Petrologija skripta

Transcription

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
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
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
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
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.
lahkohlapnih komponent. Magma vsebuje lahko razen silikatne taline tudi manjše količine že
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.
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.
Magma je naravna silikatna raztopina talin v zemeljski skorji, ki je sestavljena iz težko- in
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!
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.
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.
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.
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.
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.
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.
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
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
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
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
17.1.
Monovariantno ravnotežje (kristal  tekočina) (vse kar veš)!
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
18.1.
Kaj veš o monovariantnem ravnotežju (tekočina  plin)?
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:
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.
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.
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
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
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
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
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
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
27.1.
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?
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
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
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
28.1.
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
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
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).
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
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
31.1.
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
32.1.
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.
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)!
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)
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.
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
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.
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
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!
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
Komponente kristalizirajo vsaka posebej.
39.1.
A, B, C. Komponente kristalizirajo vsaka posebej!
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
Ena od komponent je polimorfna.
40.1.
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:
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:
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!
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
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
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
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
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
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.
gabroidne sestave, delne magme različnih sestav, odnosno različne kamnine. Potek diferenciacije,
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.
gabroidne sestave, delne magme različnih sestav, odnosno različne kamnine. Potek diferenciacije,
123
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
(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
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
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)
↓
↓
TRAHIT
(K - sanidin)
↓
TRAHIANDEZIT
↓
↓
Geološka zveza z
Geološka zveza z
ANDEZITI
GABRI
LATIT
efuzivni ekvivalent
monzonita
MONZONITPORFIR
DIAŠISTI
MINETA
VOGEZIT
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 %):
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
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
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

Petrologija skripta

Transcription

Similar documents

Nedeljski Dnevnik

Minerali v rudiščih

Naravoslovna dediščina Idrije povezana v Geopark

Spoznajmo prsti

Biopolje spreminja fizikalne lastnosti kovin, Aura št. 297, junij 2014.

02_Izvor, klasifikacija in nastanek sedimentnih kamnin 2014

File - maturski rad

mikroskopija magmatskih in metamorfnih kamnin

SL - Ludwig-Bölkow-Systemtechnik GmbH