostalih oksidov od vsebine kremenice (Slike 65, 66 in 68). Z naraščanjem silicija raste vsebina kalija (Slika 68) in feriželeza (Slika 65), z naraščanjem silicija pa obratno padajo vsebine feroželeza (Slika 65) in magnezija (Slika 66). Vsebine aluminija in kalcija z naraščanjem silicija najprej naglo rastejo, tako da dosežejo v kamninah z okrog 50 % SiO2 maksimum, nato pa postopno padajo (Sliki 65 in 66). Podobno se ponaša vsebina natrija (Slika 68), ki raste z naraščanjem silicija do približno 60 % SiO2, nato pa vsebina natrija zelo počasi pada. V kislih kamninah prevladuje natrij nad kalcijem, kalij nad natrijem, železo in kalcij nad magnezijem in feriželezo nad feroželezom. V bazičnih Slika 66. Vsebina MgO in CaO v različnih kamninah v kamninah pa prevladuje kalcij nad natrijem, natrij odvisnosti od njihove vsebine kremenice (kamnine Canad kalijem, magnezij nad kalcijem in železom in alkalnega niza). feroželezo nad feriželezom. 103 Nekateri odnosi relativnih molekularnih količin v magmatskih kamninah. Omenimo naj še neke popolnoma določene odnose med magmatskimi kamninami v pogledu kemizma. Če opazujemo odnose relativnih molekularnih količin (utežne odstotke kemične analize preračunamo v molekularne količine, če jih delimo z ustreznimi molekularnimi težami oksidov), nato pa jih pomnožimo še z nekim skupnim faktorjem (navadno 100 ali 1000), dobimo sledeče zakonitosti: Slika 67. Vsebina K2O in Na2O v različnih kamninah v odvisnosti od njihove vsebine kremenice (kamnine Ca-alkalnega niza). - za majhe vsebine SiO2 (50 – 60 %) Na2O + K2O < Al2O3 < NaO + K2O + CaO - za srednje vsebine SiO2 (60 do 65 %) Na2O + K2O + CaO ~ Al2O3 - za velike vsebine SiO2 (preko 60 – 65 %) je odnos molekularnih količin: Al2O3 – (K2O + Na2O + CaO) = med 0 in 0,2 Al2O3. Vsebina SiO2 je nadalje navadno večja od vsote naslednjega izraza, podanega v molekularnih količinah: 6( Na2O K 2O) 2( Al2O3 Na2O K 2O) (CaO ( Al2O3 Na2O K 2O) kremenica, ki se veže z albitom in ortoklazom kremenica, ki se veže v anortitu kremenica, ki se veže v kalcijev del piroksenov 1 ( MgO FeO) 2 kremenica, ki se veže v olivin Najmanjša vsebina SiO 2 za tvorjenje kamnin brez glinenčlin h nadomestkov V kolikor zadnji člen zamenjamo z (MgO + FeO), dobimo vsoto kremenice, potrebno za nastajanje kamnin, nasičenih s kremenico. Višek kremenice nad vsoto izraza daje prost kremen v kamnini. V kolikor je molekularna količina SiO2 manjša od vsote zgornjega izraza, nastajajo v kamnini glinenčevi nadomestki. 59.3. Kdaj govorimo o alkalnih kamninah? V primeru, če je vsota Na2O + K2O večja od molekularne količine Al2O3, tako da se alkalije lahko vežejo s feriželezom, govorimo o alkalnih kamninah. Na2O + K2O > Al2O3 59.4. Kako ločimo po vsebini kremenice vse magmatske kamnine? Glede na vsebino kremenice ločimo: kisle magmatske kamnine, ki vsebujejo nad 66 % SiO2, srednje magmatske kamnine z vsebino SiO2 med 52 in 66 %, bazične magmatske kamnine z manj od 52 % SiO2 in ultrabazične magmatske kamnine s pod 45 % SiO2. 104 Kisle kamnine imenujemo tudi levkokratne, srednje mezokratne, bazične melanokratne in ultrabazične holomelanokratne. Kamnino z visoko vsebnostjo kremenice (> 66 % SiO2) imenujemo kisla kamnina (granit, sienit, kremenov diorit), srednje kamnine vsebujejo med 52 in 66 % SiO2 (granodiorit), bazične kamnine vsebujejo med 45 in 52 % SiO2 (diorit, gabro, bazalt, andezit), ultrabazične kamnine pa vsebujejo manj kot 45 % SiO2 (peridotit, dunit). Ime ultrabazične kamnine se pogosto zamenjuje z imenom ultramafične kamnine, vendar je pomen obeh različen. Ultramafične kamnine vsebujejo veliko mafičnih mineralov. 60. VPRAŠANJE Mineraloška klasifikacija magmatskih kamnin Različen pomen mineralov v magmatskih kamninah Minerale, ki sestavljajo kamnine, lahko delimo z ozirom na njihov pomen ali pa genetsko vlogo v kamnini. 60.1. Katere štiri vrste mineralov ločimo v magmatskih kamninah z ozirom na njihov pomen? Z ozirom na pomen v kamnini bomo ločili 4 vrste mineralov: 1. bistveni ali osnovni minerali določajo, da pripada kamnina dani skupini: npr. glinenci, glinenčevi nadomestki, kremen, itd. Pri odsotnosti le enega od teh ne pripada kamnina več k tej skupini, 2. značilni minerali določajo skupaj z bistvenimi minerali petrografski tip kamnin določene skupine: hipersten v noritu, olivin v alivalitu itd., 3. akcesorni minerali so prisotni v kamnini, vendar ne vplivajo na njeno ime: apatit, cirkon itd., 4. primesni minerali ali slučajne primesi, kot na primer ortit ali topaz v nekaterih granitih. Če nastopa značilni mineral v večji količini, se kamnini pogosto po njem doda pridevek npr. kremenov, olivinov itd. 60.2. Katerih pet vrst mineralov ločimo v magmatskih kamninah z ozirom na njihovo genetsko vlogo v kamnini? Z ozirom na genetsko vlogo lahko delimo kamninotvorne minerale magmatskih kamnin v 5 skupin: 1. Primarni magmatski minerali ali minerali glavne faze kristalizacije kamnine. To so glavni kamninotvorni silikati in deloma nesilikatni sestavni deli, ki so nastajali med kristaljenjem magme. a). Eni od teh mineralov so obstojni pri pogojih nastanka kamnine in so kristalizirali iz magme pri nastanku kamnine: to so normalni minerali. b). Drugi minerali so se tvorili v magmi pri drugih pogojih (drugem tlaku in temperaturi) in jih najdemo v kamnini kot ostanke, ki so še preostali pri nepopolnem razpadanju in spreminjanju v druge minerale (ostanki avgita v rogovači, korodiran kremen v predorninah itd.). 105 c). Primarni minerali, ki so nastajali pred končnim strjenjem magme, pri reakciji magme s prej nastalimi minerali. Npr. nastajanje rombičnega piroksena iz olivina itd. 2. Epimagmatski (pnevmatolitski in reakcijski) minerali. Ti minerali so drugotni ali nadomestniki, pogosto slučajni. Nastali so pod vplivom preostalih raztopin ali lahkohlapnih sestavin na minerale v že strjeni kamnini. Nastali so torej večinoma metasomatsko, torej na mestu prvotnih mineralov, včasih v prostih votlinah, npr. minerali druz. Sem spada npr. serpentin v nekaterih dunitih, klorit v diabazih, minerali skupine zoisita in epidota, včasih skopolit v gabru itd. 3). Diagenetski minerali. Razen epimagmatskih raztopin vplivajo na kamnino po kristalizaciji magme lahko tudi spremenjeni fizikalno kemični pogoji. Pri tem lahko nastopi sprememba ene polimorfne faze v drugo, razpadanje trdih raztopin itd. Te vrste spremembe trajajo še dolgo po kristalizaciji magme. Sem spada npr. sprememba tridimita v kremen, razpadanje alkalnih glinencev v mikropertit itd. Izraz diagenetski minerali ni najbolj posrečen, ker te minerale lahko zamenjamo z diagenetski minerali, ki so se tvorili pri diagenezi sedimentnih kamnin. 4). Ksenogeni minerali. Sem spadajo večinoma slučajni minerali, ki so nastali pri asimilaciji tujih snovi iz prikamnin. Primeri: granati, wollastonit itd. 5). Drugotni eksogeni minerali. Ti minerali nastopajo v kamninah pod vplivom različnih zunanjih vplivov, ki delujejo na kamnine po njenem nastanku. To so minerali, ki nastajajo pri preperevanju, pa tudi pri metamorfozah. Ti minerali niso v zvezi z nastankom kamnine in ne vplivajo na položaj kamnine v sistematiki. 61. VPRAŠANJE 61.1. Mineraloška sistematika magmatskih kamnin Mineraloška sistematika magmatskih kamnin, ki jo podajamo tu, se naslanja tesno na Rosenbuschevo, ki jo je nekoliko prikrojil Nikitin. Kamnine so razdeljene v tri skupine: Globočnine so nastajale pri visokem tlaku in so se počasi ohlajale in imajo večinoma zrnato strukturo. Predornine so razdeljene v paleotipne in kenotipne. Zanje je značilno hitro ohlajanje pri nizkem tlaku in imajo pogosto porfirsko strukturo. Paleotipne kamnine smatramo one, ki so starejše od kenozoika, kenotipne pa naj bi bile mlajše od kenozoika ali pa kenozojske in naj bi vsebovale še steklo. Vendar takšna razdelitev ni povsem točna. Med obema skupinama ležijo genetske žilnine, ki so se ohlajale hitro pri visokem tlaku. Njihova struktura je lahko zrnata ali pa porfirska. V njih lahko nastopa celo steklo, nikdar pa tufi. Žilna oblika pri tem ni važna. Žilnine so vedno v genetski zvezi z neko globočnino, s katero so lahko kemično zelo sorodne (ašisti) ali pa se razlikujejo od nje (diašisti) z večjo ali manjšo vsebino kremenice ali pa z večjo ali manjšo vsebino temnih sestavnih delov (levkokratne – l in melanokratne – m). Nadaljnja razdelitev v vodoravnih vrstah je kemično in mineraloško osnovana. Pri naraščanju alkalij, kremenice in glinice pada, magnezij in železo pa raste. Alkalne kamnine, ki jih lahko jasno ločimo le pri členih s srednjo vsebino kremenice, ne pa pri zelo kislih ali zelo bazičnih, so značilne vedno po tem, da njihova vsebina glinice ne zadošča za spajanje alkalij s kremenico v glinence. Alkalne kamnine so značilne po tem, da nastopajo večinoma v tektonsko močno razgibanih anorogenih območjih in v mladih vulkanskih gorovjih. Mnogo bolj pogoste (100:1) kalcijevoalkalne kamnine so vezane predvsem na orogena, nagubana območja. 106 Kamnine smo ločili na podlagi mineraloške oziroma kemične sestave v sedem (6 + 1) skupin: GRANITSKA SKUPINA - granit SIENITSKA SKUPINA - sienit DIORITSKA SKUPINA - diorit GRANODIORITSKA SKUPINA - granodiorit GABRSKA SKUPINA - gabro PERIDOTITSKA SKUPINA - peridotit NESILIKATNA SKUPINA - karbonatit Poleg omenjenih tipičnih kamnin bomo v vsako skupino uvrščali tudi druge faneroktistalne in afantske kamnine, ki se približujejo tipičnim po svoji mineraloški, oziroma kemični sestavi. Kamnine vsake od prvih šest skupin bomo ločili na podlagi iste mineraloške oziroma kemične sestave v dve vrsti: NORMALNO VRSTO in ALKALNO VRSTO Znak alkalnosti je relativno bogastvo kamnine z alkalnimi minerali, v primeri s povprečno sestavo kamnine dane skupine, nastopanje alkalij v sestavi femičnih mineralov in nastopanje foidov Glede na geološke pogoje bomo kamnine vsake skupine ločili v tri rede: GLOBOČNINE PREDORNINE → 1. paleotipne predornine → 2. kenotipne predornine ŽILNINE → 1. ašisti → 2. diašisti Med minerali kamnine, ki pripadajo vsaki skupini bomo ločili z ozirom na njihov pomen, kot smo že omenili štiri vrste: 1. bistveni ali osnovni minerali, 2. značilni minerali 3. akcesorni minerali in 4. primesni minerali. 107 62. VPRAŠANJE Mineraloška klasifikacija magmatskih kamnin 62.1. Razloži osnove Streckeisenove klasifikacije magmatskih kamnin (klasifikacija IUGS) Albert Streckeisen je leta 1967 objavil klasifikacijo magmatskih kamnin. Kasneje je International Union of Geological Sciences (IUGS) objavila dopolnjeno Streckeisenovo verzijo, ki danes velja za mednarodno priznano klasifikacijo. Za klasifikacijo kamnine na osnovi mineralne sestave je treba določiti odstotno sestavo petih mineralov; kremena, plagioklazov (albit, oligoklaz, andezin, labradorit, bytownit, anortit), alkalnih glinencev (ortoklaz, mikroklin in sanidin), feromagnezijevih (olivin, avgit, rogovača, biotit) in foidnih mineralov (nefelin, levcit, sodalit, nozean, hauyn, lazurit). Upoštevati je treba, da alkalni glinenci vsebujejo tudi nekaj albita in 0-5 % anortita. Slika 68. Dvojni trikotnik Q-A-P in A-P-F (kremen-alkalni glinenci-plagioklazi) in (alkalni glinenci-plagioklazi-glinenčevi nadomestki) za globočnine. Po klasifikaciji IUGS so kamnine razvrščene na osnovi velikosti zrn v dve kategoriji. Kamnine, v katerih vse kristale najpomembnejših mineralov lahko ločimo s prostim očesom (kamnine s fanerokristalno strukturo), so plutoniti oziroma globočnine. Kamnine, v katerih s prostim očesom ne moremo ločiti nobenega kristalnega zrna razen vtrošnikov (kamnine z afanitsko strukturo), so vulkanske kamnine oziroma predornine. Znotraj teh dveh kategorij pa so kamnine poimenovane glede na vsebnost mineralov. Najbolj običajne globočnine so prikazane s trikotnim diagramom Q-A-P (Slika 68), kjer so kamnine klasificirane s tremi minerali: kremen (Q), alkalni glinenci (A) in plagioklazi (P). Mafični minerali ne pridejo v trikotnik sestave Q, A, P oziroma A, P, F, zato moramo vsebnost Q + A + P oziroma A + P + F preračunati na 100 %. 108 Trikotni diagram omogoča klasifikacijo globočnin, ki vsebujejo vsaj 10 % Q, A in P, preostali del kamnine pa je sestavljen iz mafičnih mineralov. Pri tem je treba določiti odstotno sestavo Q, A, P in mafičnih mineralov. Predpostavimo, da kamnina vsebuje 50 % mafičnih mineralov, 15 % Q, 20 % A in 15 % P. Ker mafični minerali niso vključeni v trikotni diagram, so minerali Q, A in P preračunani tako, da skupaj tvorijo 100 %; tj. v našem primeru 30 % Q, 40 % A in 30 % P. Točka v trikotnem diagramu pade v polje, ki pripada granitu. Če globočnina vsebuje manjše količine mafičnih mineralov, jo poimenujemo s predpono levko(npr. levkogranit); če vsebuje večje količine mafičnih mineralov, pa jim dodamo predpono mela(npr. melagranit). Če neki mafični mineral nastopa v večjih količinah, ga lahko uporabimo v imenu kamnine (npr. rogovačno biotitni granit). Mineral, ki ga je količinsko manj, postavimo na prvo mesto. Polja v desnem spodnjem kotu trikotnega diagrama z večjo vsebnostjo plagioklazov pripadajo različnim vrstam kamnin, ki jih moramo med seboj razlikovati. Anortozit je globočnina, ki vsebuje več kot 90 % plagioklazov (navadno labradorit in bytownit). Gabro in diorit (in njihove vulkanske ekvivalente: bazalt in andezit) ločimo med seboj na osnovi več meril. Plagioklaz v gabru vsebuje več kalcija kot An50, medtem ko plagioklaz v dioritu Slika 69. Dvojni trikotnik Q-A-P in A-P-F vsebuje več natrija kot An50. Enako pravilo velja za ločevanje (kremen-alkalni glinenci-plagioklazi) in (alkalni monzogabrov in monzodioritov. Če skušamo zgolj vizualno glinenci-plagioklazi-glinenčevi nadomestki) za klasificirati kamnino in po sestavi plagioklazov ne moremo ločiti predornine. med gabrom in dioritom, potem upoštevamo še količino mafičnih mineralov. Gabro navadno vsebuje več kot 35 % mafičnih mineralov (navadno avgit, hipersten ali olivin), diorit pa vsebuje manj kot 35 % mafičnih mineralov (navadno rogovačo ali hipersten, redkeje avgit). Trikotni diagram F-A-P (slika 69) pa uporabljamo za klasifikacijo globočnin, ki namesto kremena vsebujejo foidne minerale (F). Neka kamnina se ne more pojaviti na obeh trikotnih diagramih hkrati, ker kremen v navzočnosti foidnih mineralov zreagira in nastane glinenec s srednjo vrednostjo kremenice. Za klasifikacijo predornin prav tako uporabljamo trikotna diagrama Q-A-P in F-A-P. Bazalt in andezit ločujemo na dva načina; v glavnem na osnovi vsebnosti kremenice (kamnina z več kot 52 109 % SiO2 je andezit, z manj pa bazalt) in redkeje na osnovi sestave plagioklazov (kamnina, ki vsebuje plagioklaze z več natrija kot An50, je andezit). Ločevanje andezita in bazalta na osnovi plagioklazov je težje, ker imajo conarno zgradbo. Slaba stran klasifikacije IUGS je, da ne zajame vseh magmatskih kamnin. Poleg tega, da razlikuje med kamninami z fanerokristalno strukturo (globočnine) in kamninami z afanitsko strukturo (predornine), zelo malo pove o njihovi strukturi. Kamnine, ki vsebujejo več kot 90 % mafičnih mineralov (sljude, amfiboli, pirokseni, olivin, neprozorni minerali, akcesorni minerali, cirkon, apatit, sfen, epidot, ortit, granat, melilit, monticelit, primarni karbonati itd.) so klasificirani s položajem v trikotniku Ol-Px-Hbl (olivin-piroksenrogovača) ali Ol-Opx-Cpx (olivin-rombični piroksen-klinopiroksen) (Slika 70). Slika 70. Klasifikacija in nomenklatura gabrskih kamnin, ki ustrezajo različnim poljem P-Ol-Cpx, Ol-P-Opx, Ol-Cpx-Opx, P-Cpx-Opx za globočnine. 63. VPRAŠANJE Kemična klasifikacija magmatskih kamnin 63.1. Razloži osnove kemične klasifikacije magmatskih kamnin (TAS - diagram; Le Bas et al. 1989; Bellieni in et al. 1995)! Le Bas in sodelavci so leta 1989 podali klasifikacijo predornin kamnin, s katero so premostili problem, ki se pojavlja pri Streckeisenovi klasifikaciji, zlasti ko imamo opravka z predorninami z 110 veliko stekla. Gre za enostavno klasifikacijo magmatskih kamnin, ki je boljša od Streckeisenove verzije. Podatki kemične analize (Na2O + K2O) in Si2O so nanešeni na diagram Si2O - ( Na2O + K2O ) (Slika 71). Bellieni in sodelavci pa so 1995 leta predlagali isti diagram Si2O - (Na2O + K2O) še za globočnine (Slika 72). Slika 71. TAS diagram po Le Bas et al. 1989 za predornine. Slika 72. TAS diagram po Bellieni et al. 1995 za globočnine. 64. VPRAŠANJE 64.1. Kaj veš o diferenciaciji magme? Diferenciacija je vsak proces, pri katerem iz posamezne homogene magme nastane več kemično različnih magmatskih kamnin. Najpomembnejši proces diferenciacije je frakcionirana kristalizacija, manj pomembna procesa sta ''liquid immiscibility'' (pri katerem se taline ne mešajo) in prenos plinov. 111 Minerali iz taline ne kristalijo sočasno. Navadno se najprej izloči en mineral, z nadaljnjim ohlajanjem magme se izloči naslednji in tako naprej. Prvi minerali, ki se izločijo iz silikatnih talin, reagirajo s talino, katere sestava se stalno spreminja (proti invariantni točki) in se s tem uravnotežuje. Temu procesu pravimo ravnotežna kristalizacija ali kristalizacija pri ravnotežnih pogojih. Procesu, ko izločeni kristali delno ali v celoti ne morejo več reagirati s talino, pa petrologi pravijo frakcionirana kristalizacija. Tedaj pride do magmatske diferenciacije in sestava rezidualne taline je povsem drugačna od tiste, ki bi nastala pri ravnotežni kristalizaciji. Proces magmatske diferenciacije s frakcionirano kristalizacijo je opisal N. L. Bowen v knjigi The Evolution of the Igneous Rocks (1928). Bowen je na osnovi laboratorijskih eksperimentov in opazovanj v naravi sklepal, da ima prvotna magma bazaltno sestavo, iz nje pa se razvijejo vse druge vrste magem. Mehanizem kristalizacije prvotne magme se imenuje Bowenov reakcijski niz, ki je izredno pomemben za razumevanje tako različnih vrst magmatskih kamnin. Vendar ne nastanejo vse magmatske kamnine z diferenciacijo bazaltne taline. 65. VPRAŠANJE 65.1. Bownovi reakcijski nizi Bowen je na osnovi laboratorijskih eksperimentov in opazovanj v naravi sklepal, da ima prvotna magma bazaltno sestavo, iz nje pa se razvijejo vse druge vrste magem. Mehanizem kristalizacije prvotne magme se imenuje Bowenov reakcijski niz, ki je izredno pomemben za razumevanje tako različnih vrst magmatskih kamnin. Vendar ne nastanejo vse magmatske kamnine z diferenciacijo bazaltne taline. Bowenov reakcijski niz (Slika 73) je sestavljen iz diskontinuiranega in kontinuiranega niza. Plagioklazi na desni strani tvorijo kontinuiran reakcijski niz, ker postopno prehajajo iz enega v drugega oziroma se njihova sestava in temperatura kristalizacije postopno spreminjata. Kristali plagioklazov med kristalizacijo kontinuirano reagirajo s talino in pri tem spreminjajo svojo sestavo od CaAl2Si2O8 proti NaAlSi3O8 (od bitovnita → labradorita → andezina → oligoklaza → proti albitu). Leva stran je sestavljena iz številnih mineralov, ki se med seboj razlikujejo tako po sestavi kot po teksturi in tvorijo diskontinuiran reakcijski niz. Feromagnezijevi temni minerali tvorijo diskontinuiran reakcijski niz, začenši z olivinom. Talina reagira z olivinom z nastankom piroksenov, iz piroksena nastane pri reakciji amfibol in iz amfibolov nato biotit. Med amfibolom in biotitom ne obstaja trdna raztopina, tako kot je to pri plagioklazih. Do reakcij med kristali in raztopino prihaja med ohlajanjem le v posameznih delih magme. Minerali v zgornjem reakcijskem nizu so karakteristični za bazalte in kristalijo pri visokih temperaturah. Minerali v spodnjem delu reakcijskega niza pa kristalijo pri nižjih temperaturah. Minerali, ki so karakteristični za granit, se pojavijo v spodnjem delu niza in imajo tudi najnižjo temperaturo kristalizacije. Alkalni glinenci tvorijo drug kontinuiran reakcijski niz od kalijevih k natrijevim členom. V spodnjem koncu se združi z nizom plagioklazov. S posplošenjem tega načela je uspelo dobiti vpogled v mehanizem kristalizacije naravnih magm. Grobo rečeno bi lahko delili glavne minerale magmatskih kamnin v tri skupine: 1. temni minerali, 2. plagioklazi in 3. alkalni glinenci. Ugotovljeno je sledeče: 1. Feromagnezijevi temni minerali tvorijo diskontinuiran reakcijski niz, začenši z olivinom. Talina reagira z olivinom z nastankom piroksenov, iz piroksena nastane pri reakciji amfibol in iz amfibolov nato biotit. 112 2. Plagioklazi tvorijo kontinuiran niz od kalcijevih k natrijevim členom, pri čemer so spremembe neskončno majhne. To sta dva znana niza Bowena. 3. Alkalni glinenci tvorijo drug kontinuiran reakcijski niz od kalijevih k natrijevim členom. V spodnjem koncu se združi z nizom plagioklazov. Grafično izgledajo tile nizi takole: Slika 73. Sistem kompleksne magme, sestavljen iz treh območij mnogokomponentnih prostorov (Bowenovi reakcijski nizi). Sistem kompleksne magme si torej lahko predstavljamo, kot da je sestavljen iz treh območij mnogokomponentnih prostorov, ki ustrezajo kristalizaciji členov za vsakega od teh nizov. Med nizi je morda evtektičen odnos v toliko, da prisotnost člena enega niza znižuje "tališče" člena drugega niza. Vendar se tu analogija z evtektično kristalizacijo konča, ker v teh nizih ni evtektične točke, kjer bi nastala končna strditev. Minerali imajo reakcijski odnos v primerjavi z magmo; vsak izločen mineral teži k temu, da bi se spremenil v naslednji člen v reakcijskem nizu. Te spremembe povzroči reakcija z magmo. V skladu s pogoji reakcije se magma popolnoma porabi, včasih prej, včasih pozneje in šele takrat je strjevanje končano. 66. VPRAŠANJE 66.1. Bownov reakcijski niz (vse kar veš + skica) Pri kristalizaciji magme je težnja, da se ohranja ravnotežje med tekočo in trdo fazo. Da bi se to ravnotežje obdržalo, prej nastali kristali reagirajo s talino in sproti prilagajajo svojo sestavo sestavi taline (primer: plagioklazi). Ta mehanizem ima za posledico nastanek kontinuiranega reakcijskega niza mineralov. Kristali plagioklazov med kristalizacijo kontinuirano reagirajo s talino in pri tem spreminjajo svojo sestavo od CaAl2Si2O8 proti NaAlSi3O8 (od bitownita → labradorita → andezina → oligoklaza → proti albitu). Drug način kristalizacije, ki je značilen za nekatere feromagnezijeve minerale, ti namreč pri nižji temperaturi reagirajo s preostankom taline, bogate s kremenico, pri čemer nastane nov mineral, ima za posledico diskontinuiran reakcijski niz mineralov (primer: olivin – pirokseni). Talina reagira z olivinom z nastankom piroksenov, iz piroksena nastane pri reakciji amfibol in iz amfibolov nato biotit. Med amfibolom in biotitom ne obstaja trdna raztopina, tako kot je to pri plagioklazih. Do reakcij med kristali in raztopino prihaja med ohlajanjem le v posameznih delih magme. 113 Slika 74. Bowenov reakcijski niz. 67. VPRAŠANJE Diferenciacija magme 67.1. Kaj veš o diferenciaciji magme? Diferenciacija magme vključuje vse procese, pri katerih se prvobitna homogena matična magma cepi v različne dele, ki končno tvorijo kamnine različne sestave. Diferenciacijski procesi so v naravi zelo važni, ker le z njihovo pomočjo lahko pojasnjujemo izredno pestrost kamnin ob nastopanju le nekaterih večjih magmatskih enot ali celo le ob dveh prvotnih magmah. Ti procesi vodijo razen tega tudi do nastanka važnih rudnih nahajališč. Zbirni pojem vseh teh procesov je diferenciacija magme. Procese diferenciacije lahko delimo grobo v dve skupini z ozirom na to, ali so se vršili za časa gibanja magmatskih mas ali med mirovanjem magme nekje v zemeljski skorji. V prvem primeru so glavni faktorji, ki povzročijo cepljenje magme v razne produkte, spremembe tlaka in temperature pri dviganju magme v zgornje dele zemeljske skorje. Vendar pa lahko vodi do ločenja taline od trdne fraze že tudi samo gibanje v magmatskem ognjišču. Ker je pri teh diferenciacijskih procesih važno gibanje, imenujemo diferenciacijo te vrste kinetična diferenciacija. V drugem primeru se vrši diferenciacija magme na enem mestu in sicer zaradi padanja temperature pri ohlajanju. Spremembe tlaka so v istem nivoju relativno majhne. Ker se diferenciacija v tem primeru vrši med mirovanjem, jo imenujemo statična diferenciacija. Primer kinetične diferenciacije vidimo v ljubotenskem peridotitnem masivu Raduše, ko žile gabrske (dialag + labradorit) sestave, piroksenitske sestave (kamnine iz samega piroksena ali celo anortozitske sestave (kamnine iz skoraj samih bazičnih glinencev) sekajo peridotite, sestavljene le iz olivina in majhnih količin piroksena. Ločenje teh kislih talin, ki so dale žilnine iz deloma že otrdele bazične magme, se je izvršilo med gibanjem preostalih talin. Primeri statične diferenciacije so mnogo bolj redki od primerov kinetične diferenciacije. Za tvorjenje statičnih diferenciatov, ki so ostali na mestu in so med seboj vezani s prehodi, je bila namreč potrebna zelo dolga doba ohlajanja, počasen padec temperature, odsotnost kakršnihkoli zunanjih tlakov, ki bi povzročali ponovno gibanje magme in končno majhna žilavost taline. Prav zato so primeri statične diferenciacije bolj redki v kislih magmatskih kamninah, medtem ko so nekoliko bolj pogosti primeri za bazične magme. Klasičen primer statične diferenciacije nastopa v Bushveldskem masivu bazičnih kamnin in ultrabazičnih kamnin. Kristalizacija kamnin je tekla izredno počasi in zato so nastajali 114 vodoravni pasovi kromita, olivina, zmesi olivina in piroksena, piroksena in plagioklaza itd. Ti pasovi so med seboj vezani s prehodi, so debeli po več sto metrov in se vlečejo na razdalje po več deset kilometrov. Statična diferenciacija lahko da različne produkte, kot kinetična. 67.2. Kateri faktorji vodijo do ločenja magme ali do nastanka različnih kamnin iz iste magmatske mase? Posamezni faktorji, ki vodijo do ločenja magme ali do nastanka različnih kamnin iz iste magmatske mase so naslednji: 1. ločenje v tekočem stanju zaradi omejene možnosti mešanja, 2. frakcionirana kristalizacija in gravitacijska kristalizacijska diferenciacija, 3. diferenciacija zaradi iztiskanja preostanka taline, 4. diferenciacija s termodifuzijo in 5. diferenciacija s plinskim transportom. Ker prihaja pri teh procesih do spremembe prvotne sestave magme, so za ugotavljanje njene primarne sestave posebno važni pasovi naglega ohlajanja nasproti okolnim kamninam zamrznjeni robovi. Zaradi dotika s še hladno okolno kamnino, se magmatska masa pogosto na obodu z okolno kamnino hitro strdi še pred začetkom diferenciacijskih procesov. Ti pasovi naglega ohlajanja nam kažejo prvič kemično sestavo prvotno vtisnjene magme, drugič pa tudi stopnjo kristalizacije magme v trenutkih iztiskavanja. Zaradi naglega ohlajanja se talina v tem primeru strdi navadno le v drobno kristalasto maso. Pogosto pa ti pasovi naglega ohlajanja prikazujejo kamnine holokristalne porfirske strukture s fenokristali nekih mineralov. Pojav fenokristalov, ki se vsekakor niso mogli tvoriti na tem mestu, dokazujejo, da je magma kristalizirala deloma že preden je prišla na to mesto. Značilno je, da je količina fenokristalov v pasovih naglega ohlajanja kislih magmatskih kamnin navadno precejšnja, v pasovih naglega ohlajanja po obodih masivov bazičnih kamnin pa je navadno majhna, včasih pa jih sploh ni. Ti podatki nam kažejo, da so kisle magmatske kamnine navadno delno kristalizirale že pred vtiskavanjem, pri bazičnih pa to ni bilo nujno. 68. VPRAŠANJE Diferenciacija magme 68.1. Kaj veš o ločenju v tekočem stanju zaradi omejene možnosti mešanja? Dve tekočini se pri ohlajanju cepita v dve različni tekočini, ki se med seboj ne moreta več raztapljati. Pojav se imenuje likvacija. Likvacija je bila verjetno učinkovito sredstvo pri ločenju sulfidne taline iz silikatne taline. Že v zgodnji fazi magmatskega razvoja pade pri ohlajanju sposobnost silikatne taline za raztapljanje sulfidne taline in se je ta morala iz nje izločiti. Zaradi večje specifične teže se je pogreznila na dno magmatskega bazena. Smatrajo, da so na ta način nastala "magmatska" sulfidna rudišča. Vendar pa nam laboratorijski poizkusi kažejo izkušnjo iz ponašanja žlinder v visokih pečeh in pregled zloga kamnin samih, da se silikatne taline podobne magmatskim kamninam večino, če ne vseh znanih vrst pri magmatskih temperaturah lahko mešajo med seboj v vseh razmerjih. Mehanizem likvacije je torej za proces diferenciacije magme praktično neuporaben. Možna izjema je razvoj votlin (amigdal) v bazičnih lavah, ki so bogate z železom in kremenico (zelen kalcedon, karbonati, itd.). 115 69. VPRAŠANJE Diferenciacija magme 69.1. Kaj veš o frakcionirani kristalizacijski diferenciaciji? Pri ohlajanju magmatske mase se izločajo najprej ene komponente, s katerimi je talina najprej nasičena, kasneje pa se jim pridružijo druge komponente. Kristalizacija torej ni istočasen proces za vse komponenete, temveč odvisi od sestave, temperature, taline itd. in se vrši postopno za vsako Slika 76. . Fazni diagram (DIOPSID - FORSTERIT) CaMg Si2O6 Mg2 SiO4. mineralno vrsto. Ta pojav imenujemo frakcionirana kristalizacija. Že v talini s skoraj enako količino diopsida in forsterita (Slika 76) vidimo, da kristalizira najprej forsterit, precej pozneje pa se mu pridruži diopsid. Podobno vidimo, da iz taline enstatitske taline kristalizira najprej forsterit, ki se pozneje spremeni v enstatit (Slika 77). Poudarili smo, da rogovača kristalizira le, če zaradi prisotnosti vode v talini ni mogel nastati piroksen. Iz taline sestave diopsid - labradorit s 50 % diopsida in 50 % labradorita kristalizira najprej piroksen in se mu pozneje pridruži plagioklaz (Slika 77). Pri plagioklazih kristalizirajo najprej bazični predstavniki, nato pa vse bolj kisli členi z albitom na koncu. V sistemu plagioklazi - ortoklaz vidimo, Slika 75. Fazni diagram MgO (periklaz) - SiO2. da kristalizirajo bazični plagioklazi pred ortoklazom, čeprav so količinsko podrejeni. Isto velja tudi za srednje plagioklaze, pa tudi za oligoklaz. Edino albit kristalizira hkrati z ortoklazom iz taline, če sta navzoča v približno enakih količinah. Če kombiniramo te podatke s padanjem idiomorfizma posameznih mineralov v magmatskih kamninah, lahko napišemo določeno zaporedje izločanja sestavnih delov v kamninah. Prvi kristalizirajo akcesorni minerali (magnetit, apatit, cirkon, titanit), nato feromagnezijski minerali (olivin, pirokseni, amfibol, biotit), nato plagioklazi, začenši z bazičnimi, ki jim sledijo bolj kisli. Plagioklazom sledi kalijev glinenec in kot zadnji kristalizira kremen. 116 Slika 77. Trokomponentni diagram kristaljenja sistema albit – anortit – diopsid; talina je v polju izločanja diopsida med točko X in Y. 69.2. Napiši vrstni red izločanja mineralov za posamezne važnejše magme! Popoln niz mineralov, ko akcesorni minerali kristalizirajo prvi, nato feromagnezijski minerali, potem plagioklazi, nato kalijev glinenec in kot zadnji kristalizira kremen, nastopa le pri neki splošni magmi. Pri posameznih magmatskih enotah bodo nastopili le oni predstavniki, katerih kemizem ustreza kemizmu magme. Pri granitih npr. nastopajo le akcesorni minerali, njim sledi biotit, nato albit, ortoklaz in končno kremen. Vrstni red izločanja mineralov za posamezne važnejše magme vidimo v tabeli 8. Samo če imamo v nekih kamninah zelo obogatene salične minerale, lahko nastopi sprememba tega reda izločanja in lahko nastopi najprej izločanje glinencev in šele za njimi barvani silikati. Tabela 8. Vrstni red izločanja mineralov v kamninah Mg - Fe minerali feromegnezijski Magma plagioklazi ultrabazična olivin piroksen bazična olivin piroksen amfibol biotit piroksen amfibol biotit amfibol biotit srednja kisla ultrakisla alkalni glinenci kremen alkalni glinenci kremen alkalni glinenci kremen bazični srednji kisli 117 70. VPRAŠANJE Diferenciacija magme 70.1. Kaj veš o gravitacijski kristalizacijski diferenciaciji? Gravitacijska kristalizacijska diferenciacija. Gre za pogrezanje kristalov v redkejši tekočini, ki je lahko uspešno predvsem v zgodnji fazi, ko tekoča faza prevladuje in še ni postala preveč žilava, da bi ovirala usedanje kristalov. Navzočnost slojev, bogatih z olivinom in avgitom v bazičnih intruzivnih ležiščih, lepo dokazuje učinkovitost gravitacijske kristalizacijske diferenciacije, posebej še, ker govore za to tudi laboratorijski poizkusi. Pri teh poizkusih je namreč Bowen ugotovil, da so relativne gostote faz v talini preprostega bazaltskega sistema take, da se olivin in piroksen lahko ugrezata. Pri tem se mineral ponaša v magmatski masi v skladu s Stokosovim zakonom. Ta pravi, da se majhna kapljica polmera r in gostote d v sredstvu z gostoto d΄ in viskoznostjo η pod vplivom težnostne sile zemlje pogreza ali pa dviga s hitrostjo v 2 r 2 ( d d ) g 9 Stokosov zakon velja seveda za telesca manjša od 0,005 cm, ki so pravilne krogle. V naravi pa pravilnih krogel ni in se posamezni kristali le bolj ali manj pokoravajo temu zakonu. Izometrični kristali se najbolj približujejo Stokosovim pogojem in padajo skoro z računsko hitrostjo. Stebričasti kristali se pogrezajo počasneje, ploščati pa še bolj počasi. Po sposobnosti pogrezanja ali dviganja v magmi lahko torej ločimo, pri upoštevanju habitusa posazmenih kristalov, naslednji vrstni red: magnetit sljude kremen pirokseni amfiboli kromit glinenci Razlike v gostoti med posameznimi minerali pri tem niso tako važne, ker so taline, iz katerih kristalizirajo gostejši kristali gostejše, taline pa, iz katerih kristalizirajo redkejši kristali, tudi same redkejše. Razlika v gostoti taline in kristalov je torej v obeh primerih približno enaka. Mnogo važnejša je žilavost taline, ki je pri kislih magmah mnogo večja. Zato tudi kristali, ki se izločajo iz kislejših magm, (biotit, kisli plagioklazi, deloma amfiboli) ne kažejo večje koncentracije v nižjih ali višjih delih magmatske mase. Minerali pa, ki se izločajo iz bazičnih magm (magnetit, kromit, olivin), se včasih močno koncentrirajo v globljih magmatskih delih. Vsekakor omogočajo frakcionirano kristalizacijo in počasno tonjenje enih in dviganje drugih mineralov v magmi in njihovo koncentracijo v njenih spodnjih, oziroma zgornjih delih, posebno ugodni pogoji. Ohlajanje mora biti počasno, tako da ni preveč kristalov in da ne nastopi hitro povečanje žilavosti taline. Med ohlajanjem tudi ne smejo nastopati neki tlaki, ker bi se v takem primeru magma vzburkala, nastali bi tokovi, kar vse lahko deluje tudi nasprotno diferenciaciji. Delovanje tlaka povzroča razen tega tudi druge vrste diferenciacije. Kristali, ki so se pogreznili v globlje magmatske dele, so tam lahko ponovno resorbirani, kar lahko dovede do večje bazičnosti teh delov magmatske mase. Na ta način lahko nastane celo večja razlika v sestavi taline posameznih delov iste magmatske mase. Iz omenjenih razlogov najdemo torej najlepše primere gravitacijske diferenciacije v bazičnih in ultrabazičnih kamninah, ki so se počasi ohlajale. V kislih kamninah so taki primeri izredno redki. Lep primer gravitacijske kristalizacijske diferenciacije imamo v Bushveldu, razen tega pa tudi v lopolitu Sudburyja, kjer nastopajo noriti (vrste gabra), dioriti in graniti kot produkti diferenciacije iste magmatske mase. 118 71. VPRAŠANJE Diferenciacija magme 71.1. Kaj veš o diferenciaciji zaradi iztiskanja preostanka taline? Diferenciacija z iztiskanjem preostale taline je važen način diferenciacije bazičnih in kislih komponent. V teku kristalizacije neke taline pogosto delujejo zunanji tlaki. V kolikor je talina pred tem kristalizirala v znatni meri, tako da predstavlja magmatska masa zmes velikega števila kristaliziranih mineralov, med katerimi nastopa včasih še precejšnja količina magmatske taline, tedaj pri delovanju močnih tlakov lahko nastopi iztiskanje tega preostanka. Ker je ostanek taline vedno najkislejši del magme, se na ta način ločijo znatne količine kislih magmatskih mas, ki lahko kristalizirajo v bližini, hkrati pa postane del mase, ki je ostala na mestu, precej bolj bazičen. Slika 78. Shematski prikaz diferenciacije z iztiskanjem preostankov taline pri gubanju neke serije, v kateri nastopajo delno kristalizirane magmatske mase. Gravitacija deluje na koncentracijo že kristaliziranih bolj bazičnih mineralov v dnu sinklinale, tako daje preostala talina, iztisnjena v višje teme antiklinale. V kolikor je ostanek taline manj viskozen, bo njegovo gibanje in iztiskanje iz zmesi in taline lažje. Ker so kisle taline vedno precej žilave oziroma viskozne, omogoči njihovo večjo gibljivost edino večja vsebina lahkohlapnih komponent. Iztiskanje preostanka taline je lahko treh vrst: 1. V kolikor je imela magmatska masa obliko silla, nastopi pri gubanju krovnine in talnine mečkanje delov magmatske mase, ki nastopajo na bokih antiklinale in sinklinale. Preostanek taline se zaradi tega, ker je lažji, iztiska v teme antiklinale. V tem primeru nastopajo prehodi med kamnino, nastalo iz kisle iztisnjene taline in kamnino, ki je nastala iz bazične preostale mase. 2. Preostanek taline je lahko iztisnjen v že strjene dele iste magmatske mase v obliki večjih ali manjših žil ali nepravilnih teles. V tem primeru ni prehoda med kamnino, nastalo iz preostale taline in alkalne kamnine. 3. Ostanek taline je lahko iztisnjen in vtisnjen nekoliko dalj v sosedne kamnine. Na ta način so nastale nekatere mase anortozita z iztiskavanjem saličnega dela taline iz neke deloma strjene gabrske mase (gabro je zgrajen iz piroksenov in bazičnih plagioklazov, anortozit pa le iz bazičnih plagioklazov). Kamnina, ki je nastala na ta način, navadno niti ni v kontaktu z matično kamnino. 119 72. VPRAŠANJE Diferenciacija magme 72.1. Kaj veš o diferenciaciji s plinskim transportom Diferenciacija s plinskim transportom. Če v ostanku po kristalizaciji znatnega dela taline nastopi v večjih količinah plinska faza, je razumljivo, da lahko nastopi koncentracija lažjih komponent v zgornjih delih. Dvigajoči se plinski mehurčki se kot v flotaciji prilepijo na posamezne kristalčke in jih dvigajo s seboj navzgor. Ker je kristalizacija pri stanju destilacije plinskih komponent v magmi navadno že precej napredovala, potiskajo dvigajoči se plini skozi kristalno mrežo tudi preostalo talino. Ta mehanizem imenujemo Shand plinsko strujanje (gas streaming). Brez dvoma lahko temu transportu materiala pripisujemo večjo važnost pri diferenciaciji preostalih magm. Manj pa je verjetno, da bi ta vrsta diferenciacije vplivala na glavne magme, ki nimajo procesa destilacije plinov. 72.2. Kaj veš o diferenciaciji s termodifuzijo? Diferenciacija s termodifuzijo. Včasih so smatrali, da je glavni vzrok diferenciacije Soretov učinek, to je difuzija raztopljenih molekul proti ohlajenim robovom magme. Toda Bowen je dokazal, da so hitrosti te difuzije premajhne in da Soretov učinek za diferenciacijo nima praktičnega pomena. Skupen mehanizem termo difuzije v kombinaciji s konvekcijo pa ima lahko večji vpliv. Ker imamo pri manjših magmatskih masah vedno temperaturni gradient od središča k obodnim delom, lahko pride do koncentracije nekaterih komponent (v kolikor žilavost taline ni previsoka) v obodnih delih in drugih komponent v središčih. Ta vrsta diferenciacije pride v poštev za žilnine (dajke), za katere je bilo sicer težko razložiti način tvorbe. Termodifuzija je sicer precej redka in nima večjega pomena. 73. VPRAŠANJE Magmatski nizi 73.1. Kaj veš o magmatskih reakcijskih nizih? Z diferenciacijskimi procesi nastajajo iz ene skupne primarne ali osnovne magme bazaltske gabroidne sestave, delne magme različne sestave, odnosno različne kamnine. Potek diferenciacije, kakor tudi značaj produktov odvisi od vrste faktorjev. Najmanjša porušitev ravnotežja med strjevanjem magme (nepopolne resorpcije prej izločenih mineralov, različna vsebina vode itd.) močno vpliva na potek diferenciacije in na značaj produktov, ki jih daje diferenciacija neke magme. Vendar lahko ločimo v odvisnosti od vsebine lahkohlapnih komponent tri skupine, odnosno tri nize produktov, ki jih daje bazaltoidna magma. Eden od teh nizev nastaja z diferenciacijo bazaltoidne magme z umerjene, normalne vsebine vode, drugi z diferenciacijo bazaltoidne magme, bogate z lahkohlapnimiivimi komponentami, predvsem z vodo in tretji niz nastane z diferenciacijo bazaltoidne magme, ki ne vsebuje skoraj nič lahkohlapnih komponent. Prvi od teh treh diferenciacijskih nizev imenujemo niz normalnih magm, drugi niz vlažnih magm in tretji niz suhih magm. 120 73.2. Kaj veš o diferenciacijskem razlaga)? nizu normalnih bazaltnih magm (skica + Tabela 9. Diferenciacijski niz normalnih bazaltoidnih magm. Diferenciacijski niz normalnih bazaltoidnih magm. Pri ohlajanju bazaltske magme se izločijo iz nje v likvidno magmatski fazi najprej sulfidi, ker se pri padcu temperature njihova raztopnost v silikatni magmi močno zmanjša. Te izločene kapljice staljenega železovega), nikljevega in bakrovega sulfida so precej težje od silikatne taline in se pod vplivom gravitacije zemlje pogrezajo v najgloblje dele magmatske mase ter se koncentrirajo na njenem dnu. To je prikazano v naši shemi tako, da je težnja k pogrezanju označena s puščico, usmerjeno navzdol, težnja k dviganju pa s puščico, usmerjeno navzgor. Po izločanju sulfidne taline začnejo kristalizirati iz magme prvi minerali. To so oksidi železa, kroma in titana - magnetit, kromit, titanomagnetit in ilmenit. Vsi ti sestavni delci so težji od silikatne preostale taline in se pogrezajo v nižje dele magmatske mase. Šele po izločanju teh oksidov se začnejo izločati silikati, in sicer kristalizira najprej olivin, nato se pričnejo izločati pirokseni - najprej rombični, nato pa monoklinski. Vsi ti sestavni delci so težji od taline in kažejo težnjo k pogrezanju v globlje dele magmatske mase. Hkrati z izločanjem rombičnih piroksenov se pričnejo izločati prvi salični minerali, najprej bitovnit, nato pa labradorit. Ti plagioklazi so pa specifično lažji od preostale taline in težijo k temu, da bi se dvigali v magmatski masi v njene zgornje dele. Zaradi izločanja omenjenih mineralov je preostala talina postala revnejša z železom, magnezijem, kalcijem, povečala pa se je količina silicija. Ker je preostanek po kemični sestavi postal bolj kisel od začetne taline, ne ustreza več gabrski (ali bazaltni) magmi, temveč dioritni. V kolikor je ta ostanek nekam intrudiral, je kristaliziral kot diorit. Iz novo nastale dioritne magme kristalizirajo od femičnih mineralov monoklinski pirokseni, nato pa rogovača. Obadva minerala sta specifično težja od magme dioritskega sestava in se skušata pogrezniti v spodnje dele magmatske mase. Od saličnih mineralov kristalizirajo iz dioritske magme še dalje plagioklazi, najprej andezin in nato oligoklaz. Ti plagioklazi so specifično lažji od taline in skušajo splavati v zgornje dele magmatske mase. Zaradi kristalizacije piroksena, amfibola, andezina in oligoklaza je postala preostala talina še bolj kisla in ustreza že granitski magmi. 121 Iz granitske magme kristalizira kot temen sestavni del biotit, ki se skuša pogrezniti navzdol. Od saličnih specifično lažjih sestavnih delov, ki se skušajo dvigniti v zgornje dele magmatske mase, kristalizira najprej oligoklaz, nato albit, s katerim kristalizira hkrati alkalni glinenec in nato kremen. Končno nastopi z reagiranjem kalijevega glinenca in preostale taline tvorjenje muskovita. Pri teh procesih je postajala magma vse bolj bogata z lahkohlapnimi komponentami in so zato med femičnimi minerali kristalizirali najprej silikati brez vode (olivin, piroksen), nato amfiboli, ki imajo malo vode, končno pa biotit (med saličnimi minerali pa muskovit), ki ima mnogo vode. Po izločanju vseh teh mineralov je preostala talina postala tako bogata z vodo, da ne ustreza več magmi, temveč talini s posebnimi lastnostmi - t.j. pegmatitski talini. Pegmatitska talina preide polagoma, ko odda težkohlapne komponente, ko se dovolj ohladi v pnevmatolitsko in končno hidrotermalno raztopino. 74. VPRAŠANJE Magmatski nizi 74.1. Kaj veš o magmatskih reakcijskih nizih? Z diferenciacijskimi procesi nastajajo iz ene skupne primarne ali osnovne magme bazaltske gabroidne sestave, delne magme različnih sestav, odnosno različne kamnine. Potek diferenciacije, kakor tudi značaj produktov odvisi od vrste faktorjev. Najmanjša porušitev ravnotežja med strjevanjem magme (nepopolne resorpcije prej izločenih mineralov, različna vsebina vode itd.) močno vpliva na potek diferenciacije in na značaj produktov, ki jih daje diferenciacija neke magme. Vendar lahko ločimo v odvisnosti od vsebine lahkohlapnih komponent tri skupine, odnosno tri nize produktov, ki jih daje bazaltoidna magma. Eden od teh nizev nastaja z diferenciacijo bazaltoidne magme z umerjene, normalne vsebine vode, drugi z diferenciacijo bazaltoidne magme, bogate z lahkohlapnimiivimi komponentami, predvsem z vodo in tretji niz nastane z diferenciacijo bazaltoidne magme, ki ne vsebuje skoraj nič lahkohlapnih komponent. Prvi od teh treh diferenciacijskih nizev imenujemo niz normalnih magm, drugi niz vlažnih magm in tretji niz suhih magm. 122 74.2. Kaj veš o diferenciacijskem razlaga)? nizu mokrih bazaltoidnih magm (skica + Tabela 10. Diferenciacijski niz mokrih bazaltoidnih magm. Glavna razlika v tej shemi, če jo primerjamo s shemo diferenciacijskega niza normalnih bazaltoidnih magm je zgodnje in obilno izločanje biotita. Siromašnost ali celo odsotnost kalijevega glinenca je vzročno povezana z bogastvom biotita. Zgodaj nastali biotit je namreč uporabil toliko kalija iz magme, da ga ni več preostalo za tvorjenje kalijevega glinenca v poznejših fazah razvoja. Zgodnje tvorjenje biotita je popolnoma nedvomno posledica velike vsebine vode v magmi. Od kod pa je prišla voda? Ti diferenciacijski nizi kamnin so se razvijali v nagubanih gorskih verigah geosinklinal, kjer so nastopale velike količine sedimentov, bogatih z vodo. Zelo je verjetno, da je magma tu vsrkala vase večje količine vode. Sedimenti v geosinklinalah vsebujejo razen vode običajno tudi precej aluminija, kremenice, ki jih je magma pri intruziji tudi verjetno nekoliko vsrkala. V razvoju diferenciacije nimamo več granitske magme, temveč magme, ki ustreza trondhjemitni kamnini (kamnina iz kislih plagioklazov, kremena in biotita). Ker je biotit značilen mineral za vse kamnine tega diferenciacijskega niza, ga pogosto imenujemo biotitski niz magm. 75. VPRAŠANJE Magmatski nizi 75.1. Kaj veš o magmatskih reakcijskih nizih? Z diferenciacijskimi procesi nastajajo iz ene skupne primarne ali osnovne magme bazaltske gabroidne sestave, delne magme različnih sestav, odnosno različne kamnine. Potek diferenciacije, kakor tudi značaj produktov odvisi od vrste faktorjev. Najmanjša porušitev ravnotežja med strjevanjem magme (nepopolne resorpcije prej izločenih mineralov, različna vsebina vode itd.) močno vpliva na potek diferenciacije in na značaj produktov, ki jih daje diferenciacija neke magme. Vendar lahko ločimo v odvisnosti od vsebine lahkohlapnih komponent tri skupine, odnosno tri nize 123 produktov, ki jih daje bazaltoidna magma. Eden od teh nizev nastaja z diferenciacijo bazaltoidne magme z umerjene, normalne vsebine vode, drugi z diferenciacijo bazaltoidne magme, bogate z lahkohlapnimiivimi komponentami, predvsem z vodo in tretji niz nastane z diferenciacijo bazaltoidne magme, ki ne vsebuje skoraj nič lahkohlapnih komponent. Prvi od teh treh diferenciacijskih nizev imenujemo niz normalnih magm, drugi niz vlažnih magm in tretji niz suhih magm. 75.2. Kaj veš o diferenciacijskem nizu suhih bazaltoidnih magm (skica + razlaga)? Tabela 11. Diferenciacijski niz suhih bazaltoidnih magm. Pri diferenciaciji bazaltoidne magme, ki ne vsebuje vode ali pa vsebuje le majhne količine lahkohlapnih snovi, nastopa tudi nekoliko drugačen način poteka diferenciacije, kot v normalnem nizu. V shemi takoj opazimo, da biotita in rogovače ni ali pa sta skoraj popolnoma odsotna. Piroksenski minerali (diopsid in hipersten) se izločajo še v poznih granitskih frakcijah, izločanje kalijevih glinencev pa se začenja že v zgodnjih fazah. Potek kristalizacije plagioklaza in kremena je v magmah tega niza enak, kakor tudi v normalnem nizu. Način kristalizacije zlahka razložimo z nenavadno majhno vsebino vode v magmi, kar je preprečilo razvoj biotita. Ta vrsta kamnin dejansko nastopa običajno pri intruzijah v stare granite ali pa že popolnoma suhe gnajse, torej v zelo z vodo siromašni okolici. Vprašanje je seveda, če je tako zgoden razvoj K-glinencev izključno posledica "suhe" magme ali tudi posledica resorpcije kalija iz okolnih granitov in gnajsov. Ta niz imenujemo pogosto po značilnih magmah tudi noritsko čarnokitski niz magm. Vidimo torej, da imamo v glavnem tri značilne diferenciacijske nize bazaltoidne magme v odvisnosti od vsebine lahkohlapnih komponent. V odvisnosti od geoloških pogojev pa se časovno in krajevno ti tipi lahko spreminjajo v druge tipe. Mnogokrat vidimo, da se na istem mestu razvijajo v različnih geoloških pogojih zelo različne kamnine. Jasno je, da se tudi v različnih delih zemeljske skorje razvijajo podobne kamnine, kot odsev podobnih geoloških pogojev. Norit – vrsta gabra, sestavljena iz bazičnih plagioklazov, rombičnih piroksenov, z ali brez olivina. Mangerit – vrsta diorita, sestavljena iz srednjih plagioklazov, hiperstena, avgita in K – glinencev. Čarnokit – vrsta granita, sestavljena iz K – glinenca malo kislih plagioklazov, kremena, hiperstena, včasih avgita. 124 76. VPRAŠANJE Razdelitev žilnin 76.1. Kaj so apliti, pegmatiti in lamprofiri in kako so nastali? Že prej smo videli, da med žilninami nastopata dve skupini: kamnine, ki se po mineralni sestavi in kemizmu ne razlikujejo od matičnega plutona in kamnine, ki se razlikujejo od njih. Prvo skupino smo imenovali ašiste - nerazcepljene, drugo vrsto pa diašiste - odcepljene. Obe vrsti kamnin sta v nedvomni genetski zvezi z matičnim plutonom. Med diašistnimi žilninami nastopajo ene, ki so bolj bogate s kremenico in alkalnimi alumosilikati od matičnega plutona. Pravimo, da so bolj levkokratne. Imamo dalje žilnine, ki imajo več femičnih mineralov od matičnega masiva in pravimo, da so bolj melanokratne od njega. Melanokratni značaj se kaže pogosto v tem, da nastopajo v porfirski strukturi pogosto kot vtrošniki barvni minerali, navadno rogovača in sljude, pa tudi avgit in olivin. Te vrste kamnin imajo prav zato poseben naziv: lamprofiri (blesteč, temen - lampros). Drugo skupino levkokratnih žilnin, skoraj brez barvnih mineralov, združujejo v skupino aplitov (haploos - preprost). Apliti in lamprofiri so torej produkti cepitve magme, ki se je izvršila že po nastanku masivne matične kamnine. Po sestavi se medsebojno tako rekoč dopolnjujejo. Končno predstavljajo diferenciate magmatskih mas tudi pegmatiti, ki so po mineralnem sestavu blizu aplitom. Pegmatiti so debelozrnate kamnine, ki nastopajo v obliki žil, leč in gnezd. Njihovi glavni minerali so predvsem salični minerali (alkalni glinenci, kremen), dalje muskovit. Navadno so bogati z minerali, ki vsebujejo lahkohlapne snovi (vodo, fluor, klor itd.), včasih vsebujejo spojine redkih prvin. Pri nastajanju pegmatitov so torej nedvomno delovale likvidne magmatske in pnevmatolitske komponente. Velikost zrn v pegmatitih znaša običajno 1 do 3 cm. V nekaterih pegmatitih pa so našli že tudi kristale velikosti do 16 m. Tudi ta velikost mineralov v pegmatitih govori o velikem bogastvu lahkohlapnih komponent v talini, iz katere so nastali, odnosno na zelo majhno žilavost te taline. Po mišljenju Fersmana je po kristalizaciji glavne mase silikatnih mineralov preostala talina močno obogatena z lahkohlapnimi komponentami v nadkritičnem stanju. Zaradi zelo velikega notranjega tlaka in majhne žilavosti so se te preostale taline zlahka vtiskale v najmanjše proste odprtine. Ker so se odprtine pri tem razširile, se je raztopnost taline pri prehodu v stanje pregrete pare močno znižala in nastopila je burna kristalizacija. Zaradi majhne žilavosti so se pri tem razvijali veliki kristali. Po mnenju Zavarickega pa predstavljajo pegmatiti v svoji osnovi matično kamnino, ki je prekristalizirala pod vplivom preostalih pnevmatolitskih plinskih raztopin. Take matične kamnine so lahko graniti, apliti, sieniti itd. Te raztopine so obogatile prekristalizirano kamnino s pnevmatolitskimi minerali. Pri tem nastajajo turmalin, beril, flogopit, spodumen itd. Prvotno so smatrali pegmatite za debelozrnate žilnine s pegmatitivno strukturo v zvezi z graniti. Danes pa razlikujemo pegmatite v zvezi s kislimi kamninami (graniti, granitoidi), z alkalnimi (sieniti, nefelinovimi sieniti), z bazičnimi (gabri) in drugimi holokristalnimi kamninami. V zvezi s tem jih imenujemo npr. dioritpegmatite, gabropegmatite (v zvezi z dioriti ali gabri). Apliti so nastajali hkrati s pegmatiti, vendar so drobnozrnati. Navadno so celo nekoliko bolj drobnozrnati od kamnine matičnega masiva. Sestavljeni so skoraj izključno od svetlo obarvanih mineralov (alkalnih glinencev, kremena), ki so večinoma enake ali pa sorodne sestave, kakor minerali z njimi zvezanega plutona. Vsebujejo tudi majhne količine muskovita, redko biotita in pnevmatolitskih mineralov. Včasih nastopajo skupaj s pegmatiti, včasih so mlajši, včasih pa starejši od njih. Včasih tudi prehajajo v pegmatite. Apliti so najbolj pogosto v zvezi z graniti, lahko pa so 125 tudi nastali iz drugih globočnin. Razlikujemo torej dioritske aplite, sienitske aplite, če so v zvezi z dioriti ali sieniti. Lamprofiri so magmatske žilnine, ki spremljajo razne globočnine, najbolj pogosto spremljajo granite, sienite in granodiorite. Nastali so z diferenciacijo magme, ki je dala te globočnine. Lamprofiri so vedno mnogo bolj bogati z barvnimi minerali od ustreznih globočnin (navadno nastopa najmanj 30 % barvnih mineralov). V sestavi lamprofirov nastopajo glinenci, včasih glinenčni nadomestki in barvni minerali, ki jih predstavljajo biotit, rogovača, pirokseni in včasih olivin. Barve so sive do črne. Imajo porfirsko, včasih tudi mandljasto teksturo. Nastajali so hkrati ali pa celo pozneje od pegmatitov. Lamprofiri so nastajali najbolj verjetno v zvezi z bogatenjem lahkohlapnih komponent v najglobljih delih magmatskih mas, kjer so se deloma koncentrirali tudi femični minerali. Povečana vsebina lahkohlapnih komponent je povzročila deloma ponovno taljenje že izločenih femičnih mineralov, zaradi česar je nastala bolj bazična talina, bogata z lahkohlapnimi komponentami. Pri tem se je izvršila verjetno tudi asimilacija kamnin iz talnine plutona (v lamprofirih nastopajo pogosto nepopolnoma resorbirani vključki tujih kamnin), kar je še povečalo bazičnost taline. 77. VPRAŠANJE Razdelitev žilnin 77.1. Kaj so pegmatiti in kako so nastali? Pegmatiti so debelozrnate ali celo zelo debelozrnate pestre kamnine, ki tvorijo nepravilne dajke, žile in leče. Najdemo jih v obrobnih delih batolitov in v njihovih prikamninah, pa tudi v metamorfnih kamninah. Gradijo jih predvsem kremen, glinenci in sljude, večkrat pa so prisotni tudi drugi minerali. Iz pegmatitov pridobivamo predvsem sljude, glinence ter minerale, ki vsebujejo litij, berilij, cirkonij, hafnij, niobij tantal in rubidij, nadalje minerale, ki vsebujejo redke zemlje, pa tudi drage in poldrage kamne. Pegmatiti so nastali pri večjih tlakih v globinah 1000 do 10.000 m ter pri temperaturah, ki so se gibale v glavnem med 450 °C in 600 °C. Večina raziskovalcev sodi, da gre za dve skupini pegmatitov: za pegmatite, ki so neposredno povezani z določeno magmatsko aktivnostjo ter pegmatite, ki so nastali pri procesih regionalne metamorfoze. Slednji so kristalizirali v metamorfnih kamninah v začetku palingeneze, ko sta naraščajoči tlak in temperatura povzročila mobilnost nekaterih komponent metamorfnih kamnin. Torej ločimo: 1. pegmatite v neposredni zvezi z določeno magmatsko aktivnostjo, ki jih imenujemo kompleksni pegmatiti in vsebujejo poleg sljud in glinencev v ekonomskih količinah tudi minerale nosilce raznih prvin ter drage in poldrage kamne. Zanje je značilno, da lahko tvorijo tudi večja in velika telesa. Zaradi pestre mineralne sestave jih imenujemo tudi kompleksni pegmatiti. 2. pegmatite, nastale pri procesih regionalne metamorfoze, ki jih uvrščamo med enostavne pegmatite. Za njih je značilno, da praktično vsebujejo le glinence in sljude. Nadalje delimo pegmatite, ki so povezani z magmatsko dejavnostjo v dve skupini: 126 1. pegmatite nastale pri kristalizaciji pegmatitne magme in so pretrpeli bolj ali manj izrazito rekristalizacijo in 2. hibridni različki, pri katerih so igrali pomembno vlogo procesi asimilacije, ki so potekali pri reakciji pegmatitne magme s prikamnino. Kompleksne pegmatite nadalje ločimo na: 1. pegmatite, ki so povezani z granitno magmo (skrepeneli so v srednjem obdobju sinklinalnega razvoja) in 2. pegmatite, ki so v genetski zvezi s sienitovo ali nefelinovo-sienitno magmo (so v genetski zvezi z magmatizmom dvignjenih območij kontinentalnih delov plošč). V obeh primerih so nastali v prav posebnih pogojih, ko se je preostala magma obogatila z lahkohlapnimi komponentami. Zdaleč največji del mineralov je kristaliziral pri pegmatitskih pogojih, nekateri minerali pa so kristalizirali tudi pri pnevmatilitskih in celo hidrotermalnih pogojih. Glavni minerali v pegmatitih, ki so povezani z granitno magmo so navadno: kremen, glinenci, sljude, litijevi minerali, berilijevi minerali, torijevi minerali, niobijevi in tantalovi minerali, dragi in poldragi kamni - beril, smaragd, akvamarin, topaz, turmalin, granat in ametist, pa tudi kasiterit, volframit, uraninit, zlato in grafit. Niggli je razložil nastanek pegmatitsko-pnevmatolitske faze s sistemom, v katerem tvorijo komponento A lahkohlapne komponente (predvsem H2O, CO2, HCl, HF in H2S), komponento B pa težkohlapne komponente (predvsem razni silikati). Ponazoril ga je z diagramom temperaturakoncentracija (Slika, 79 levo) ter z diagramom temperatura – tlak (Slika 79, desno). V diagramu temperatura-koncentracija vidimo krivuljo izločanja težkohlapne komponente B. Niggli je predpostavil, da vsebuje prvotna talina 10 % komponente A ter 90 % komponente B, kar pomeni, da je podana sestava takšne taline z ordinato X1. Talina s takšno sestavo začne kristalizirati pri temperaturi T1 = 1000 °C, v točki a. Zaradi padanja temperature in kristalizacije komponente B, se v sistemu povečuje količina komponente A. Do točke b1 je krivulja razmeroma strma. To pove, da se pri zmanjšanju temperature za vsako stopinjo izloča razmeroma malo komponente B, ter da se analogno le zelo postopoma povečuje količina komponente A. 127 Slika 79. Levo diagram temperature - koncentracija, desno pa diagram temperatura - tlak dvokomponentnega sistema z lahkohlapno komponento A ter težkohlapno komponento B (Po Niggliju). V primeru kompleksne silikatne taline se izločajo med a in b1 razni silikati - gre za likvidno magmatsko fazo. Od b1 do b2 se naglo izloča komponenta B in skokovito narašča količina komponente A. Kmalu za b2 je praktično izločena že skoraj vsa komponenta B. V temperaturnem intervalu od t2 do t3 se je sestava preostale taline, oziroma raztopine bistveno spremenile in sicer od X2 do X3. V tej pegmatitski fazi nastajajo silikati, ki vsebujejo v večji ali manjši meri tudi lahkohlapne komponente ter kremen in glinenci. Zaradi ugodnih pogojev kristalizacije zrastejo velika in celo zelo velika zrna (tudi lepo razviti kristali). Zaradi evtektične kristalizacije kažejo ti minerali evtektične strukture, predvsem grafično, pismenkasto ter mirmekitsko. Krivulja izločanja se nato od b2 naglo povije do c, ko je dosežena temperatura 375 °C. Sedaj se izloča komponenta B počasneje, pri tem pa vedno bolj prevladuje komponenta A. V tej pnevmatolitski fazi kristalizirajo minerali iz nadkritičnega vodnega sistema. Z nadaljnjim ohlajevanjem pride sistem v hidrotermalno fazo. Krivulja izločanja naglo pada proti komponenti A, ki jo doseže pri 50 °C do 100 °C. Iz hidrotermalnih raztopin se v posameznih temperaturnih območjih izločajo ustrezni minerali. Opisani potek kristalizacije je možen le v idealnem primeru, ko je sistem ves čas pod dovolj visokim zunanjim tlakom, ki mora biti vselej večji kakor notranji. V resnici kristalizacija omenjenega sistema ne poteka tako idealno, predvsem zato, ker se pare izgubijo v razpokah prikamnine, kar ima za posledico spreminjanje koncentracij v preostali talini. Toda če to zaradi poenostavitve razlage prezremo in predpostavimo, da poteka kristalizacija komponente B vendarle idealno, potem lahko tolmačimo diagram temperatura - tlak (Slika 79, desno) takole: Po začetku kristalizacije komponente B (točka a) počasi narašča notranji tlak (napetost par), ker se pač istočasno povečuje količina komponente A. Proti koncu likvidno magmatske faze in v začetku pegmatitske faze (točka b1) se zaradi vse bolj naglega izločanja komponente B in istočasnega povečanja količine komponente A notranji tlak skokovito poveča in je s padajočo temperaturo vse večji. Naglo povečanje količine komponente A povečuje namreč notranji tlak močneje, kot pa se le ta zaradi vse nižje temperature zmanjšuje. Notranji tlak doseže v pnevmatolitski fazi, med b2 in c svoj maksimum, nakar se njegovo zmanjševanje podredi padajoči temperaturi, kar je posebno značilno za hidrotermalno fazo. 128 78. VPRAŠANJE Magmatizem v kontinentalnih delih plošč. Magmatska aktivnost je marsikje zaživela tudi v kontinentalnih delih plošč, katere najstarejše dele predstavljajo stari ščiti. Poleg epirogenetskih premikov se pojavi na kontinentalnih delih plošč tudi germanotipna tektonika. Pri tem nastanejo globoki vertikalni in subvertikalni prelomi. Ob njih se prebijajo v kontinentalno skorjo ter na površje juvenilne magme zgornjega plašča. Razvoj dvigajočih se magm ter vrste nastalih rudišč so v precejšnji meri odvisne od struktur, ki nastanejo v sami skorji: spuščena območja, dvignjena območja, pregibi. 78.1. Kaj veš o magmatizmu spuščenih območij Pomen magmatske aktivnosti v spuščenih območjih kontinentalnih delov plošč so geologi dalj časa podcenjevali. Toda danes vemo, da lahko nastanejo tudi v tem primeru pomembne koncentracije rudnih mineralov predvsem v zvezi z globočninami. Juvenilna ultramifična magma prehaja skozi spodnji del zemeljske skorje v zgornjega, kjer nastanejo navadno lakoliti s plastovitimi intruzijami (noriti, pirokseniti, peridotiti pa tudi kamnine iz skupine gabra). Mimo tega so nastale pri diferenciaciji bazaltne magme, ki so se v obliki lav prebije na površje. Tako so skrepeneli obširni bazaltni pokrovi, kot naprimer na Dekanski planoti v Indiji ali Sibirski trapi na prehodu iz perma v trias. Slika 80. Magmatizem kontinentalnih delov plošč - spuščeno območje; M.d. - Mohoričićiva diskontinuiteta. V zvezi z magmatizmom spuščenih območij kontinentalnih delov plošč, so pomembna tudi raznovrstna rudišča (1. intramagmatska rudišča Cr, Ni Cu, Fe in Fe - Ti rudišča v ultramafičnih in mafičnih kamninah in Cu rudišča bazaltnih pokrovih in 2. postmagmatska rudišča Cu - Fe, Fe – Mn rudne žile in metasomatska rudišča, Pb – Zn rudne žile in metasomatska rudišča, F - Ba rudne žile in CaCO3 - Sr CO3 - BaSO4 rudne žile). 78.2. Kaj veš o magmatizmu dvignjenih območij. Vedno več je podatkov, da je dala tudi magmatska aktivnost dvignjenih območij kontinentalnih delov plošč ekonomsko pomembna in celo zelo pomembna rudišča. Pri tem je značilno, da so nastale magmatske kamnine z zelo pestrimi in celo nenavadnimi sestavami, kakršnih sicer ne najdemo nikjer drugje, oziroma so drugod zelo redke. Za dvignjena območja kontinentalnih delov vemo, da je prihajala juvenilna magma iz zgornjega plašča v vmesna ognjišča, ki so bila razvrščena v različnih nivojih skorje. Tu je prihajalo do njene diferenciacije in hibridizacije, obenem pa so se na novo oblikovane magme obogatile z lahkohlapnimi komponentami. Zaradi takšnih pogojev so nastale alkalne globočnine, žilnine in predornine. Tem se večkrat pridružujejo tudi ultramafične kamnine. Slika 81. Magmatizem kontinentalnih delov plošč dvignjeno območje; M.d. Mohoričićiva diskontinuiteta. 129 Posebnost teh kamnin je, da tvorijo bolj ali manj izrazite okrogle in eliptične, pa tudi obročaste intruzije. Ločimo rudišča, ki so nastala v genetski zvezi z alkalno-ultramafičnimi kompleksi ter rudišča, ki so povezana z alkalnimi kamninami, katerih najbolj značilni predstavnik je nefelinov sienit. Ločimo rudišča povezana z 1. alkalno-ultramafičnimi kompleksi (sestava kompleksov: karbonatit, ijolit, urtit, jacupirangit ... alkalni sieniti, pirokseniti, peridotiti) in rudišča, povezana z 2. nefelinovim sienitom. 78.3. Kaj veš o magmatizmu pregibnih območij. Pregibe v kontinentalnih delih plošč, ki jih tu in tam opazimo v starih ščitih, so povzročili močni prelomi. Ti so presekali celotno skorjo in tako odprli pot magmam iz zgornjega plašča. Te so se prebile v zgornje dele skorje praktično brez diferenciacije in hibridizacije. Tu so zapolnile razpoke in predvsem dovodne kanale bolj ali manj okroglih oblik. Nastala je značilna kamnina pregibnih območij - kimberlit, ki so ga našli v vseh starih ščitih. S kimberlitom so genetsko povezana rudišča diamantov. 79. Slika 82. Magmatizem kontinentalnih delov plošč pregibno območje; M.d. Mohoričićiva diskontinuiteta. VPRAŠANJA KARBONATITI 79.1. Kaj veš o karbonatitih? Za karbonatite je značilno, da vsebujejo 80 – 99 % karbonatov, velik gospodarski pomen so dobili potem, ko so ugotovili, da vsebujejo apatitova, apatitovo – magnetitova in niobijeva rudišča, pa tudi rudišča redkih zemelj in bakra. V zadnjem času ugotavljajo, da so te kamnine tudi nosilci uranovih rud. 1920 prve petrološke raziskave karbonatitov 1956 znanih komaj 30 karbonatitnih kompleksov 1960 120 danes 300 Dosedanje raziskave so pokazale, da se nahajajo karbonatiti v dvignjenih območjih kontinentalnih delov plošč, predvsem v starih ščitih, kjer so vezani za sisteme jarkov. Njihov nastanek tolmačimo na več načinov: 1. hidrotermalno metasomatski nastanek, 2. nastanek z dotokom plinov (CO2, H2O, S, F, Cl, B), bogatih z omenjenimi komponentami v mafično magmo, 3. preboj ultramafične magme v zgornje dele litosfere in asimilacija karbonatnih kamnin, 4. diferenciacija alkalne magme. 130 Največ raziskovalcev je mnenja, da so karbonatiti nastali pri diferenciaciji alkalne magme. Povezujejo jih z vdorom ultramafične magme, ki se je diferencirala preko ultramafičnih alkalnih intruzij v alkalne kamnine, na koncu tega niza pa so nastali karbonatiti. Dejstvo je namreč, da so karbonatiti genetsko povezani z alkalnimi kamninami, kot so npr. sieniti in nefelinovi sieniti ter alkalnimi pirokseniti. Poleg tega pa karbonatiti ne tvorijo le magmatskih teles, temveč gradijo tudi vulkane, izmed katerih nekateri tudi danes bruhajo karbonatitno lavo, bogato z Na. Značilno je tudi to, da gradijo karbonatiti tudi piroklastične kamnine. Vse to dokazuje, da so nastali najbolj verjetno iz magmatske karbonatne magme. Mineralna sestava karbonatitov: kalcit ↓ sövit dolomit ↓ beforsit + 160 drugih mineralov: (apatit Ca5[(PO4)3/F], magnetit (Fe3+Fe2+)Fe3+O4, piroklor (Ca, Na)2(Nb, Ta)2O6(O, OH, F), bastnasit Ce[F/CO3], kolumbit-niobit (Fe, Mn) (Nb, Ta)2O6, tantalit (Fe, Mn) (Ta, Ni)2 O6 monazit Ce [PO4], uranotorit (Th, U) [SiO4], halkopirit Cu Fe S2 ... ). V karbonatih so najpomembnejša tista rudišča, kjer pridobivajo apatit in magnetit oziroma vsaj enega od obeh mineralov, nadalje rudišča, kjer kopljejo niobijevo rudo, rudo redkih zemelj ter bakrovo rudo. Slika 83. Aktivni vulkan Oldoinyo Lengai s karbonatitno lavo. Karbonatite so našli predvsem v Afriki, Severni in Južni Ameriki, Severni Evropi ter Aziji. Številni kompleksi so nastali v predkambriju (Mountain Pasa v Kaliforniji, Loolekop, Spirekop in Magnet Heights v Transvaal - JAR ter Siilinjärvi in Sokli na Finskem. Paleozojske starosti sta znana kompleksa Fen in Alnö na Švedskem. Največ pa jih je mezozojske starosti, ali pa so še mlajši. Mednje uvrščamo Kaiserstuhl, Nemčija, ki je klasično nahajališče karbonatitov, karbonatitne komplekse vzhodnoafriške province (Tanzanija, Uganda, Kenija, Mozambik - starost največ 150 m.l.), 131 Karbonatitne komplekse brazilske province (Sao Paulo, Minas Gerais, Santa Catarina), Kanadska provinca Monteregian in Karbonatitni kompleksi v Rusiji (polotok Kola, kompleks Gulinskij v Tamirju). Do sedaj so našli tudi dva primera nahajališča karbonatitov na oceanskih otokih (Zelenortski in Kanarski otoki). Okoli 50 % karbonatitnih nahajališč je vezanih na območja raztezanja (konstruktivni robovi ali robovi priraščanja), kot so tektonski jarki, medtem ko so ostala vezana na glavne prelomne cone in zelo obsežne vzpetine. Redko ali skoraj nikoli niso karbonatiti vezani na območja subdukcije (destruktivni robovi). Karbonatitni magmatizem je pričel aktivno delovati okoli tri milijarde let nazaj. Karbonatiti arhajske starosti so sorazmeroma redki. Najstarejše znano nahajališče karbonatitnega kompleksa se nahaja na Grenlandiji (Tupertalik, 3,0 milijone let). Ostala arhajska nahajališča vključujejo še Sillinjarvi na Finskem, in Dolodau in Lac Shortt v Kanadi. Znani paleozojski nahajališči sta Fen ter Alnö na Švedskem. Največ karbonatitov je mezozojske starosti ali pa so mlajši. Sem uvrščamo klasično nahajališče karbonatitov Kaiserstuhl v Nemčiji, karbonatitni kompleksi vzhodnoafriške province, ki zajema Tanzanijo, Ugando, Kenijo, Mozambik, brazilsko provinco, ki se širi preko držav Sao Paulo, Slika 85. Shematski presek karbonatitnega kompleksa. 1 Minas Gerais in Santa Catarina ter kanadsko tuf, 2 - aglomerat in lava, 3 - cona drobljenja, 4-7 provinco Monteregian, v vzhodnem delu te države. radialne žile V Rusiji so znani karbonatitni kompleksi na polotoku Kola ter kompleks Gulinskij v Tamirju. Najmlajše karbonatitno nahajališče se nahaja v Tanzaniji, kjer je tudi edini aktivni vulkan Oldoinyo Lengai, ki bruha karbonatitno lavo. Ta je vezan na vzhodno afriški sistem jarkov, kjer je v zadnjih 150 milijonih let nastalo največ karbonatitnih kompleksov. Karbonatiti, ki so jih našli do sedaj, tvorijo s spremljajočimi alkalnimi kamninami predvsem vertikalne čoke, ki imajo bolj ali manj pravilne okrogle in eliptične preseke, s premeri tudi po več kilometrov (do 8 km). Ti čoki so pogosto koncentrično - conarno zgrajeni, pri čemer se javljajo karbonatiti navadno v srednjem delu in predstavljajo najmlajšo tvorbo. Le izjemoma sečejo karbonatite še mlajše alkalne kamnine. Večkrat so prisotni konusni obroči karbonatitov, ki sečejo alkalne kamnine in dodajajo centralno karbonatitno telo. Prav Slika 84. Shematski horizontalni presek karbonatitnega tako najdemo radialne žile, ki izhajajo iz telesa. (C1 - karbonatit, alkalna globočnina (Ijolit), C2 centralnega karbonatitnega telesa ter sečejo radialne karbonatitove žile) alkalne kamnine, kakor tudi konusne 132 obroče karbonatita. Razmerje med karbonatiti in spremljajočimi alkalnimi kamninami je zelo različno. Ponekod v kompleksu prevladujejo karbonatiti, drugod alkalne kamnine. Karbonatiti so nastali v bližini površja, kjer so skupaj z alkalnimi magmatskimi kamninami zapolnili vulkanske kanale in žrela. V globino se širijo najmanj 2000 m – ugotovitve na podlagi vrtanja. Če upoštevamo, da se nahaja magmatsko ognjišče ultramafičnih kamnin, iz katerega izvirajo tudi karbonatiti verjetno v globini 10 km, lahko predpostavimo, da se širijo karbonatitni kompleksi v globino več kilometrov. Te kamnine so nastale v širokem temperaturnem območju: začetek kristalizacije: 500-600 °C najmlajši rudni mineali: 50-100 °C Slika 86. Karbonatitni komplex Araxá, Brazilija. 79.2. Nariši shematski presek karbonatitnega kompleksa. 79.3. Kaj je fenitizacija? Fenitizacija je proces alkalne metasomatoze, pri katerem nastanejo v prikamnini kisle magmatske kamnine, metamorfne kamnine - alkalni glinenci; egirin, alkalna rogovača ... sfen, apatit ... drugi minerali. Debelina fenitove cone je nekaj 100 m. Prikamnina karbonatitnih kompleksov je: obogatena osiromašena F, Fe, Ca, Mg, Na, K, Ti, Ba, P SiO2 (kontaktna sprememba pod vplivom delovanja hidrotermalnih raztopin) 80. VPRAŠANJE Nastanek magm in karakterizacija izvornega območja. Študij magmatskih kamnin vključuje karakterizacijo izvornega območja kamnine, pogoje delnega taljenja in obseg naknadnih sprememb primarnih magm, ki izvirajo iz plašča, pred njihovo vmestitvijo v višje nivoje magmatskega ognjišča. Glavni poudarek je na petrogenezi recentnih vulkanskih kamnin, za katere nam teorija o tektoniki plošč nudi izreden okvir za razlago njihovih geokemičnih karakteristik. Novejše geofizične, geološke in geokemične raziskave so pokazale, da gre za okrog šest velikih litosferskih plošč (pacifiška, severnoameriška, južnoameriška, afriška, evrazijska in indijska) 133 ter več manjših, katere gradita v zgornjem delu oceanska in kontinentalna skorja v različnih razmerjih, v spodnjem pa "spodnja litosfera", ki sestoji iz ultramafičnih kamnin. Plošče dosežejo debelino do 100 km. Plošče vključujejo tudi del zgornjega plašča, ki ima zelo različno debelino. Giblje se od le nekaj km v območjih razpiranja (srednjeoceanski hrbti) pa do preko 200 km pod nekaterimi stabilnimi kontinentalnimi območji. Zaradi konvekcije, kot posledica plastičnega toka, se plošče gibljejo po spodnji astenosferi. Ta proces je vse prej kot enostaven. Za tolmačenje njihovega razvoja ima z ene strani velik pomen odkritje srednjoceanskih grebenov, z druge pa globokomorskih jarkov. Grebeni oziroma srednjeoceanski hrbti so meje med ploščami, obenem pa tudi razpoke, ob katerih prihaja iz zgornjega plašča magma. Konvekcijski pokrovi povzročijo, da se plošče ob grebenih odmikajo, obenem pa zaradi stalnega dotoka magme tudi rastejo. Globokomorski jarki, ki dosežejo globino celo več kakor 11 km, so nastali tam, kjer tone oceanska plošča pod kontinentalno ploščo, ali pod drugo oceansko ploščo. Pri tonjenju - subdukciji v globje dele zgornjega plašča, se oceanske plošče stalijo, ali kot tudi pravimo - konzumirajo. Razporeditev vulkanske aktivnosti je danes vezana na meje glavnih tektonskih plošč, tako na cone razpiranja, kot podrivanja. Razdelimo jih lahko na tri skupine: 1) vulkani oceanskih lokov in kontinentalnih robov, 2) oceanskih bazenov in 3) kontinentov. Prva skupina predstavlja kar tretjino vulkanske aktivnosti na Zemlji. Slika 87. Današnja razporeditev vulkanske aktivnosti na Zemlji (meje plošč po Condie 1982, vulkanske province za zadnjih 1 Ma po Best 1982). Glede na tektonski položaj poznamo štiri različna območja nastanka magme: 1. nastajajoči (constructive) robovi plošč (vključno s srednjeoceanskimi hrbti in zaotočnimi centri razpiranja), 2. razpadajoči robovi plošč (vključno z aktivnimi robovi plošč in otočnimi loki), 3. območja znotraj oceanskih plošč (oceanska otočja), 4. območja znotraj kontinentalnih plošč (vključujoč province kontinentalnih izlivnih (flood) bazaltov. 134 Po količini nastale magme so v sedanjem času najpomembnejša območja srednjeoceanskih hrbtov. Diapirsko dviganje materiala zgornjega plašča inducira delno taljenje z adiabatsko dekompresijo in proizvaja bazaltno magmo, ki se vtiska in izliva ter tako oblikuje oceansko skorjo. Novonastajajoča skorja potiska vstran starejšo, zato starost stran od hrbta simetrično narašča. V stiku s hidrosfero se oceanska skorja do zelo različne mere metamorfozira pod vplivom globokega konvekcijskega vdora morske vode v vročo bazaltno skorjo v bližini osi srednjeoceanskega hrbta. Spremembe vključujejo hidratacijo in kemično izmenjavo nekaterih mobilnih elementov med vodo in bazaltom. Pri gibanju oceanske plošče stran od hrbta se le-ta odebeljuje in hladi. Občasno jo lahko predrejo bazaltne magme, ki nastajajo pri lokaliziranih vtiskanjih plašča (mantle upwelling), t.i. »vročih točkah«, pri čemer lahko nastanejo oceanski otoki. Prehajanje relativno hitro se gibajoče oceanske plošče preko take vroče točke lahko oblikuje linearno verigo otokov, kot naprimer Hawaii. Pri staranju postanejo nazadnje oceanske plošče tako goste, da se ponovno potopijo v plašč v območjih konvergentnih meja plošč, oz. v conah subdukcije. Prav ta območja so danes po količini nastalih magem na drugem mestu. Večina subaeralnih vulkanov in potresov, vključno s tistimi, ki imajo srednje do globoke epicentre, je povezanih s temi conami. Pri tonjenju se bazaltne kamnine oceanske skorje in sedimenti, ki jih ni odluščilo pri vtiskanju v jarek, progresivno segrevajo in vtiskajo globlje v plašč. Preidejo kompleksno serijo dehidratacijskih reakcij, ki so nasprotne tistim prej, pri metamorfozi oceanskega dna. Končno postanejo dovolj vroče, da se delno natalijo. Hidrirane taline, ki so se sprostile pri dehidrataciji, ali s kremenico bogate delne taline oceanske skorje, se dvignejo v plaščni klin nad tonečo se ploščo, kjer lahko inducirajo delno taljenje. Nastale hidrirane bazaltne magme se nato dvignejo v skorjo, kjer se v subvulkanskih magmatskih ognjiščih diferencirajo in oblikujejo serijo s kremenico bogatih vrst magm. V takem okolju je lahko magmatizem zelo eksploziven, zaradi velike količine hlapnih komponent, predvsem vode. Konvergenca plošč je jasno polarna in oblikuje asimetrični vzorec magmatizma, tektonike in metamorfizma. Pri oceanski plošči se razvije linearna veriga vulkanskih otokov, ki oblikuje otočni lok, pri kontinentalni plošči pa vulkanizem oblikuje aktivni kontinentalni rob. Nastanek magme je v obeh primerih v grobem enak, vendar so pri slednjem geokemične lastnosti magme lahko nekoliko spremenjene, zaradi asimilacije materiala iz kontinentalne skorje. S subdukcijo se reciklira material, ki je bil v ravnotežju s kontinentalno skorjo (z morsko vodo ali pelagičnim sedimentom, nastalim v ravnotežju z morsko vodo) ali je iz nje nastal (oceanski terigeni sedimenti), nazaj v plašč. Kljub temu, da večina oceanske in kontinentalne skorje nastaja v conah razpiranja in subdukcije, pa najdemo vulkansko aktivnost tudi daleč stran od robov plošč. Oblikujejo se tako imenovane intra-ploščne vulkanske province. Kot je videti, so dali ti procesi v preteklosti veliko več magme, kot danes; kot naprimer pri oblikovanju velikih kontinentalnih provinc »poplavnih« (flood) bazaltov, ki so verjetno nastali pred fragmentacijo kontinentov. Čas ohranjanja magmatskih kamnin, ki nastajajo v oceanskih otokih, otočnih lokih ali srednjeoceanskih hrbtih, je v splošnem relativno kratek, saj sestavljajo del oceanske skorje, ki se reciklira nazaj v plašč približno v časovnem rangu 100 Ma. Le redko se ohranijo posamezne starejše obducirane luske v ofiolitnih conah. Prav zaradi tega bi morale biti v geološkem zapisu magmatske kamnine v intrakontinentalnih območjih in na aktivnih robovih kontinentov bolj pogoste. 135 Splošno je sprejeto, da delno taljenje kamnin plašča povzroča nastanek magme bazične do ultrabazične sestave in da je kasnejša diferenciacija, ki obsega frakcionirano kristalizacijo, mešanje magme in asimilacijo skorje, kriva za nastanek spektra terestričnih magmatskih kamnin. Geokemične značilnosti primarne magme so odvisne od večih parametrov - izvorne sestave in mineralogije ter globine in stopnje delnega taljenja, od faktorjev, ki se spreminjajo od enega do drugega tektonskega okolja. Raziskave so pokazale, da primarne magme nastajajo na zelo omejenih globinah. Gre za gornjih 100 - 200 km plašča, vendar pa natančna globina ni znana. Diamantonosni kimberliti so kristalizirali iz magme iz globine, večje od 200 do 250 km. Na splošno velja, da v oceanskih bazenih relativno refraktiven del plašča oceanske litosfere, ne igra pomembne vloge pri nastajanju magme. Kljub temu izgleda, da nekateri OIB (Oceanic Island Basalts) vsebujejo pomemben del litosferne komponente. Nasprotno pa je lahko podkontinentalna litosfera glavni izvor nekaterih intrakontinentalnih vulkanskih kamnin. Za razliko od oceanske litosfere, je bil stabilni plašč pod nekaterimi kratonskimi nuklei, združen z zgoraj ležečo skorjo celo 1-2 Ga, pri čemer so lahko, zaradi migracije magm in fluidov, nastale znatne geokemične heterogenosti. V nekaterih tektonskih prostorih obstaja tesna povezanost med nastankom magm in nastankom ekonomskih kovinskih rudišč. Pri tem imajo osnovno vlogo hidrotermalni fluidi. Vulkanska aktivnost otočnih lokov verjetno oblikuje cirkulacijske celice morske vode v podmorski vulkanski skladovnici. 81. VPRAŠANJE Magmatizem na območje srednjeoceanskega hrbta V bližini Azorov so preučevali razmikanje plošč, kjer je nastala 1,5–3 km široka in 100– 400 metrov globoka dolina hrbta (rift valley) (Slika 88 ). Dolina je v prečnem preseku bolj ali manj simetrična. V njej se nahaja centralen, nezvezen greben (višine 100–240 m in širine 800–1300 m) ali ponekod centralni jarek ( širine 200-600 m). Centralni greben je lociran vzdolž glavne linije razmikanja plošč in vsebuje najmlajše vulkanske kamnine: steklaste toleitne bazalte, pillow lave in fenokristale olivina, klinopiroksena in plagioklaza. Po izlitju lave se je centralni greben pogreznil, kar je verjetno tako posledica razmikanja plošč kakor tudi izpraznitve magmatskega telesa pod njim. Pokrov magmatskega telesa naj bi ''plaval'' na magmi pod njim, ki naj bi bila manj kot 2 km pod površino. Slika 88. Centralni greben je vzdolž glavne linije razmikanja plošč. 136 Na območju zunanjega dela doline rifta pa se je zgodilo ravno obratno, in sicer je prišlo do prelamljanja in dvigovanja sten doline. Izlitje lave je bilo epizodično, lokacije vulkanov pa so se s časom spreminjale. Periodični vulkanizem se pojavlja v bližini prejšnjih izlivov lave. 82. VPRAŠANJE Magmatske kamnine na kontinentalnih robovih Na kontinentalnih robovih se odlagajo sedimenti, poleg tega pa sta na tem območju pogosti tudi magmatska in metamorfna aktivnost. Mnogi raziskovalci obravnavajo kontinentalne robove kot novonastale geosinklinale. Te so v bistvu toneči jarki, ki se razprostirajo v dolžini več tisoč kilometrov in jih sestavljajo sedimenti, ki so pogosto debeli več tisoč metrov. Mlajše geosinklinale so štirih različnih tipov: atlantski, andski, japonski in tip otočnih lokov (Slika 89). Slika 89. Položaj modernih geosinklinal, riftov in aktivnih robov tektonskih jarkov. Atlantskemu tipu geosinklinale (Slika 90) pripada večina vzhodne obale Severne in Južne Amerike ter zahodna in vzhodna obala Afrike. Zanj je značilen plitev kontinentalni šelf, nato pa v smeri proti morju sledi bolj strmo kontinentalno območje (continental slope), nato pa zmerno strmo kontinentalno območje (continental rise). Na tem območju magmatske aktivnosti ni. Plitvovodni sedimenti na šelfu se odlagajo preko kontinentalne skorje (sial). Globokovodni sedimenti se odlagajo v smeri proti morju na zmerno strmem kontinentalnem območju (continental rise) preko oceanske skorje (sima). Analize starejših geosinklinal so pokazale, da so na obeh straneh geosinklinale (na kontinentalni in oceanski) različni sedimenti. Oceanski del sedimentov, ki je bil pogosto močneje deformiran, Slika 90, . Atlantski tip geosinklinale. so imenovali evgeosinklinala. Sestavljajo 137 jo v glavnem globokomorski sedimenti (turbiditi) in roženci. Kontinentalni del sedimentov, ki so ga imenovali miogeosinklinala, pa sestavljajo plitvovodni sedimenti (apnenci z veliko organskega materiala, drobnozrnati peski, mulji), ki so značilni za aluvialne ravnice in obalna območja. Sedanji atlantski tip obale naj bi predstavljal prvo stopnjo tvorbe geosinklinal. V nasprotju z atlantskim tipom obale pa je za andskega, otočne loke in japonskega, značilna vulkanska aktivnost. Za andski tip (Slika 91), ki ga najdemo na zahodni obali Južne Amerike, je značilen gorski pas, ki ga omejuje podmorski jarek. V jarku so v glavnem turbiditi, ki so nastali z erozijo andskega gorovja. Zaradi subdukcije oceanske plošče pod kontinentalno prihaja do deformacij jarka in kontinentalnih sedimentov, vulkanizma, tvorbe batolitov in prelamljanja blokov. Slika 91. Andski in japonski tip geosinklinale. Otočni loki in japonski tip so podobni. Sestavlja jih veriga otokov, v bližini pa je podmorski jarek, ki je nastal zaradi subdukcije oceanske skorje. Otočni loki so precej oddaljeni od kontinentalnih robov, japonski tip pa je od kontinenta ločen z majhnim oceanskim bazenom. Sedimenti so najdeni tako v majhnem oceanskem bazenu kakor tudi v jarku ob otočnem loku. Sedimenti v majhnem oceanskem bazenu so bolj ali manj kontinentalnega izvora (iz Azije), medtem ko so sedimenti v jarku ob vulkanskih otokih v glavnem vulkanskega izvora (piroklastične, podmorske lave in tanke plasti pelagičnih sedimentov), ki lahko tvorijo kontinuiran pas sedimentov, ki v bistvu tvori evgeosinklinalo tipa otočnega loka. V bližini mlajših in starejših kontinentalnih robov so bile najdene različne vrste magmatskih kamnin, npr. ofioliti, kalk-alkalni vulkaniti, toleitni bazalti in masivni granitni batoliti. 83. VPRAŠANJE Magmatizem oceanskih lokov Območja subdukcije so nedvomno ena najbolj kompleksnih tektonskih provinc na Zemlji. Pri tem je primer magmatizma, povezanega s subdukcijo, ko se ena oceanske skorja podriva pod drugo, najenostavnejši (Slika 92). Taka območja označujejo linearne ali ukrivljene verige otokov, ki oblikujejo vulkansko fronto. Pogosto so obdani z obrobnimi bazeni, ki so se izoblikovali s procesi razpiranja morskega dna za lokom (Slika 93). Sedimenti, ki oblikujejo zgornjo plast oceanske skorje, so pogosto »postrgani« s plošče, ki se podriva in oblikujejo akrecijski klin v pred-ločnem območju. Nastanek in subdukcija oceanske litosfere. Nova oceanska skorja nastaja v srednje-oceanskem hrbtu, v območju, kjer se litosferska plošča spušča v plašč pa nastaja globok jarek. Sekundarni konvekcijski tokovi v astenosferi oblikujejo majhen center razpiranja, obrobni bazen, ki se razvija za otočnim lokom. 138 Pri subdukciji tone hladna oceanska litosfera globoko v plašč. Sestavljena je iz sledečih komponent: 1. različno osiromašen plaščni lerzolit oceanske litosfere, 2. oceanska skorja, ki vključuje bazalt in gabro nastala v srednjeoceanskem hrbtu in sta hidrotermalno metamorfozirana do različne mere in globine, 3. serpentinitna telesa, 4. oceanski sediment. Slika 92. Subdukcija oceanske skorje pod drugo oceansko skorjo. Slika 93. Razporeditev glavnih, stalno aktivnih sistemov oceanskih otočnih lokov v Tihem oceanu, Atlantiku in Indoneziji (po Wilsonu & Davidsonu 1984). Hladna oceanska skorja se pri subdukciji postopno ogreva od okolnega plašča in verjetno tudi zaradi trenja na površini plošče. Z naraščanjem tlaka se pričnejo progresivne metamorfne reakcije in bazaltne komponente preko faciesov zelenih skrilavcev in amfibolitov, spreminjati v eklogite. 139 Hidratni minerali pri tem dehidrirajo in sproščajo H2O, kot posebno fluidno fazo (v danem okolju ta zniža tališče kamnin). Globine omenjene premene se spreminjajo od loka do loka, v odvisnosti od termalnega režima v plošči. Nastajanje magme v takem okolju (ali kateremkoli drugem) vključuje območja, kjer temperature presežejo solidus različnih vrst prisotnih kamnin (Slika 94). Potencialni izvori magm otočnih lokov so naslednji: 1. plaščni klin nad podrivajočo se ploščo (iz oceanske litosfere in iz cone astenosferskega zgornjega plašča), 2. oceanska skorja (iz bazalta oceanskega dna, dolerita in gabra ter iz oceanskih sedimentov), 3. morska voda. V splošnem lahko smatramo, da magme oceanskih lokov nastanejo iz sledečih virov: 1. 2. 3. 4. amfibolitov z ali brez vodnih fluidov, eklogita z ali brez vodnih fluidov, lerzolita z vodnimi fluidi, lerzolita, modificiranega z reakcijo s Slika 94. Potencialna izvorna območja nastanka magm otočnih lokov. Pri subdukciji se odvija progresivna metamorfoza oceanske skorje od faciesa zelenih skrilavcev do eklogitnega faciesa (po Wyllie-u 1982). hidrirano silikatno magmo, ki izhaja iz delnega taljenja subdukcijske plošče. Vloga vodnih fluidov in delnih talin je odločilna in loči od ostalih nastanek magme v okoljih subdukcijskih con. Na sliki 94 so vzete delne taline podrivajoče se oceanske skorje, ki se dvigajo v lerzolite plaščnega klina ter reagirajo in izgubijo kemična svojstva. Fluidi iz plošče znižajo solidus plašča in povzročijo delno taljenje. Zato jih lahko, prej kot primarni izvor, računamo kot katalizatorje magmatizma otočnih lokov. Model otočnih lokov je prikazan na sliki 95. Model je sestavljeni iz jarka, območja pred lokom in za lokom ter iz loka samega. Za ta območja so značilne anomalije gravitacije in toka toplote. Kot je razvidno iz slike 95, se negativna gravitacijska anomalija pojavi ob jarku. Pripisujejo jo sedimentnemu klinu v predelu predgrebena. Pozitivna anomalija naj bi se nanašala na hladno in gosto subducirano litosfero pod lokom. Toplotni tok je v predgrebenu značilno nizek (10-20oC/km) in se naglo dvigne pred vulkanom (30- Slika 95. Model otočnega loka - shematski 40oC/km) ter ostane visok še 200-600 km za lokom. prerez skozi otočni lok (po Gill-u 1981). Pojasnjuje ga lahko le prenos mase vročega materiala 140 (magme) v višje nivoje. Na sliki vidimo tudi razliko v seizmičnih lastnostih lerzolitov litosfere in astenosfere. Značilne hitrosti P-vala litosfere so med 8.0-8.1 km/s, astenosfere pa nižje (7.5-7.9 km/s), kar pripisujejo prisotnosti delnih talin. Navpična meja med obema lahko označuje dvig magme pod lokom. Skorja otočnih lokov je navadno debela manj kot 25 km in je proporcionalna starosti subdukcijskega sistema ter hitrosti nastajanja magme. Večina lokov ima 6-9 km zgornje skorje (hitrost p-vala Vp = 5.0-5.7 km/s) in pod njo 10-15 km spodnje skorje (Vp = 6.5-7.0 km/s). Debelina skorje igra pomembno vlogo pri omejevanju frakcionacije dvigajoče se magme pri nizkem tlaku. V območjih tanke skorje se navadno magme iz plašča lahko hitro dvignejo na površino in zato zadržijo lastnosti podobne primarnim. Pri bolj zrelih (starejših) lokih z odebeljeno skorjo, kamnine slednje z nizko gostoto delujejo kot filter, ki zavira dvig primarne magme in povzroča obširno frakcionacijo kristalov pri nizkih tlakih v visokih delih magmatskega ognjišča. 84. VPRAŠANJE Magmatizem kontinentalnih robov (poenostavljen primer andske cone petrogenetski model) Večina petrogenetskih procesov, ki veljajo za oceanske loke je relevantnih tudi za območja aktivnih kontinentalnih robov. Vendar pa tu magma preide skozi debel odsek kontinentalne skorje, kar povzroči dodatno kompleksnost. Na sliki 96 je prikazan shematski presek aktivnega kontinentalnega roba, ki bi lahko veljal za centralno andsko cono. V subducirani oceanski litosferi so procesi povsem enaki, kot v primeru kolizije ocean-ocean. Pri subdukciji se hladna oceanska Slika 96. Shematski presek preko aktivnega kontinentalnega roba. litosfera segreje zaradi kombiniranih procesov trenja in kondukcije, kot posledica pa oceanska plast skorje preide niz metamorfnih sprememb, od zelenih skrilavcev, skozi amfibolitni, do eklogitnega faciesa. Progresivne metamorfne reakcije vključujejo dehidracijo, hidratni fluidi pa se sproščajo v plašč, kjer znižajo solidus in povzročijo delno taljenje. Če je temperatura solidusa podrivajoče se skorje presežena, nastane hidratna intermediarna-kisla delna talina, ki prav tako metasomatizira plaščni klin in povzroči delno taljenje. Bistvena razlika je le v debelini kontinentalne litosfere, ki je v obsegu 140 km pod centralnimi Andi in le 70-80 km pri tipični oceanski litosferi. Poleg tega je kontinentalna skorja v tem profilu debela 50 km, v primerjavi z le 10 km za povprečno oceansko skorjo. Za razliko od oceanske litosfere, ki je različno osiromašena z ozirom na dogodke pri nastanku magme v srednjeoceanskih hrbtih, je kontinentalna litosfera znatno metasomatizirana in obogatena, še posebno, če se je oblikovala v daljšem časovnem obdobju. Fluidi iz plošče bi lahko inicirali delno taljenje v podkontinentalni litosferi in prispevali kompleksnosti sestave izotopov in slednih 141 prvin v magmi. Pearce (1983) je mnenja, da obogaten subkontinentalni plašč (litosfera) igra glavno vlogo v petrogenezi vseh bazaltov, ki so nastali v tektonskih območjih aktivnih kontinentalnih robov in to v večji meri, kot pa konvekcija astenosfere. Ker pri prehodu magme iz plašča skozi okrog 50 km debelo skorjo pride z njo neizogibno do interakcije, pride tudi do asimilacije in frakcionirane kristalizacije. V tem primeru je pomembna starost in geokemične značilnosti skorje. Stara predkambrijska podlaga ima ločljivo geokemično izotopsko sestavo in verjetno da svoj pečat kontaminiranim magmam. Mlajši kontaminanti vrste grauvak se lahko malo razlikujejo od plaščnih magm in je zato kontaminacijo teže ugotoviti. V splošnem je dokaj logično, da so primarne magme iz plašča bazaltne sestave. Obstaja pa možnost, da bolj silicijske magme nastajajo v metasomatiziranem plaščnem klinu. Kristalna frakcionacija takih magm pri nizkem tlaku, kombinirana s kontaminacijo iz skorje, je lahko vzrok za spekter bolj razvitih vrst kamnin, vidnih na površini. 142 SISTEMATSKA PETROLOGIJA 85. VPRAŠANJE 85.1. Kamnine granitske skupine (Tabela) Magmatske kamnine te skupine so izredno razširjene. Prevladujejo globočnine nad predorninami. V ZDA imajo izdanki globočnin približno 3x večjo površino od predornin. Kisle globočnine so približno 7x bolj razširjene od bazičnih. Gabrske kamnine - BAZALTI nastajajo s kristalizacijo staljene silikatne magme še danes pred našimi očmi in je njihov nastanek popolnoma očividen. GRANITI pa nastajajo v globini in so sestavljeni iz mineralov, ki potrebujejo za svoj nastanek sodelovanje lahkohlapnih komponent. Njihov nastanek si včasih le težko pojasnimo s preprosto kristalizacijo silikatne taline. Ločimo: 1. PRAVE GRANITE - nastali so iz prave granitske magme in se po svojih lastnostih skoraj nič ne ločijo od drugih globočnin. To so tako imenovani graniti tipa l. 2. ANATEKSNI GRANITI - to so graniti starih ščitov in kristalne podlage plošč, ki jih uvrščamo v tip S. Granitska snov v teh delih tesno pronica v stare dele, kakor da se meša z njihovo snovjo in pri tem tvori migmatite. Prehod od granita v metamorfno kamnino je neopazen. GLOBOČNINE 85.2. Kaj so graniti, monzonitski graniti in granodioriti? Graniti so holokristalne in fanerokristalne enakomerno zrnate ali včasih porfiroidne kamnine, ki so sestavljene iz kremena in bistveno prevladujoče količine glinencev. Kremen in alkalni glinenci so torej bistveni minerali. Graniti so v splošnem levkokratne kamnine. Monzonitski graniti ali kremenovi monzoniti so graniti, v katerih nastopajo plagioklazi in K ali K-Na glinenci približno v enakih količinah. Granodioriti so bistvene kremenove kamnine z glinenci, pri čemer prevladujejo Ca - Na glinenci in le v manjši meri nastopajo alkalni K in K-Na glinenci. Kažejo že prehod v dioritsko skupino. Kakšna je razlika med graniti in granodioriti? GRANITI GRANODIORIT (kremen) 25 – 30 % (kremen) 20 – 25 % K glinenec > 30 % K glinenec ≈ 20 % plagioklazi > K-glinenec + K-Na glinenci (femični minerali) (biotit, rogovača) 5 - 10 % femični minerali (biotit, rogovača) 15 % 143 Glavni sestavni deli granitov so glinenci, ki sestavljajo okrog dve tretjini vse mase. Med glinenci nastopajo kalijevi in natrijevi glinenci in plagioklazi. V granodioritih nastopa alkalni glinenec le v podrejeni količini, zato prevladujejo plagioklazi. Graniti vsebujejo nekoliko več kremena in manj femičnih mineralov. V granodioritih je posebno opazen ksenomorfizem kremena v primerjavi s plagioklazom. Razdelitev granitskih kamnin je osnovana predvsem na podlagi značaja njihove glavne sestavine, to so glinenci, ki zavzemajo skoraj 2/3 celotne mase. Klasifikacija granitov je osnovana na: 1. značaju glinencev, to je na prisotnosti ali skoraj popolni odsotnosti kalcijevih plagioklazov in na značaju alkalnih glinencev in 2. na značaju prevladujočega barvnega minerala 85.3. Kaj so normalni graniti? Normalni graniti (kalijevo - alkalni graniti) so graniti, ki vsebujejo Ca - Na plagioklaz (albit - oligoklaz, oligoklaz, andezit) in K-glinenec (običajno več kot 30 %). Med normalne spadajo tudi granodioriti, v katerih je količina ortoklaza že znatno manjša od plagioklaza in sicer le še 20 %, medtem ko je v granitih količina kalijevega glinenca običajno večja od 30 %. V naši klasifikaciji smo razdelili v širšem smislu granitsko skupino na granitsko skupino v ožjem smislu, ki vsebuje kamnine, ki so sestavljene iz kremena in bistveno prevladujoče količine glinencev (kremen in alkalni glinenci so torej bistveni minerali) in granodioritsko skupino, ki vsebujejo kremenove kamnine z glinenci, pri čemer prevladujejo Ca-Na glinenci in le v manjši meri nastopajo alkalni K in K-Na glinenci. Granodioritske kamnine kažejo že prehod v dioritsko skupino. Sestava normalnih granitov: alkalni K-glinenec: pertitsko preraščanje: ortoklaz ali mikroklin ortoklaz - mikropertit in mikroklin - mikropertit anortoklaz (redek) albit (skoraj ne nastopa samostojno, temveč tvori v plagioklazih z anortitom trdo raztopino) albit – anortit – trda raztopina (plagioklazi) značilni barvni minerali: biotit, muskovit navadna rogovača diopsid rombični pirokseni - hipersten akcesorni minerali: apatit, cirkon, titanit, magnetit, ilmenit, hematit 144 Glede na sestavo ločimo normalne granite na: biotitov granit, dvosljudni granit - vsebuje biotit in muskovit, rogovačni granit, diopsidov granit in hiperstenov granit. Posebna vrsta granitov: Charnockit (Slika 97) (Job Charnock ustanovitelj Calcute) je hiperstenov in diopsidovo hiperstenov granit, v katerem sploh ni plagioklaza, ali pa nastopa v izredno majhni količini in pripada oligoklazu ali andezinu. Glavni mineral je mikropertit z vrastki oligoklaza ali celo andezin - oligoklaza. Poleg pertita vsebuje tudi antipertit. K-glinenec je navadno mikroklin. Rapakivi granit (Slika 98) (finsko rapa - gnil, kivi - kamen) je bistveno kalijev granit, značilen po interesantni strukturi. Rdečkast ortoklaz nastopa v velikih okroglih ovoidih, ki jih obrašča skorjica oligoklaza. Velikost ovoidov doseže več centimetrov. Ti ovoidi so zlepljeni z zrnato osnovno maso iz ortoklaza, plagioklaza, kremena, močno železnatega biotita in rogovače. Kremen nastopa v vidiomorfnih okroglih zrnih. Včasih je poikilitsko vraščen v vseh mineralih. Kot akcesorni minerali nastopajo navadno apatit, magnetit, in fluorit. Tu in tam vidimo ortit, monacit in druge. Včasih nastopata v notranjosti rogovače olivin in diopsid. Kamnina sorazmerno lahko razpada pri preperevanju. Slika 97. Charnockit. Slika 98. Rapakivi granit. Plagiograniti so normalni graniti revni kalija. K-glinenec kot samostojni mineral popolnoma izgine. Če v kemični sestavi tipičnega normalnega granita nastopa namesto kalija natrij, dobimo plagiogranite, ki vsebujejo le plagioklaze. Alkalni graniti so graniti, ki ne vsebujejo plagioklaza s kalcijem. So torej graniti brez plagioklazov, ki poleg tega vsebujejo lahko še alkalni piroksen ali rogovačo. V alkalnih granitih je alkalni glinenec navadno kalijev natrijev (mikropertit, mikroklin-mikropertit, anortoklaz) bolj redko čisto natrijev (albit), še bolj redko čisto kalijev (ortoklaz in mikroklin). Femični minerali alkalnih granitov so: alkalne rogovače (riebeckit, arfvedsonit), alkalni pirokseni (egirin - avgit, egirin), biotit, ki včasih vsebuje litij, akcesorni minerali apatit, cirkon, včasih tudi diopsid. OBLIKE GRANITNIH MASIVOV IN POGOJI NJIHOVEGA NASTOPANJA Različne oblike nastopanja granitov so v zvezi z različnimi pogoji nastajanja. Ločimo dva tipa: 1. prava intruzivna telesa, nastala s strjevanjem magmatskih mas, ki so se vtisnile v starejše kamnine (batoliti, lakoliti, čoki in žile). 145 2. granitne mase v predkambrijskih kontinentalnih ščitih. (Baltska, Kanadska, Sibirska, Afriška plošča ...). Glede na razmerje z okolnimi kamninami ločimo: 1. granite, ki so v tesni zvezi s takimi metamorfnimi kamninami kot so gnajsi in skrilavci. To je večji del arhajskih granitov, tako imenovanih anateksnih granitov. Takšne granite najdemo tudi v mlajših gorskih verigah in so v zvezi z najglobjimi pasovi. 2. granite, ki tvorijo jasna intruzivna telesa v obliki batalitov, čokov, pa tudi lakolitov, pri čemer predstavlja granitska magma samostojno intruzijo, ki je navadno mlajša od drugih magmatskih kamnin pokrajine. Takšna je večina paleozojskih in mlajših granitov. 3. granite, ki so v tesni zvezi z gabrskimi kamninami. PIROKSENOVI GRANITI so vez s kremenovimi dioriti in gabri. ALKALNI GRANITI so vez z alkalnimi sieniti in z drugimi alkalnimi magmatskimi kamninami. Graniti karavanške magmatske cone Centralna karavanška magmatska cona se razteza vzdolž periadriatskega lineamenta v severni Sloveniji od avstrijske meje na zahodu, južno od Pece, preko Koprivne in Črne na Koroškem ter tone pod terciarne sedimente Panonskega morja v okolici Plešivice. Sestavljata jo dva vzporedna, vzdolžna masiva, granitni na severu in tonalitni na jugu, ločena s pasom metamorfnih kamnin. Severni, granitni masiv je zelo heterogen. Gradita ga pretežno sienogranit in sienit, vsebuje pa tudi alkalne mafične in srednje kamnine, ki predstavljajo 20 - 30 % celotnega masiva. Mafične kamnine pripadajo gabru in monzogabru. Pojavljajo se kot enklave v sienogranitu, razpon njihove velikosti pa je od nekaj centimetrov do več deset metrov. Kamnine srednje sestave pripadajo monzodioritu in monzonitu. Njihove strukturne in geokemične značilnosti kažejo, da so kamnine nastale kot posledica interakcije mafične in kisle magme. V bližini mafičnih enklav se pogosto pojavlja tudi sienit porfir z rapakivi strukturo, kar je dodaten dokaz za interakcijo dveh magm. PREDORNINE 85.4. Kaj so lipariti in kremenovi porfiri? Lipariti ali rioliti so neovulkanski, kremenovi porfiri pa paleovulkanski efuzivni ekvivalenti granitov. Splošni predznak vseh različkov teh kamnin je makroskopsko afanitska masa, ki jo sestavljata predvsem alkani glinenec in kremen, v nekaterih liparitih je namesto kremena tridimit ali kristobalit. Osnova je lahko sestavljena tudi iz skritokristalne (kriptokristalne) zmesi istih mineralov ali pa iz tej zmesi kemično ustreznega stekla. Kremenovi porfiri in lipariti v strogem pomenu besede so efuzivne kamnine porfirske strukture, ki ustezajo normalnim granitom. Njihova odločilna posebnost je prisotnost porfirskih vtrošnikov plagioklaza, alkalnega glinenca in kremena, ki se jim pridružujejo še maloštevilni vtrošniki biotita, piroksena in rjave rogovače. 146 Kremenova porfir (Slika 99) (K-vrsta) je efuzivna kamnina porfirske strukture, ki ustreza normalnim granitom. Kenotipna vrsta: Riolit ali liparit (Slika 100) (K-vrsta) efuzivna kamnina porfirske strukture, ki prav tako ustreza normalnim granitom. Odločilna posebnost kremenovih porfirov (paleoriolitov) in liparitov (riolitov) je prisotnost porfirskih vtrošnikov plagioklaza, alkalnega glinenca in kremena, ki se jim pridružujejo še maloštevilni vtrošniki svetloobarvanega piroksena in rjave rogovače. Kakšna je razlika med kremenovim porfirjem in riolitom? Slika 99. Kremenov porfir Slika 100. Riolit alkalni glinenec: ortoklaz plagioklaz: oligoklaz osnova prekristaljena alkalni glinenec: sanidin plagioklaz: oligoklaz, (bazičen plagioklaz) osnova steklasta Makroskopsko je osnova afanitska (skrito kristalna) in različno obarvana. V vseh opisanih kamninah nastopa mnogokrat fluidalna tekstura. paleorioliti: so rdeči, rumeni, rjavkasti rioliti: so rožnati, beli ali sivi ali rumenobeli 85.5. Kaj so felziti in katere kenotipne felzite poznaš? Felziti so afanitski predstavniki normalnih riolitov. Zanje je značilna skoraj popolna odsotnos vtrošnikov, ki bi jih lahko ločili pod mikroskopom, čeprav vsebujejo včasih mikroporfirske vtrošnike, ki jih vidimo pod mikroskopom. Kaj so kenotipni felziti ali steklasti rioliti? Kenotipni felziti so v strogem smislu besede steklasti različki, ki se le redko ohranijo v starejših kamninah. V odvisnosti od barve, mikrostrukture in vrste preloma ločimo med kislimi vulkanskimi stekli več kamnin: 147 Smolnik je črn, rdeč, rjav, zelenkast, včasih celo rumen in redko bel. Ima smolnati sijaj in vsebuje približno 8 % vode. Obsidian (Slika 101) je siv, sivkasto črn, ima steklast sijaj in značilen školjkast lom. V zbrusku je brezbarven, bolj redko rjavkasto obarvan. Vode skoraj ne vsebuje. Zanj je značilna prisotnost različnih kristalitov. Perlit (Slika 102) je siv, modrikasto ali rumenkasto siv, ima voskast ali emajlast sijaj. Kroji se perlitsko, zaradi česar vidimo, da je kamnina sestavljena iz majhnih lupinastih kroglic, s premerom ki lahko dosežejo nekaj centimetrov. Vsebuje navadno 3 – 4 % H2O. Slika 101. Obsidian. Votlič ali plovec (Slika 103) je bel, svetlosiv ali rumenkast, redko rdečkast. Kamnina ima značilen penasti zlog in motni sijaj na prelomu. Vsebina vode jepogosto precejšna, vendar je večinoma higroskopska. Paleotipna vrsta: Slika 102. Perlit. Kremenovi keratofiri (Na-vrsta) 85.6. Kaj so kremenovi keratofiri? Kremenovi keratofiri so efuzivne paleotipne kamnine porfirske strukture z gosto roženo, belkasto, svetlosivo, svetlozeleno, redkeje rjavkasto osnovo, z običajno maloštevilnimi in majhnimi vtrošniki, predvsem albita, ki se mu pridruži včasih mikropertit ali anortoklaz, pa tudi kremen. Zelo redki so vtrošniki barvnih mineralov, v glavnem biotita. Glavna odlika kremenovih keratofirov je, da se ločijo od Slika 103. Plovec. kremenovih porfirov po tem, da nimajo kalcijevega natrijevega plagioklaza (le v redkih primerih nastopa oligoklaz albit). Ker nastopajo keratofiri in kremenovi keratofiri običajno skupaj z normalnimi kremenovimi porfiri, jih prištevamo k efuzivnim analogom normalnih granitov, bogatih z natrijem. 148 Comenditi in pantelleriti (Sliki 104 in 105) so neovulkanske kamnine alkalne skupine, ki so zelo redke. GEOLOŠKI POGOJI IN OBLIKE NASTOPANJA GRANITSKIH PREDORNIN Rioliti in paleorioliti tvorijo kupole, včasih potoke in pokrove, ali pa nastopajo v žilah in celo v plitvih lakolitskih intruzijah. V Sloveniji so pomembni wengenski keratofiri in kremenovi keratofiri in porfiriti, ki nastopajo v manjših izdankih. V glavnem ločimo dva pasova: 1. Severni pas, ki se vleče od Mrzla Vode pri Rablju preko Bleda proti vzhodu do Rogaške Slatine in še naprej na Hrvaško preko južnega pobočja Donačke gore, na kateri najdemo tudi andezit. Ta pas je najširši med Kamnikom, Braslovčami in Celjem. Slika 104. Comentit. 2. Južni pas, ki se vleče na zahodu od Idrije, kjer se poveže s severnim. Od Idrije poteka proti vzhodu, kjer pa prevladujejo tufi. ŽILNINE Ob robovih granitnih masivov se zelo pogosto pojavi porfirska struktura. Še bolj značilne so porfirske in porfiroidne strukture za hipabisalne magmatske kamnine iste sestave, ki se pojavljajo v manjših intruzivnih masah: lakolitih, žilah in intruzivnih ležiščih. To so v glavnem ašistne kamnine - granitski porfiri, ki se ločijo od granitov le po strukturi. Njim nasprotne so diašistne kamnine, za katere pa nikakor ne moremo trditi, da so nastajale v manjših globinah od granitov, ki jih spremljajo. Prav tako globoko so lahko nastajali tudi ašisti. Ločimo dve vrsti diašistov: 1. levkokratne kamnine in 2. lamprofire. Levkokratne kamnine ustrezajo po sestavi alaskitom in so zadnji kisli produkti diferencijacije granitske magme: to so apliti in pegmatiti. Slika 105. Pantellerit. 149 Ašisti: Granitski porfiri 85.7. Kaj so granitski porfiri? Granitski porfiri (Slika 106) se od granitov ločijo le po strukturi. Zanje je značilna porfirska in porfiroidna struktura. So holokristalne (popolno kristalne) porfiroidne kamnine, ki vsebujejo porfirske vtrošnike kremena, alkalnega glinenca, včasih tudi plagioklaza, biotita, piroksena in rogovače. Nastopajo ob robovih granitnih masivov. Slika 106. Granitporfir. Diašisti: Apliti, pegmatiti, lamprofiri VPRAŠANJA: 1. Kamnine granitske skupine (tabela). a. Kaj so graniti, monzonitski graniti in granodioriti? b. Kaj so normalni graniti? c. Kaj so lipariti in kremenovi porfiri? č. Kaj so felziti in katere kenotipne felzite poznaš? d. Kaj so kremenovi keratofiri? e. Kaj so granitski porfiri? 150 GRANITSKA SKUPINA GLOBOČNINE NORMALNA VRSTA BISTVENI MINERALI: NORMALNI GRANITI KREMEN ALKALNI GLINENCI: BIOTITOV GRANIT DVOSLJUDNI GRANIT ROGOVAČNI GRANIT PIROKSENOV GRANIT K glinenci: ortoklaz, mikroklin, ortoklaz-mikropertit, mikroklinmikroklin-mikropertit, sanidin Na glinenci: albit + plagioklazi << An): albit-oligoklaz ZNAČILNI MINERALI: SLJUDE: biotit, muskovit AMFIBOLI: rogovača, alkalni amfiboli SREDNJI PLAGIOKLAZI: oligoklaz > An, andezin PIROKSENI: diopsid, hipersten, alk. pirok. POSEBNE VRSTE: PREDORNINE ŽILNINE ALKALNA V. NORMALNA VRSTA ALKALNA V. NORMALNA VRSTA ALKALNA V. ALKALNI GRANIT PALEOTIPNE rekristalizirane: COMENDITI AŠISTI: PANTELLERITI GRANITSKI PORFIR (GRANITPORFIR) ALKALNI GRANITSKI PORFIR (grorudit) ALASKIT KREMENOV PORFIR (kalijeva vrsta - K) KREMENOV KERATOFIR (natrijeva vrsta - Na) DIAŠISTI: ALKALNI APLITI levkokratne kamnine: ALKALNI PEGMATITI APLITI CHARNOCKIT RAPAKIVI GRANIT PLAGIOGRANIT KENOTIPNE steklaste: PEGMATITI melanokratne kamnine: RIOLIT (K) (liparit) FELZITI STEKLASTI RIOLITI: SMOLNIK OBSIDIJAN PERLIT PLOVEC RIODACIT (Na) LAMPROFIRI 86. VPRAŠANJE 86.1. Kamnine granodioritske skupine (tabela) GLOBOČNINE Granodioriti 86.2. Kaj so granodioriti? Granodioriti so bistvene kremenove kamnine z glinenci, pri čemer prevladujejo kalcijevo natrijevi in le v manjši meri alkalni kalijevi in kalijevi natrijevi glinenci. Mejo med granitom in granodioritom predstavlja razmerje med plagioklazom in alkalnim glinencem ter znaša 2:1. Granodioriti so po sestavi bližji granitom, kot pa kremenovim dioritom in zato spadajo v naši klasifikaciji v širšem smislu v granitsko. Ta ustreza tudi tesni geološki zvezi in sorodnim pogojem nastopanja granitov in granodioritov. Kakšna je razlika med graniti in granodioriti? GRANITI GRANODIORIT (kremen) 25 – 30 % (kremen) 20 – 25 % K glinenec > 30 % K glinenec ≈ 20 % plagioklazi > K-glinenec + K-Na glinenci (femični minerali) (biotit, rogovača) 5 - 10 % femični minerali (biotit, rogovača) 15 % V granodioritih nastopa alkalni glinenec le v podrejeni količini, zato prevladujejo plagioklazi. V teh kamninah je posebno opazen ksenomorfizem kremena nasproti plagioklazom. Raziskave so pokazale, da je pohorska globočnina granodiorit in ne tonalit. Kamnine, ki so predornine, pa so daciti, nediferencirane žilnine pa so granodioriti porfirji. PREDORNINE Daciti in kremenovi latiti 86.3. Kaj so daciti in kremenovi latiti? Daciti so neovulkanske kamnine, ki po sestavi ustrezajo nekaterim s kalcijem bogatim normalnim granitom in granodioritom. V bistvu lahko rečemo, da so vulkanski ekvivalenti granodioritov in nekaterih s Ca bogatih normalnih granitov. Zanje so značilni vtrošniki kalcijevega natrijevega plagioklaza in včasih kremena, pa tudi v manjši količini biotita, rogovače ali piroksena. Vtrošnikov alkalnega glinenca 152 ni. Alkalni barvni minerali ali nadomestki glinencev ne nastopajo niti v porfirskih vtrošnikih niti v osnovi. Kremenovi latiti so ekvivalenti nekaterih plagioklazovih granitov in granodioritov. Gre za predornine, ki v svoji sestavi vsebujejo v osnovni masi približno toliko kalijevih glinencev, kolikor znaša vsebina plagioklaza v granodioritih. ŽILNINE Granodioritski porfiri VPRAŠANJA: 1. Kamnine granodioritske skupine (tabela). a. Kaj so granodioriti? b. Kaj so daciti in kremenovi latiti? 153 GRANODIORITSKA SKUPINA BISTVENI MINERALI: GLOBOČNINE PREDORNINE ŽILNINE GRANODIORIT DACIT GRANODIORITSKI PORFIR KREMEN SREDNJI PLAGIOKLAZI: (oligoklaz, andezin) Na - K GLINENCI PLAG. : ALK. GLIN. = 2:1 ZNAČILNI MINERALI: SLJUDE AMFIBOLI PIROKSENI ALK. GL. < 1/3 vseh glinencev TONALIT - Pohorje plagioklaz : 63 % ortoklaz: 6.5 % kremen: 22% biotit: 6.5 % rogovača: 1% klorit: 1.75% 87. VPRAŠANJE 88. Kamnine sienitske skupine (tabela) Sieniti in trahiti so sorazmerno redke kamnine in imajo le manjšo udeležbo v zgradbi zemeljske skorje. Videli smo, da so različne vrste kamnin izredno različno razširjene. Če ploščina kamnin granitske skupine na zemlji (granit, granodiorit, liparit, dacit) znaša 49 %, tedaj pripada sienitom in trahitom le 0,6 %. Sorazmerno majhne so tudi dimenzije posameznih mas sienitskih kamnin. Med največje sienitske masive spadajo masivi v Uralu s ploščino od 100 do 200 km2. Med večje sienitske masive spada masiv Biella v Piemontu, ki ima ploščino 60 km2. Te številke so nesorazmerno manjše od granitskih, katerih ploščine imajo do desettisoč kvadratnih kilometrov. Kamnine sienitske skupine so značilne, ker so skoraj brez kremena in so sestavljene v glavnem iz alkalnega glinenca, samega ali skupaj s plagioklazom, in manjše količine barvnih mineralov. Kljub temu, da je v sienitih kremen redko popolnoma odsoten, je vendar v njih le slučajen in popolnoma drugoten mineral. GLOBOČNINE Sieniti 88.1. Kaj so sieniti? Sieniti, ime je nastalo po kraju Sieni - danes Asswan - kjer naj bi te kamnine nastopale, so enakomerno zrnate ali včasih porfiroidne kamnine brez kremena ali pa zelo revne z njim, v katerih je bisten sestavni del alkalni glinenec. Barvni minerali so prisotni v podrejeni količini. Z drugimi besedami - sieniti so levkokratne kamnine brez kremena s prevladujočim ali pa vsaj v znatni količini prisotnim alkalnim glinencem. "Revne s kremenom" smatramo v splošnem tiste kamnine, kjer opazimo kremen le pod mikroskopom, pri čemer nastopa v posameznih zrnih, ki po številu močno zaostajajo za zrni drugih mineralov. Kremena je v tem primeru v kamnini pod 10 %. Zaradi boljše določenosti smatramo za sienite le tiste kamnine, ki so ali popolnoma brez kremena ali pa so skoraj brez njega (vsebina kremena je manjša od 5 %). Kamnine, ki pa vsebujejo do 10 % kremena in se torej od granitov razlikujejo le z manjšo količino tega minerala - imenujemo kremenove sienite. Od granitnih kamnin se ločijo kamnine te skupine po odsotnosti kremena, ki pa ga kljub temu nekoliko le vsebujejo. Redko je namreč popolnoma odsoten. V glavnem so sestavljene iz alkalnega glinenca, samega ali skupaj s plagioklazom in manjše količine barvnih mineralov. Sieniti se navadno razlikujejo od granitov tudi z nekoliko večjo vsebino barvnih mineralov - povprečno okrog 15 %. Količina alkalnega glinenca se tu, kakor tudi v granitih, ne spusti pod 33 %, pri zmanjšanju te količine imamo že prehod v sienitske diorite. V alkalnih sienitih je plagioklaz popolnoma odsoten in alkalni glinenec sestavlja nad 80 do 85 % vse mase kamnine. Z naraščanjem količine barvnih mineralov prehajajo normalni sieniti v melanokratne in nato v 155 shonkinite. Prav tako, kakor graniti, se tudi sieniti delijo na podlagi odsotnosti ali prisotnosti kalcijevega natrijevega plagioklaza na alkalne brez njega in normalne, ki plagioklaz vsebujejo. Kakor že pri klasifikaciji granitov, prištevamo k alkalnim sienitom navadno sienite brez plagioklazov, ki vsebujejo alkalne amfibole in piroksene, četudi le v majhni količini, in vsaj majhne količine glinenčevih nadomestkov. Taki sieniti so navadno v zvezi s tipičnimi alkalnimi kamninami. Normalni sieniti se ločijo od alkalnih tudi po značaju alkalnega glinenca. V normalnih sienitih nastopa večinoma navaden ortoklaz, reven z natrijm, včasih mikroklin in pertit. V alkalnih sienitih pa nastopa natrijev ortoklaz, anortoklaz, mikropertit, mikroklin - pertit in celo mnogo albita. Plagioklaz je v normalnih sienitih oligoklaz ali andezin, redko (v nekaterih avgitovih sienitih, ki se približujejo monzonitom) labradorit. Kamnine sienitske skupine zavzemajo približno 0,5 % vseh magmatskih kamnin. 88.2. Kakšna je razlika med graniti in sieniti? Sieniti se navadno razlikujejo od granitov tudi z nekoliko večjo vsebino barvnih mineralov - povprečno okrog 15 %. Količina alkalnega glinenca se tu, kakor tudi v granitih, ne spusti pod 33 %, pri zmanjšanju te količine imamo že prehod v sienitske diorite. V alkalnih sienitih je plagioklaz popolnoma odsoten in alkalni glinenec sestavlja nad 80 do 85 % vse mase kamnine. Z naraščanjem količine barvnih mineralov prehajajo normalni sieniti v melanokratne in nato v shonkinite. Prav tako kakor graniti, se tudi sieniti delijo na podlagi odsotnosti ali prisotnosti kalcijevega natrijevega plagioklaza na alkalne brez njega in normalne, ki plagioklaz vsebujejo. Petrologi za sienite smatrajo le tiste kamnine, ki so ali popolnoma brez kremena ali pa so skoraj brez njega (vsebina kremena je manjša od 5 %). Kamnine, ki vsebujejo do 10 % kremena in se torej od granitov razlikujejo le z manjšo količino tega minerala, imenujemo kremenove sienite. Seveda pa imajo kot bisten sestavni del alkalni glinenec. Barvni minerali so prisotni v podrejeni količini. SIENITI > KREMENOVI SIENITI vsebujejo 5 % > Q < 20 % povprečno 10 % kremena GRANITI kremen alkalni glinenci femični minerali femični minerali Q 5% SIENITI ≈ 25 - 30 % 30 % 5 - 10 % >> kremen alkalni glinenci femični minerali Shonkinit <5% > 33 % ≈ 15 % Podobno kot granite delimo sienite na podlagi odsotnosti ali prisotnosti Ca-Na plagioklaza na alkalne, brez njega in normalne, ki plagioklaz vsebujejo. Normalni sieniti se ločijo od alkalnih tudi po značaju alkalnega glinenca: 156 Normalni sieniti Alkalni sieniti ortoklaz reven Na mikroklin in pertit ortoklaz bogat z Na anortoklaz 2/3 alkalni glinenci + 1/3 plagioklazi mikropertit, mikroklin - pertit, albit Sienite ločimo nadalje po značaju prevladujočega barvnega minerala: sljudni sieniti avgitovi biotitovi sieniti rogovačni sieniti (ortoklaz, oligoklaz, rogovača) Če je količina alkalnih glinencev manjša od 2/3 celotne količine glinencev, prehaja kamnina v sienitski diorit oziroma monzonit. Kaj so monzoniti? K normalnim sienitom prištevamo tudi monzonite (Monzoni je gora na Tirolskem) (Slika 107). Glavne odlike monzonita so: 1) vsebujejo precejšnjo količino precej bazičnega kalcijevega natrijevega plagioklaza, večinoma labradorita, bolj redko bytownita ali andezina, ki nastopa v isti (ali nekoliko večji) količini, kot kalijev glinenec, 2) kot glavni barvni mineral vsebuje idiomorfen avgit, ki ga spremlja vedno v večji ali manjši količini biotit, včasih zeleno rogovačo, bolj redko hipersten in olivin. Tipični monzoniti imajo po Broggerju kremena 1,5 %, natrijevega ortoklaza 30 %, plagioklaza (40 do 50 % an) 32 %, biotita in rogovače 15 %, avgita 15 %, rudnih in drugih akcesornih mineralov do 6 %. Vseh barvnih mineralov je do 35 %. Monzoniti torej ne vsebujejo le bolj bazičnih plagioklazov od sienitov, temveč so tudi bolj melanokratni. MONZONIT: - - spada k normalnim sienitom, vsebuje precej bazičnega plagioklaza (labradorit, redko bytownit ali andezin), s podobno ali večjo količino kot K. glinenec, idiomorfen avgit + biotit, rogovača (redko hipersten in olivin). Kot glavno posebnost strukture monzonita moramo poudariti poleg idiomorfizma piroksenov tudi rezek idiomorfizem plagioklaza proti ortoklazu (monzonitska struktura). Plagioklaz včasih nastopa poikilitsko vrasel v ortoklazu. Kadar nastopa biotit, vsebuje neredko poikilitske vrastke piroksena. V porfiroidnih vrstah v vtrošnikih ne vidimo ortoklaza, kot je to običajno za normalne avgitove sienite. Slika 107. Monzonit. Monzoniti so bolj melanokratni od sienitov in vsebujejo bolj bazične plagioklaze (siva barva glinencev). Monzonite lahko smatramo, če izhajamo iz mineralne sestave za prehod med sieniti in gabri. Ti odnosi so jasni posebej takrat, ko so monzoniti tudi geološko v zvezi z gabri. Prehodi od monzonitov k alkalnim gabroidnim kamninam so v zvezi z naraščanjem barvnih sestavin in včasih s pojavljanjem foidov. 157 Z ozirom na karakteristike glinencev pa ležijo monzoniti med sieniti in dioriti. ALKALNI SIENITI so bolj razširjeni od normalnih. Poznamo PULASKIT, NORDMARKIT, LARVIKIT in ALBITOV SIENIT. 88.3. Kaj so nefelinovi ali eleolitovi sieniti in kaj so levcitovi sieniti? NEFELINOVI ALI ELEOLITOVI SIENITI so levkokratne kamnine. Makroskopsko so svetle, svetlosive, včasih z zelenkastim, bolj redko z rdečim ali rumenim odtenkom. Značilen je masten blesk nefelina v svežem prelomu, ki ga loči od kremena. Nefelinovi sieniti so kristalno zrnate kamnine, ki so sestavljene iz alkalnega glinenca in nefelina, redko drugega nadomestka glinencev in majhne količine barvnih mineralov: biotita in alkalnega piroksena ali amfibola. LEVCITOVI SIENITI Med svežimi vulkanskimi alkalnimi magmatskimi kamninami tvorijo precej značilno skupino levcitove kamnine. Njim po sestavi ustrezne globočnine pa levcita ne vsebujejo in jih nadomeščajo nefelinovi sieniti. Vendar pa najdemo v njih včasih sledove levcita, ki je kristaliziral na prvi stopnji razvoja kamnine. Namesto levcita nastopa v takih kamninah tako imenovan psevdolevcit, t.j. psevdomorfoza po levcitu, ki jo sestavljajo nefelin, ortoklaz in včasih analkim. Nefelin in ortoklaz v psevdolevcitu neredko tvorita medsebojne zrastke, ki so podobni mikropegmatitskim ali mirmekitskim strukturam. Ta različek nefelinovih sienitov – psevdolevcitove sienite imenujemo tudi levcitovi sieniti. K psevdolevcitovim sienitom se približujejo borolaniti (po jezeru Borolan na Škotskem), vendar vsebujejo nad 30 % barvnih mineralov, v glavnem melanita in so že bližji alkalnim gabroidnim kamninam. Najbolj ostro izražen značaj alkalnosti imajo nefelinovi in levcitovi sieniti, ki vsebujejo glinenčeve nadomestke, manj pa alkalni sieniti, ki imajo kalijeve glinence. GEOLOŠKI POGOJI IN OBLIKE NASTOPANJA SIENITOV Geološki pogoji in oblike nastopanja sienitov. Normalni sieniti nastopajo v veliki večini primerov kot krajevne, posebno obrobne facije ustreznih granitov. Sljudni sieniti nastopajo na primer kot facija biotitovih granitov, rogovačni kot facija rogovačnih biotitovih granitov. Pri prehodih z zmanjšanjem količine kremena se v granitih opazi navadno tudi zmanjšanje vsebine alkalnega glinenca. Zato prehajajo graniti večinoma v granodiorite in nato v diorite, prehodi v sienite pa so bolj redki. sljudni sieniti – facija biotitovih granitov rogovačni sieniti – facija rogovačnih biotitovih granitov Pri prehodih z zmanjšanjem količine kremena se v granitih opazi navadno tudi zmanjšanje vsebine alkalnega glinenca. Zato prehajajo graniti večinoma v granodiorite in nato v diorite, prehodi v sienite pa so bolj redki. GRANIT → GRANODIORIT → DIORIT → redko SIENIT Alkalni sieniti so bolj razširjeni od normalnih. Včasih nastopajo samostojno, večinoma v lakolitih, posebno v zvezi z drugimi alkalnimi kamninami (alk. gabroidne kamnine ...). 158 Sieniti so pri nas zelo redki. Gre za kamnine v karavanški magmatski coni. Nastopajo kot brezkremenove facije granita. Najbolj je znan rdeč sienit iz Tande pri Boru. Nekoliko pogostejši so monzonitski graniti, ki nastopajo na področju granodioritov in kremenovih dioritov. PREDORNINE Paleotipne kamnine se po Streckeisenu imenujejo paleotrahiti, kenotipne pa trahiti. Med paleotipne spadata trahitski porfir in keratofir. 88.4. Kaj so trahitski porfiri in keratofiri? Trahitski porfiri so paleotipne predornine, ki po sestavi ustrezajo normalnim sienitom. Makroskopsko so značilni po afanitski osnovi, ki je v glavnem sestavljena iz alkalnega glinenca in redko iz stekla enake sestave. Alkalnemu glinencu se v splošnem pridružuje nekoliko plagioklaza, le redko tudi malo glinenčevih nadomestkov. Prvoten kremen je popolnoma ali skoraj popolnoma odsoten. V osnovi so večinoma porfirski vtrošniki alkalnega glinenca, včasih samega, včasih s srednje kislim plagioklazom. V manjši količini nastopajo tudi vtrošniki mineralov, ki jih vsebujejo tudi paleorioliti in rioliti, z izjemo kremena, ki ga tu ni. Nomenklatura paleotipnih trahitskih porfirov je izdelana na podlagi značaja vtrošnikov. Tako razlikujemo ortofire (kratica za ortoklazove porfire), če v vtrošnikih nastopa ortoklaz, navadno skupaj s plagioklazom; albitofire – kadar nastopa v vtrošnikih sam albit, felzofire - če je osnova felzitska ali mikrofelzitska. Keratofiri so predorninski ekvivalent albitovih sienitov. Imajo večinoma porfirsko strukturo. Kot vtrošnik nastopa v glavnem albit, bolj redko anortoklaz, med barvnimi minerali pa sta navzoča redko diopsid in biotit. Barvni minerali so navadno nadomeščeni z zmesjo klorita in kalcita, včasih tudi z limonitom. Osnova je afanitska ali rjavkasta, z gostim prelomom. Keratofiri imajo večinoma porfirsko strukturo, pri čemer nastopa v vtrošnikih natrijev glinenec, v glavnem albit, bolj redko anortoklaz, med barvnimi minerali pa sta redko navzoča diopsid in biotit. Barvni minerali so navadno spremenjeni v klorit. Keratofiri so v enakem razmerju s kremenovimi keratofiri, kakor ortofiri s kremenovimi porfiri v pravem pomenu (liparitski porfiri). Prav tako kot ortofiri, so tudi oni efuzivni predstavniki sienitskih kamnin, ki pa so relativno bogate z natrijem. Od ortofirov se ločijo, ker nimajo kalcijevega plagioklaza, od alkalnih trahitov (alkalnih porfirov brez kremena) pa z odsotnostjo alkalnih barvnih mineralov in glinenčevih nadomestkov. 88.5. Kaj so trahiti? Trahiti so kenotipne, trahitski porfiri pa paleotične predornine, ki po sestavi ustrezajo normalnim sienitom. Makroskopsko so značilni po afanitski osnovi, ki je v 159 glavnem sestavljena iz alkalnega glinenca in redko iz stekla enake sestave. Alkalnemu glinencu se v splošnem pridružuje nekoliko plagioklaza, le redko tudi malo glinenčevih nadomestkov. Prvoten kremen je popolnoma ali pa skoraj popolnoma odsoten. V osnovi nastopajo večinoma porfirski vtrošniki alkalnega glinenca, včasih sami, včasih s srednje kislim plagioklazom. V manjši količini nastopajo tudi vtrošniki mineralov, ki smo jih videli v liparitih in kremenovih porfirih, le da kremena tu ni. Med normalnimi sienitskimi predorninami ločimo več vrst. Trahiti v pravem pomenu in ortofiri se ločijo od drugih kamnin iste skupine z nekaterimi značilnostmi: 1) nimajo alkalnih barvnih mineralov (alkalnih amfibolov in piroksenov) in glinenčevih nadomestkov, 2) v vtrošnikih nastopa alkalni glinenec, navadno kalijev ali kalijev natrijev, skupaj s plagioklazom. Vtrošniki barvnih mineralov nastopajo v manjših količinah, posamezno ali skupaj in sicer biotit, rjava ali zelena rogovača, diopsid, hipersten. Kakšna je razlika med trahiti in paleotrahiti? TRAHITI PALEOTRAHITI (trahitski porfiri) alk. g. sanidin ortoklaz, mikropertit, mikroklin, mikropertit plag. andezin, labradorit, oligoklaz, bitovnit andezin, labradorit, oligoklaz, bitovnit barvni m. biotit, rogovača (pirokseni) biotit, rogovača (pirokseni) akces. m. apatit, magnetit (olivin, cordierit, granat) apatit, magnetit (olivin, cordierit, granat) osnova svetlosiva, rumenkasta, rožnata (zelo redko steklasta) rdeča, rjava (nikoli steklasta) prelomi hrapav gost Trahiandeziti – prehodne kamnine med trahiti in andeziti Trahibazalti – prehodne kamnine med trahiti in bazalti Trahiandeziti – latiti so efuzivni ekvivalenti MONZONITOV Latiti so efuzivni ekvivalenti monzonitov. Makroskopsko so bele, rumenkaste, rožnate ali sive kamnine s porfirsko strukturo in drobnozrnato do gosto ali steklasto osnovo. Nekateri so podobni liparitom, drugi pa andezitom. Vtrošniki so številni in sicer plagioklaz in navadno biotit in rogovača, včasih tudi samo eden od njiju. Pod mikroskopom vidimo porfirsko strukturo s trahitsko do drbnozrnato, včasih steklasto osnovo. Sestavni delci so vtrošniki andezina do labradorita, rjava rogovača, biotit. V osnovi nastopajo vsi prej omenjeni minerali, razen njih pa še ortoklaz ali sanidin, včasih anortoklaz, brezbarven do bledozelen diopsid, tu in tam hipersten, olivin. Akcesorni so magnetit, apatit, kremen in tridimit. ALKALNI TRAHITI IN ALKALNI TRAHITSKI PORFIRI Alkalni trahiti in alkalni trahitski porfiri so značilni po tem, ker v njih ni kalcijevega natrijevega plagioklaza, vsebujejo pa v majhni količini alkalne amfibole in piroksene in včasih kot drugo vrsto primes glinenčevih nadomestkov. Te kamnine vsebujejo vtrošnike alkalnega glinenca, skupaj z njim 160 pa porfirske vtrošnike enega ali več naslednjih mineralov: arfvedsonit, riebeckit, egirin, egirin avgit, diopsid; včasih nastopa manjša primes sodalita, noseana, hayüna, bolj redko nefelina. Poseben različek alkalnih trahitov je rombni porfir, ki je sestavljen iz sive, zelenosive ali temnosive osnove, v kateri nastopajo vtrošniki alkalnega glinenca, poleg katerega redko nastopajo še vtrošniki avgita ali avgita in biotita. Vtrošniki alkalnega glinenca po sestavi ustrezajo natrijevemu mikroklinu, manj pogosto natrijevemu ortoklazu z izomorfno primesjo kalcijevega glinenca in lahko dosežejo celo premer 4 cm. Omejeni so s ploskvami (110), (110), tako da imajo pogosto rombične preseke. V njih so včasih številni vključki avgita, včasih olivina, apatita in ilmenita. Neredko so obdani s tankimi kožicami ortoklaza ali albita. Avgit te kamnine ima v zbrusku vijoličast ton ali pa je zelenkast, po periferiji pa prehaja v egirin avgit. Fonoliti so vulkanske kamnine, ki po sestavi ustrezajo nefelinovim sienitom. Nekateri predstavniki teh kamnin so dobili ime fonolit po zvonkem glasu pri razbijanju kamnine. Po sestavi so podobni alkalnim trahitom in ustreznim porfirom, od katerih pa se ločijo po bistveni vsebini glinenčevih nadomestkov. V odvisnosti od prevladujočega glinenčevega nadomestka, pa tudi po drugih lastnostih mineralne sestave in mikrostrukture, ločimo med fonoliti tri različne tipe: Nefelinovi fonoliti so evpofirske ali mikroporfirske, včasih afirske kamnine. Porfirski različki so značilni po vsebini vtrošnikov alkalnega glinenca (sanidina, natrijevega sanidina, ki je včasih slabo pasast, anortoklaza) in nefelina. Tem se včasih pridružijo vtrošniki hayüna, noseana, sodalita. Med barvnimi minerali nastopa v relativno majhni količini diopsid, včasih titanavgit, egirin avgit in egirin, pa tudi alkalni amfiboli; iz akcesornih mineralov nastopajo sorazmerno veliki kristali titanita, v nekaterih redkih različkih pa tudi olivina in melanita. Levcitovi fonoliti so značilni po vtrošnikih sanidina in levcita. Vtrošnikov nefelina ni, med vtrošniki nastopa kot barvni mineral alkalni piroksen in biotit, pa tudi hayün, redko labradorit, včasih titanit. V nekaterih različkih levcit ne nastopa v vtrošnikih, temveč le v osnovi. Levcit je, kot je znano, precej neobstojen mineral in nastopa v nespremenjeni obliki le v kenotipnih fonolitih. V paleotipnih kamninah (levcitovih fonolitskih porfirih) se spremeni ali v psevdolevcit (zmes nefelina in ortoklaza) ali v epilevcit, to je v psevdomorfozo ortoklaza in muskovita po levcitu. Levcitofiri se razlikujejo od levcitovih fonolitov z bistvenim prevladovanjem levcita nad sanidinom. Vsebujejo tudi hayün in nosean ali ta in drugi mineral ter neredko melanit. Kamnine imajo porfirsko strukturo, pri čemer nastopa kot vtrošnik predvsem levcit, lahko pa nastopajo tudi omenjeni minerali in včasih analkim, (ki tvori psevdomorfoze po levcitu), egirin avgit in biotit. Osnova je zelenkasta, siva ali rumenkasto rjava, večinoma drobnozrnatsta, sestavljena v glavnem iz sanidina, levcita in nefelina. Pri preperevanju fonolitov se glinenci in njihovi nadomestki, posebno nefelin, zelo pogosto spreminjajo v zeolite in nato v glinasto substanco. Zeolitizacija se pojavlja v nefelinovih fonolitih močneje kot v levcitovih. Druge sestavine se podvržejo takim spremembam, kot v trahitskih kamninah. GEOLOŠKI POGOJI IN OBLIKE NASTOPANJA SIENITSKIH PREDORNIN Oblike nastopanja trahitov in trahitskih porfirov so enake, kakor oblike kislih kamnin, posebno liparitov. Tipične so kupole. Oblika kupole je posledica visoke žilavosti trahitske magme. Trahiti, ki nastopajo v družbi z bazalti, tvorijo manjše mase, kupole in bočne ekstruzije, ki spremljajo obširne izlive bazalta. Trahiti so tu verjetno produkt diferenciacije bazaltske magme. V splošnem so trahiti bolj razširjeni od ustreznih globočnin - sienitov. Eno od največjih nahajališč trahitov je območje Afriškega tektonskega jarka, kjer so zelo razširjeni kremenasti trahiti, skupaj z olivinovimi bazalti in fonoliti. Pri nas so trahiti sorazmerno redki. 161 ŽILNINE K ašistnim žilninam sienitske skupine spadajo sienitski porfiri, ki se razlikujejo od granitskih porfirov predvsem, ker ne vsebujejo kremena. Kremen v osnovi je prisoten lahko le v zelo majhni količini, včasih nastopa v mikropegmatitski obliki. Sienitske porfire lahko delimo po istih načelih, kakor ustrezne sienite in predvsem razlikujemo normalne in alkalne vrste. Nediferencirane: SIENITSKI PORFIRI ALKALNI SIENITSKI PORFIRI MONZONITSKI PORFIRIT Od granitskih porfirov se ločijo predvsem po tem, ker ne vsebujejo kremena. Kremen je prisoten lahko le v zelo majhni količini (mikropegmatitska oblika) alkalni sienitski porfiri nediferenciran žilni ekvivalent MONZONITA Diferencirane: Svetle – levkokratne aplit, pegmatit, albitit Med diašistnimi levkokratnimi žilninami imamo tudi vrste, ki so analogi sienitov. To so levkokratne žilnine, v bistvu brez kremena, sestavljene iz alkalnega glinenca. Ene od njih so drobnozrnate in svetle barve, podobne aplitom, včasih so porfiroidne. Drugi so pegmatitski, grobi agregati, v glavnem iz glinenca in tvorijo žile. SIENITSKI APLITI so revni s kremenom ali brez njega, s strukturo, podobno strukturi granitskih aplitov. APLITSKI ALBITITI so sestavljeni iz albita, ki se mu včasih pridruži malo kremena, muskovit in drugi minerali. Nekateri albititi nastopajo v aplitskih žilah v nefelinovih sienitih in kamninah, ki jih obdajajo. Razen albita vsebujejo kot primes nefelin, včasih v vtrošnikih ortoklaz, tudi muskovit in melanit. Drugi albititi nastopajo v tankih žilah v ultrabazičnih magmatskih kamninah. Sestavljeni so iz albita in malo iz navadne zelene rogovače. Nekateri albititi so lahko tudi produkt albitizacije pegmatitov granitske ali sienitske sestave. Pegmatiti sienitske sestave ali SIENITSKI PEGMATITI so debelozrnate žilnine, sestavljene skoraj izključno iz alkalnega glinenca, najbolj pogosto iz pertita in mikropertita. V majhni količini je včasih prisoten kisel plagioklaz in barvni minerali. Sienitski pegmatiti so najbolj pogosto v zvezi z alkalnimi sieniti in nefelinovimi sieniti in so posebno zanimivi, ker mnogokrat vsebujejo minerale z redkimi zemljami in druge redke minerale. Po teh mineralih dobijo ti pegmatiti tudi svoje ime. Barvni minerali so biotit, egitin avgit, včasih alkalna rogovača. NEFELINOVI SIENITSKI PEGMATITI so tudi precej razširjene žilnine, ki spremljajo nefelinove sienite in so tudi alkalne sestave. Zelo značilne kamnine nefelinove sienitske skupine so tinguaiti (Tingua je pogorje blizu Ria de Janeira). To so goste ali drobnozrnate kamnine, včasih porfiroidne, ki so v bistvu sestavljene iz kratkih prizmic glinenca, iz nefelina in dovolj velike količine iglic egirina; včasih je prisoten alkalni amfibol in biotit. V porfirskih vtrošnikih nastopajo brezbarvni, pa tudi barvni minerali. Znatna količina egirina daje tinguaitom njihovo značilno zelenkasto barvo. Tinguaiti nastopajo v mnogih pokrajinah in ne le kot žile, temveč včasih v ekstruzivnih oblikah. Tinguaiti nastopajo v splošnem v 162 mnogih območjih razvoja alkalnih kamnin; razen v tingui nastopajo tudi v kamninah gore Serra de Monchique (Portugalska), v alkalnih kamninah Montane, v Dakoti. Temne – melanokratne (lamprofiri); minetta, vogezit 88.6. Kaj sta minetta in vogezit? Lamprofirske kamnine, temne - melanokratne, ki po mineralni sestavi ustrezajo sienitom, so minette in vogeziti. V obeh .,prevladuje ortoklaz. Kamnini zlahka preperevata, postaneta motni in nedoločeni in tedaj jih je težko ločiti od ustreznih kamnin dioritske skupine – kersantitov in spessartitov ali odinitov. Minetta (beseda minetta je star rudarski izraz za zrnato železno rudo v Franciji). V minetti je barvni mineral rjav biotit, navadno z rdečkastim odtenkom, včasih pasast, s svetlejšim jedrom. Nastopa v obilju v osnovi, kakor tudi v vtrošnikih. Rogovača in glinenci nastopajo v vtrošnikih le redko, pri čemer imajo včasih značaj primesnih vključkov. Zrna kremena so le redka ter imajo rogovačne obrobke. Srečamo tudi vtrošnike olivina, ki so običajno nadomeščeni s sekundarnimi minerali (s serpentinom, aktinolitom, lojevcem, karbonati). Redko v osnovi nastopa manjša primes kremena. Vogezit (Vogezi je gorovje v Franciji) vsebuje kot barvni mineral navadno rogovačo, rjavkasto ali zeleno, včasih pa tudi avgit in se odlikuje s skoraj popolno odsotnostjo biotita, tako značilnega za minetto. Med glinenci prevladuje ortoklaz. Vogeziti so drobnozrnate ali goste kamnine, sveže so zelenkastosive, temnosive ali črne, preperele pa so rdečkastorjave, rumenkastosive, včasih brez porfirskih vtrošnikov ali pa z vtrošniki samih barvnih mineralov, v glavnem rogovače, včasih avgita. VPRAŠANJA: 1. Kamnine sienitske skupine (tabela) a. Kaj so sieniti? b. Kakšna je razlika med graniti in sieniti? c. Kaj so nefelinovi ali eleolitovi sieniti in levcitovi sieniti? č. Kaj so trahitovi porfiri in keratofiri? č. Kaj so felziti in katere kenotipne felzite poznaš? d. Kaj so trahiti? e. Kaj sta mineta in vogezit? 163 SIENITSKA SKUPINA BISTVENI MINERALI: ALKALNI GLINENCI: K, Na glinenci KREMENA NI (lahko je v podrejeni količini) GLOBOČNINE PREDORNINE ŽILNINE NORMALNA VRSTA ALKALNA V. NORMALNA VRSTA ALKALNA V. NORMALNA VRSTA ALKALNA V. SIENIT PULASKIT NORDMARKIT LARVIKIT PALEOTIPNE rekristalizirane: ROMBNI PORFIR AŠISTI: ALKALNI SIENITSKI PORFIR KREMENOV SIENIT (5% ≤ Q ≤ 20%) ALBITOV PALEOTRAHIT FONOLIT SIENITSKI PORFIR (SIENITPORFIR) ALBITIT SIENIT SLJUDNI SIENIT AVGITOV SIENIT ROGOVAČNI SIENIT ZNAČILNI MINERALI: POSEBNE VRSTE: SLJUDE: biotit, muskovit AMFIBOLI: rogovača, alkalni amfiboli SREDNJI PLAGIOKLAZI: oligoklaz > An, andezin PIROKSENI: monoklinski FOIDI: glinenčevi nadomestki MONZONIT labradorit ≥ K- glinenec (bitownit, andezin) avgit, biotit NEFELINOVI, SODALITOVI in PSEVDOLEVCI TOVI SIENITI BOROLANIT TRAHITSKI PORFIR (kalijeva vrsta - K) KERATOFIR (natrijeva vsta - Na) KENOTIPNE steklaste: ↓ ↓ TRAHIT (K - sanidin) ↓ TRAHIANDEZIT ↓ ↓ Geološka zveza z Geološka zveza z ANDEZITI GABRI LATIT efuzivni ekvivalent monzonita MONZONITPORFIR DIAŠISTI melanokratne kamnine: MINETA VOGEZIT melanokratne kamnine: SIENITSKI APLIT SIENITSKI PEGMATIT NEFELINOVE KAMNINE TINGUAIT 89. VPRAŠANJE 89.1. Kamnine dioritske skupine (tabela) Dioritska skupina je zelo blizu gabrski. Kamnine te in druge skupine so med seboj včasih vezane s postopnimi prehodi, zaradi česar je meja precej pogojna. Diorite so namreč ločili od sienitov po prevladovanju rogovače nad glinenci. Kamnine dioritske skupine so precej razširjene. Pri tem močno prevladujejo predornine nad globočninami. Kot smo že videli, pripada dioritom okrog 2 % vse mase magmatskih kamnin, andezitom in njihovim paleotipnim analogom pa 24 %. Geološko in petrografsko nimamo le nepretrgane in tesne vezi med gabri in dioriti ali bazalti in andeziti, temveč tudi med graniti in dioriti preko granodioritov in kremenovih dioritov. V tesni zvezi so tudi andeziti, daciti in lipariti. Nujno je, da poudarimo tesno vez, ki vlada v mnogih območjih med andeziti in bazalti – vulkanskimi kamninami, ki so zelo razširjene in so torej zelo važne za geološko zgradbo mnogih ozemelj. GLOBOČNINE 89.2. Kaj so dioriti in kremenovi dioriti? Dioriti so zrnaste, redko porfiroidne kamnine, praviloma brez ali z malo vsebino kremena, sestavljene v glavnem iz srednjega plagioklaza in iz enega ali več barvnih mineralov, najbolj pogosto iz rogovače, včasih tudi iz piroksena ali biotita. V tipičnih dioritih je količina barvnega minerala, navadno rogovače, približno 30 do 35 %. Razen silikatov vsebujejo tudi do 5 % običajnih akcesornih mineralov, namesto amfibola pa pogosto nastopa piroksen ali sljuda. Plagioklaz v tipičnih dioritih ima sestavo andezina. Ortoklaza ni ali pa nastopa v neznatni primesi. Količina kremena v dioritu ne sme presegati 6 %, če je kremena od 6 do 10 %, uporabljamo izraz kremenast diorit, dioriti, ki pa vsebujejo več kremena, se imenujejo kremenovi dioriti. V kremenovih dioritih ne sme količina ortoklaza prekoračiti ene osmine; kamnine z večjo vsebino alkalnega glinenca so že granodioriti. Odklon od omenjene normalne sestave označimo z dostavkom poleg naziva diorit: levkokratni dioriti so bolj svetle kamnine, melanokratni pa bolj temne od normalnega diorita. Tipični dioriti barvni mineral (navadno rogovača) ≈ 30 – 35 % akcesorni minerali ≈ 5% plagioklaz ortoklaz kremen ANDEZIN (labradorit – bazični oligoklaz) 0 < zelo malo (mikropertit, mikroklin) ≤6% → kremenovi dioriti → granodiorit 165 Petrografi delijo diorite v kremenove diorite in diorite brez kremena, v vsaki od teh skupin pa delijo kamnine po značaju barvnih mineralov. Kremenovi dioriti se delijo na biotitove, biotitove rogovačne in rogovačne kremenove diorite. Med biotitove rogovačne diorite s kremenom spadata tudi tonalit (Monte Tonale v Tirolu) in trondhjemit (Grondhjem Norveška). Tonalit (Slika 108) je kremenov holokristalen diorit, ki vsebuje 10 do 20 % bledosivega kremena, 30 do 80 % debelih plagioklazov in 10 do 25 % barvnih mineralov – črnega biotita in zelene rogovače. Plagioklazi so pasasti (33 do 48 % an). Biotita je več, kakor rogovače. Včasih nastopa malo ortoklaza. Akcesorni Slika 108. Tonalit. minerali so magnetit, ilmenit, apatit, titanit, cirkon, pirit, granat, redko ortit. Drugotni minerali so klorit, epidot, zoisit, sericit, kaolinit, limonit in levkoksen. sestava: 10 – 20 % 30 – 80 % 10 – 25 % malo kremena plagioklazov (pasasti 33 – 48 % an) barvnih mineralov (biotit > rogovača) ortoklaz akcesorni minerali: sekundarni minerali: magnetit, ilmenit, apatit, titanit, cirkon, pirit, granat, redko ortit klorit, epidot, zoisit, sericit, kaolinit, limonit in levkoksen Biotitov rogovačni diorit, ki ima 20 do 35 % kremena, se imenuje trondhjemit. Tudi tu so plagioklazi sestave oligoklaza in andezina; nastopa le malo ali pa nič ortoklaza. Barvni minerali so biotit, amfibol in hipersten. Dioriti brez kremena ali pravi dioriti se delijo na biotitove, biotitove hiperstenove, rogovačne ali diorite v pravem pomenu besede, kot so hiperstenove in avgitove. Najbolj razširjen barvni mineral v dioritih je rogovača, najbolj redek je biotit. Glavna razlika med dioriti in gabri je v sestavi plagioklazov. V dioritih je plagioklaz navadno andezin, v gabrih pa labradorit ali pa je še bolj bazičen. Bistven znak je še nastopanje rogovače v dioritih namesto piroksena v gabrih. Važna je tudi količina barvnega minerala, vendar pa ta priznak nima takšne vrednosti, ker se odnos barvnih mineralov s plagioklazi včasih izredno menja. Petrografsko in geološko mnogokrat opazujemo prehode med graniti in dioriti preko granodioritov. Pri tem obstoji neka zakonitost v odnosu med sestavinami pri prehodu od granita k dioritu, pada količina alkalnega glinenca in kremena, raste pa bazičnost plagioklaza. Barvni mineral v granitu je najbolj pogosto biotit. Postopno prepušča prostor rogovači in nato piroksenu. Pri teh spremebah se včasih zgodi, da ena sprememba prehiti drugo, na primer količina kremena pada hitreje, kakor relativna količina alkalnega glinenca in prehajamo od granitov v sienitske diorite namesto v granodiorite, ali pa raste bazičnost plagioklaza ob istočasnem padanju ortoklaza, kremen pa se zmanjšuje le počasi, in dobimo kremenov diorit itd. Na ta način lahko vidimo, kakšna pestrost je med tipi, ki vežejo med seboj granite in diorite. 166 Geološka vez med graniti, granodioriti in dioriti je pogosto tako tesna, da jih je na terenu le težko ločiti. Primer take tesne vezi imamo v Banatu (Moravice, Donacka), kjer je Cotta že leta 1864 dal skupno ime BANATITI banatskim granitskim dioritskim kamninam. Najbolj navaden tip banatita je avgitov kremenov diorit ali granodiorit. Podobna nihanja sestave lahko navedemo za mnoge druge pokrajine. 89.3. Kakšna je razlika med dioriti - gabri? dioriti gabri 1. sestava sestava plagioklazov andezin labradorit, ali še bolj bazičen 2. količina barvnega minerala rogovača piroksen (Količina barvnega minerala ni vedno značilna, ker se odnos barvnih mineralov s plagioklazi izredno menja). 89.4. Kakšna je geološka vez med graniti, granodioriti in dioriti ? Petrografsko in geološko mnogokrat opazujemo prehode med graniti in dioriti preko granodioritov. Pri tem obstoji neka zakonitost v odnosu med sestavinami. Pri prehodu od granita k dioritu pada količina alkalnega glinenca in kremena, raste pa bazičnost plagioklaza. Barvni mineral v granitu je najbolj pogosto biotit. Postopno prepušča prostor rogovači in nato piroksenu. Pri teh spremebah se včasih zgodi, da ena sprememba prehiti drugo, na primer količina kremena pada hitreje, kakor relativna količina alkalnega glinenca in prehajamo od granitov v sienitske diorite namesto v granodiorite, ali pa raste bazičnost plagioklaza ob istočasnem padanju ortoklaza, kremen pa se zmanjšuje le počasi, in dobimo kremenov diorit. Na ta način lahko vidimo, kakšna pestrost je med tipi, ki vežejo med seboj granite in diorite. graniti → granodioriti → dioriti 1. pada količina alkalnega glinenca in kremena, 2. raste bazičnost plagioklaza, 3. sestava barvnega minerala: biotit → rogovača → piroksen. GEOLOŠKI POGOJI IN OBLIKE NASTOPANJA DIORITSKIH GLOBOČNIN Dioriti mnogokrat nastopajo kot obrobne facije granitov. Navadno so se strdili pred graniti in včasih graniti iz osrednjih delov intruzivnega telesa prodirajo v maso diorita v žilah, pri čemer tvorijo celo breči podobne taksitske granodiorite. V drugih primerih so, kot smo že omenili, dioriti vezani z gabri s tesnimi prehodi. Kadar pa nastopajo skupaj gabri in 167 dioriti, včasih dioriti v višjih delih masiva tvorijo prehodne pasove k bolj kislim kamninam. Včasih so kamnine razporejene tako, da tvorijo gabri obrobne dele, dioriti pa osrednje. V drugih primerih nastopa zopet obratno. Natančna raziskava medsebojnih razmerij gabrov, dioritov in granitov je pokazala, da v mnogih primerih dioriti nastopajo kot mešane kamnine pod vplivom delovanja gabrov in drugih bazičnih kamnin na granitsko magmo ali pa pod vplivom medsebojnega delovanja med gabrsko in granitsko magmo. Dioriti mnogokrat nastopajo kot obrobne facije granitov. Nastopajo pa tudi, kot smo že omenili, skupaj z gabri. V mnogih primerih nastopajo kot mešane kamnine, nastale pod vplivom delovanja gabrov in drugih bazičnih kamnin na granitsko magmo, ali pod vplivom medsebojnega delovanja med gabrsko in granitsko magmo. Dioriti so pri nas bolj redke kamnine, medtem ko so kremenovi dioriti, tonaliti in granodioriti sorazmerno precej razširjeni. Tonaliti nastopajo v velikih masah pri Mežici. Gre za kamnine tonalitnega pasu. PREDORNINE Andeziti in andezitski porfiriti ali porfiriti v pravem pomenu besede, ki so po svoji kemični in deloma mineralni sestavi analogi dioritov, spadajo skupaj z bazalti med najbolj razširjene kamnine (ime andeziti pride od Andov). Kot smo že videli iz preračuna za teritorij Severne Amerike, pripada andezitom 24 %, bazaltom pa 21 % vse mase magmatskih kamnin. Ne glede na starost lahko imenujemo predornine dioritske skupine po Streckeisenu andezite. Omeniti moramo, da tesna vez avgitovih andezitov in bazaltov onemogoča ostro razmejitev. Vprašanje o razmejitvi bazaltov in andezitov je zelo važno za sistematiko magmatskih kamnin. Obe skupini sta zelo razširjeni in tesno povezani z nepretrganimi prehodi. Nastopanje teh prehodov je dovedlo k temu, da imenujemo mnoge kamnine z imenom andezitski bazalti, pri čemer so medsebojne meje med bazalti z ene in andeziti z druge strani nedoločene. Težava pri določanju meja je v tem, da je v predorninah težko določiti točno količinsko mineralno sestavo. Predornine pogosto vsebujejo ostanek nekristalizirane osnove (stekla ali pa produktov njegove rekristalizacije), katere mineraloške sestave pod mikroskopom sploh ni mogoče ugotoviti. Prav zato pri določanju predornin in pri ugotavljanju meja med posameznimi vrstami uporabljamo kemično analizo. 89.5. Kakšna je glavna razlika med globočninami gabrske in dioritske skupine? Glavna razlika med globočninami gabrske in dioritske skupine je, kot bomo videli, osnovana predvsem na sestavi plagioklaza (bazična v gabrih in srednja v dioritih), na drugem mestu pa je relativna količina barvnih mineralov. Gabri so mnogokrat podvrženi diferenciaciji in v njih nastopajo deloma temnejši deli, bogati z barvnimi minerali, deloma pa svetlejši deli. Spremenljiva relativna količina barvnih mineralov torej ne more biti privzeta za osnovo klasifikacije. Nekateri avtorji med drugim predlagajo tudi vsebnost kremenice, ki naj bo za andezite manjša od 52 %, za bazalte pa večja od 52 %. Bazalti naj bi tudi vsebovali najmanj 50 % virtualnih femičnih mineralov. Andeziti in andezitski porfiriti 89.6. Kaj so andeziti in andezitski porfiriti? Andeziti in andezitski porfiriti. Ime andezit se uporablja za kenotipne predornine, ki ustrezajo dioritom, porfirit pa se uporablja za paleotipne kamnine. 168 Andeziti in andezitski porfiriti so makroskopsko značilni z afanitsko osnovo, ki je bistveno sestavljena iz kalcijevega natrijevega plagioklaza, skupaj s podrejeno količino piroksena in iz manjše ali večje količine stekla ali tudi produktov razpadanja imenovanih mineralov in stekla. Osnova ne vsebuje popolnoma nič glinenčevih nadomestkov in nič ali pa skoraj nič prvotnega kremena ali drugih oblik proste kremenice: tridimita ali cristobalita. Taka osnova včasih sestavlja kamnino v celoti (afirski različki), bolj pogosto pa nastopajo v osnovi vtrošniki plagioklaza – samega, ali skupaj z vtrošniki monoklinskega piroksena, rombičnega piroksena ali rogovače ali biotita. Redko nastopa olivin skupaj z rombičnim piroksenom ali celo brez njega. Plagioklaz v porfirskih vtrošnikih v andezitih je navadno sestave od bytownita do oligoklaza, navadno pa nastopa labradorit in andezin. Vtrošniki so praviloma pasasto razviti in imajo navadno tabličasto obliko. Pasasta zgradba plagioklazov je za andezite bolj značilna, kakor za druge kamnine. Vtrošniki andezitov vsebujejo monoklinski diopsidni avgit, rombični piroksen pa navadno hipersten z opaznim pleohroizmom, ki nastopa tudi v kratkih prizmah. Rogovača v andezitih je običajno rdečerjava, močno pleohorična in ima majhen kot potemnitve; včasih nastopa navadna zelena rogovača. Sljuda je rjav, močno pleohoričen biotit. V paleotipnih kamninah se rogovače in sljude andezitov spreminjajo tudi v klorit, uralit, karbonate, rudne minerale itd. Kremen je v andezitih redek in slučajen. Običajno nastopa tudi primes magnetita in iglice apatita, v kislih andezitskih različkih včasih cirkon, v bolj bazičnih včasih olivin. Kot slučajni minerali nastopajo v andezitih cordierit in granat. Paleotipni rogovačni in sljudni andezitski porfiriti se razlikujejo od ustreznih kenotipnih andezitov predvsem po jasno izraženih sledovih sekundarnih sprememb. Propilitizacija = sprememba andezitov pod vplivom delovanja termalnih rudonosnih raztopin. Prvotna andezitska osnova preide v drobnozrnat agregat albita, kremena, klorita, epidota in kalcita. Andeziti in andezitski porfiriti se navadno delijo po značaju prevladujočega barvnega minerala in nastopa več vrst: 1) avgitovi andeziti in ustrezni porfiriti, 2) hiperstenovi andeziti, 3) rogovačni andeziti in sljudni andeziti. Avgitovi andeziti in avgitovi piroksenovi andeziti so med seboj pogosto vezani s prehodi in so najbolj razširjeni med andeziti. Avgitovi andeziti so povezani preko andezitskih bazaltov po sestavi z bazalti. Takim andezitskim bazaltskim kamninam pripadajo mnoge vulkanske kamnine obrežja Tihega oceana. Trahiandeziti in trahiandezitski porfiriti so kenotipne oziroma paleotipne alkalne porfirske kamnine brez kremena, v katerih nastopajo vtrošniki plagioklaza, pa tudi rogovače, biotita, diopsida in egirin avgita. Tu in tam nastopajo v vtrošnikih kakršnikoli glinenčevi nadomestki. Osnovo sestavlja holokristalna trahitoidna zmes plagioklaza in bistvene količine sanidina, ki vsebuje včasih manjšo količino stekla (hialopilitska struktura). V osnovi nastopa podrejena količina monoklinskega piroksena in magnetita. Včasih med vtrošniki nastopajo redka zrna sanidina ali anortoklaza, včasih kot obrobki na plagioklazu. Včasih vidimo tudi vtrošnike hiperstena, olivina in titanita, v osnovi pa nastopa primes alkalnih mineralov – egirina in celo nefelina. Vtrošniki plagioklaza so običajno bazični andezin, labradorit ali celo bytownit. Redko nastopa kot vtrošnik sanidin. V osnovi najbolj pogosto nastopa oligoklaz. Navadno rjava rogovača in biotit nastopata včasih skupaj, včasih ločeno in sta po obodu pogosto nadomeščena z neprosojno snovjo. Osnova je makroskopsko svetlosiva ali temnosiva, neredko s hrapavim prelomom, podobnim, kot 169 ga imajo trahiti. Mikrostruktura se v odvisnosti od večje ali manjše vsebine sanidina in stekla bliža tipični trahitski, včasih pilotaksitski, včasih hialopilitski. Vrste trahiandezitov so precej različne in jih lahko razlikujemo po prevladovanju biotita, rogovače, piroksena in drugih mineralov, včasih pa po značaju primesi glinenčevih nadomestkov, ki jih včasih vsebujejo. Po mineralni sestavi zavzemajo trahiandeziti prehoden položaj med trahiti drakonitske vrste in alkalnimi bazalti. Pri tem se od prvih razlikujejo po precej manjši (posebno v osnovi) vsebini alkalnega glinenca, od alkalnih bazaltov pa po precej manjši vsebini piroskena. Kamnine, s katerimi nastopajo trahiandeziti, so pogosto tipično alkalne. GEOLOŠKI POGOJI IN OBLIKE NASTOPANJA ANDEZITNIH MASIVOV Andeziti in andezitski porfiriti so po geoloških asociacijah tipične normalne kamnine, kot je razvidno tudi iz petrografskih lastnosti. Andeziti nastopajo deloma skupaj z bazalti, deloma z daciti, andezitski porfiriti pa nastopajo včasih s kremenovimi porfiriti, ali pa z diabazi in bazaltskimi porfiriti. Vse navedene vrste andezitov in porfiritov so razen tega v tesni medsebojni zvezi. Naziv andezit, kot je že omenjeno, spominja na razširjenost teh kamnin v Andih, katerih vulkani sestavljajo del današnjega tihooceanskega vulkansega pasu. Med lavami današnjih vulkanov tihooceanskega pasu prevladujejo andeziti. Njim se pridružujejo bazalti, v neprimerno manjši količini pa tudi daciti in lipariti. Ta vulkanski pas nastopa okrog Tihega oceana, v notranjih delih Tihega oceana pa andezitov skoraj ni. Tu nastopa združba bazaltov in alkalnih kamnin. Andeziti so odsotni tudi v lavah v notranjih delih Atlantskega oceana. V tretjem območju mladega vulkanizma – v sredozemlju – so andeziti ločeni od alkalnih kamnin. Andeziti tvorijo potoke lave z blazinasto površino, pa tudi ekstruzivne oblike kot so kupole in obeliski. Znamenita je kupola in igla vulkana Mont Pele. Potoki andezitskih lav so najbolj običajna oblika nastopanja teh kamnin. Razen potokov in kupol tvorijo andeziti v vulkanskih pokrajinah tudi žile in intruzivna ležišča. Andezitska magma je sorazmerno bogata s plini, s čimer v zvezi so tudi katastrofalni izbruhi, kot na primer izbruh vulkana Mont Pele ali pa vulkana Krakatau. Trahiandezditi so sorazmerno redke alkalne kamnine, ki so v zvezi z drugimi alkalnimi kamninami. Andeziti so na Balkanu precej razširjene, rudarsko geološko pomembne kamnine. Andeziti so nosilci naših sulfidnih rud, med katere spada tudi ruda najbolj pomembnega bakrovega rudnika Bora. Velika masa amfibolskega andezita v okolici Timoka, okrog Bora in Majdanpeka vsebuje velike količine zlatonosnih bakrov rud. Avgitski andeziti nastopajo na različnih mestih v dolini Bosne in v okolici Srebrenice, nato v dolini Neretve v Hercegovini in pri Vocinu v Slavoniji. Veliki izlivi enstatiskega andezita nastopajo pri Rogatcu v Sloveniji, v katerem so odprti kamnolomi pri sv. Roku. Na Fruški gori nastopa poleg trahitov deloma tudi andezit. Skupaj z daciti nastopajo andeziti kot dacitske andezitske mase in so na Balkanu zelo razširjeni. Andezitsko dacitske kamnine so pri nas nosilci skoraj vseh naših svinčevih cinkovih, srebrovih, molibdenovih in drugih važnih rud rudnikov Kopaonik, Trepča, Janjevo, Slišane, Novo Brdo, Zletovo, Kratovo, Toranica, Karamanica in druge znane rudne pokrajine so v genetski zvezi z dacitskimi andezitskimi kamninami. V drugi polovici terciarja (verjetno v miocenu in pliocenu) je veliko magmatsko gibanje produciralo veliko količino dacitskih in andezitskih kamnin, pri čemer so tudi nastajala velika rudišča. Velike mase dacitsko andezitskih kamnin nastopajo v šumadijskem območju (na Ješevcu in Crnem Vrhu, na Rudniku, v Slavkovici, v Ljuljacih, na Kotleniku itd.), na Kopaoniku (v okolici Ušća, Raške, rudnice itd.), v okolici kosovske Mitrovice (Zvečan itd.), v okolici Novega Pazara, na Rogozni, na Novem Brdu, v Kratovsko Zletovskem območju. V manjših masah se pojavljajo na več mestih v vzhodni Srbiji, nato pri Priboju, Ruplju, Predejanih, Džepu, v okolici Surdulice itd. Na Hrvaškem nastopajo precej razširjeni v okolici Ivanjščice, v Sloveniji pa na Pohorju. Porfiriti zavzemajo vedno manjše površine od andezitov. Nastopajo predvsem v področju Krasa, tako pri Benkovcu v Gorskem Kotaru, na Vratniku nad Senjem in na več mestih v Južnem Primorju, med Budvo in Spičem. Na Vratniku nastopa več odprtih kamnolomov, v katerih dobivajo iz porfirita dober gramoz za vzdrževanje cest. 170 ŽILNINE Nediferencirane: Kakor v splošnem v vseh skupinah magmatskih kamnin, tako lahko tudi med dioritskimi žilninami ločimo predvsem drobnozrnaste ali porfiroidne facije, ki se skoraj nič ne ločijo, razen po svoji strukturi, od dioritov, iz katerih so sestavljeni večji masivi. Te kamnine imenujemo mikrodiorite ali dioritske porfirite. Dioritski porfiriti imajo v vtrošnikih plagioklaz iz vrste oligoklaza, andezina in labradorita, nato biotit, amfibolj in avgit. V zrnati masi nastopajo skoraj samo plagioklazi, ki so bolj kisli od vtrošnikov plagioklaza. Akcesorni minerali so apatit, cirkon, železove rude, včasih titanit, granat in ortit. Struktura je holokristalna porfirska. Če nastopajo med sestavnimi delci zrna kremena, so to kremenovi dioritski porfiriti. Skupaj s tonalitom nastopajo tonalitski porfiriti, ki bi jih lahko imenovali tudi kremenovi rogovačni porfiriti, kremenovi avgitovi porfiriti in podobno. To so ašistne žilnine. Diferecirane: V dioritski skupini imamo precej različnih diašistnih žilnin. Med žilninami, ki imajo dioritsko mineralno sestavo in so torej sestavljene iz srednjega plagioklaza in rogovače, ki jo včasih nadomešča biotit, pa najdemo tudi kamnine, kemično različne od tipičnih dioritov. Te kamnine so geološko vezane včasih z bolj kislimi, bolj redko z bolj bazičnimi kamninami, ki tvorijo večje masive. Te žilnine imajo zelo pogosto svojevrstno mineralno sestavo in strukturo. Pripadajo ašistnim kamninam, lamprofirom ali pa aplitom. Aplitske in pegmatitske dioritske kamnine niso značilne in so redke. Lamprofiri (malchiti, kersantiti, spessartiti, odiniti) 89.7. Katere so tipične dioritske žilnine? Tipične dioritske žilnine predstavljajo drobnozrnati malchiti (Malchen je najvišji vrh v Odenwaldu, ljudski naziv za ta vrh je Melibokus). Malchiti so mezokratne žilnine, ki spremljajo normalne magmatske kamnine. Malchiti so drobnozrnate ali goste sivkasto zelenkaste, zelenkastosive ali temne zelenkaste kamnine. Sestavljeni so iz rogovače, ki je v zbrusku zelena, in iz plagioklaza (oligoklaza, andezina, bolj redko labradorita). Bolj redko so sestavljeni iz rogovače, biotita in plagioklaza. Vsi ti minerali tvorijo včasih tudi porfirske vtrošnike. V osnovi je neredko prisotna tudi neznatna količina kremena. Sljudni lamprofiri dioritske sestave so kersantiti (ime po kraju Kersanton v Franciji). Glinenec v kerstantitih je predvsem plagioklaz. S tem se kersantiti ločijo od minett, kjer prevladuje ortoklaz. Po drugih znakih sta si obe kamnini zelo podobni in nastopajo medsebojni prehodi. Makroskopsko je kersantit prav tako kot minetta temna kamnina, bogata temne sljude, s pogostimi vtrošniki biotita in redkimi vtrošniki drugih barvnih mineralov (avgita, olivina). Biotit sestavlja okrog tretjino kamnine, včasih pa še več. Rogovačni lamprofiri dioritske sestave so spessartiti (Spessart je kraj v Nemčiji), ki so jim nadalje sorodni odiniti. Obe kamnini sta nekoliko bolj bazičnega značaja od malchitov. Spessartiti imajo drobnozrnato ali porfiroidno strukturo in so v svežem prelomu temnosive ali skoraj črne barve. Med glinenci v njih prevladuje ali pa je celo izključno prisoten kalcijev plagioklaz (andezin, labradorit). Če nastopa ortoklaz, imamo prehode v vogezite, ki spadajo v sienitsko skupino. Barvni mineral spessartitov je navadna zelena ali rjavozelena rogovača, ki sestavlja okrog 40 % kamnine, včasih celo več. 171 Spessartitom so podobni odiniti. Odiniti (po Odenwaldu v Nemčiji, Odin je starogermanski bog) (sl. 46) so še bolj bazične kamnine od spessartitov. Od njih se razlikujejo po tem, ker v na zunaj gosti sivkastozeleni, pod mikroskopom pa holokristalni osnovi iz letvic plagioklaza in prizmic zelene ali rjave rogovače, nastopajo redki majhni vtrošniki svetlega avgita in labradorita. Prisotnost vtrošnikov labradorita, torej svetle komponente, daje odinitom na videz skupine poteze s takimi ašistnimi kamninami, kakor so na primer gabrski porfiriti. Odiniti so nekoliko bolj bazični od spessartitov. V njih je več kalcijeve komponente in prisoten je bolj bazičen plagioklaz. Po mineralni in kemični sestavi se odklanja od dioritske vrste, približuje se že rogovačnim gabrom, vendar pa vsebuje precej večje količine rogovače. Odiniti so geološko sorodni drugim lamprofirskim žilninam dioritske skupine. Spessartiti stopajo v sestavo žilnih enakih granodioritskih globočnin, kakor kersantiti in so pogosto zvezani z njimi s prehodi. Odiniti spremljajo tudi gabre. Pri nas so dioritski lamprofiri redki. Raziskan je rogovačni kersantit iz tonalita na Pohorju. ŽILNINE nediferencirane: diorit porfirit kremenov diorit porfirit diferencirane: dioritski apliti in pegmatiti (levkokratne žilnine) Lamprofiri Kersantiti (Kersanton – Francija) glinenec = plagioklaz (minetta – ortoklaz) Spessartiti (Spessart – Nemčija) rogovačni lamprofiri didoritske sestave Odiniti (Odenwald – Nemčija) so še bolj bazične žilnine od spessartitov Malchiti (Malchen – najvišji vrh v Odenwaldu) so mezokratne žilnine, ki spremljajo normalne magmatske kamnine (drobnozrnate ali goste zelenkaste kamnine) (Sestava: rogovača, andezin, bolj redko labradorit) biotit, kremen sta redka VPRAŠANJA: 1. Kamnine dioritske skupine (tabela). a. Kaj so dioriti in kremenovi dioriti? b. Kakšna je razlika med dioriti in gabri? c. Kakšna je geološka vez med graniti, granodioriti in dioriti? č. Kaj so andeziti in andezitski porfiri? d. Kakšna je razlika med kamninami gabrske in dioritske skupine? e. Katere so tipične dioritske žilnine? 172 DIORITSKA SKUPINA GLOBOČNINE PREDORNINE ŽILNINE NORMALNA VRSTA NORMALNA VRSTA ALKALNA V. NORMALNA VRSTA BISTVENI MINERALI: KREMENOVI DIORITI (Q > 10 %): PALEOTIPNE rekristalizirane: AŠISTI: SREDNJI PLAGOKLAZI: labradorit - oligoklaz (An, conarni plagoklazi, andezin) TRAHIANDEZITSKI PORFIRITI BIOTITOVI DIORITI BIOTITOVO-ROGOVAČNI DIORITI PALEOANDEZITI ali PORFIRITI (andezitski porfiriti) ZNAČILNI MINERALI: KREMEN: Q ≤ 10 %; Q > 10 % FEMIČNI MINERALI (do 40 %): rogovača (navadna, zelena) biotit,diopsid, avgit, hipersten, bronzit; REDKEJE: alk. amf. + pirokseni DIORIT PORFIRIT DIAŠISTI: TONALIT Q: 10-20 %; pl: 30-80 %, FM: 10-25 %, An: 33-48 % BIOTIT > ROGOVAČA KENOTIPNE steklaste: levkokratne kamnine: DIORITSKI APLITI IN PEGMATITI TRONDHJEMIT Q: 20-35%, pl: olig.-andezin, or: 0, FM: biotit, amf., pir. ROGOVAČNI DIORITI PRAVI DIORITI (BREZ KREMENA): ALKALNI GLINENEC biotitovi dioriti, biotitovo-hiperstenovi, rogovačni, (< 1/3 vseh glinencev): hiperstenovi, avgitovi dioriti ortoklaz, mikropertit, mikroklin ŠE REDKEJE:glinenčevi nadomestki ČIZLAKIT ROGOVAČNI GABRO AKCESORNI MIN.: apatit, bytownit, magnetit, ilmenit, sfen, cirkon, andezin-labradorit, rogovača, kremen, K-glinenci ortit, granat, pirit, klorit, uralit, sericit, levkoksen TRAHIANDEZI -TI KREMENOV DIORIT PORFIRIT avgit, ANDEZITI: AVGITOVI HIPERSTENOVI ROGOVAČNI SLJUDNI AVGITOVI AVGITOVIPIROKSENOVI melanokratne kamnine: MALCHIT KERSANTIT SPESARTIT ODINIT 90. VPRAŠANJE 90.1. Kamnine gabrske skupine (tabela) Kamnine gabrske skupine so zelo razširjene na zemeljski površini, predvsem v predorninah. Po svoji razširjenosti bazalti tekmujejo z graniti. Smatrajo, da bazalti prostorninsko petkrat presegajo vse ostale predornine skupaj, bazalti in piroskenovi andeziti skupaj pa okrog petdesetkrat. Po Dalyjevih računih znaša razširjenost bazaltov v združenih državah Amerike okrog 21 %, andezitov pa okrog 24 %. Kot smo že omenili je težko točno določiti razmerje med avgitovimi andeziti in bazalti, ker sta si obe vrsti kamnin zelo blizu in je meja včasih zelo nedoločena. Posebno težko je vršiti ocene za paleotipne vrste kamnin. Kakšne so razlike med kamninami gabrske skupine in kamninami granitov in granodioritov? Kljub temu, da so kamnine gabrske bazaltske skupine razširjene približno toliko, kakor kamnine granitov in granodioritov, je med obema vrstama ogromno razlik. 1. Kljub temu, da predstavniki obeh skupin nastopajo v globočninah in predorninah, je razmerje med predorninami in globočninami v vsaki od obeh skupin bistveno drugačno. V gabrski bazaltski skupini predornine daleč prevladujejo po razširjenosti nad globočninami, v skupini granitov liparitov in granodioritov pa graniti daleč prevladujejo nad lipariti in kremenovimi porfiri. 2. Bazalti nastopajo v ogromnih masah v tektonsko stabilnih področjih, ki se niso gubala (bazaltski platoji), pa tudi v orogenih pasovih. Granitski masivi nastopajo v nagubanih pasovih. Ogromni granitski masivi, ki sestavljajo ščite in podlago plošč, so najstarejše tvorbe, ki so nastale med najstarejšim dokambrijskim gubanjem in so s svojo intruzijo spremenili te nestabilne dele v trdne plošče. 3. V nagubanih pasovih, kjer bazalti in njim sorodni andeziti (bazične predornine) nastopajo skupaj z graniti in so kot prehod navzoči granodioriti, so predornine v splošnem starejše od kislih globočnin in so nastale pred glavno fazo gubanja. Navadno so bile pri gorotvornih procesih metamorfozirane. Mnogokrat so se vtisnile precejšnje mase kislih globočnin, med dobo gubanja ali pa pozneje, in metamorfizirajo bazične predornine. 4. V kompliciranih intruzivnih masivih, kjer nastopajo gabri in graniti, so bili gabri navadno vtisnjeni pred graniti. Zaporednost efuzij v vulkanih je navadno precej zamotana, vendar pa so kisle kamnine ekstrudirale navadno po dolgem mirnem zatišju. Kamnine gabrske bazaltske skupine in granitske liparitske skupine se ločijo med seboj tudi po lastnostih magme, iz katere so nastale. Kamnine, nastale iz gabrske bazaltske magme, lahko bolje od vseh drugih kamnin služijo za tipičen vzorec magmatskih kamnin. Sestavljene so iz mineralov, ki lahko nastajajo iz taline. Njihov nastanek s strjevanjem staljene magme vidimo pred našimi očmi v mnogih vulkanskih pokrajinah. Bazaltska magma kristalizira sorazmerno lahko in imamo odlične primere spremembe strukture kamnin, ki so nastale iz nje - od steklaste v vulkanskih kamninah (v zgornjih delih potokov), preko mikrolitske, ofitske in mikrozrnate do debelozrnate strukture v gabrih. Odlično lahko opazujemo tudi vez med steklastimi ali polsteklastimi bazalti s holokristalnimi gabri. Zanimiv primer nam dajejo Havajski vulkani, kjer se bazaltska magma v intruzivnih ležiščih počasi ohlaja in se strjuje v tipičen gabro. Navzočnost plinov v bazaltski magmi nam dokazuje neposredno opazovanje pojavov pri izbruhih, razen tega pa tudi mandljaste votline, ki so zelo razširjene v teh kamninah. 174 Granitske kamnine imajo nekatere lastnosti, ki so zelo različne od lastnosti gabrov. Graniti so sestavljeni iz mineralov, ki so lahko nastajali le, če so bile prisotne pri ohlajanju v magmi lahkohlapne komponente in niso mogli nastati pri navadni kristalizaciji magmatske taline. Liparitska magma prihaja na površino ali kot zelo žilava snov in tvori kupolaste ekstruzije ali pa se spremeni ali pa celo razleti v prah, kot eksplozivna masa, iz katere uhajajo plini. Kristalizacija liparitskih lav je zelo otežkočena zaradi velike žilavosti, razen tega pa se vrši tudi pri mnogo nižjih temperaturah od kristalizacije bazaltske lave. Na kontaktih granitskih masivov vidimo zelo močno delovanje na okolne kamnine. Včasih se kamnine tako spremenijo, da se meja med granitom in okolno kamnino izgubi. Mnogi petrologi smatrajo dandanes bazaltsko magmo za matično in prvotno, iz katere so z diferenciacijo, pa tudi z asimilacijo bolj kislih snovi zemeljske skorje, lahko nastajale vse druge magmatske kamnine. S tega gledišča bi nam bilo razumljivo prevladovanje bazaltov med predorninami in granitov med globočninami. Bazalti bi predstavljali strjeno prvotno magmo, ki je predrla po razpokah in se na površini strdila še preden je uspela diferencirati. Graniti naj bi bili produkt diferenciacije in spremembe sestave prvotne magme, ki se je počasi ohlajala v magmatskih ognjiščih in se je uspela spremeniti. Bazaltska magma, kot je bilo že rečeno, kristalizira sorazmerno lahko in iz nje nastajajo lepo kristalizirane zrnate kamnine (doleriti), celo v pogojih strjevanja na površini. Razen tega je sorazmerno revna z mineralizatorji in v tem oziru ni tako ostre razlike med kristalizacijo magme na površini, kjer izgubi mineralizatorje, ali pa med njeno kristalizacijo v globini. Prav zato so različne strukture globočnin in predornin v skupini gabrov in bazaltov vezane med seboj s številnimi prehodi. Posebno tesna vez vlada med kamninami gabrske bazaltske skupine s kamninami dioritske andezitske skupine. Z druge strani pa imamo prehode v jasne alkalne kamnine, včasih so celo gabri v zvezi z alkalnimi globočninami (na primer monzoniti, essexiti, itd.). GABRSKA SKUPINA - izvleček Kamnine te skupine so na zemeljski površini zelo razširjene. Bazalti so namreč najbolj razširjene predornine in po prostornini 5x presegajo vse ostale predornine skupaj. Gabrske kamnine so razširjene približno toliko, kot kamnine granitov in granodioritov. gabrska skupina predornine >> globočnine tektonsko stabilna področja orogeni pasovi gabrske predornine intruzije: gabri granitska skupina globočnine >> predornine orogeni pasovi kisle globočnine graniti kamnine so sestavljene iz mineralov, ki lahko nastajajo direktno iz taline kamnine so sestavljene iz mineralov, ki so nastajali lahko le, če so bile prisotne pri ohlajanju v magmi lahkohlapne komponente. prvotna magma produkt diferenciacije prvotne magme, oziroma sprememba njene prvotne sestave. Posebno tesna vez je med kamninami gabrske bazaltske skupine s kamninami dioritske andezitske skupine. Gabrske kamnine so navadno v zvezi z graniti, sieniti in dioriti 175 GLOBOČNINE Gabri in noriti 90.2. Kaj so gabri in noriti? Gabri so enakomerno zrnate kamnine, ki so sestavljene v glavnem iz bazičnega plagioklaza v kombinaciji z barvnim mineralom, predvsem z monoklinskim piroksenom, pa tudi z rombičnim piroksenom ali z rogovačo, včasih z olivinom in magnetitom, ki sta navadno navzoča v manjših količinah. Normalni gabro. Ime kamnine je po kraju Gabbro v severni Italiji. Vsebuje 35 do 50 % barvnega minerala, vendar pa je nujno omeniti, da prav v tej skupini kamnin nastopajo odkloni enkrat v levkokratne, drugič pa v melanokratne vrste. Včasih nastopata v eni magmatski masi obe vrsti. Plagioklaz iz vrste labradorit – bytownit – anortit tvori večinoma debele ploščice ali pa izometrična zrna, ki kažejo lepe med seboj vzporedne dvojčične lamele (albitski zakon, neredko v kombinaciji s karlovarskim). Včasih vidimo dve vrsti lamel, ki se med seboj sekajo, kar kaže najbolj pogosto na kombinacijo albitskega zakona s periklinskim. Plagioklazi gabrov večinoma niso pasasti. Monoklinski piroksen je neredko dialag, v zbrusku rjavkast, sivkastorjavkast, bolj redko zelenkast; včasih vsebuje vzporedne vrastke rjave ali zelene rogovače (amfibolizacija). Rombični pirokseni so bronzit in hipersten, včasih idiomorfni, bolj pogosto v okroglih zrnih, včasih v reakcijskih obročih na olivinu. Rogovača je najbolj pogosto rjava (pargasit), bolj redko zelena. Vlaknast uralit je drugoten mineral. Olivin v gabrih nastopa navadno v manjših količinah, včasih pa je tudi glavni ali celo edini mineral na primer v troktolitih. Navadno nastopa v okroglih zrnih, ki so bolj ali manj serpentinizirana. V nekaterih gabrih je glavni ali pa celo edini barvni mineral magnetit. Mineralno sestavo včasih dopolnjujejo še kremen in ortoklaz in značilne primesi kot so apatit, ilmenit, magnetit, včasih pirotin, pleonast, kromit in pikotit. Gabrske kamnine včasih postopno prehajajo v diorite. Glavna razlika med gabri in dioriti je v tem, da imajo gabri bolj bazičen plagioklaz od dioritov in da imajo navadno kot barvni mineral piroksen in ne amfibol. Za gabre so nadalje značilni bolj enakomerno sestavljeni plagioklazi brez pasov in pa posebne strukture. Bistvena razlika med gabri in dioriti je tudi v količini barvnih mineralov, ki jih je v splošnem manj v dioritih, čeprav je to razmerje v gabrih včasih močno spremenljivo. Prehodne kamnine imenujemo gabrske diorite. Nastopanje rogovače namesto piroksena v gabrih je večinoma v zvezi z naknadnim spreminjanjem prej izločenega piroksena v amfibol v precej poznejši fazi ohlajanja kamnine, včasih že v epimagmatski fazi, t.j. neposredno po kristalizaciji kamnine, ko je bila ta že v trdem stanju. Ta sprememba je posledica bogatenja mineralizatorjev v tekočem ostanku kristalizirajoče magme. Gabro s takimi magmatskimi ali epimagmatskimi spremembami imenujemo amfiboliziran gabro. Uralitov ali uralitiziran gabro je tisti gabro, ki vsebuje zeleno vlaknato rogovačo, ki je nadomestila piroksen že pri poznejših metamorfnih procesih, ki niso v zvezi s strjevanjem magme. Ta vlaknata rogovača ali uralit tvori neredko lepe psevdomorfoze po prejšnjih zrnih piroksena. Gabrske globočnine delimo predvsem na anortozite in gabre. Anortoziti so kamnine, ki se razlikujejo od gabrov z neznatno vsebino barvnih mineralov. V nekaterih različkih nastopajo včasih majhne količine kremena, kalijev glinenec pa je ortoklaz s pertitskimi vrastki oligoklaza, homogen ortoklaz, redko 176 mikroklin. Glavni mineral je labradorit. V debelozrnatih anortozitih so kristalna zrna labradorita včasih temna in vsebujejo posamezne vključke drobnih ploščic ilmenita, ki jih v bolj drobnozrnatih različkih običajno ne vidimo. Sestava plagioklaza v anortozitih v ostalem lahko niha. Struktura je v splošnem značilna za monomineralne kamnine in je panidiomorfna zrnata. Anortoziti večjih samostojnih masivov so značilni po posebni asociaciji kamnin, ki nastopajo z njimi skupaj. Večkrat skupaj z njimi nastopajo hiperstenovi graniti, tako imenovani charnockiti, pri čemer vidimo mnogokrat lepe prehode med obema vrstama kamnin. Gabrske kamnine so navadno v zvezi z graniti, sieniti in dioriti. Razdelitev gabrskih kamnin izvajamo po tehle znakih: prvič po prevladovanju monoklinskega ali rombičnega piroksena ali rogovače, drugič po prisotnosti ali odsotnosti, včasih po prevladovanju olivina, deloma po prisotnosti kremena in biotita itd. Upoštevati je potrebno tudi sestavo plagioklaza. Na osnovi sestave plagioklaza ločimo evkrite, ki vsebujejo anortit, od tipičnega gabra, kjer nastopa plagioklaz labradorit. Evkrit lahko imenujemo anortitov gabro. Norit. (Nor je norveški bajeslovni duh) Normalni gabro je sestavljen v glavnem iz plagioklaza labradoritne sestave in monoklinskega piroksena, ki ima pogosto dialagovo razkolnost. Če nastopa kot bistveni sestavni del namesto monoklinskega rombični piroksen, hipersten ali pa bronzit, imenujemo kamnino norit. Med gabrom in noritom nastopajo neredko nepretrgani prehodi. Prehodne različke imenujemo včasih s posebnim imenom gabrski norit. Gabri in noriti so lahko olivinovi pri čemer nastopa kot drugovrstni mineral v njih olivin, in normalni brezolivinski, torej preprosto gabri in noriti brez olivina. Hiperiti (vsebujejo hipersten, odtod ime) so olivinovi gabrski noriti s strukturo, ki se bliža diabazovi (ofitski). V nekaterih primerih gabrskih kamnin olivin popolnoma izrine piroksen, in nastane troktolit, ki ga sestavljata labradorit in olivin. Razen po kvantitativni mineralni sestavi, lahko ločimo gabre tudi po relativnem odnosu glinencev in mafičnih sestavin. Na tej podlagi ločimo levkokratne vrste, ki jim pripadajo že omenjeni anortoziti in melanokratne vrste kot je Tilait (po gorovju Tilaj na severnem Uralu). Kamnine, prehodne med anortoziti in charnockiti imajo posebno ime mangeriti (po kraju Manger na Norveškem) in kremenovi mangeriti. Sestavlja jih srednji plagioklaz, mikropertit in barvni mineral (monoklinski in rombični piroksen). Po mineralni sestavi so torej mangeriti precej sorodni monzonitom. Anortoziti so značilni kot tudi druge skoraj monomineralne magmatske kamnine s tem, da nikjer ni predornin z njim ustrezno sestavo. Anortoziti nastopajo le izredno redko v žilah. Te lastnosti so v zvezi z njihovim nastankom. Anortoziti so nastali z izločanjem kristalov iz magme, ki so se pogreznili, vplavali ali pa se izločili pri gibanju magme. Če je bila še prisotna majhna količina tekočine med kristali plagioklaza, je bila ta gosta kaša iz zmesi magme in kristalov plagioklaza sposobna 177 vtisniti se v žile, ni pa mogla priti na površino, kakor vulkanska lava. Po drugi hipotezi predstavljajo anortoziti produkt kristalizacije ostanka gabrske magme, ko se je pri kristalizaciji normalne gabrske magme pogreznil na dno skoraj ves piroksen. Ta hipoteza pa je zelo neverjetna, ker je skoraj nemogoče, da bi se ena od komponent skoraj evtektične gabrske taline lahko daleč oddaljila. Spremembe v gabrih. Najbolj razširjene drugotne spremembe v gabru nastopajo posebno v premaknjenih, tektonsko porušenih pokrajinah in jih pripisujemo vplivu dinamičnega metamorfizma. 90.3. Kaj je uralitizacija? Uralitizacija je nadomeščanje piroksena z vlaknato zeleno rogovačo (Slika 109), medtem ko se plagioklaz pri tem kemično le malo spremeni; včasih je albitiziran. Včasih je tudi olivin nadomeščen z rogovačo, pri čemer se včasih tvori tudi granat. Na ta način nastali albitizirani in uralitizirani gabri po mineralni paragenezi najbolj ustrezajo tako imenovanim zelenim metamorfnim kamninam in bi jih lahko Slika 109. Primer uralitizacije. imenovali gabrske zelene kamnine. Saussuritizacija je istočasno nadomeščanje piroksena z rogovačo, navadno zeleno in vlaknato, plagioklaza pa s saussuritom (po Saussuru, švicarskem geologu - Slika 110). Saussurit je drobna zmes zoisita in epidota z albitom, muskovitom, prehnitom, kremenom itd., pogosto s primesjo aktinolita, klorita, granata. Titanova kislina se pri tej spremembi včasih izloča kot rutil, olivin prehaja v zmes lojevca z aktinolitom, kloritoidom in kalcijevo železovim granatom andraditom. Pri teh spremembah je včasih ohranjena prvotna struktura gabra in tedaj nastane uralitov in saussuritov gabro. Slika 110. Primer saussuritizacije. Uralitizacijo in saussuritizacijo navadno smatrajo za produkt dinamičnega metamorfizma, ker se pojavljata večinoma v kamninah, ki so kataklazirane in nastopajo v tektonsko porušenih območjih. Včasih pa smatrajo, da je vzrok teh sprememb delovanje mineralizatorjev in termalnih vod, ali pa vpliv vtisnjenja poznejših granitov, ali pa celo postmagmatski procesi v samem gabru. Pri tem so mehanske spremembe v gabru olajšale dostop raztopinam, ki so metamorfozo povzročile. Nekateri različki saussuritovih kamnin, zoisitovih, epidotovih in granatovih amfibolitov so nastali nedvomljivo iz gabra. Tudi nekateri eklogiti predstavljajo brez dvoma produkt kontaktnih sprememb gabra pod vplivom granitov. Vidimo, da so se spreminjali gabri na dva popolnoma različna načina. Ene spremembe so metamorfne zaradi delovanja zunanjih vplivov dinamične metamorfoze, druge pa so v zvezi z magmatskimi procesi. Uralitizacija in saussuritizacija gabrskih kamnin je značilna z nastopanjem drugotnih mineralov, značilnih je za nizko stopnjo metamorfizma: aktinolita, epidota, zoisita, albita itd. Pri metamorfizmu visoke stopnje nastajajo iz gabra amfiboliti, ki so sestavljeni iz kompaktne vlaknate rogovače in plagioklaza in po sestavi ustrezajo rogovačnemu gabru, 178 imajo pa drugačno, za metamorfne kamnine značilno, kristaloblastično strukturo. Teh amfibolitov, ki jim včasih pravijo gabrski amfiboliti, ni vedno lahko razločiti od rogovačnega gabra z ene strani in od amfibolita z drugačnim izvorom z druge strani. Alkalne gabrske kamnine so precej redke, ker je za njihov nastanek potrebno nekaj izjemnih pogojev. Meje, s katerimi ločimo skupino alkalnih gabrskih kamnin, so torej zelo široke. Alkalne kamnine lahko razdelimo na podskupine, ki se ločijo med seboj na podlagi mineralne sestave, predvsem pa po značaju saličnih mineralov. Ta porazdelitev je naslednja: 1. Kamnine, v katerih glinenčevi nadomestki nastopajo kot drugovrstna primes ali pa so odsotni. Značilna je visoka količina alkalnega glinenca in alkalen značaj barvnih mineralov. a. Kamnine s plagioklazi in alkalnim glinencem ali z nenavadno kislim plagioklazom (essexiti). - Kamnine z le enim alkalnim glinencem: - z ortoklazom (shonkiniti), - z albitom. 2. Kamnine, ki vsebujejo glinenčeve nadomestke kot bistveno sestavino. a. Kamnine z glinenčevimi nadomestki in plagioklazom. b. Kamnine z glinenčevimi nadomestki in alkalnimi glinenci: - s kalijevimi (maligniti), - z natrijevimi (teraliti, rouvilliti). Afanitske kamnine, ki vsebujejo več ali manj stekla, lahko klasificiramo v ustrezno skupino le na podlagi kemične analize. Alkalni alumosilikati, ki se izločajo pri kristalizaciji zadnji, namreč zelo radi ostanejo v steklu. Slika 111. Essexit. Essexiti (ime po nahajališču v bližini Salema v okrožju Essex, Massachussetts, ZDA - Slika 111) so enakomerno zrnate ali pa lahno porfiroidne kamnine, sive ali bele s črnimi pegami, ki jih sestavlja bistvena količina bazičnih ali srednjih plagioklazov, spremenljiva, podrejena količina ortoklaza, vijoličastega (titanovega ali zelenkastega klinopiroksena (včasih nastopata oba), rdečkastorjavega biotita in barkevikita. Kremena ni, lahko pa so prisotni v majhni količini nefelin, cancrinit, pa tudi drugoten analim. Neredko nastopa mala primes olivina. Običajni akcesorni minerali so apatit, ilmenit, bolj redko titanit. Shonkiniti (ime je prišlo od Shonkina, indijanskega imena za Highwood Range, Montana, ZDA - Slika 112) so temne kamnine, bogate z barvnimi minerali. Bistveno so sestavljene iz diopsida ali avgita, iz kalijevega ali Slika 112. Shonkinit. 179 kalijevega natrijevega glinenca (ortoklaza) in včasih primesi nefelina. Iz definicije je razvidno, da so shonkiniti kamnine, ki jih lahko smatramo za melanokraten piroksenitski sienit. Teraliti so temnosive, včasih skoraj popolnoma črne magmatske kamnine, bogate z barvnimi minerali, sestavljene bistveno iz titanavgita ali bazaltavgita, bazičnega plagioklaza in nefelina. V večji ali manjši, vendar vedno podrejeni količini nastopa alkalni glinenec; včasih je glinenec odsoten. Razen glavnih komponent nastopa v teralitih skoraj vedno biotit, navadno rdečkastorjave barve, bolj redko zelenkast, včasih neenakomerno gosto obarvan v sredini in ob robovih zrna; olivin, titanomagnetit, apatit. Odnos količine nefelina nasproti glinencem je spremenljiv, vendar je navadno nefelina sorazmerno manj (okrog 10 do 15 %). Barvni minerali sestavljajo do 50 % vse kamnine, pa tudi več. Strukturni odnosi med minerali so v splošnem taki, kakor v essexitih. Tudi tu je piroksen najbolj idiomorfen. V splošnem je idiomorfen tudi plagioklaz. Nefelin je ksenomorfen v primerjavi z barvnim mineralom in plagioklazom, včasih pa je idiomorfen v primerjavi z alkalnim glinencem. GEOLOŠKI POGOJI IN OBLIKE NASTOPANJA GABRSKIH GLOBOČNIN Geološki pogoji in oblike nastopanja gabrskih globočnin. Gabri nastopajo pogosto v velikih lakolitih, lopolitih, intruzivnih ležiščih in žilah, lahko tudi v čokih, v kamninah različnih geoloških dob, od arhaika do terciarja. Velikost lapolitov in drugih intruzivnih gabrskih teles včasih doseže ogromne dimenije. Bushveldski masiv v Južni Afriki, ki je sestavljen spodaj iz noritov in drugih magmatskih kamnin "gabrske peridotitske formacije" se razširja na ovalni površini 39000 km2. Debelina kompleksa znaša 5 do 6 km. Glaven del sestavljajo gabrske noritske kamnine z zelo jasno plastasto teksturo, tako da so v golicah kamnine zelo podobne usedlinam. Plasti se razlikujejo po relativni količini temnih in svetlih mineralov. V tako imenovanem kritičnem horizontu nastopa diferenciacija posebno ostro: vrstijo se posamezne plasti različnih kamnin anortozitov, gabrov, noritov, peridotitov in celo rud. Periodično ponavljanje glinenčevih in piroksenovih kamnin doseže veliko debelino. Interesantno je, da v nekaterih plasteh z gabrsko sestavo zgoraj prevladuje monoklinski piroksen, spodaj pa rombični. Včasih se piroksen spodaj tako koncentrira, da nastajajo pirokseniti. Rudne plasti in lege magnetita in kromita tvorijo pravilne sloje v sredini gabrskih peridotitskih kamnin vzporedno z njihovo plastovitostjo. Zgornji del bushvaldskega kompleksa je sestavljen iz levkokratnih granitov in granofirov. Lopolit Duluth v območju gornjega jezera v ZDA predstavlja ogromno telo globočnin s prostornino okrog 200000 km3 (do 5000 km2), ki je pokrito z vulkanskimi kamninami, pod njim pa nastopajo sedimentni skrilavci. Lopolit je sestavljen iz gabrov in noritov, med katerimi nastopajo tudi svetlejše plasti plagioklazitov. Spodnji del ogromnega intruzivnega telesa je še bolj izrazito plastast. Srednja sestava tega dela ustreza olivinovemu gabru, posamezni deli pa ustrezajo tudi anortozitu in peridotitu. Zgornji del je bolj homogen, ker ga sestavljajo razne vrste gabrov in gabrskih noritov. Med spodnjim in zgornjim delom nastopa sloj "rdeče kamnine", - granita ali granofira s prehodi v sienit. Prehod od gabra v "rdečo kamnino" je precej oster. Lopolit Sudbury ali medformacijsko intruzivno ležišče zapolnjuje brahisinklinalo in ga sestavlja norit, ki prehaja v zgornjem delu v mikropegmatit. V spodnjem delu lopolita nastopajo sulfidne rude. Alkalne gabrske globočnine nastopajo neredko v manjših masah, v kakršnih običajno nastopajo tudi hipabisalne magmatske kamnine, vendar pa se po zrnati strukturi popolnoma nič ne ločijo od globočnin in jih zato prištevamo k njim. Gabri so na Balkanskegem polotoku precej razširjeni. Nastopajo skoraj v vseh vrstah teh kamnin. Posebno pogosti so na področjih serpentinskih pasov, ki so bolj ali manj pretrgani, vlečejo se vzdolž vsega Balkanskega polotoka, od Alp na severozahodu, pa vse do Egejskega morja na jugovzhodu. Gabri nastopajo v mnogih naših pokrajinah. V Bosni, Hercegovini, Srbiji, Sandžaku, Kosmetu, Makedoniji. Posebno pogosti so v Bosni in v Srbiji. Pojavi so najvažnejši v Vzhodni Srbiji: na delu Jovanu, Slatini, Berčinovcu, Golubinju, Crnajci in Glavici pri Donjem Milanovcu. V Srednji Srbiji nastopa gabro pri Kragujevcu, Lopatnici blizu Kraljeva, v Bogutovcu in v okolici Raške. V Zahodni Srbiji nastopa pri Dobroselici, Panjku, na Gojni Gori, Debelem Brdu, Maljenu itd. V Sandžaku so pogoste manjše mase gabra. Zelo veliki pojavi gabra so znani v Bosni in Hercegovini. V južnem delu planine Kozare, v okolici Doboja, pri Jablanici in pri Višegradu na Drini. V Makedoniji nastopa gabro južno od Demir Kapije v področju Drena in Bule. Gabrske kamnine imamo tudi na področju karavanške magmatske cone. Gre za mafične kamnine, ki pripadajo gabru in monzogabru. Pojavljajo se kot enklave v sienogranitu. 180 PREDORNINE Predornine gabrske skupine so bazalti. V širokem smislu besede so predornine gabrske skupine, ker po sestavi ustrezajo zmesi, sestavljeni iz enake količine plagioklaza (labradorita ali labradorit bytownita) in železovih magnezijevih mineralov, v glavnem avgita. Precejšnja je primes rudnih mineralov. Olivin je pogost, toda ne obvezen sestavni del bazaltov. Bazalti in doleriti Bazalti in doleriti so kenotipne kamnine in nastopajo v glavnem med novejšimi vulkanskimi tvorbami. Paleotipne kamnine, ki ustrezajo bazaltom in doleritom, so diabazi. Razlikujemo afanitske in zrnate diabaze. Med bazalti nastopajo pogosto porfirske vrste z vtrošniki avgita, olivina in bazičnega plagioklaza. Ustrezni paleotipni brezolivinski predstavniki te skupine kamnin imajo naziv porfiriti, če pa med vtrošniki nastopajo tudi zrna olivina (pogosto razpadlega), melafiri (ime pride od gr. temen in končine - fir, kar pomeni, da je kamnina temen porfir). Izraz porfir in porfirit. Za paleotipne kamnine obstojita dva izraza, ki imata zelo širok pomen: porfiri in porfiriti. Porfir v evropski terminologiji pomeni kamnino s porfirsko strukturo, ki vsebuje precejšnjo ali prevladujočo količino alkalnega glinenca in sorazmerno malo barvnega minerala. Ime porfirit se uporablja za bolj melanokratne kamnine z bistveno prevladujočim kalcijevim natrijevim glinencem. Zaradi svoje širine morajo imeti porfiri in porfirit pridevek, ki označi točneje njihovo vrsto. Da pokažemo pripadnost te ali one skupine porfirov ali porfiritov neki vrsti kenotipnih kamnin, je udobno uporabljati na primer nazive liparitski porfir, trahitski porfir, andezitski porfirit, bazaltski porfirit itd. Takrat, ko je bila starost kamnin ena od osnov sistematike, so v splošnem imenovali bazalte in dolerite terciarne in recentne kamnine te skupine, melafire in diabaze pa stare paleozojske. Ko pa so pričeli ločiti kamnine v paleotipne in kenotipne po stopnji ohranjenosti in ne po starosti, so nomenklaturo spremenili. Ker so dobile sveže črne ali temnosive kamnine ime bazalti in doleriti, je bilo potrebno najti ustrezen naziv za spremenjene kamnine. Usov je imenoval melafire kamnine, ki so prežete s sekundarnimi železovimi oksidi in imajo zato temnorjavo ali temnordečo barvo, diabaze in diabazove porfirite pa kamnine, ki so bogate s sekundarnim kloritom in imajo zeleno barvo. Ta shema v naravi ne drži vedno, je pa udobna za terensko označevanje teh kamnin. 90.4. Klasifikacija raznih vrst bazaltov in ustreznih paleotipnih kamnin. Ločimo več vrst: 1. Doleriti so večinoma sestavljeni iz le jasno kristalizirane, drobnozrnate in srednjezrnate, včasih celo dovolj debelozrnate osnove, ki ima večinoma, kot vidimo pod mikroskopom, holokristalno strukturo, doleritsko ali ofitsko. Bolj redko v tej osnovi nastopajo vtrošniki istih mineralov, kakor v bazaltih in anamezitih. 2. Anameziti so bazalti, v katerih je osnova makroskopsko afanitska, vendar z zelo drobnozrnato zgradbo. Pod mikroskopom je mikrostruktura kamnine doleritska ali ofitska, vendar pa bolj drobna, kakor v doleritih. Anameziti so prehodni po strukturi med doleriti in pravimi bazalti. 181 3. Bazalti v ozkem pomenu besede so v celoti sestavljeni iz mikroskopske afanitske mase ali pa vsebujejo v tej masi vtrošnike že prej omenjenih mineralov, to je samega avgita ali pa skupaj z enim ali pa več minerali: olivinom, plagioklazom, bolj redko s piroksenom, še bolj redko z bazaltsko rogovačo. Avgit vtrošnikov tvori lepe idiomorfne kratke prizme, ki so v zbrusku večinoma nalahno obarvane (za razliko od navadnega brezbarvnega olivina). Precej pogosto nastopa pasasta struktura ali struktura peščene ure. Mikrostruktura osnove je najbolj pogosto intersertalna bolj redko je ofitska ali skoraj mikropoikiloifitska Precej pogosto srečamo tudi mikrodoleritsko strukturo, ki je v nekem smislu prehodna med obema omenjenima vrstama. Manj so razširjene rekristalizirane vrste s hialopilitsko in hialoofitsko strukturo in končno tako imenovani hialobazalti, katerih osnova je le iz rjavkastega ali zelenkastega stekla z redkimi mikroliti plagioklaza, avgita in magnetita. Neredko vidimo tudi direktivne vrste mikrostrukture: pilotaksitsko in bolj redko fluidalno hialopilitsko. Mehurčasta in luknjičasta tekstura je precej razširjena, posebno v različkih, ki vsebujejo steklo; mindaloidna ali mandljasta tekstura ne nastopa tako pogosto, toda zelo tipično. Oblika lukenj v bazaltu je pogosto zelo pravilna, okrogla ali v vsakem primeru z okroglimi stenami. Včasih so luknjice raztegnjene ali celo cevaste. V nekaterih primerih postanejo pore zelo velike in se spremene v znatne votline ali praznine. Bazaltske kamnine z značilno mandljasto strukturo, ki imajo pore zapolnjene z drugotnimi minerali, se imenujejo bazaltski mandljevci. 4. Diabazi so holokristalne srednjezrnate in drobnozrnate, bolj redko tako imenovani (afaniti) makroskopsko goste, temne, sivkastozelene kamnine, ki imajo ofitsko, doleritsko, mikroofitsko in mikrodoleritsko mikrostrukturo. 5. Toleiti so različek diabazov ali doleritov, ki jim po strukturi sicer ustrezajo, vendar pa vsebujejo steklo v vidu posebnih ločenih delov. Z drugimi besedami jih lahko definiramo kot diabaze ali dolerite s toleitno strukturo. 6. Diabazovi porfiriti so porfiroidni plagioklazovi bazalti, ki so se podvrgli istim spremembam, ki ločijo diabaze od doleritov. 7. Varioliti so paleotipni bazalti s sferolitno (variolitno) strukturo. To so afanitske zelene ali zelenkastosive kamnine z bolj ali manj obilnimi belkastimi, zelenkastobelimi včasih z vijoličastim odtenkom) kroglicami, tako imenovanimi variolami, ki predstavljajo, kakor vemo, sferolitske zrastke vlaken glinencev, med katerimi ali v sredi katerih nastopajo drobna zrna avgita, rudnega minerala in produktov razpadanja. Pod mikroskopom je zelena osnova drobnozrnat kloritov glinenčev agregat z drugimi sekundarnimi minerali (epidotom) in včasih z redkimi mikroliti avgita in rudnih mineralov. Glavna masa je produkt spremembe drugotnega stekla. Varioliti so pogosto v zvezi s spilitskimi kamninami. 90.5. Kaj so spiliti? Posebno mesto med paleotipnimi bazaltskimi kamninami imajo spiliti. Rosenbusch in drugi avtorji so prej določali kot spilite zelenkastosive kamnine z obilnimi mandlji klorita ali kalcita, bolj redko kremena, kalcedona, epidota, aktinolita, ki so sestavljeni iz razpadlega stekla z mikroliti plagioklaza, avgita, magnetita in včasih olivina. s te zorne točke jih lahko smatramo za različek diabazovih, v glavnem afirskih porfiritov 182 afiritov). njihova struktura je mikrolitske vrste, najbolj pogosto pilotaksitska in intersertalna. Že davno je znano, da so spiliti razširjeni posebno v obliki starih podvodnih izlivov. Včasih nastopajo v obliki tipičnih kroglastih lav (pillow lavas). Plagioklaz spilitov je vedno kisel, blizu albitu, s čimer se spiliti ločijo mineraloško od drugih diabazovih kamnin. To je posledica epimagmatske albitizacije pri pogojih podvodne erupcije na dnu morja. barvni mineral in steklo sta običajno nadomeščena s kloritom. Spiliti so zelo zanimiva geološka skupina. Razen kroglaste teksture, ki zelo rada nastopa tudi v drugih kamninah, potrjuje podvodno izlivanje spilitov tudi njihova tesna asociacija s kremenovimi radiolarijskimi sedimenti. Svojevrstna mineralna sestava, posebno albitizacijo plagioklaza tolmačijo kot posledico podvodnega izliva, vendar pa je potrebno povedati tudi mišljenje, da je bila ta magma bogata z natrijem že pred izbruhom. Alkalne kamnine. Pri opisu alkalnih gabrskih kamnin smo videli, da imajo zelo spremenljivo mineralno in kemično sestavo. Prav tako spadajo v alkalne bazaltske kamnine izredno pestre kamnine, ki imajo popolnoma obliko bazaltov, razlikujejo pa se od njih z alkalnim značajem, kar se izraža v kemizmu in mineralogiji. V kamninah bomo razlikovali v glavnem dve vrsti: ena ima več kalija, druga pa več natrija. Če je alkalni značaj slabo izražen, se lahko omeji le na značaj glinencev. Če se v kamnini izvrši zamenjava dela kalcija v glinencih z natrijem, tedaj nastopajo bazalti, ki imajo nenormalne bolj natrijeve (kisle) plagioklaze. Če se hkrati z natrijem poviša relativna količina kalija, tedaj se v bazaltih pojavi kalijev glinenec (ortoklaz itd.). Pri bolj rezko izraženem alkalnem značaju kamnine, se pojavijo glinenčevi nadomestki – nefelin in levcit. Povišanje alkalnosti se odraža tudi v značaju barvnega mineala (titanavgit namesto bazaltnega, nastopanje biotita itd.). Alkalne predornine lahko delimo v več podskupin: 1. Alkalni bazalti ali trahibazalti in trahidoleriti ustrezajo essexitom in deloma po kemični sestavi shonkinitom. Alkalni značaj ni izražen ostro in se kaže s prisotnostjo alkalnega glinenca, včasih s postransko primesjo glinenčevih nadomestkov, pa tudi z alkalnimi minerali, ki so svojstveni za alkalne magmatske kamnine. 2. Tefriti in olivinovi tefriti z bistveno vsebino glinenčevih nadomestkov hkrati z bazičnim plagioklazom ustrezajo teralitom. Alkalni bazalti ali trahidoleriti so efuzivne bazaltoidne kamnine, ki so sestavljene predvsem iz piroksena in bazičnega plagioklaza, pa tudi olivina in iz alkalnega glinenca, ki nadomešča del plagioklaza. Kot slučajni lahko nastopajo v majhni količini glinenčevi nadomestki. Piroksen je titanavgit, redkeje diopsid, včasih z robom egirinavgita. Včasih je značilno nadomeščanje dela avgita z rjavo rogovačo. Plagioklaz ima sestavo od bazičnega andezina do anortita. Alkalni glinenec je večinoma sanidin, ortoklaz ali anortoklaz, včasih albit. Tefriti in olivinovi tefriti (bazaniti) so vezani s prehodi s trahibazalti in jih lahko smatramo za efuzivne predstavnike teralitske magme. Tefriti so značilni z glavnimi komponentami bazičnega plagioklaza in enega ali nekoliko glinenčevih nadomestkov, navadno levcita in nefelina, redkeje 183 haűyna. V tefritih nastopa kot glavni barvni mineral piroksen, v bazanitih pa se mu pridruži še olivin. To je razlika med tefriti in bazaniti. GEOLOŠKI POGOJI IN OBLIKE NASTOPANJA BAZALTOV Bazalti in njim ustrezne paleotipne kamnine so izredno razširjene. Tvorijo pokrove in potoke, ki včasih pokrivajo ogromne površine in dosežejo velike debeline. Daly je izračunal, da bazaltske lave po svoji razširjenosti nič manj kot petkrat presegajo vse druge. Če se spomnimo, da je iz bazaltov dno Tihega oceana in da so bazalti na otokih Tihega oceana le posamezne golice na podlagi teh ogromnih pokrovov, je vloga bazaltov v zgradbi zemlje še bolj očividna. Pojavljanje predornin na površini zemlje je v zvezi z gibanji v zemeljski skorji in torej v zvezi z njeno tektonsko zgradbo. Bazalti nastopajo v zvezi z obema vrstama tektonike: s tipom epirogenih gibanj in s kratogeni. Lahko torej ločimo izlive bazaltov v zvezi z geosinklinalami od bazaltov v ploščadnih kratkogenih področjih. Diabazi so na Balkanu precej razširjeni. Večinoma nastopajo z gabri in spremljajo peridotite, odnosno serpentinite. Posebno pogosti so v Srbiji in Bosni. V Srbiji jih imamo na različnih mestih. V okolici Pirota so znani kraji staničane, Budin, Del in Crvena Jabuka; v Zapadni Srbiji Krčmar pod Maljenom in Borina na Drini; nato Grčak in Koznica (pod planino Koznik); v Šumadiji na Ždraljici pri Kragujevcu itd. V Bosni nastopajo večje mase diabazov južno od Bosanske Kostanjice in v jugovzhodnih delih planine Kozare; nato okrog Maglaja, Žepča in Tešnja ter v pokrajini okrog Višegrada. Precej so pogosti v Polimju, med Rudogom, Prijepoljem in Sjenico. V večjih masah nastopajo v področju Ivanšnice v Hrvatskem Zagorju in to: v okolici Golubovca, Pake, Gotalovca in Novega Marofa, kjer so odprti kamnolomi. Na Kordunu nastopajo v okolici Topuskega, pri Šašavi in pri Hrvatskem Selu. V Makedoniji nastopajo sveži črni diabazi na Peristeru, kjer sekajo peristerski granit, nato med Gostivarom, Prespo in Ohridom. V Črni gori so odkrite manjše mase diabaza v okolici Beran. V Primorju, med Budvo in barom, nastopajo diabazi na več mestih poleg melafirov. V Sloveniji so znani severno od tonalitnega pasu med Črno in Velunjo. Diabazovi porfiriti nastopajo na Ždraljici pri Kragujevcu. Bazalti nastopajo pri nas na različnih mestih, toda redko v večjih masah. Najbolj so razširjeni levcitski bazalti, ki nastopajo pri Mladem Nagoričanu blizu Kumanova, na Ježevem Brdu pri Štipu, Kurelu in Pudarici pri vasi Malini in sv. Nikoli, na Kurešnički Krasti pri Demir Kapiji, pri vasi Pakoševu in nedaleč od Zelenikovega, južno od Skopja in končno pri Han Trebinju v Stari Raški. Kremenov bazalt nastopa na Lončarskem Visu v Slavoniji. Bazalt nastopa pri Donjem Pazarištu v Liki. Znaten je pojav bazalta pri Popovcu in Batini, nedaleč od Belega Manastira v Bački. Olivinov bazalt nastopa v Šumadiji, na Rudniku, pri vasi Mutnji in vasici Vasiću, pri vasi Šilopaju in južno od Piramide na Lipanu, pri vasi Guncati, v spodnjem toku polotoka Vladičinca itd. V Sloveniji nastopajo bazalti pri Gradu v Prekmurju. ŽILNINE Gabrske in bazaltske kamnine imajo poseben položaj med magmatskimi kamninami, ker so produkti strjevanja nediferencirane magme. S tem v zvezi so verjetno tudi nekatere lastnosti gabrskih žilnin. Magma žilnin granitske in dioritske sestave nastaja obratno kot rezultat diferenciacije v nekem magmatskem ognjišču, ki se nato strdi kot masiv magmatskih kamnin. Zato nastopajo granitske in dioritske žilnine običajno v žilninah, ki spremljajo globočninske masive. Tesnejša ali slabša vez s temi kamninami je bila vzrok, da so jih primerjali med seboj. To je privedlo do njihove delitve v ašiste in diašiste. Eni in drugi nastopajo v zvezi z masivnimi kamninami. V kamninah gabrske bazaltske skupine, ki nastopajo v žilah, intruzivnih ležišč in drugih malih intruzij je zelo razširjen pojav, da so brez kakršnekoli vidne zveze z masivi globočnin. Take kamnine srečujemo v nenavadno razširjenih diabazih, ki nastopajo zelo pogosto v žilah (dikah) ali intruzivnih ležiščih, včasih pa tvorijo manjše lakolite. Za te kamnine je poleg njihove sestave značilna diabazova ali ofitska struktura. Ta priznak je odločilen za določitev kamnine. 90.6. Kaj so diabazi, hipabisalni diabazi in žilni diabazi? Hipabisalni diabazi Hipabisalni diabazi se petrografsko skoraj nič ali pa nič ne ločijo od holokristalnih različkov predornin gabrske bazaltske magme. Vendar pa so diabazove žile in intruzivna ležišča tako značilni geološki pojavi, da je nujno potrebno razlikovati 184 hipabisalne kamnine te vrste od predornin, pa četudi imajo enako sestavo in strukturo. Včasih nastopajo v podobnih oblikah tudi diabazovi porfiriti – porfirske kamnine z osnovo, ki ima diabazovo strukturo. Diabazi so magmatske kamnine, ki imajo obvezno diabazovo ali ofitsko strukturo in nastopajo v glavnem v malih intruzijah, predvsem v žilah in sillih. Izraz "diabaz" uporabljamo lahko tudi, kadar položaj ni jasen, le na osnovi sestave in strukture. Če pa so kamnine jasno efuzivnega značaja, dodamo še pridevek "efuzivni", podobno, kot uporabljamo pridevek "intruzivni" hipabisalnim porfirom, kateri nastopajo bolj pogosto kot predornine. Žilni diabazi so holokristalne, navadno srednjezrnate ali drobnozrnate kamnine, ki so sestavljene v glavnem iz plagioklaza in avgita in imajo diabazovo (ofitsko) strukturo. Med žilninami normalne vrste bomo razlikovali diabaze in različne ašistne in lamprofirske žilnine gabrske sestave. Diabazi so pogosto drugotno spremenjeni. Plagioklaz se spreminja v albit, pa tudi v karbonate in minerale skupine epidota in zoisita, včasih tudi prehnita, kaolinita itd. Avgit prehaja v klorit, uralit in karbonate z izločanjem prostih oksidov železa in drugih mineralov. Olivin se spreminja v serpentin, rombični piroksen prehaja v bastit itd. Struktura diabazov je običajno ofitska. Idiomorfna sta včasih olivin in rombični piroksen. Plagioklaz je vedno idiomorfen napram avgitu. Magnetit je deloma idiomorfen, včasih pa je sideronitski. Bolj redko od ofitske nastopa poikiloofitska in granulitska diabazova (doleritska v ozkem pomenu besede) struktura. Hipabisalne intruzije diabazov so zelo razširjene in jih srečamo skoraj v vseh gorskih hrbtih, pa tudi v pokrajinah s položnim nagibom plasti (v ploščah). Te kamnine imenujemo včasih tudi trappe (trappar je švedsko stopnica). Nastopajo v celi vrsti pokrajin, kjer jih vsebujejo interstratificirane položno ležeči sedimenti, pogosto tudi vulkanski tufi in tufiti. Tipična oblika nastopanja so intruzivna ležišča (silli). Debelina posameznih intruzivnih ležišč niha od tankih, do 200 m debelih in debelejših. Nad plastmi takih injiciranih sedimentnih in tufskih sedimentnih kamnin nastopajo ekstruzivne facije bazaltov, ki so bolj ali manj erodirane. Sibirski trappi in vrsta drugih je mezozojske starosti Sibirija, Karro v Južni Afriki, Brazilija), znane so pa tudi mlajše tvorbe (Deccan v Indiji, Arktika, Patagonija, porečje reke Kolumbije). Lamprofirske žilnine Lamprofirske žilnine (deloma ašistne) moramo ločiti od diabazov. Te kamnine so navadno v zvezi z masivi globočnin, razlikujejo pa se od diabazov tudi petrografsko, navadno nimajo diabazove strukture. Bistvena sestava v splošnem ustreza gabrskim bazaltskim kamninam, ker so prav tako sestavljene iz plagioklaza, precejšnje količine barvnega minerala – piroksena ali rogovače in navadnih primesi – rudnega minerala in apatita. Gre za beerbachit, garevait in gabrske pegmatite, ki spadajo med redke kamnine. 185 Med kamninami alkalnih gabrskih žilnin najdemo podobno, kakor pri ustreznih globočninah, kamnine dveh vrst. Mnoge od njih so členi žilnih kamnin, ki spremljajo globočnine. To so v glavnem predstavniki lamprofirov. Z druge strani nastopajo tudi tu kamnine, ki nimajo neposredne zveze z globočninami, podobno kot smo videli pri diabazih. Kamnine te vrste so neredko v geološki zvezi z diabazi in bazalti, med njimi nimamo tako različnih vrst, kakor v skupini lamprofirov. Gre za tešenite - alkane diabaze, camptoniti in monchiquiti, ki tudi spadajo med alkalne žilne gabrske lamprofire. VPRAŠANJA: 1. Kamnine gabrske skupine (tabela). a. Kaj so gabri, noriti in anortoziti? b. Kaj so uralitizacija? c. Klasifikacija raznih vrst bazaltov in ustreznih paleotipnih kamnin. č. Kaj so spiliti? d. Kaj so diabazi, hipabisalni diabazi in žilni diabazi? 186 GABRSKA SKUPINA GLOBOČNINE PREDORNINE ŽILNINE NORMALNA VRSTA ALKALNA V. NORMALNA VRSTA ALKALNA V. NORMALNA VRSTA ALKALNA V. BISTVENI MINERALI: NORMALNI GABRO: ESSEXITI BAZALTI ALKALNI BAZALTI AŠISTI: TEŠENIT BAZIČNI PLAGIOKLAZI labradorit bytownit anortit (andezin) 35 - 50 % B.M. Plag.: labradorit - bitownit - anortit; monoklin. pir. dialag rombični. pir. bronzit, hipersten, rogovača (pargasit), olivin, kremen, biotit, ortoklaz SHONKINITI Rosenbusch: DIABAZ CAMPTONIT ZNAČILNI MINERALI: PIROKSENI AMFIBOLI OLIVIN KREMEN ORTOKLAZ Mg - sljude, alkalni pirokseni, alkalni amfiboli, foidi glinenčevi nadomestki NORIT: bazični plagioklazi + rombični pirokseni TERALITI DIABAZ starejši paleozoik MELAFIR mlajši paleozoik BAZALTI kenozoik SPILITI OLIVINOV GABRO OLIVINOV NORIT TROKTOLIT: bazični plagioklazi + olivin ANORTOZIT: do 90% bazičnih plagioklazov TEFRITI GABROPORFIRIT BAZANITI OLIVINOVI TEFRITI NEFELINOVI IN LEVCITOVI BAZALTI DIAŠISTI: GABROPEGMATIT 91. VPRAŠANJE 91.1. Kamnine peridotitske skupine (tabela) Pri opazovanju kamnin gabrske skupine smo videli, da je v njih izredno ostro izražena diferenciacija z izdvajanjem levkokratnih sestavnih delov z ene in melanokratnih delov z druge strani. Na ta način nastajajo levkokratni anortoziti na eni strani, na drugi strani pa holomelanokratni pirokseniti in peridotiti. Ultrabazične in ultramafične kamnine dejansko nastopajo v naravi najbolj pogosto kot produkt diferenciacije gabra, včasih pa nastopajo tudi v zvezi z alkalnimi gabrskimi kamninami in kažejo v nekaterih svojih priznakih alkalen značaj. V nekaterih primerih se lahko tudi samostojno pojavljajo večje peridoditske mase. Vendar pa te kamnine, ki imajo sicer različen nastanek, zaradi enake sestave združujemo v eno skupino. Kamnine te skupine niso zelo razširjene. Od vseh magmatskih kamnin odpade nanje le 0,4 %. Njihova mineralna sestava je izredno enostavna. Ne vsebujejo niti glinencev niti glinenčevih nadomestkov. Sestoje se iz enega ali iz več mafičnih mineralov. Vsebujejo manj kot 45 % kremenice, malo Al, Ca, zelo malo Na in K, zelo veliko pa Mg in Fe. Peridotiti in pirokseniti tvorijo pogosto majhne mase, vendar pa nastopajo tudi znatni masivi peridotitov. Te kamnine nastopajo v naravi najbolj pogosto kot produkt diferenciacije gabra. GLOBOČNINE Po mineralni in kemični sestavi lahko ločimo med normalnimi globočninami: 1). Olivinove kamnine ali olivinovce. 2). Peridotite, sestavljene iz inosilikatov, v glavnem iz piroksena ter iz olivina in 3). Piroksenite in tesno z njimi hornblendite, ki so sestavljeni iz inosilikatov, navadno s primesjo rudnih mineralov, V vsaki od teh vrst, posebno v olivinovih kamninah, nastopajo različki, ki vsebujejo železovo magnezijevo sljudo. Navadno so to alkalne vrste dane skupine. razen tega ločimo kamnine po relativni količini in kombinaciji mineralov, ki jih sestavljajo. Olivinove kamnine ali olivinovci 91.2. Kaj so olivinove kamnine ali olivinovci? Olivinove kamnine ali olivinovci so kamnine peridotitske skupine sestavljene v glavnem le iz olivina (od 85 do 100 %) Kot stranske primesi v olivinovih kamninah nastopata najbolj pogosto kromit in magnetit. Kromit je skoraj vedno v idiomorfnih kristalih, magnetit pa je, obratno, večinoma ksenomorfen, iz česar nastane sideronitska struktura. Skupaj s kromitom nastopajo spineli - pikotit in pleonast. Pomembna je prisotnost platine, ki se pojavlja v nekaterih dunitih skupaj s kromitom. Slučajna minerala sta granat in korund. Po sestavi akcesornih (rudnih) mineralov in v odvisnosti od strukture z njimi ločimo med olivinovimi kamninami dve glavni vrsti: dunit (po gori Dun na Novi Zelandiji) s 188 kromitom v idiomorfnih kristalih in magnetitov olivinit ali sideronitski olivinit s ksenomorfnimi zrni magnetita. V svežem stanju je dunit svetla, zelenkastosiva zrnata kamnina. Olivin vsebuje okrog 10 % fayalita in je običajen olivin. Količina kromita doseže 3 % ali nekoliko več v normalni kamnini, včasih pa se poveča in nastopajo šliri, v katerih kromit postopno prevlada nad olivinom. S kromitom bogati duniti se imenujejo kromitovi duniti. Samorodna platina v dunitih nastopa v kromitskih šlirih. Olivinit z magnetitom je navadno nekoliko bolj bogat magnetita, kakor običajni dunit kromita. Olivinove kamnine nastopajo redko nespremenjene. Navadno so bolj ali manj serpentinizirane in pogosto popolnoma spremenjene v serpentinite t.j. metamorfne kamnine, ki so sestavljene iz serpentinovih mineralov. Ta sprememba je nastala z delovanjem vode na kamnino. Proces je verjetno potekal pri nekoliko povišani temperaturi. Voda je bila verjetno magmatska, ki je bila poprej raztopljena v dunitski talini. Tako serpentinizacijo imenujemo epimagmatsko ali avtometamorfno. Če so v olivinovih kamninah bili prisotni rombični pirokseni, se spremenijo v bastit. Pri serpentinizaciji se navadno izloči magnetit v drobnem prahu in prašnih skupkih. Včasih v serpentinitih nastopajo tudi drugotni minerali lojevec, karbonati, tremolit in reliktni minerali kromit, spinel, piroksen. Med alkalnimi kamninami naj omenimo najprej urtit (po nahajališču v kraju Lujavr – Urt, na polotoku Koli, ZSSR. Tipičen urtit je sestavljen iz 80 % nefelina in okrog 10 % egirina; v mali količini nastopa albit in od akcesornih mineralov je najbolj pogost apatit. Ijoliti (po prvem zlogu v besedah krajev, kjer nastopa: Iiware, Iijarvi, Iijoki, itd.) (sl. 105) so melanokratne nefelinove kamnine brez glinencev. To so zrnate kamnine, sestavljene v glavnem iz piroksena in nefelina. Piroksen ijolita je rumenkast avgit z zeleno skorjico egirinavgita. Drugovrstni sestavni deli: apatit, titanit, canerinit, kalcit; v majhni količini nastopa včasih melanit in iwaarit (titanov melanit s 15 % TiO2). Barvnih mineralov je okrog 50 %. Če pada količina barvnega minerala (egirinavgita), postaja bolj alkalen - egirin. Peridotiti 91.3. Kaj so peridotiti? Peridotiti so, kot rečeno, sestavljeni bistveno iz olivina in inosilikatov - navadno piroksena. V povprečju vsebujejo od 30 do 70 % olivina. Kristali olivina, če le niso toliko skupaj, da se dotikajo, so navadno idiomorfni in pogosto zaobljeni. Olivin pogosto prehaja v serpentin, v začetku v razpokah, nato pa po vsej masi. Piroksen je monoklinski dialag in diopsidavgit, včasih kromdiopsid, tudi rombični piroksen in sicer enstatit ali bronzit. Amfibol ima večinoma rjavkast, redkeje zelenkast ton in je večinoma bledo obarvan. V nekaterih peridotitih najdemo magnezijev biotit in flogopit, ki ima relativno slabo rdečkasto barvo in ga spremlja skoraj vedno rogovača. Od rudnih mineralov so razširjeni magnetit, kromit, spineli, rjavi pikotit in zeleni pleonast. Tremolit v podolgovatih kristalih nastopa v nekaterih peridotitih kot mineral, vejretno metamorfnega postanka. Kot slučajna primes nastopa včasih plagioklaz, vedno zelo bazičen; v alkalnih tipih nastopa kot primes analkim. Včasih nastopajo perovskit in titanit, v izjemnih primerih korund in granat (pirop). Struktura je značilna po relativnem idiomorfizmu olivina. Včasih je ta idiomorfizem izražen tako značilno, da prehaja struktura v poikilitsko. Posebno značilna je ta struktura za amfibolove in sljudne peridotite. Če je piroksena malo, so njegova zrna raztresena v masi olivina. V nekaterih vrstah izgledajo debelejša zrna piroksena zlepljena z zrnato olivinovo maso. Kljub temu se zlahka prepričamo o idiomorfnosti in prejšnjem nastanku olivina. Pri serpentinizaciji izginejo meje posameznih zrn olivina in v gosti masi sserpentina nastopajo deloma ohranjena zrna piroksena, deloma pa bastitove psevdomorfoze po piroskenu podobno kot vtrošniki. Magnetit je zelo pogosto jasno ksenomorfen (sideronitska struktura). V nekaterih peridotih je razvita taksitska tekstura. Vrste se deli, ki so sestavljeni ali iz le enega ali drugega piroksena, z deli, ki so sestavljeni iz samega ali skoraj samega olivina. V nekaterih primerih je menjanje nepravilno in kamnina izgleda podobna breči. 189 Po mineralni sestavi razlikujemo tele glavne vrste peridotitov: Piroksenovi peridotiti: 1). z monoklinskim piroksenom, diopsid-avgitom, ali dialagom so wehrliti (po kemiku Wehrleju, ki jih je prvi analiziral), 2). z rombičnim piroskenom so harzburgiti (po kraju Baste pri Harzburgu) in saksoniti (po Saksoniji - Saški). Večinoma smatrajo, da nastopa v saksonitih rombični piroksen enstatit, v harzburgitih pa bronzit – drugi avtorji pa razlikujejo obe vrsti po relativni količini rombičnega piroksena, večji pri saksonitih, 3). z monoklinskim in rombičnim piroksenom - lherzoliti (Lac de Lherz v Pirinejih, Francija). Amfibolov peridotit: Amfibolov peridotit vsebuje včasih nekoliko avgita, včasih malo hiperstena. Včasih vidimo v amfibolovih peridotitih lepo, da je rogovača nastala iz piroksena. Pirokseniti in hornblenditi 91.4. Kaj so pirokseniti in hornblenditi? Pirokseniti in hornblenditi so kamnine sestavljene navadno iz piroksenov, monoklinskega ali rombičnega, včasih iz obeh skupaj, pa tudi iz rogovače. Od akcesornih mineralov nastopajo: olivin (0 - 15 %), biotit in posebno rudni minerali magnetit in ilmenit, včasih kromit. Kamnine so temne in težke in zrnate ter so sestavljene le iz barvnih mineralov. Makroskopsko so pirokseniti temne, zelenkastosive barve, včasih z rjavim odtenkom; hornblenditi so temnejše, črne ali zelenkastočrne barve. Velikost zrn je precej različna, vendar pa so kamnine večinoma srednjezrnate. Tu in tam nastopajo tudi porfiroidne vrste. Mikrostruktura je panidiomorfna, lastna monomineralnim kamninam. Za piroksenite, bogate z magnetitom, je značilna sideronitska struktura z magnetitiom v vidu lepila med zrni piroksena. Pirokseniti, v katerih ima monoklinski piroksen lastnosti dialaga so dialagiti. Če nastopa poleg monoklinskega piroksena kot glavni mineral tudi rombični, imenujemo kamnino websterit (po kraju Webster v severni Carolini, ZDA). Kamnina je sestavljena iz skoraj brezbarvnega diopsidavgita in pleohroičnega hiperstena v značilnih barvah. Če nastopa kot glaven mineral le sam rombični piroksen, se imenuje kamnina hiperstenit, bronzitit ali enstatitit. 190 Hornblenditi Hornblenditi so v mnogih primerih nastali nedvomno iz piroksenitov. Amfibolizacija se je izvršila pod vplivom preostalih kristalizacijskih raztopin v epimagmatski fazi, torej iz notranjih vzrokov. Včasih se je izvršila tudi pod zunanjimi vplivi. GEOLOŠKI POGOJI IN OBLIKE NASTOPANJA PERIDOTITSKIH GLOBOČNIN Pri nas so normalne bazične globočnine razvite v ogromnih količinah, vzdolž celega Balkanskega polotoka v serpentinskem pasu. Peridotiti in lherzoliti na Zlatiboru in v Golešu vsebujejo v ekonomskih količinah magnezit, v Šar planini in v Skopski Crni gori kromit. Na mnogih mestih vsebujejo azbest, v okolici Demir Kapije pa platino. Vključki granatovega peridotita so na Pohorju razširjeni v večjem serpentiniziranem telesu dunita in harzburgita nad Slovensko Bistrico. Ob granatovem peridotitu je tudi eklogit. Pohorski granatov peridotit je bil verjetno prvotno kamnina skorje. PREDORNINE Normalne predornine Normalne predornine so Pikriti in kimberliti. Razlikujejo se od žilnin le po bolj drobni kristalizaciji. Alkalne predornine Levcititi in levcitovi bazalti Levcititi in levcitovi bazalti so značilni, ker nimajo nič ali skoraj nič glinencev in v njih prevladuje piroksen (diopsid, bazaltavgit, redkeje egirinavgit) in levcit, ki se jima v levcitovih bazaltih pridruži olivin. Drugovrstni sestavni deli so apatit in magnetit ali ilmenit; slučajni, t.j. ne vedno prisotni so nefelin, melilit, melanit, haüyn, kromit, perovskit, biotit, bazaltska rogovača in titanit. Barva kamnin je pepelnato siva, temnosiva, črna. Struktura je zdaj evporfirska, zdaj zrnata. Pod mikroskopom lahko večinoma razlikujemo, da nekateri minerali – levcit, haüyn, melilit, titanit in rogovača – tvorijo le idiomorfna zrna, drugi piroksen in olivin – delno idiomorfna, delno ksenomorfna in končno nekateri – sanidin in melilit – izključno ksenomorfna. V porfirskih kamninah nastopajo prvi minerali v vtrošnikih in osnovi, drugi pa le v osnovi. V nekaterih različkih nastopa malo rjavega stekla. Razlika med levcitovimi bazalti in levcititi je razen, da prvi vsebujejo olivin, še v temle: v levcitovih bazaltih prevladujejo barvni minerali in rudni mineral, struktura je večinoma evporfirska, piroksen je titanavgit, sanidin je skoraj vedno popolnoma odsoten in med primesmi je najboloj pogost kromit in pikotit; v levcititih nastopajo levcit in barvni minerali v manjši količini, struktura je pogosto zrnata, piroksen je v glavnem egirinavgit. Skoraj vedno nastopa mala količina sanidina; od primesi nastopajo pogosto v levcitovih bazaltih titanit in melanit. Sicer pa nastopajo levcitove kamnine, ki so v vseh pogledih prehodne med obema tipoma. Znani so tudi prehodi teh kamnin v levcitofire, v levcitove tefrite in bazanite in v nefelinove kamnine. Nefeliniti in nefelinovi bazalti so značilni s popolno ali skoraj popolno odsotnostjo glinencev in s prevladujočim nastopanjem nefelina in enega piroksena kot v levcitovih kamninah. V nefelinovih bazaltih se tem mineralom pridruži še olivin. Stranske in slučajne primesi so iste, kot v levcitovih kamninah. Pri porfirski strukturi nastopa v vtrošnikih avgit, olivin, minerali naüynove skupine, rudni minerali, nefelin. Razen delitve na nefelinove bazalte in normalne nefelinite imamo še levcitove nefelinite s povečano vsebino levcita, haüynofire in noseanite s povečano vsebino haüyna in noseana. 191 GEOLOŠKI POGOJI IN OBLIKE NASTOPANJA PERIDOTITSKIH MASIVOV Različne brezglinične magmatske kamnine (peridotiskih kamnin) nastopajo navadno skupaj. Pri tem odločno prevladujejo olivinove kamnine – peridotiti in duniti ali pa iz njih nastali serpentini. Zato bomo govorili predvsem o geoloških oblikah pri nastopanju olivinovih kamnin. Zelo so značilni primeri nastopanja teh kamnin v jasni zvezi z gabri. Predvsem moramo omeniti tudi precej pogosto nastopanje tako imenovanih olivinovih bomb v bazaltih. To so manjši kosi, oglati ali zaobljeni, ki so sestavljeni iz zrn olivina in po sestavi ustrezajo dunitom ali olivinitom. Te bombe nastopajo ali kot vključki v bazaltih ali pa nastopajo sredi piroklastičnih izbruhov iz vulkanov, ki so bruhali bazaltske, bolj redko tudi andezitske lave. Precejšnja masa olivinovih kamnin, peridotitov in piroksenitov nastopa v zvezi z gabrskimi kamninami. Poznamo torej dve osnovni vrsti nastopanja večjih peridotitskih masivov: izločanje mas v tesni zvezi z gabrskimi in noritskimi kamninami in ofiolitske formacije v najširšem pomenu, ki nimajo zveze z gabrskimi kamninami. Izredna razširjenost serpentinizacije olivinovih kamnin kaže na veliko vlogo vode, ki je bila verjetno magmatskega izvora. Pirokseniti in hornblenditi nastopajo ali v zvezi s peridotiti v pogojih, podobnih onim na Uralu ali pa predstavljajo holomelanokratno facijo kamnin, ki vsebuje glinence in včasih glinenčeve nadomestke. Med hornblenditi lahko ločimo dve vrsti – normalno in alkalno in v obeh primerih nastopajo prehodi med ustreznimi pirokseniti. Nastajanje hornblenditov je zahtevalo sodelovanje lahkohlapnih komponent. ŽILNINE Ultramafične brezglinične kamnine nastopajo včasih v majhnih intruzivnih masah, ki jih nekateri avtorji v splošnem postavljajo v skupino hipabisalnih kamnin. V teh pogojih lahko srečamo včasih prodiranje ene od kamnin v drugo v obliki žil, ki so lahko apofize od večjih mas ali celo niso v zvezi z njimi. Spomnimo se na primer žil avezacita, ki jih lahko smatramo za različek hornblenditov v dunitu. Pikriti in kimberliti 91.5. Kaj so pikriti in kimberliti? Tipična hipabisalna kamnina opazovane skupine je pikrit, ki je v geološki zvezi z diabazi in včasih s tešeniti. Pikriti so sestavljeni iz rjavkastega bazaltnega avgita ali zelenkastega kromdiopsida in olivina. Navadne primesi so rudni minerali, nekoliko apatita. Nadalje nastopa včasih rogovača, rombični piroksen in biotit. Precej značilna je prisotnost male količine bazičnega plagioklaza. V nekaterih tipih je prisoten analkim. Struktura je zrnata, neredko poikilitska, včasih prehaja v porfiroidno. Pojavi preperevanja so enaki, kakor v splošnem pri peridotitih. H skupini brezgliničnih kamnin spadajo tudi diamantonosni kimberliti (od Kimberleya, Južna Afrika), ki zapolnjujejo žrelovine. kimberliti so sestavljeni iz olivina, bronzita, zelenega piroksena in sljude s primesjo ilmenita, kromita, perovskita. Najbolj svež kimberlit iz Pretorije je temnozelena težka kamnina, v kateri s prostim očesom vidimo olivin, ki prevladuje. Pod mikroskopom vidimo precej vtrošnikov olivina skupaj z zrni ilmenita in s posameznimi ploščicami flogopita v osnovi, ki je sestavljena v glavnem iz serpentina in kalcita: primesi so magnetit, apatit 192 in pikotit, v neznatni količini perovskit. "Modra zemlja" (blue round), iz katere dobivajo diamante, je delno sestavljena iz preperelega kimberlita, delno iz kimberlitu po sestavi ustreznih kamnin s tufsko in brečaso strukturo. Največje žrelovine kimberlitov dosežejo kilometer v prečniku in se z globino zožujejo. Med posameznimi žrelovinami obstoji v globini vez v vidu žil. To je bilo odkrito v več primerih z rudarskimi deli. Kimberlit v bistvu nastopa v odlomkih, ki sestavljajo brečo skupaj z drugimi vrstami kamnin v močno karbonatizirani serpentinski masi. Brez dvoma sestavlja glavno maso kamnine olivin, ki je dal izvor serpentinu. Torej spadajo kimberliti in deloma tudi pikriti k ultramafičnim kamnmina le na silo. V teh kamninah kaže kemična analiza, kakor tudi prisotnost glinencev (v pikritih) ali sljude (v kimerlitih) kot stranske primesi na višjo vsebino glinice, kalcija in alkalij, kot je to v večini globočnin ultramafičnih brezgliničnih kamnin. Kimberliti imajo jasno nekoliko bolj alkalen značaj (prisotnost sljude). Med globočninskimi ultramafičnimi kamninami so taki sljudni peridotiti. Alnöiti (po otoku Alnö, Švedska) so žilne alkalne bazaltoidne kamnine, podobne na zunaj monchiquitom, navadno temnejše z vtrošniki biotita in spominjajo s tem na minetto. Alnöiti so značilni s kombinacijo olivina, biotita, avgita, melilita in perovskita. V tipičnih predstavnikih nastopa olivin le v vtrošnikih in kaže znake korozije, sljuda je izredno pleohroičen lepidomelan ali flogopit. Piroksen je skoraj brezbarven in zelenkast, navadno razpadel po robovih. Ploščice melilita z bazaltsko razkolnostjo sko skoro do neprosojnosti prenapolnjene z vključki prahu. Navadna primes je razen perovskita in titanita kalcit, včasih granat, pirotin, kromit, klorit. Tipičen alnöit je sestavljen skoraj iz enakih količin melilita in biotita, ki sestavljata okrog dve tretjini kamnine; ostalo sestavljajo avgit (10 do 15 %), rudni minerali (5 %) in drugi akcesorni minerali 10 %. V drugih nahajališčih najdemo zopet nekoliko haüyna in nefelina. VPRAŠANJA: 1. Kamnine peridotitske skupine (tabela) a. Kaj so olivinove kamnine ali olivinovci? b. Kaj so peridotiti? d. Kaj so pirokseniti in hornblenditi? e. Kaj so pikriti in kimberliti? 193 PERIDOTITSKA SKUPINA BISTVENI MINERALI: PIROKSENI AMFIBOLI OLIVIN ZNAČILNI MINERALI: KOMBINACIJA ISTIH MINERALOV Mg - sljude, foidi - glinenčevi nadomestki GLOBOČNINE PREDORNINE ŽILNINE NORMALNA VRSTA ALKALNA V. NORMALNA VRSTA ALKALNA V. NORMALNA VRSTA OLIVINOVE KAMNINE (100-80% olivina): DUNIT (skupaj s kromitom) OLIVINIT (skupaj z magnetitom) IJOLIT PIKRITI PIKRITI URTIT KIMBERLITI NEFELINITI NEFELINOVI BAZALTI OLIVINOVOPIROKSENOVE K. (70-30% olivina): PERIDOTITI: WEHRLITI (mon. pir.) HARZBURGITI (romb. pir.) LHEZOLITI (mon. in romb. pir.) PIROKSENOVE KAMNINE: (0-10% olivina): PIROKSENITI: DIALAGIT, HIPERSTENIT, BRONZITIT, ENSTATIT AMFIBOLOVE KAMNINE: HORNBLENDIT LEVCITITI LEVCITOVI BAZALTI KIMBERLITI METAMORFNE KAMNINE 92. VPRAŠANJE 92.1. Kaj so metamorfne kamnine? Metamorfne kamnine so v severovzhodni Sloveniji regionalno razširjene. Tvorijo le majhen del v mogočni zgradbi Vzhodnih Alp. Manj razširjene so metamorfne kamnine južno od periadriatskega lineamenta, v zgradbi Južnih Alp. Površina Slovenije je 20.250 km2, od tega se metamorfne kamnine razširjajo na površini 820 km2. Z mladimi sedimenti Panonske kotline je pokritih nadaljnjih 2.100 km2 metamorfnih kamnin, kar so ugotovili z naftnimi vrtinami. Zaradi precejšnje razširjenosti metamorfnih kamnin pri nas in zaradi njihove raznovrstnosti, je spoznavanje metamorfnih kamnin za nas pomembno. Metamorfne kamnine se torej tvorijo iz že obstoječih kamnin skorje, ki imajo določeno mineralno sestavo in strukturo, če se P-T razmere zelo menjajo: lahko se večajo ali manjšajo, kar ustreza progresivni oziroma retrogradni metamorfozi. K metamorfnim procesom ne prištevamo diageneze. Pri visoki stopnji metamorfoze lahko pride do delnega nataljevanja. Najbolj pomembna pri študiju metamorfoze je neobstojnost enih in kristalizacija drugih mineralnih faz. Prve postanejo neobstojne zaradi na novo nastalih P-T razmer. Zato težijo z reakcijami v trdnem stanju k novemu kemičnomineralnemu ravnotežju. Metamorfne kamnine lahko nastanejo z metamorfozo magmatskih ali pa sedimentnih kamnin. Tudi že obstoječe metamorfne kamnine se lahko ponovno spremene ali metamorfozirajo. V tem primeru govorimo o polimetamorfozi. Proces metamorfoze obsega številne fizikalno-kemične spremembe že obstoječih kamnin, ki so posledica zvišanega tlaka, temperature in spremembe kemične sestave. V bistvu gre za razpadanje starih spojin, molekularno pregrupiranje in nastajanje novih, bolj obstojnih mineralnih paragenez, torej za delno ali popolno rekristalizacijo kamnin z nastajanjem novih struktur in večinoma novih mineralov. Na ta naèin se kamnina prilagodi novim pogojem povišani temperaturi in tlaku. Pri teh procesih se skupna kemična sestava: 1. ne menja: metamorfizem brez dotoka snovi 2. menja: metamorfizem z dotekanjem snovi Glavni dejavniki, ki vplivajo na metamorfne spremembe so: 1. sprememba tlaka (v razponu od 100 do več 1000 barov) 2. sprememba temperature (temperatura je od 100°C - 150°C do 500°C - 600°C) 3. prisotnost fluidalne faze - voda, plini 92.2. Kakšne spremembe lahko nastanejo pri metamorfozi? Pri metamorfozi lahko pride do sledečih sprememb: 195 1. spremembe zloga - mineralna sestava se ne spremeni. Takrat govorimo o izofazni metamorfozi 2. delne spremembe mineralne sestave - prehod nekaterih mineralov v obstojnejše oblike: ortoklaz mikroklin (menja se tudi zlog). Takrat govorimo o alofazni metamorfozi 3. popolne spremembe mineralne sestave - kemična sestava ostane nespremenjena Takrat govorimo o izokemični metamorfozi 4. sprememba kemična ne sestave - dovajaja ali odvoda snovi Takrat govorimo o alokemični metamorfozi. 93. VPRAŠANJE 93.1. Kaj veš o fizikalno-kemičnimi načeli metamorfizma kamnin? Metamorfne kamnine lahko smatramo za heterogen ravnotežni sistem, pri čemer se proces kristalizacije podreja: 1. pravilu faz 2. načelu Le Chateliera 3. Rieckejevem pravilu Ta pravila fizikalne kemije določajo kateri minerali nastajajo in kakšni odnosi vladajo med njimi pri različnih tlakih in temperaturah. 1. Pravilo faz: P = C + 2 - F Določa koliko mineralov lahko nastopa hkrati v staabilnem ravnotežju. Ker sta v prirodi tlak in tempreratura običajno prosti stopnji, menjata se neodvisno drug od drugega, se pravilo faz poenostavi v mineraloško pravilo faz: P = C, ki nam pove, da mora biti v kamnini v stabilnem ravnotežju toliko mineralov, kolikor vsebuje osnovnih komponent. Včasih se nekateri minerali zaradi počasnih sprememb nahajajo v kamninah v pogojih, pri katerih niso več stabilni. Te nestabilne faze, ki hočejo hitreje ali počasneje preiti v stabilno fazo, z Gibbsovim pravilom faz niso obsežene. 2. Le Chatelierovo načelo Pravi, da se sistem pri zunanji spremembi ravnotežja protivi tej spremembi in reagira tako, da zmanjša zunanji vpliv. Pri zunanjem zvišanju temperature sistem na primer veže toploto, pri dvigu tlaka pa tvori faze z manjšim volumnom in večjo specifično težo. vpliv temperature Pri dviganju temperature bo poskušal sistem vezati čim več toplote in bo tvoril minerale z večjo notranjo energijo, da bi s tem zmanjšal vpliv dviga temperature. vpliv tlaka ali tako imenovani volumski zakon Pri povečanju tlaka so stabilnejši minerali in mineralne asociacije z manjšim specifičnim volumnom, odnosno z večjo gostoto. Pri zmanjšanju tlaka se izvrši podobna sprememba, le v drugi smeri. 196 3. Rieckeovo načelo Pravi, da se topnost trdnih teles poveča pod vplivom tlaka. V kamnini se zaradi delovanja usmerjenih tlakov razvijajo le zrna z določenim položajem. Na ta način nastaja tudi planparalelna orientacija sestavnih delcev. Pri delovanju močnih usmerjenih tlakov se lahko zgodi, da se nekatera zrna popolnoma raztope, druga, ki so bila drugače orientirana pa se močno povečajo. Pomembno vlogo ima voda oziroma fluidna faza. Pod vplivom tlaka se posebno zanimivo ponašajo zrna mineralov, ki imajo veliko hitrost rasti v nekaterih smereh in majhno hitrost v drugih (npr. filosilikati, nekateri inosilikati itd.). Klice ali drobni kristalčki teh mineralov, ki so orientirani tako, da so jim smeri največje hitrosti rasti navpično na smer tlaka, se lahko razvijajo. Mineralna zrnca pa, ki so njih smeri največje hitrosti rasti vzporedne ali pa poševne na smer tlaka, se razvijajo mnogo težje ali pa se celo raztapljajo. V kamnini se torej zaradi delovanja usmerjenih tlakov razvijajo le zrna z določenim položajem. Na oba prikazana načina nastaja v kamninah zaradi delovanja usmerjenih tlakov planparalelna orientacija sestavnih delcev. 94. VPRAŠANJE 94.1. Mehanizem nastanka mineralov metamorfnih kamnin. Pri metamorfozi obstoječe minerale oziroma mineralne združbe zamenjajo novi. Glavna značilnost teh procesov je, da potekajo v trdnih kamninah. Pri tem imajo veliko vlogo porne raztopine, ki stopajo v reakcijo z minerali pri njihovi kristalizaciji. Nadomeščanje mineralov z novimi minerali se vrši v glavnem na dva načina: 1. Z reakcijami v trdnem stanju, pri čemer je material difundiral zaradi večje energije posameznih delcev. Ioni, ki so difundirali iz enega kristala oziroma minerala v drugi mineral lahko reagirajo z ostalimi komponentami, pri čemer nastane novi mineral. Njegova sestava bo med sestavo prvotnih mineralov. Tako na meji med olivinom in kremenom nastane enstatit, na meji med K-glinenci in alumosilikati pa muskovit 197 olivin + kremen Mg2SiO4 + SiO2 enstatit 2MgSiO3 kalcit + kremen CaCo3 + SiO2 wollastonit CaSiO3 + CO2 2. Z reakcijami pri katerih so posredovale intergranularne raztopine, ki vrše tudi transport materiala. Kemične reakcije, ki nastopajo v intergranularnih raztopinah in pri sodelovanju intergranularnih raztopin z minerali, imajo mnogo večjo vlogo, kot kemične reakcije, ki nastopajo v notranjosti trdih kristalnih mrež. Kot fluidna faza je pomembna predvsem voda (H2O) z različnimi količinami ogljikovega dioksida (CO2) in metana (CH4). H2O komponenta metamorfnih fluidov lahko izhaja iz vode, v kateri so nastajali sedimenti, iz detritičnih in avtigenih, vodo vsebujočih mineralov, in iz vulkanskih kamnin, ki so se hidrirale v reakciji z vodo. Metamorfne raztopine se nahajajo na obodu zrn in vzdolž razpok. Volumen teh prostorov ni večji kot 1-2 % volumna kamnine. Vendar je ob razgraditvi mineralov sproščeni volumen raztopin 5-10 krat večji od pornega volumna. Fluidna faza prenaša med metamorfozo snov in toploto. Prisotnost statičnega filma fluida okrog mineralnih zrn močno olajša kemične reakcije. Film fluida pospeši premikanje snovi od reaktanta k mineralnemu produktu. Raztopine nosijo znatne količine snovi v raztopini in jo lahko izloči daleč od prvotnega izvora. Segrete kamnine se hitreje ohlajajo in mrzle kamnine se hitreje segrevajo s tekočimi raztopinami zaradi konvekcije, kot bi bilo možno samo zaradi toplotne prevodnosti. Metamorfne raztopine potujejo zaradi vzgona od mesta razgraditve mineralov proti zemljini površini. Hitrost njihovega potovanja je enaka hitrosti sproščanja fluida pri metamorfnih reakcijah. Permeabilnost, oziroma prepustnost metamorfnih kamnin je sicer nizka. Vendar je povečana zaradi razpada mineralov in razpokanosti kamnin. Razmerje volumna fluid/kamnina v metamorfnih vodonosnikih lahko znaša od 300 do 400 %. Tokovi raztopin prenašajo velike količine snovi. Odražajo se tudi v žilnih nahajališčih v metamorfnih kamninah. Novi minerali, ki se izločajo iz fluidne faze lahko nastanejo na tri načine: 1. mineral raste v pori oziroma v odprti razpoki (sekrecijska rast). 2. en mineral raste na mestu drugega, ki je prej zavzemal njegov prostor, pri nadomeščanju iona za ion (kemična metasomatska rast). 3. en mineral pri svoji rasti potiska v stran druge minerale (rast v konkreciji). Ta način rasti je značilen za minerale, ki imajo precejšne kristalizacijske sile, zato lahko mehanično odrivajo v stran minerale ali pa jih objamejo in vključijo vase. Gre za primer rasti porfiroblastov različnih mineralov v metamorfnih kamninah (granati, disten, stavrolit) (Slika 113). 198 Slika 113. Rast porfiroblastov granata. 95. VPRAŠANJE 95.1. Katere vrste metamorfizma poznaš (vse kar veš)? Poznamo več vrst metamorfizma, ki jih ločimo na način njihovega nastanka: 1) regionalna metamorfoza 2) kontaktna ali termometamorfoza 3) dinamometamorfoza - dislokacijska, drugače imenovana tudi kataklastična 4) retrogradna metamorfoza 5) autometamorfoza 95.2. Kaj veš o regionalni metamorfozi? Največje mase metamorfnih kamnin so nastale zaradi pogrezanja ogromnih kompleksov kamnin v večje globine (geosinklinale) naraščanje T, P T P več več 100°C 100°C do več 1000 barov Regionalno metamorfne kamnine so vezane tudi za orogena področja in za cone subdukcije. V največjih globinah zemeljske skorje, kjer znaša temperatura 500 - 600°C nastopi delno taljenje kamnin in poveča se mobilnost nekaterih komponent. Pri tem nastajajo nove kamnine, ki so zmes staljenega in zaostalega metamorfnega materiala. Te kamnine imenujemo migmatite, tako metamorfozo pa ultrametamorfozo. 199 96. VPRAŠANJE 96.1. Kaj veš o kontaktni in dinamometamorfozi? Kontaktna ali termometamorfoza Vse metamorfne spremembe v zvezi z delovanjem magmatskih intruzij imenujemo s skupnim imenom kontaktna metamorfoza. Poteka pri nizkem tlaku in visokih temperaturah. Če je metamorfoza okolnih kamnin le posledica segrevanja, brez kakršnegakoli dovajanja materiala, govorimo o termometamorfozi. Kontaktne metamorfoze z dovajanjem materiala delimo po značaju materiala, ki doteka: 1. kontaktna pnevmatoliza 2. kontaktna metasomatoza Kontaktno metamorfne spremembe so običajno ozko omejene na obod magmatskega telesa. Kontaktna metamorfoza Kontaktna metamorfoza nastane v okolni kamnini, ki je v neposredni bližini magmatskih intruzij. Je navadno statičen toplotni dogodek, ki se dogaja lokalno. Nastale metamorfne kamnine nimajo izražene usmerjene orientacije in jim navadno pravimo rogovci. Maksimalna širina kontaktne cone je lahko od nekaj metrov do največ nekaj kilometrov. Širina te cone je najbolj odvisna od debeline intruzije. Majhne intruzije imajo ozke kontaktne cone. Kamnine, nastale pri kontaktni metamorfozi, so ponavadi trše od nemetamorfoziranih okolnih kamnin in so zaradi oksidacije pogosto obarvane rdečkasto. Debelejše intruzije obdajajo navadno široke termalne avreole, ki zajemajo širše cone kontaktnih kamnin. V kontaktnem območju in pri različnih oddaljenostih od intruzije lahko najdemo več con z različno mineralno sestavo. Intruzija vpliva na spremembo sestave okolne kamnine v kontaktni coni. Temu procesu spreminjanja sestave pravimo kontaktna metamorfoza. Spremembe v sestavi okolnih kamnin se lahko zgodijo pod vplivom fluidov, ki izhajajo iz magmatske intruzije, ali pod vplivom fluidov znotraj okolne kamnine, ki so bili mobilizirani zaradi intruzije. Metasomatski učinki so navadno najbolj izraženi v karbonatnih kamninah, ki so v neposredni bližini silikatnih intruzij. Pri tem nastane kamnina, katere mineralna sestava se je spremenila in jo imenujemo skarn. V apnencih pri metasomatozi navadno nastanejo s kalcijem bogati silikati: grosular, andradit, epidot, wollastonit ali tremolit. V dolomitu pa nastanejo naslednji minerali: serpentin, diopsid in minerali hondroditove skupine. Klasičen primer kontaktne metamorfoze je Crestmore, Riverside Country v Kaliforniji, kjer je intruzija porfirskega kremenovega monzonita povzročila nastanek do 150 m debele kontaktne avreole v okolnem marmorju (Slika 113). Spremembe mineralne sestave zaradi temperaturnega gradienta in vpliva magmatskih emanacij so povzročile nastanek več mineralnih con. Tako je notranja cona kamnin zelo bogata s kremenico, navzven pa si sledijo granatova, idokrazova in monticellitova cona. Spremembe v mineralni sestavi magnezijevega marmorja revnega z SiO2 so nastale zaradi metasomatoze pod vplivom kremenice, aluminija in železa. 200 Slika 114. kontaktno-metamerfne cone zaradi intruzije kremenovega monzonita v marmorju. Kontaktna avreola je debela do 17 metrov. Dinamometamorfoza - kataklastična, dislokacijska metamorfoza Ta metamorfoza je posledica močnih mehanskih napetosti, ki nastopijo pri orogenih procesih. Pri teh procesih pride do lomljenja in drobljenja kamnin in njihovih sestavnih delov brez bistvene rekristalizacije starejših mineralov ali rasti novih mineralov. Novo nastale kamnine so miloniti (Slika 115). Manj pomembna in navadno zelo lokalna je dinamična ali kataklastična metamorfoza, ki nastane pri prelamljanju in drobljenju kamnin v bližini prelomnih con. Pri tem se zmanjša le velikost zrn, medtem ko metamorfni minerali, ki so značilni za regionalno in kontaktno metamorfozo, ne morejo nastati, ker je segrevanje premajhno ali pa ga sploh ni. Slika 115. Milonit. Kadar pride do kataklaze plitvo pod zemeljskim površjem, nastane tektonska breča (Slika 116). To je navadno drobnozrnata mikrobreča, v kateri že pod lupo opazimo zdrobljene delce v še bolj drobnozrnati osnovi. Drobnozrnat material breče je izredno dovzeten za kemične spremembe, ki vzdolž prelomov nastanejo zaradi hitre erozije. V večjih globinah kataklaza povzroči nastanek rekristaliziranih milonitov. V drobno-zrnati osnovi pogosto lahko najdemo v obliki leče oblikovane delce izvorne kamnine. Ti delci imajo planarno orientacijo. Pri rekristalizaciji milonitov nastanejo kamnine, ki so odporne proti eroziji. Slika 116. Tektonska breča. 201 97. VPRAŠANJE 97.1. Kaj veš o retrogradni in autometamorfozi? Retrogradna metamorfoza Če so metamorfne kamnine, nastale v večji globini pri višjih P-T pogojih, z geološkimi silami dvignjene v bolj plitve in hladnejše nivoje, tedaj se morajo prilagoditi novim pogojem. V teh primerih govorimo o retrogradni metamorfozi ali diaftorezi. Z diaftorezo označujejo nekateri avtorji le retrogradno metamorfne spremembe pri nizkih P-T pogojih (npr. prehod blestnika v filonit) Avtometamorfoza Je posebna vrsta spremembe kamnin in poteka pri ohlajanju magmatskih mas. Temperatura teh procesov je približno med 500 in 300°C. Pri kristalizaciji magmatske mase namreč ostaja vedno ostanek bogat z lahkohlapnimi komponentami, predvsem z vodo, ali pa preostanejo le plinaste komponente. Te komponente, posebno voda, reagirajo pri znižani temperaturi z minerali. Ti so kristalizirali prvotno iz magme, sedaj pa so pri znižani temperaturi postali nestabilni. Ta proces spreminjanja prvotnih magmatskih mineralov v zadnji fazi magmatske aktivnosti imenujemo avtometamorfoza. Pri tem nastopi naprimer sprememba piroksena v amfibol (uralit), bazičnih plagioklazov v agregat zoisita in albita, olivina v serpentin itd. Magmatska voda reagira s prvotnimi minerali v magmatski kamnini in jih spreminja v razne nižje temperaturne hidratizirane silikate. 98. VPRAŠANJE 98.1. Mineralna sestava metamorfnih kamnin Najvažnejši minerali v metamorfnih kamninah so silikati. Razen teh pa nastopajo za razliko od magmatskih kamnin, v nekaterih kamninah tudi precejšnje količine karbonatov in oksidov. silikati 1. skupina olivina: forsterit, fajalit, monticellit 2. skupina granatov 3. skupina Al2SiO5: disten, andaluzit, sillimanit stavrolit, epidot, klinozoisit, zoisit, idokraz, prehnit wollastonit, cordierit, pirokseni amfiboli serpentin, lojevec, sljude, kloritoid, klorit glinenci: mikrolin, ortoklaz, plagioklazi oksidi Kremen, hematit, magnetit, diaspor, korund prvine C - grafit 202 99. VPRAŠANJA 99.1. Kaj veš o zlogu metamorfnih kamnin? Zlog metamorfnih kamnin Zlog metamorfnih kamnin je določen podobno, kakor tudi zlog magmatskih ali sedimentnih kamnin s strukturo in teksturo. Zlog metamofnih kamnin je izredno važen za določanje pogojev njihovega nastanka, kot tudi za ugotavljanje vplivov, ki so jih pretrpele kasneje. Zato je potrebno strukturnim in teksturnim raziskavam posvetiti največ pozornosti. Struktura Strukture metamorfnih kamnin delimo na tri skupine: 1. Kristaloblastične strukture Tovrstne strukture v metamorfnih kamninah so posledica rekristalizacije. 2. Kataklastične strukture Nastanejo pri drobljenju v majhni globini. Kot posledica kataklastičnega metamorfizma. 3. Reliktne strukture So prvotne strukture, ki so se delno ohranile pri rekristalizaciji. Slika 117. Foliacija (muskovit+kremen). Tekstura 1. Reliktne teksture - teksture prvotnih kamnin 2. Singenetske teksture - teksture nastale pri metamorfozi Najbolj pogosta teksturna značilnost metamorfnih kamnin je vzporedna orientacija mineralov v njih. Foliacija: če so vzporedno orientirani luskasti delci (Slika 117). Lineacija: če so vzporedno orientirani protasti ali igličasti delci (Slika 118). Na regionalno metamorfnih kamninah je večinoma izražena lineacija, ki je enodimenzionalna strukturna značilnost. Lineacija je vsaka linearna struktura v ali na kamnini, ki izhaja iz primarnega tečenja neke Slika 118. Lineacija. magmatske kamnine ali iz sekundarnega tečenja metamorfne kamnine. Sekundarno tečenje je povzročilo penetrativno premikanje celotne mase. Lineacija je izražena na različne načine. V posamezno kamnino je lahko vtisnjenih več vrst lineacij, ki imajo lahko različne smeri. Odražajo se z vzporednimi črtami, ki jih označujemo kot l-črte. 203 Skrilava tekstura: sestavni delci so orientirani tako, da se kamnina sorazmerno lahko deli v ploščate kose. Trakasta tekstura: sestavni delci so grupirani v pasove, ki se hitro menjavajo. Lečasta ali očesna tekstura: posamezni delci so grupirani v lečaste koncentracije ali pa imajo lečasto obliko (Sliak 119). Torzijska tekstura: nastopa v kamninah v katerih so bili delci sukani. Injekcijska tekstura: nastane z vtiskavanjem taline v različne kamnine Slika 119. Očesna tekstura. Masivna tekstura: je tekstura, v kateri so sestavni delci v kamnini razvrščeni brez vsake orientacije. Milonitska tekstura: je tekstura nastala pri skoraj popolnem zmečkanju in zdrobljenju vseh sestavnih delcev neke kamnine pod vplivom močnih tektonskih premikov. 100. VPRAŠANJE Tektonika plošč 100.1. Divergentni stik Skorja, tako kontinentalna kakor tudi oceanska, tvori skupaj z delom zgornjega plašča togo zunanjo lupino, ki jo imenujemo litosfera. Debelina litosfere znaša od 50 do 150 km, povprečno 100 km, ne glede na to ali pripada oceanskemu ali kontinentalnemu delu. Litosfera leži na bolj vroči plastični astenosferi. Astenosfera je zaradi plastičnosti cona nizkih seizmičnih hitrosti. Sega od baze litosfere do globine največ 700 km. Litosfera plava na astenosferi. Ker je večinoma krhka, je razlomljena v mozaik togih plošč, ki se premikajo v odnosu druga na drugo. Večina plošč obsega celine in velike dele oceanov. Na celotni obli je šest velikih plošč in veliko majhnih Zemljina dinamika, kot seizmičnost, deformacije in nastanek magem, poteka predvsem vzdolž meja litosferskih plošč. Plošče se v odnosu druga na drugo premikajo s hitrostjo nekaj centimetrov do največ 20 cm na leto. Glede na medsebojno premikanje so stiki plošč različni. Novi deli plošč se tvorijo vedno v srednjeoceanskih grebenih, kjer priteka vroča bazaltna magma iz plašča na zemljino površino. Dotekanje nove magme povzroča, da se plošči med ohlajanjem premikata proč od grebenov. Tak odnos imenujemo divergentni stik. V transformnem stiku dve plošči drsita druga ob drugi. Premiki so lahko dolgi od nekaj 100 km do nekaj 1000 km. V konvergentnem stiku pa se dve plošči premikata druga k drugi. Pri tem se oceanski del plošče z zgornjim plaščem vred elastično upogne in se podrine pod celinski del plošče v samo astenosfero. Konvergentni stik imenujemo tudi subdukcija ali podrivanje. Za nastajanje novega celinskega dela skorje v mlajšem geološkem obdobju je najpomembnejši prav zadnji način. V procesu podrivanja potuje hladnejši material z zemljinega površja navzdol v njen plašč, kjer se počasi ogreva in pri tem metamorfozira. 204 Nastajanje nove plošče, ki je vedno oceanska, se najprej pokaže z razpoko v litosferi, večinoma na kontinentu. Skorja, oziroma litosferski deli plošče se pod vplivom toplotnih tokov raztezajo, tanjšajo in lomijo. vse to je posledica dvigovanja astenosfere (Slika 120). Območje dvigovanja sega iz globine od 50 do 70 km do baze skorje. Premikanje razmikajočih se plošč v grebenu zmanjša obtežitveni tlak na plašč pod grebenom. Dekompresija materiala plašča poteka adiabatsko, kar pomeni, da ni toplotnih izgub. V teh razmerah se peridotit dvigajoče se astenosfere začne taliti. V večini primerov je bazaltna magma najnižje temperaturna talina, ki lahko nastaja v peridotitni notranjosti. Nastane z delnim od 10 do 20 procentim taljenjem prvotnega neosiromašenega plastičnega peridititnega plašča. Talijo se granat in pirokseni. Preostanek peridotitnega plašča je kemično osiromašen in sprva relativno manj gost. Ponavljajoči se cikli dvigovanja astenosfere, delnega nataljevanja peridotita, diferenciacija v magmatskem ognjišču in ponovni izlivi bazalta, povzročajo postopno razmikanje dveh plošč. Različna sestava oceanskih in kontinentalnih delov skorje se odseva tudi v njuni gostoti. Povprečna gostota kontinentalne skorje je od 2700 do 2800 kg/m3, oceanske skorje je od 3000 do 3100 kg/m3, kar ustreza sestavi bazalta in gabra. Gostota zgornjega plašča je od 3300 do 3500 kg/m3, kar ustreza gostoti peridotita in eklogita. Gostota astenosfere je 3350 kg/m3. Glede na to oceanska kakor tudi kontinentalna litosfera lebdita na plastični astenosferi. Predpostavljena gostota v magmatskem ognjišču je 2750 kg/m3, kar je za 1 % manj od obdajajoče kamnine. Gosta bazaltna magma se zato v coni razpiranja dviguje zaradi vzgona. Vzrok podrivanja pa je v postopno naraščajoči gostoti oceanske litosfere. Med odrivanjem po ca 200 milijonih let postane le ta gostejša od astenosfere. Zato začne toniti nazaj v astenosfero in plašč, s čimer je sprožen proces subdukcije. Velikost zemljine površine pa je kljub razmikanju stalna. Slika 120. Pregledni profil prek centra razmikanja, v katerem narašča oceanska skorja. Puščici nakazujeta smer premikanja plošč. V grebenu prihaja na površje bazaltna tholeiitna magma. Ta je produkt delnega taljenja suhe astenosfere. Dviganje astenosfere ob istočasnem znižanju tlaka omogoča taljenje. MOHO je Mohorovičićeva diskontinuiteta. S črticami je prikazano območje ultrabazičnih diferenciatov, produktov diferenciacije bazaltne tholeiitne magme. Ob dvigajoči se magmi nastajajo v radialni razporeditvi metamorfne kamnine pri visoki temperaturi in nizkem tlaku. Alkalna olivinovo bazaltna magma nastopi bolj ali manj izolirano in izhaja iz astenosfere in globlje (po Ernstu, 1976). 205 Metamorfni faciesi in njihov razvoj v naravi v širšem območju cone odpiranja so: 1 - zeolitni 5 - zelenega skrilavca 6-8 - rogovca višje metamorfne stopnje 100.2. Nariši pregledni profil prek centra razmikanja, v katerem narašča oceanska skorja in označi kje se nahajajo glavni metamorfni faciesi (zeolitni, facies zelenega skrilavca in rogovca višje metamorfne stopnje)! 100.3. 101. Slika 121. Zgradba oceanske skorje. VPRAŠANJE Tektonika plošč 101.1. Konvergentni stik - subdukcija Oceanska skorja je od celinske gostejša za približno 400 kg/m3. Zato se oceanski del litosfere večinoma podrine pod celinsko litosfero, redkeje pod oceansko litosfero, oziroma pod oceanski otočni lok. Otočni loki kažejo prehode k rasti kontinentov na račun oceanskih bazenov in predstavljajo najverjetneje način nastanka prve kontinentalne skorje. Podrivanje poteka v zelo razpotegnjeni in okoli 200 km široki coni. Pri tem se oceanska skorja in zgornji plašč elastično upogneta pod kontinentalno litosfero ter nosita breme celinskega roba (sl. 16). Proces podrivanja se na površini kaže s kamninami, ki izvirajo iz tega posebnega geološkega okolja. Nad podrivajočo se ploščo ob robu celine poteka več kilometrov globok jarek. Polni se z debelimi skladi sedimentov. Sam rob celine je dvignjen, nalomljen, močno naguban in narivan. V ta rob so vključeni tudi bloki sedimentov in bazalta, ki so se odtrgali od pogrezajoče se oceanske plošče. Na celinski strani sledi območje, kjer so razširjeni sedimenti, sprani z bližnjih dvignjenih območij. Najbolj značilen je vulkanski lok z nizi vulkanov, ki označuje obrobje celinske plošče. Vulkanski lok napajajo magme andezitne narave, ki so nastale z delnim taljenjem v podrivani bazaltni plošči. Izhajajo pa tudi iz plašča, ležečega v njeni krovnini. Ker se z magmatskimi kamninami in sedimenti vrača precej vode z zemljinega površja v njeno notranjost, so temperature nastajanja teh talin močno znižane. Nastale taline se dvigujejo. Lahko kristalizirajo v notranjosti kot globočnine, lahko pa prodrejo na površino kot vulkanski material. Kemične raziskave kažejo na zapleteno večfazno zgodovino pred dokončno kristalizacijo talin in na možnost njihovega mešanja s kamninami skorje. Velika telesa granitu podobne sestave imenujemo plutone. Ti so nastali nad conami subdukcije, z delnim nataljevanjem velikih delov skorje in s ponovno kristalizacijo v sami skorji. 206 Zaradi podrivanja se celine približujejo. Celine pa se lahko približujejo tudi še potem, ko pride do popolne subdukcije oceanske plošče. Posledica takega približevanja in krčenja zemljine skorje so lomljenje, gubanje in pokrovi velikih dimenzij, ki dosežejo debelino 10 km in dolžino več 100 km. Odražajo se v visoko razpotegnjenih gorskih verigah in ob njih ležečih sedimentacijskih bazenih, kamor se spira material z gora. Ob teh premikih pride lahko do delnega nataljevanja prvotnih kamnin v treh območjih (slika Error! Reference source not found.): 1. v metabazaltni oceanski skorji (amfibolit in/ali eklogit) ob vrhu podrivajoče se plošče 1 2. v stabilni astenosferi v neposredni krovnini podrivajoče se plošče 3. pri dnu odebeljene sialične skorje, ki je bogata z vodo, nastajajo s kremenom bogate magme granitu slične sestave, ki gradijo predvsem plutone Slika 122. Pregledni profil čez cono podrivanja. Puščici nakazujeta smer premikanja delov plošč. Bazaltne in predvsem andezitne magme, ki nastajajo v prvih dveh primerih, imajo tholeiitni in kalcijevo-alkalni značaj. V ozkem oceanskem delu podrivane plošče je možna metamorfoza visokega tlaka in nizke temperature. V vulkanskem loku v krovnini podrivajoče se plošče pa poteka v celinskem robu v široki coni metamorfna rekristalizacija ob razmeroma visoki temperaturi in nižjem tlaku. Alkalna olivinova bazaltna magma lahko prodira v bolj oddaljenem stabilnem delu celinske plošče, na katero ne vpliva več podrivajoča se oceanska plošča. Magma te vrste nastaja globoko in je posledica le majhne stopnje delnega taljenja (po Ernstu, 1976). Glavni metamorfni faciesi in njihov razvoj v naravi pri različnih P-T razmerah so: 1 zeolitni 2 prehnitno-pumpellyitni 3 modrega skrilavca 207 4 eklogitni 5 zelenega skrilavca 6 nizkometamorfni amfibolitni 7 visokometamorfni amfibolitni 8 granulitni 101.2. Nariši pregledni profil čez cono subdukcije in označi kje se nahajajo glavni metamorfni faciesi (zeolitni, prehnitno-pumpellytni, facies modrega skrilavca, eklogitni facies, facies zelenega skrilavca, nizkometamorfni amfibolitni, visokometamorfni amfibolitni in granulitni)! 102. VPRAŠANJE 102.1. Klasifikacija metamorfnih kamnin (vse kar veš)? Najbolj popolna klasifikacija metamorfnih kamnin, ne le regionalno, temveč tudi kontaktno metamorfnih je klasifikacija na metamorfne faciese, ki jo je izdelal Eskola, pozneje pa dopolnil Turner. Bistvo te klasifikacije je, da mineralno združbo kamnine z določeno keminčno sestavo in za določeno P, T območje lahko napovemo vnaprej. Metamorfni facies označujemo z imenom značilne kamnine ali minerala. Če privzamemo, da je mineralna sestava kamnin odvisna tako od kemične sestave kot od metamorfnih pogojev, lahko upoštevamo Rambergovo definicijo metamorfnega faciesa: Kamnine, ki so nastale ali so rekristalizirale v določenem P-T območju, ki je omejeno s stabilnostjo določenih kritičnih mineralov, pripadajo istemu mineralnemu faciesu. Metamorfni faciesi so zasnovani opisno. Temperature in tlaki so določeni sekundarno na osnovi terenskih in laboratorijskih preiskav. Pri določevanju metamorfnih faciesov se uporablja največ 11 mineralov, vendar določena kamnina v faciesu navadno ne vsebuje več kot 6 mineralov. Metamorfne mineralne združbe so indikatorji tlakov in temperatur, pri katerih so iz različnih kamnin nastajale drugačne mineralne združbe. Faciesi regionalne metamorfoze: Obtežitveni tlak in tlak fluidne faze sta običajno enaka in znašata od 3 - 12 kbar. Faciesi našteti v zaporedju naraščajoče temperature in tlaka so: 1. Zeolitni facies (zelo nizka stopnja metamorfoze) T = 200° - 300°C 2. Prehnitno - pumpellitni facies (zelo nizka stopnja metamorfoze) 3. Facies zelenega skrilavca (nizka stopnja metamorfoze) T = 300° - 500°C hidrostatični tlak - ne previsok usmerjen tlak - majhen do velik 3a. 3b. 3c. subfacies: subfacies: subfacies: kremen - albit- muskovit- klorit kremen - albit - epidot - biotit kremen - albit - epidot - almandin 4. Facies glavkofanskega skrilavca (modrega skrilavca) T = 300° - 400°C P >> zelo visoki tlaki 5. Almandinovo - amfibolitni facies 208 T = 550° - 750°C 5a. 5b. 5c. subfacies: subfacies: subfacies: P = 4000 - 12000 barov stavrolit - kremen kianit - muskovit - kremen sillimanit - almandin 6. Granulitni facies (zelo visoka stopnja metamorfoze) T = 700° - 800°C P = 12000 - 15000 barov 6a. 6b. rogovačno granulitni subfacies piroksenovo granulitni subfaices 7. Eklogitni facies (zelo visoka stopnja metamorfoze) T = taljenja granitoidnih kamnin P = 15000 - 20000 barov Faciesi kontaktne metamorfoze Obtežitveni tlak je nizek, večinoma med 100 - 3000 barov, tlak vode je zelo različen, navadno manjši od obtežbe. Faciesi našteti v zaporedju z naraščanjem temperature so: 1. Facies albitsko epidotskih rogovcev Zunanji deli kontaktnih avreol T = 250°- 500°C 2. Facies rogovačnih rogovcev Najbolj razširjen T = 500° - 600°C3. 3. Facies piroksenovih rogovcev Najbolj notranji deli kontaktnih avreol T = 650° - 800°C 4. Sanidinitni facies Ksenoliti v bazaltnih lavah T = 800° - 1000°C 209 Slika 123. P - T diagram metamorfnih faciesov. 103. VPRAŠANJE 103.1. Klasifikacija regionalno metamorfnih kristaliničnosti in teksturi (vse kar veš)? kamnin po mineralni sestavi, Regionalno metamorfne kamnine klasificiramo navadno po mineralni sestavi, kristaliničnosti in teksturi: A kamnine skrilave teksture - kristalasti skrilavci B kamnine z masivno teksturo - masivne metamorfne kamnine A kamnine skrilave teksture 1. kremen + značilen mineral (sericit, klorit, biotit, rogovača...) a. nizka kristalnost (drobna zrna) Filiti b. višja kristalnost (večja, makroskopsko vidna zrna) Blestniki 210 2. kremen + glinenci + značilen mineral (sericit, klorit, biotit, amfiboli...) Gnajsi B kamnine z masivno strukturo marmorji (kalcit, dolomit) kvarciti (kremen) serpentiniti (serpentin) amfiboliti (rogovača, plagioklaz) eklogiti (omfacit, granat) Posamezne omenjene metamorfne kamnine prehajajo z naraščanjem jakosti metamorfizma ena v drugo. Iz magmatskih in sedimentnih kamnin lahko nastanejo iste metamorfne kamnine. Bazične kamnine (gabri, bazalti) kažejo podobno sestavo kot laporji, zato dajejo analogne metamorfne produkte. Kisle magmatske kamnine (granit, diorit, liparit) imajo podobno sestavo kot arkoza (glinenčev peščenjak) zato dajejo analogne metamorfne produkte. 104. VPRAŠANJE 104.1. Kaj so filiti, zeleni skrilavci in blestniki? Filiti (Slika 124) so drobnozrnati do zelo drobnozrnati sedimentogeni kristalasti skrilavci, ki vsebujejo poleg kremena in sericita običajno več ali manj klorita in albita ter pogosto biotit. Zrna sljude in klorita so tako drobna, da makroskopsko ne moremo zrazločiti posameznih lusk. Filiti so tipične kamnine srednjih in nižjih podfacij metamorfne facije zelenih skrilavcev. Od glinastih skrilavcev se razlikujejo ker vsebujejo drugotne avtigene sljude (muskovit - sericit, paragonit, Mg, Fe sljude), drugotno kristaliziran kremen in bolj popolno kristaliziran klorit. Barva: zavisi od velikosti in količine posameznih mineralov Slika 124. Filiti. sericit: belkast klorit: zelenkasto siv rudni pigmenti: črn (magnetit) hematit: rjavkast Najbolj tipični filiti so izrazito skrilavi in se koljejo v tanke plošče. V kolikor so skrilave ploskve ravne, se uporabnjajo te kamnine za strešnike in imajo ime strešni skrilavci. Filiti prehajajo neprekinjeno v glinaste skrilavce ti pa v sljudnate skrilavce ali blestnike. Meje so zato nejasne. 211 Fliti so pri nas posebno razširjene metamorfne kamnine. Nastopajo skupaj s paragnajsi in glestniki v debelih slojih. Posebno pogosti so v seriji sljudnatih skrilavcev, s katerimi so vezani s celo vrsto prehodov, lahko pa se z njimi tudi izmenjujejo. Zeleni skrilavci (Slika 125) So drobnozrnate bazične kamnine, ki nastopajo skupaj s filiti. Sestavljeni so iz kislih plagioklazov, amfibola, epidota in kremena, v skladu z mineralnimi asociacijami faciesa. Prvotne kamnine, iz katerih so nasteli zeleni skrilavci, so bazične magmatske kamnine, predvsem diabazi, melafiri in njihovi tufi. V manjši meri so nastajali zeleni skrilavci tudi iz srednjih magmatskih kamnin. Ker je bila metamorfoza nižje stopnje, je razumljivo, da večkrat nastopajo relikti prvotnih ali prehodnih mineralov ali pa relitrne strukture. Isto velja za kamnine, ki so nastale z diaftorezo kamnin višje metamafne stopnje. Slika 125. Zeleni skrilavci. Blestniki ali sljudni skrilavci (Slika 126) Kot blestnike označujemo srednje ali drobnozrnate sedimentogene kristalaste skrilavce, ki praktično ne vsebujejo glinencev, sestavljeni pa so praktično iz kremena in sljud. Glinenec, ki ga je v kamnini največ do 10 % vsote kremen + glinenec, je albit do albit oligoklaz. Blestniki prehajajo pri padanju količine sljud v kremenove blestnike, ti pa v kvarcite. Slika 126. Blestnik. Po odnosih med mineralnimi sestavinami razlikujemo naslednje glavne vrste blestnikov: 1. muskovitove in dvosljudne blestnike z granatom ali brez 2. blestnike z bistveno primesjo stavrdita, včasih distena 3. muskovitove biotitove in biotitove blestnike 4. blestnike s paragonitom 5. amfibolove skrilavce 6. blestnike s kalcitom 105. VPRAŠANJE 105.1. Kaj so gnajsi in kako nastanejo? Gnajsi (gnoec - gnil, zdrobljen) Slika 127. Paragnajs. 212 Gnajsi so po svoji mineralni in kemični sestavi sorodni granitom. Bistveni minerali so kremen, glinenci in sljude. Razen tega vsebujejo piroksene, amfibole, cordierit, epidot, grafit, klorit, stavrolit, sillimanit, turmalin in granat. Po svojih glavnih sestavinah predstavljajo ekvivalente granitiv in granodioritov, s katerimi so vezani z različnomi vrstami prehodov. Zato jih imenujemo tudi granitske gnajse in gnajsove granite. Granitski gnajsi so bolj masivni in homogeni, podobno kot graniti, gnajsovi graniti pa so izredno skrilavi. Slika 128. Ortognajs. Z ozirom na to ali so nastali iz magmatskih ali sedimentnih kamnin jih delimo na: paragnajse (Slika 127) sedimentne kamnine (litični peščenjaki, glinasti skrilavci) IN ortognajse (Slika 128) magmatske kamnine (granit, sienit, diorit) Mineralna sestava zavisi od kemizma kamnine in je obeležena z značilnim mineralom: kianitov, stavrolitov, granatov, biotitov, ...gnajs. 106. VPRAŠANJE 106.1. Kaj so marmorji in kvarciti? Marmorji (Slika 129) So metamorfozirane kamnine sestavljene predvsem iz karbonatov. Bistvena minerala sta kalcit in dolomit. Lahko so čisti ali pa so sestavljeni iz zmesi karbonatov in glin, z manjšimi količinami kremena. V začetnih fazah metamorfoze nastanejo naslednji značilni minerali: grosularit, zoisit / klinozoist ali margarit (s Ca bogata sljuda). Ko temperatura narašča, grosularit razpade in nastane Ca-plagioklaz in kalcit ali wollastonit. Lahko nastane tudi vezuvianit. Pri klasifikaciji marmorjev upoštevamo v prvi vrsti odnos med kalcitom in dolomitom in primesjo drugih mineralov. Če poznamo količino primesi, lahko govorimo na primer o marmorjih, z zelo majhno količino silikatov, ali pa o marmorjih bogatih s silikati. Sestava primesi v marmorjih je odvisna od sestave primesi v prvotnih karbonatnih sedimentih in od višine metamorfoze. Zato ločimo marmorje v odvisnosti od tega ali nastopajo skupaj s filiti, blestniki ali paragnajsi. Slika 129. Rimski kamnolom marmorja (dolina Bistre). 213 Marmorji v asociaciji s filiti ali epimarmorji lahko vsebujejo razen kalcita in dolomita kremen, albit, sericit, epidot, zoisit, klorit, lojevec, serpentin in grafitno snov, med akcesornimi minerali pa magnetit, hematit in limonit. Marmorji v asociaciji z blestniki ali mezomarmorji vsebujejo razen kalcita in dolomita še kremen, glinence, zoisit, epidot, biotit, muskovit, tremolit, aktinolit, navadno rogovačo, grafit, med akcesornimi minerali pa pirit, magnetit, hematiti. Posebna vrsta mezomarmorja je cipolin (caepula, lat.= čebulica), marmor bogat s sljudami. Kamnina je izrazito plastovita, celo skrilava. Marmorji v asociaciji s paragnajsi ali katamarmorji vsebujejo razen kalcita in dolomita še kremen, alkalne glinence, plagioklaz, flogopit, biotit, diopsid, wollastonit, navadno rogovačo, granat, skapolite, spinel, forsterit, grafit, med akcesornimi minerali pa pirit in magnetit. Marmorji, posebno manj metamorfozirani, imajo jasno skrilavost, ki jo opazimo po pločasti delitvi in po menjanju plasti različne barve. V vrsti primerkov je struktura homogena. Vendar pa tudi v teh primerkih lahko ugotovimo, da je prednostna orientacija dobro izražena. Marmorji so finozrnati do grobozrnati. Velikost zrn raste z jakostjo metamorfizma. Zrna so včasih bolj ali manj izometrična, včasih pa raztegnjena v smeri skrilavosti. Meja med zrni je včasih ravna, včasih pa nazobčana. Posebno zrna kalcita kažejo rada polisintetske dvojčke, pogosto tudi deformacije. Kvarciti (Slika 130) Kvarciti so metamorfne kamnine, ki so sestavljene predvsem iz kremena. Lahko nastopajo v asociaciji s filiti, blestniki in paragnajsi. V teh kamninah tvorijo vložke, bolj redko debelejše plasti. Plasti kvarcitov so navadno debele od 1 do 50 metrov. Paragnajsi vsebujejo običajno od 10 do 50 % kremena, kvarciti pa najmanj 70 %. Kvarcite bomo torej imenovali metamorfne kamnine, ki vsebujejo 70 do 100 % kremena. Med kvarcite in navadne paragnajse lahko vstavimo še paragnajse bogate kremena in kvarcitske gnajse. Paragnajse, ki vsebujejo pod 10 % kremena pa imenujemo kremena revne paragnajse. Kvarciti v asociaciji s filiti. V teh kvarcitih lahko Slika 130. Kvarcit. pričakujemo razen močno prevladujočega kremena še sericit, lahko pa nastopa v njih tudi klorit in klorit, kalcit ali tudi kloritoid. Med akcesornimi minerali nastopa magnetit, hematit, pirit, apatit, rutil, titanit, cirkon. Kvarciti v asociaciji z blestniki. V teh kvarcitih nastopa poleg močno prevladujoče količine kremena še muskovit, včasih tudi biotit, tu in tam kisel plagioklaz, od primesnih mineralov pa disten, granat, kalcit itd. Med akcesornimi minerali nastopa apatit, magnetit, pirit, cirkon, rutil in titanit. V nekaterih vrstah nastopa grafit. Kvarciti v asociaciji s paragnajsi. Vsebujejo razen prevladujoče količine kremena tudi glinence, plagioklaze in alkalne glinence, muskovit, biotit, granat, sillimonit, cordierit, diopsidov piroksen, amfibol, grafit itd., v odvisnosti od prvotnega temnega psamita in od vrste metamorfoze. Med 214 akcesornimi mineali naj navedemo apatit, cirkon, rutil, titanit, magnetit, pirit, turmalin. Ti kvarciti imajo slabše izraženo skrilavost in se tudi slabše koljejo od manj metamorfoziranih kvarcitov. 107. VPRAŠANJE 107.1. Kaj so kvarciti in serpentiniti in kako nastanejo? Kvarciti Kvarciti so metamorfne kamnine, ki so sestavljene predvsem iz kremena. Lahko nastopajo v asociaciji s filiti, blestniki in paragnajsi. V teh kamninah tvorijo vložke, bolj redko debelejše plasti. Plasti kvarcitov so navadno debele od 1 do 50 metrov. Paragnajsi vsebujejo običajno od 10 do 50 % kremena, kvarciti pa najmanj 70 %. Kvarcite bomo torej imenovali metamorfne kamnine, ki vsebujejo 70 do 100 % kremena. Med kvarcite in navadne paragnajse lahko vstavimo še paragnajse bogate kremena in kvarcitske gnajse. Paragnajse, ki vsebujejo pod 10 % kremena pa imenujemo kremena revne paragnajse. Kvarciti v asociaciji s filiti. V teh kvarcitih lahko pričakujemo razen močno prevladujočega kremena še sericit, lahko pa nastopa v njih tudi klorit in klorit, kalcit ali tudi kloritoid. Med akcesornimi minerali nastopa magnetit, hematit, pirit, apatit, rutil, titanit, cirkon. Kvarciti v asociaciji z blestniki. V teh kvarcitih nastopa poleg močno prevladujoče količine kremena še muskovit, včasih tudi biotit, tu in tam kisel plagioklaz, od primesnih mineralov pa disten, granat, kalcit itd. Med akcesornimi minerali nastopa apatit, magnetit, pirit, cirkon, rutil in titanit. V nekaterih vrstah nastopa grafit. Kvarciti v asociaciji s paragnajsi. Vsebujejo razen prevladujoče količine kremena tudi glinence, plagioklaze in alkalne glinence, muskovit, biotit, granat, sillimonit, cordierit, diopsidov piroksen, amfibol, grafit itd., v odvisnosti od prvotnega temnega psamita in od vrste metamorfoze. Med akcesornimi mineali naj navedemo apatit, cirkon, rutil, titanit, magnetit, pirit, turmalin. Ti kvarciti imajo slabše izraženo skrilavost in se tudi slabše koljejo od manj metamorfoziranih kvarcitov. Serpentiniti (Slika 131) so metamorfozirane Serpentiniti ultrabazične kamnine, ki so sestavljene pred vsem iz serpentina. Večinoma so homogene, masivne kamnine. Skrilavost se pojavlja večinoma le na perifernih delih teles. Skrilave kamnine iste sestave imajo ime serpentinovi skrilavci. Barva serpentinitov je najbolj pogosto sivozelena do zelena ali rjavosiva do skoro črna. Rumenkasti in rjavkasti barvni odtenki, ki nastopajo včasih v serpentinitih, so predvsem posledica preperevanja. Barva serpentinitov je lahko homogena, neredko pegasta. To vidimo najlepše na poliranih površinah. Slika 131. Serpentinit. 215 Serpentiniti so značilni po motnem sijaju. Makroskopsko razlikujemo včasih lepe rdeče granate, včasih bolj ali manj od serpentinizacije ohranjene piroksene, dialag in redko amfibol. V razpokah nekaterih serpentinitov je razvit hrizotil, ki nastopa v večjih količinah kot hrizotilov azbest. V razpokah nastopa razen hrizotila še cela vrsta mineralov, na primer antofilit, klorit, opal itd. Mikroskopsko razlikujemo dve osnovni vrsti serpentina, in sicer ploščat antigorit (Slika 132) in vlaknat hrizotil (Slika 133); razen tega nastopa zelo pogosto tudi v izotropni ali skoraj izotropni gmoti, ki jo imenujemo serpofit. Antigorit in hrizotil sta kemično enaka. Antigorit, hrizotil, hrizotil in serpofit nastopajo v posameznih serpentinitih v različnih količinah, včasih so lahko nekateri od njih tudi odsotni. Slika 132. Antigorit. Matične kamnine skoraj vseh serpentinitov so bile ultrabazične magmatske kamnine, predvsem različne vrste peridotitov. Zelo pogosto so od prvotnih mineralov prisotni ostanki olivina. Preostali relikti so odvisni od sestave prvotnih kamnin. Najbolj podvrženi serpentinizaciji so duniti in harzburgiti, bistveno težje pa peridotiti z dialagom, na primer wehrliti. Zelo so obstojni pirokseniti iz dialaga, to je dialagiti. Serpentiniziran piroksen, katerega obrisi so lepo vidni, imenujemo bastit (Slika 134). V bastitu vidimo sorazmerno pogosto ostanke prvotnega piroksena. Slika 133. Hrizotil. Granat v ultrabazitih ni podvržen serpentinizaciji. Pogosto nastopa med njim in maso serpentinita reakcijski, kelifitski rob. sestavljen je iz vlaknatih amfibolov (tremolita), ki so obrnjeni navpično na površino granata. enako kot granat se lahko ohranijo med prvotnimi minerali tudi kromit, pikotit, bolj redko magnetit. Serpentinizacijo olivinov, bogatih s forsteritno komponento, lahko izrazimo z reakcijo, v kateri upoštevamo le sestavo Mg2SiO4: 3 Mg2SiO4 + 4H2O + SiO2 = Mg6 (Si4O10) (OH)8 forsterit → → → serpentin Slika 134. Bastit. Kot vidimo je potrebna za serpentinizacijo voda in kremenica. Če pa imamo v zmesi 25 % fayalita, je potrebna le še voda: 6Mg3Fe(SiO4)2 + 12H2O + O2 = 3Mg6(Si4O10)(OH)8 + 2Fe2+Fe3+2O4 olivin → → → serpentin → → magnetit 216 Hkrati s serpentinom nastaja tudi magnetit. Zato je seveda potrebna delna oksidacija dvovalentnega železa. Če vsebuje olivin nad 25 % fayalita, je za serpentinizacijo potrebna le voda, vendar pa nastaja prebitek kremenice. Oglejmo si serpentinizacijo olivina, ki vsebuje eno tretjino fayalita: 3Mg4Fe2(SiO4)3 + 8H2O + O2 = 2Mg6(Si4O10) (OH)8 + 2Fe2+Fe23+O4 + SiO2 olivin → → → serpentin → → magnetit Podobno, kot smo pokazali z reakcijo serpentinizacije olivina, lahko pokažemo tudi serpentinizacijo rombičnih piroksenov. Pri serpentinizaciji se hkrati izloča višek kremenice, če je mineral bogatejši magnezija, višek magnetita: 3Mg2Si2O6 + 4H2O = Mg6 (Si4O10) (OH)8 + 2SiO2 enstatit → → → serpentin 2Mg3Fe(Si2O6)2 + 4H2O + O2 = Mg6 (Si4O10) (OH)8 + Fe2+Fe23+O4 + 4SiO2 Iz navedenega sledi, da je za serpentinizacijo peridotitov, ki vsebujejo večinoma olivin z manj kot 25 % fayalitove komponente, potreben ne le dotok vode, temveč tudi dotok kremenice. Pri tem nas ne sme motiti, da nastaja pri serpentinizaciji rombičnih piroksenov višek kremenice. Olivin in piroksen nista bila v prvotni kamnini nujno skupaj, če pa sta bila skupaj, je bil piroksen mnogo bolj odporedn proti serpentinizaciji in je bila količina kremenice manjša kot je bilo potrebno za serpentinizacijo olivina. V literaturi večinoma obravnavajo le vprašanje izvora vode. V splošnem danes v celoti odklanjajo mnenje, da se je serpentinizacija lahko vršila s pomočjo atmosferske vode, pa naj gre za delovanje na površini ali pa v obliki podzemskih vod. V glavnem sta dve mnenji: po prvem je vir potrebnih snovi le peridotitska magma, po drugem pa so bile potrebne raztopine, ki so se sproščale v zvezi z mlajšimi kislimi intruzijami. Serpentiniti so na Balkanu precej razširjeni. Bolj ali manj pretrgani pasovi serpentinitov se vlečejo vzdolž vsega Balkanskega polotoka, od Alp na severozapadu pa vse do Egejskega morja na jugozahodu. Pogosto jih spremljajo ultrabazične in bazične kamnine. V Sloveniji nastopajo ob Gornji Bistrici pri Visokah, Kovačji vasi, pri Šentovcu, ob Ljubnici itd. V Srbiji je največji masiv Zlatibor, V Makedoniji pa Ljubotenski masiv. Serpentiniti vsebujejo pogosto koristne minerale: kromit, magnezit in azbest. Posebno produktivni so serpentiniti Makedonije. 108. VPRAŠANJE 108.1. Kaj so amfiboliti, piroksenoliti in granuliti? Amfiboliti Amfiboliti (Slika 135) so bazične metamorfne kamnine, katerih glavni sestavini sta amfibol in plagioklaz. Navadno so temnosive barve z zelenkastim ali modrikastim odtenkom. Če prevladuje plagioklaz nad amfiboli je kamnina svetlejša. Kremena ni oziroma ga je zelo malo. Z naraščanjem njegove vsebnosti prehaja amfibolit v amfibolov gnajs. Večinoma so finozrnati, bolj redko srednje do grobozrnati. Amfibolitom, ki imajo debelejša zrna in slabo izraženo skrilavost, pravimo gabroamfiboliti. Makroskopsko so amfiboliti najbolj pogosto masivni, mnogokrat pa Slika 135. Amfibolit. 217 nastopajo tudi pasasti, včasih tudi plastoviti amfiboliti s skrilavo teksturo. Pravimo jim skrilavi amfiboliti. Navadna ksenomorfna hipidiomorfna rogovača ima v smeri ng zeleno ali modrikastozeleno barvo, včasih z rjavkastim odtenkom. V mnogih primerkih vidimo, da je rogovača prednostno usmerjena v določeno smer. Plagioklaz v amfibolitih je najbolj pogosto oligoklaz ali andezin. Akcesorni minerali so titanit, magnetit, ilmenit, pirit, pirotin, apatit, manj pogosto rutil in cirkon. Med ostalimi minerali lahko nastopajo nekateri tudi v bistveni količini, na primer granat, diopsidni piroksen, biotit, epidot, redkeje dialag, hipersten ali antofilit. Če je količina teh mineralov večja, govorimo o amfibolovih, biotitovih, granatovih, epidotovih amfibolitih in podobno. Amfiboliti so najbolj pogosto nastajali iz bazičnih magmatskih kamnin, globočnin ali pa tudi predornin in njihovih tufov, bolj redko pa so nastajali iz ustrezno sestavljenih sedimentnih kamnin, na primer nekaterih lapornatih kamnin. Nekateri smatrajo, da so nastali amfiboliti lahko tudi ob dotoku snovi na kontaktu z graniti. Take amfibolite, ki so nastali z metasomatozo apnencev ločimo od amfibolitov, nastalih iz bazičnih magmatskih kamnin, z nastopanjem slednih prvin. Amfibolite delimo z ozirom na mineralno sestavo v prave, granatove, piroksenove, biotitove, epidotove ter albitove epidotove amfibolite. Pravi amfiboliti imajo kot glavno sestavino navadno rogovačo in plagioklaz, ki se jim včasih pridruži tudi kremen. Ostali minerali, ki nastopajo v popolnoma podrečjeni količini, so lahko piroksen, granat ali biotit. Akcesorni minerali so običajni. Amfiboliti te skupine so najbolj pogosti. Granatovi amfiboliti so sestavljeni iz parageneze amfibol + plagioklaz + granat. Granati imajo pretežno sestavo almandina, poleg pa tudi nekoliko grosularove (10 – 18 %) in piropove (8 – 16 %) komponente, vendar povprečno manj, kot v granatih eklogitov, ki so včasih ohranjeni v amfibolitih. Amfibol in plagioklaz imata podobne lastnosti, kakor v amfibolitih prejšnje podskupine. Piroksenovih, biotitovih, epidotovih in albitovi amfibolitov je le malo. Piroksenoliti Piroksenoliti so trde, žilave, masivne kamnine s finim zrnom, svetlozelene barve. sestavljeni so iz bazičnih plagioklazov in avgita in so po kemizmu enaki normalnim in bazičnim gabrom. Granuliti Granuliti (Slika 136) so kamnine, ki navadno nastanejo v najglobljih delih kontinentalne skorje. Z njimi so povezane kamnine amfibolitnega faciesa, migmatiti ali različne magmatske kamnine. Večina kamnin granulitnega faciesa je relativno debelozrnatih in so od kamnin nižjega Slika 136. Granulit. faciesa bogatejše s kremenom in glinenci. Granulitni facies najdemo na skrajnih zgornjih mejah temperature in tlaka. V spodnjem delu granulitnega faciesa, kjer so bili nekoliko nižji PT-pogoji, najdemo sljudne skrilavce in gnajse, ki lahko vsebujejo rogovačo, ortopiroksene in biotit. V območju višjih PT-razmer biotit in rogovača 218 nista bila več stabilna. Tedaj nastanejo kamnine, ki vsebujejo le anhidridne minerale: hipersten (s približno 10 % Al2O3 v trdi raztopini). Poleg tega pa so lahko zraven še diopsid, almandin in/ali cordierit. Kamnine so lahko podobne gnajsom. Kamnine postopno prehajajo v hiperstenov granit (charnockite), hiperstenov granodiorit ali hiperstenov gabro. Tipični granuliti so drobnozrnate kamnine zelo visoke stopnje metamorfoze. Najbolj so razširjeni svetli granuliti, ki ustrezajo levkokratnim granatnim ali pa biotitovim granatnim ortognajsem. Temni granuliti pa so značilni potem, da vsebujejo piroksene. 109. VPRAŠANJE 109.1. Kaj so eklogiti in kako nastanejo? Eklogiti Eklogiti (Slika 137) so kamnine, v katerih nastopa parageneza omfacit + granat. Poleg so lahko prisotni še navadna rogovača, glavkofan, sljude, epidot, plagioklaz, sfen in kremen. Amfiboliti, pirokseniti >>> granati eklogit. Kamnine eklogitnega faciesa so redke in imajo Slika 137. Eklogit. navadno bazaltno sestavo. Nastale so pri visokih tlakih, zanje sta značilna dva minerala: omfacit in granat pirop. Omfacit je z Na bogat klinopiroksen, ki je po sestavi podoben jadeitu in je zelene do temnozelene barve ter navadno srednje- do drobnozrnat. Granat je v obliki rdečerjavih porfiroblastov. Tekstura je v glavnem masivna in redkeje plastovita ali foliacijska. V teh kamninah so med nizkotemperaturni minerali lahko klorit, muskovit, epidot in glavkofan. Eklogiti so glede na način pojavljanja razdeljeni v tri skupine: (1) kot vključki v kimberlitih in bazaltih ali pa nastopajo v obliki plasti v ultramafičnih kamninah, (2) v obliki pasov ali leč v peridotitno - serpentinitnih mineralnih združbah (alpskega tipa) v nagubanih geosinklinalnih sedimentih orogenov, pogosto v glavkofanovih skrilavcih in (3) v obliki pasov in leč v migmatitih. 110. VPRAŠANJE 110.1. Kaj so migmatiti nastanejo? in kako Migmatiti (Slika 138) Kontaktne kamnine v veliki globini tvorijo pasovi gnajsov in amfibolitov, ki obkrožajo granitske masive. V teh globinah pogosto nastopajo injekcije, granitske in pegmatitske snovi. Gre za plastovite kamnine, na primer gnajsi, kvarciti, blestniki in amfiboliti, ki vsebujejo vzporedno plastem vtisnjeno granitsko in pegmatitsko snov. Te injekcije vzporedno plastovitosti večkrat izhajajo od osrednjih žil. Količina injekcij in njihova debelina se lahko precej spreminja od Slika 138. Migmatit. 219 posameznih žil do preprezanja z gosto mrežo izredno tankih žil, ki imajo včasih debelino le nekaj desetink milimetra. Majhna debelina žil priča, da je bila magma izredno gibljiva in da ni bilo velike razlike med temperaturo tekoče magme in trdnih kamnin. V primeru zelo intenzivnega preprezanja z magmatsko snovjo postaja zaradi dodatnih reakcij med magmatsko in injicirano snovjo meja med njimi zelo nejasna. V odvisnosti od stopnje in intenzivnosti injekcije nastajajo različne mešane kamnine, ki jih imenujemo migmatiti. Dimenzije oblik, v katerih se mešajo magmatske in metamorfne kamnine pri nastajanju migmatitov, nam običajno ne dopuščajo raziskovati teh kamnin v njihovi celoti s pomočjo zbruskov. Različne mešane kamnine, ki so sestavljene deloma iz metamorfnih ostankov, deloma pa iz materiala magmatske sestave in strukture imenujemo magmatite. Magmatska frakcija je mnogokrat injicirala, mnogokrat pa je prišla na to mesto z metasomatozo ali pa je nastajala in situ z metamorfno diferenciacijo. Druga imena, ki v splošnem ustrezajo migmatitu so mešani gnajsi, injekcijski gnajsi, sestavljeni gnajsi, (composed gneiss). Kontaktno metamorfne kamnine 111. VPRAŠANJE 111.1. Kaj veš o kontaktno metamorfnih kamninah? Napiši imena glavnih termometamorfnih kamnine? Termometamorfne kamnine To so kamnine, ki so nastale pri kontaktni metamorfozi kot posledica segrevanja kamnin okrog magmatske mase, brez dovajanja snovi iz magme. Jakost in vrsta sprememb v neki kamnini zavisi od značaja kamnine, ki je bila izpostavljena kontaktnemu vplivu. Pri tem so spremembe tem bolj intenzivne, čim večja je bila razlika tlaka in temperature neke kamnine pri njenem nastanku od tlaka in temperature pri kateri poteka metamorfoza. Nadalje je jakost, ki pri metamorfozi nastanejo v starejših kamnin, zavisi od vrste in kemične sestave le-teh, od vrste magme, ki se je prebila, ter od količine plinov in par, ki so spremljaje magmatsko intruzijo. sedimentne kamnine: gline, laporji - klastični sedimenti najbolj izrazite spremembe - najmanjše spremembe glinasti sedimenti: notranji, srednji in zunanji pas zunanji pas: srednji pas: notranji pas: apnenci pas pegastih filitov pas pegastih blestnikov pas rogovcev marmorji roženci, kremenovi peščenjaki dolomiti kvarciti dedolomitizacija 220 Termometamorfne kamnine Pegasti skrilavci, pegasti filiti Nastanejo iz glinastih skrilavcev in filitov v zunanjem kontaktnem pasu. sprememba barve: zelena siva rdečkasta črna hematit magnetit Drobne pege: grafit + zrnca magnetita Pegasti blestniki - vozlasti skrilavci Pri nekoliko višji stopnji metamorfoze pege "nabreknejo" in se spremenijo v vozle. Hkrati se nadomesti tudi klorit z biotitom. Rogovci ali korniti Če se še bolj približamo kontaktu in pridemo v notranji pas, kamnina izgubi skrilavost, postane trda, žilava in dobi rožen izgled. Kontaktni marmorji, kontaktni kvarciti Pegasti skrilavci, vozlasti skrilavci in rogovci. Pegasti skrilavci nastajajo iz glinastih skrilavcev in filitov v zunanjem kontaktnem pasu. Te kamnine imajo v sebi precej aluminija. Kamnine najpšrej spremenijo svojo zeleno ali rdečkasto barvo v sivo ali črno. Ta sprememba je posledica spremembe hematita v magnetit. Zatem opazimo, da se pojavijo na skrilavih površinah kot glava vžigalice drobne pege, zaradi katerih so skrilavci dobili svoje ime. Pege so sestavljene iz drobnih listkov grafita ali tankih zrn magnetita. Pri nekoliko višji stopnji metamorfoze te pege nabreknejo in se spremenijo v vozle. Hkrati se nadomesti tudi klorit z oblakom majhnih listkov biotita. Tem skrilavcem pravimo vozlasti skrilavci in ustrezajo pogojem srednjega pasu. Pod mikroskopom vidimo, da so pege, oziroma vozli, sestavljeni iz drobnih listkov grafita, zrnc magnetita, pri nekoliko višji metamorfozi nastopa dalje predvsem biotit. V nekaterih vrstah tvorita andaluzit ali cordierit majhne toda razločne porfiroblaste. Kristali andaluzita imajo kvadraten presek, kristali cordierita pa šesterokoten. Spremembo skrilavcev v vozlaste skrilavce lahko izrazimo kemično: glina = andaluzit + voda glina + klorit = cordierit + voda ( čisti glinasti skrilavci) ( peliti, precej kloritni skrilavci) Če se še bolj približamo kontaktu in pridemo v notranji pas, izgubi kamnina svojo skrilavost, postane trda, žilava in dobi rožen izgled. Tej kamnini pravimo rogovec ali kornit (cornu, lat. = rog). Kontaktni marmorji in kalcijeve magnezijeve silikatne kamnine Karbonatne kamnine so zelo podvržene metamorfizmu. Zlahka rekristalizirajo in v prisotnosti kremenice ali glinice dajo zelo različne silikate in alumosilikate. Čisti apnenci pod vplivom kontaktne metamorfoze rekristalizirajo v marmorje z granoblastično strukturo. V nasprotju s čistimi apnenci se v dolomitih in magnezijevih apnencih ne izvrši le prekristalizacija, ampak nastajajo novi minerali, periklaz in brucit. 221 Kontaktno metasomatske kamnine 112. VPRAŠANJE Skarni 112.1. Kaj so skarni in kako nastanejo? Nastajajo predvsem na kontaktu apnencev in kislih magmatskih kamnin. Sestavljeni so iz granata, monoklinskega piroksena, in nekaterih drugih Ca, Fe mineralov, ki nastajajo pri metasomatozi apnencev in redkeje silikatnih kamnin. Razlikujemo skarne s preprosto in komplicirano mineralno sestavo (rudni skarni). Skarni, ki nastanejo na račun magmatskih kamnin so endoskarni, oni pa, ki nastanejo na račun karbonatnih kamnin so eksoskarni (Slika 139). Če nastajajo na kontaktu med karbonatnimi in magmatskimi kamninami, se vrši rast mineralov v njih na račun magmatskih, kakor tudi karbonatnih kamnin. Ta proces imenujemo bimetasomatozo. Skarni, ki nastajajo pri bimetasomatozi na račun magmatskih kamnin, so endoskarni, oni pa, ki nastajajo na račun karbonatnih kamnin, so eksoskarni. Meja med enimi in drugimi je mnogokrat precej nejasna. Skarni so kamnine, ki so sestavljene iz granata, monoklinskega piroksena in nekaterih drugih kalcijevoželeznatih mineralov, ki nastajajo pri metasomatozi apnencev in redkeje silikatnih kamnin. Granat v skarnih je navadno grosular - andradit, piroksen pa je diopsid-hedenbergit. Količinski odnosi med posameznimi minerali se izredno menjajo, tako da nastopajo včasih monomineralne granatove ali piroksenove kamnine. V manjših količinah so prisotni v skarnih idokraz, wollastonit in bolj redko skapoliti. Razlikujemo skarne s preprosto in s komplicirano sestavo. Preprosti skarni imajo prej omenjeno mineralno sestavo, komplicirani ali rudni skarni nastanejo iz preprostih pri poznejših metasomatskih spremembah. Rudni skarni so značilni z zelo pestro sestavo. Slika 139. Kontaktne spremembe ob granodioritni intruziji. 1 - apnenec, Minerali rudnih skarnov so, razen 2 - skarn v apnencu, 3 - skrilavec, 4 - skarn v skrilavcu in 5 - granodiorit. granata in piroksena, večinoma mlajši od mineralov preprostih skarnov. Med temi minerali je zelo pogost magnetit, epidot in amfiboli. Razen magnetita nastopajo v skarnih še drugi rudni minerali: spojine bakra, kobalta, svinca, cinka, zlata, molibdena, arzena, volframa. Znana so tudi rudišča teh kovin v skarnih. 222
© Copyright 2024