stringtranslate.com

Фенокристалл

Граниты часто имеют крупные фенокристаллы полевого шпата . Этот гранит со швейцарской стороны массива Монблан имеет крупные белые фенокристаллы плагиоклаза (которые имеют трапециевидную форму при разрезании). Монета в 1 евро ( диаметр 2,3 см) для масштаба.

Вкрапленник — это рано образующийся, относительно большой и обычно заметный кристалл, заметно больший, чем зерна основной массы магматической породы . Такие породы, которые имеют четкую разницу в размере кристаллов, называются порфирами , и прилагательное порфировый используется для их описания. Вкрапленники часто имеют эвгедральные формы , либо из-за раннего роста в магме , либо из-за перекристаллизации после внедрения . Обычно термин вкрапленник не используется, если кристаллы не видны напрямую, что иногда указывается как более 0,5 мм (0,020 дюйма) в диаметре. [1] Вкрапленники ниже этого уровня, но все еще больше, чем кристаллы основной массы, называются микровкрапленниками . Очень большие вкрапленники называются мегавкрапленниками . Некоторые породы содержат как микровкрапленники, так и мегавкрапленники. [2] В метаморфических породах кристаллы, похожие на вкрапленники, называются порфиробластами .

Вкрапленники чаще встречаются в более легких (с высоким содержанием кремния) магматических породах, таких как фельзиты и андезиты , хотя они встречаются во всем магматическом спектре, включая ультраосновные породы . Самые крупные кристаллы, обнаруженные в некоторых пегматитах, часто являются вкрапленниками, будучи значительно крупнее других минералов.

Классификация по вкрапленникам

Микрофотография порфиро-афанитовой кислой породы из среднего эоцена в Голубом хребте Вирджинии. Вкрапленники плагиоклаза (белые) и вкрапленники роговой обманки (темные; сросшиеся с плагиоклазом) находятся в тонкой матрице пластинок плагиоклаза, которые показывают структуру потока.

Породы можно классифицировать по природе, размеру и распространенности вкрапленников, а наличие или отсутствие вкрапленников часто отмечается при определении названия породы. Афировые породы — это те, которые не имеют вкрапленников [3] или, что более распространено, когда порода состоит из менее чем 1% вкрапленников (по объему); [4] в то время как прилагательное «фировый» иногда используется вместо термина «порфировый» , чтобы указать на присутствие вкрапленников. Порфировые породы часто называют с использованием модификаторов названий минералов, обычно в порядке убывания распространенности. Таким образом, когда оливин образует первичные вкрапленники в базальте, название может быть уточнено с базальта до порфирового оливинового базальта или оливинового фиринового базальта . [5] Аналогично, базальт с оливином в качестве доминирующего вкрапленника, но с меньшим количеством вкрапленников плагиоклаза , можно назвать оливин-плагиоклазовым фировым базальтом .

В более сложной номенклатуре базальт с приблизительно 1% фенокристаллов плагиоклаза, но 4% микрофенокристаллов оливина можно было бы назвать афировым или редкоплагиоклазо-оливиновым фировым базальтом , где плагиоклаз указан перед оливином из-за его более крупных кристаллов. [6] Категоризация породы как афировой или редкофировой часто является вопросом того, превышает ли значительное количество кристаллов минимальный размер. [7]

Анализ с использованием фенокристаллов

Геологи используют фенокристаллы для определения происхождения и трансформации горных пород, поскольку образование кристаллов частично зависит от давления и температуры.

Другие характеристики

Плагиоклазовые фенокристаллы часто демонстрируют зональность с более кальциевым ядром, окруженным все более натриевыми корками. Эта зональность отражает изменение состава магмы по мере кристаллизации. [8] Это описывается как нормальная зональность, если край кристалла показывает более низкотемпературный состав, чем ядро ​​кристалла. Обратная зональность описывает более необычный случай, когда край показывает более высокотемпературный состав, чем ядро. Колебательная зональность показывает колебания периода между низко- и высокотемпературными составами. [9]

В гранитах рапакиви вкрапленники ортоклаза заключены в корки натриевого плагиоклаза, такого как олигоклаз .

В неглубоких интрузивных или вулканических потоках фенокристаллы, которые образовались до извержения или неглубокого размещения, окружены мелкозернистой или стекловидной матрицей . Эти вулканические фенокристаллы часто показывают полосчатость потока, параллельное расположение кристаллов в форме реек . Эти характеристики дают ключи к происхождению пород. Аналогично, внутризерновые микротрещины и любые срастания между кристаллами дают дополнительные ключи. [10]

Смотрите также

Примечания

  1. ^ Минимальная граница размера произвольна и не точна. Она основана на наблюдении и может меняться в зависимости от того, используются ли технические средства, такие как ручная линза или микроскоп, или нет. Один аналитик использовал ограничение в 100 мкм на размер кристаллов, поскольку это был минимум, который можно было точно подсчитать оптическими средствами. Murphy, MD; Sparks, RSJ; Barclay, J. ; Carroll, MR & Brewer, TS (2000). "Remobilization of andesite magma by intrusion of mafic magma at the Soufriere Hills Volcano, Montserrat, West Indies". Journal of Petrology . 41 (1): 21–42. doi : 10.1093/petrology/41.1.21 .
  2. ^ Смит, Джордж И. (1964). Геология и вулканическая петрология Лавовых гор, округ Сан-Бернардино, Калифорния . Профессиональная статья Геологической службы США 457. Вашингтон, округ Колумбия: Геологическая служба США. стр. 39. OCLC  3598916.
  3. ^ Гилл, Робин (2011). Магматические породы и процессы: практическое руководство . Хобокен, Нью-Джерси: Wiley. стр. 34. ISBN 978-1-4443-3065-6.
  4. ^ Некоторые используют граничное условие 1%, Сен, Бибхас; Сабале, AB и Сукумаран, PV (2012). «Лавовый канал плотины Кхедрай, к северо-востоку от Насика в западной вулканической провинции Декан: подробная морфология и свидетельства реактивации канала». Журнал Геологического общества Индии . 80 (3): 314–328. doi :10.1007/s12594-012-0150-8. S2CID  128608511.и Программа океанического бурения, Техасский университет A & M (1991). Труды Программы океанического бурения. Часть A, Первоначальный отчет . Том 140. Национальный научный фонд (США). стр. 52., в то время как другие предлагают ограничение в 5%. Пиччирилло, Э.М. и Мелфорд, Эй.Дж. (1988). Мезозойский потопный вулканизм бассейна Параны: петрогенетические и геофизические аспекты . Сан-Паулу, Бразилия: Университет Сан-Паулу, Институт астрономии и геофизики. п. 49. ИСБН 978-85-85047-04-7.и Moulton, BJA; et al. (2008). Вулканология кислых вулканических пород комплекса Кидд-Мунро в поселках Проссер и Муро и предварительные корреляции с месторождением Кидд-Крик, зеленокаменный пояс Абитиби, Онтарио . Геологическая служба Канады, Текущие исследования, № 2008-18. Оттава: Геологическая служба Канады. стр. 19. ISBN 978-1-100-10649-6.
  5. ^ Гилл, Робин (2011). Магматические породы и процессы: практическое руководство . Хобокен, Нью-Джерси: Wiley. стр. 21. ISBN 978-1-4443-3065-6.
  6. ^ Байерли, Гэри Р. и Райт, Томас Л. (1978). «Происхождение основных химических тенденций элементов в базальтах DSDP Leg 37, Срединно-Атлантический хребет». Журнал вулканологии и геотермальных исследований . 3 (3–4): 229–279. Bibcode : 1978JVGR....3..229B. doi : 10.1016/0377-0273(78)90038-0.
  7. ^ Гангопадхьяй, АМИТАВА; Сен, Гаутам и Кешав, Шантану (2003). «Экспериментальная кристаллизация базальтов Декана при низком давлении: влияние загрязнения на фазовое равновесие» (PDF) . Indian Journal of Geology . 75 (1/4): 54.
  8. ^ Уильямс, Хауэл; Тернер, Фрэнсис Дж. и Гилберт, Чарльз М. (1954). Петрография: Введение в изучение горных пород в тонких сечениях . Сан-Франциско: WH Freeman. стр. 102–103. ISBN 978-0-7167-0206-1.
  9. ^ «Кристаллическое зонирование». Oxford Reference. Доступ 8 августа 2020 г. https://www.oxfordreference.com/view/10.1093/oi/authority.20110803095651756.
  10. ^ Кокс, С. Ф. и Этеридж, МА (1983). «Механизмы роста волокон с запечатыванием трещин и их значение в развитии ориентированных слоистых силикатных микроструктур». Тектонофизика . 92 (1): 147–170. Bibcode : 1983Tectp..92..147C. doi : 10.1016/0040-1951(83)90088-4.

Ссылки