Базалт

Изливна базична стена у којој као фенокристал доминира базични плагиоклас, а поред њега следе пироксен и оливин; основна маса је изграђена

Базалт је тврда изливна магматска стена, тамносиве и црнкасте боје.[1] Обично је ситнозрнаст због дугог времена хлађења лаве на површини земље. Може бити порфирне структуре, тј. да садржи веће кристале у матричном облику. Може имати везикуларну или флуидалну текстуру. Базалт је обично црн или сив. Базалтне магме настају декомпресионим топљењем земљиног омотача (мантла). Изворне стене за делимично топљење садрже перидотит и пироксенит. Крустални делови океанских плоча састоје се углавном од базалта, који је настао из мантла испод океанских гребена. Више од 90% свих вулканских стена на Земљи су базалт.[2]

Базалт
Базалтни ступови у Стази дивова у северној Ирској
Велике масе морају се полако охладити да би формирали структуру полигона
Јастучасти базалт на дну јужног пацифика
Базалтни ступови у Турској

Плиније је користио реч базалт. Понекад се реч базалт користи и за дубинске магматске стене што није исправно, a чији је састав сличан базалту, али стене таквога састава називају се долерит или габро.

Дефиниција и карактеристикеУреди

Геолози класификују магматску стену према њеном минералном садржају кад год је то могуће, при чему су релативни запремински проценти кварца, алкалног фелдспата, плагиокласа и фелдспатоида (QAPF) посебно важни. Афанитска (фино зрнаста) магматска стена се класификује као базалт када је њена фракција QAPF састављена од мање од 10% фелдспатоида и мање од 20% кварца, при чему плагиоклас чини најмање 65% његовог садржаја фелдспата. Ово поставља базалт у базалт/андезитско поље на QAPF дијаграму. Базалт се даље разликује од андезита по садржају силицијум диоксида од испод 52%.[3][4][5][6]

Често није практично одредити минерални састав вулканских стена, због њихове веома фине величине зрна, и геолози затим класификују стене хемијски, при чему је укупан садржај оксида алкалних метала и силицијум диоксида (TAS) посебно важан. Базалт се тада дефинише као вулканска стена са садржајем од 45% до 52% силицијум диоксида и не више од 5% оксида алкалних метала. Ово поставља базалт у Б поље TAS дијаграма.[3][4][6] Такав састав је описан као мафички.[7]

Базалт је обично тамно сиве до црне боје, због високог садржаја аугита или других тамно обојених пироксенских минерала,[8][9][10] али може показати широк спектар сенки. Неки базалти су прилично светли због високог садржаја плагиокласа, а они се понекад описују као леукобазалти.[11][12] Лакши базалт може бити тешак за разликовање од андезита, али уобичајено правило које се користи у теренским истраживањима је да базалт има индекс боје 35 или већи.[13]

Физичка својства базалта одражавају његов релативно низак садржај силицијум диоксида и типично висок садржај гвожђа и магнезијума.[1] Просечна густина базалта је 2,9 g/cm3, у поређењу са типичном густином гранита од 2,7 g/cm3.[14] Вискозитет базалтне магме је релативно низак, око 104 до 105 cP, иако је то још много редова величине више од воде (која има вискозитет од око 1 cP). Вискозитет базалтне магме је сличан оном кечапа.[15]

Базалт је често порфиритан, садржи веће кристале (фенокристе) формиране пре екструзије која је магму изнела на површину, уграђену у матрицу ситнијег зрна. Ови фенокристи су обично од аугита, оливина или плагиоклаза богатог калцијумом,[9] који имају највишу температуру топљења типичних минерала који могу да кристалишу из растопа и стога су први који формирају чврсте кристале.[16][17]

Типови базалтаУреди

  • толеитски базалт има релативно мало силиције и сиромашан је са натријумом. Већина базалта океанског дна је тога типа, као и већина океанских острва.
  • јако алуминијски базалт има више од 17% (Al2O3)
  • алкални базалт има релативно мало силиције, а богат је натријумом. Може садржавати алкални фелдспат и флогопит.
  • бонинит је андезит богат магнезијумом.

Петролошке карактеристикеУреди

Базалт је карактеристичан по калцитном плагиокласном фелдспату и пироксену. Оливин се такође може наћи у значајној мери. У базалту се могу наћи и оксиди гвожђа или оксиди гвожђа и титанијума, као што су магнетит, улвоспинел и илменит. Због присуства тих материјала базалт има јака магнетна својства током хлађења. Такав базалт омогућава проучавање палеомагнетизма Земље.

У теолеитичком базалту чести су пироксени и калцијумом богат плагиоклас. Матрице стене често садрже кварц, тридимит или кристобалит.

У високоалуминијском базалту присутни су фенокристали фелдспата. Алкални базалт је без ортопироксена, али са оливином. Базалт има високотемпаратурну течну и чврсту фазу. Близу земљине површине има 1200 °C, што је више од осталих магматских стена. Већина телеолита ствара се на око 50-100 километара испод површине, а алкални базалт настаје вероватно на 150-200 километара испод површине.

ГеохемијаУреди

Базалт је богат у MgO и CaO, а сиромашан у SiO2 и Na2O. Базалт има уобичајено следећи састав: 45-55% SiO2, 2-6% алкала, 0,5-2,0% TiO2, 5-14% FeO и 14% или више Al2O3. Састав од CaO је уобичајено око 10%, а од MgO у распону од 5 до 12%.

Високо алуминијски базалт има 17-19% Al2O3. Бонинити су вулканске стене андезитског састава богате магнезијумом.

Морфологија и текстураУреди

Облик, структура и текстура базалта показује на који је начин изашао на површину, да ли је то у мору, експлозивном ерупцијом или током ерупције лаве.

Ерупције на ваздухуУреди

Базалт, који настаје на отвореном ваздуху ствара три типа вулканских депозита.

Базалт у стубовимаУреди

Када се хлади танки ток лаве ставрају се значајне контракционе силе. Поготово се то дешава у случају брзог хлађења. У вертикалном смеру ток лаве може да падне надоле, а да се не настане фрактура. У хоризонталном смеру лава се не може акомодирати, па се стварају пукотине, а мрежа пукотина ствара формацију стубова. Често се те структуре погрешно описују као хексагоналне. У стварности просечни број страна је шест, али јављају се и полигони од три до дванаест страна. Врло брзо хлађење може да доведе до стварања веома малих стубића дијаметра мањег од 1 центиметра. Уобичајено су много већи.

Вероватно најпознатији базалтни ток на свету је Џајантс Козвеј (дивовски ток) на северној обали Ирске са хексагоналним структурама.

На пацифичком острву Понпеи изграђен је у 13. веку верски комплекс помоћу стубастог базалта.

Подводни јастучасти базалтУреди

Кад базалт еруптира под водом она га хлади и стварају се стене облика јастука (јастучасте), кроз које се пробија лава и ствара нови јастук. Текстура јастука је уобичајена на морском дну.

Види јошУреди

РеференцеУреди

  1. ^ а б „Basalt”. USGS Volcano Hazards program – Glossary. USGS. 8. 4. 2015. Приступљено 27. 7. 2018. 
  2. ^ „Basalt”. Geology: rocks and minerals. The University of Auckland. 2005. Приступљено 27. 7. 2018. 
  3. ^ а б Le Bas, M. J.; Streckeisen, A. L. (1991). „The IUGS systematics of igneous rocks”. Journal of the Geological Society. 148 (5): 825—833. Bibcode:1991JGSoc.148..825L. CiteSeerX 10.1.1.692.4446 . S2CID 28548230. doi:10.1144/gsjgs.148.5.0825. 
  4. ^ а б „Rock Classification Scheme - Vol 1 - Igneous” (PDF). British Geological Survey: Rock Classification Scheme. 1: 1—52. 1999. 
  5. ^ „CLASSIFICATION OF IGNEOUS ROCKS”. Архивирано из оригинала на датум 30. 9. 2011. 
  6. ^ а б Philpotts & Ague 2009, стр. 139–143.
  7. ^ „Oilfield Glossary”. Schlumberger Ltd. 2021. 
  8. ^ Hyndman 1985, стр. Шаблон:Pn.
  9. ^ а б Blatt & Tracy 1996, стр. 57.
  10. ^ Levin 2010, стр. 63.
  11. ^ Wilson, F. H. (1985). „The Meshik Arc – an eocene to earliest miocene magmatic arc on the Alaska Peninsula”. Alaska Division of Geological & Geophysical Surveys Professional Report. 88: PR 88. doi:10.14509/2269 . 
  12. ^ Nozhkin, A.D.; Turkina, O.M.; Likhanov, I.I.; Dmitrieva, N.V. (фебруар 2016). „Late Paleoproterozoic volcanic associations in the southwestern Siberian craton (Angara-Kan block)”. Russian Geology and Geophysics. 57 (2): 247—264. Bibcode:2016RuGG...57..247N. doi:10.1016/j.rgg.2016.02.003. 
  13. ^ Philpotts & Ague 2009, стр. 139.
  14. ^ Philpotts & Ague 2009, стр. 22.
  15. ^ Philpotts & Ague 2009, стр. 23–25.
  16. ^ Klein & Hurlbut 1993, стр. 558–560.
  17. ^ Nave, R. „Bowen's Reaction Series”. Hyperphysics. Georgia State University. Приступљено 24. 3. 2021. 

ЛитератураУреди

  • A. Y. Ozerov, The evolution of high-alumina basalts of the Klyuchevskoy volcano, Kamchatka, Russia, based on microprobe analyses of mineral inclusions. Journal of Volcanology and Geothermal Research, v. 95, pp. 65–79 (2000).
  • A. W. Hofmann, Sampling mantle heterogeneity through oceanic basalts: isotopes and trace elements.. Treatise on Geochemistry Volume 2, pages 61–101 Elsevier Ltd. 2003. ISBN 978-0-08-044337-9. In March, 2007, the article was available on the web at https://web.archive.org/web/20070628183205/http://www1.mpch-mainz.mpg.de/%7Egeo/hofmann/Hofmann.mantle_heterogen1.pdf.
  • A. V. Sobolev and others, The amount of recycled crust in sources of mantle-derived melts. Science, v. 316, pp. 412–417 (2007). http://www.sciencemag.org/cgi/content/abstract/316/5823/412
  • Alexander Ablesimov, N. E.; Zemtsov, A. N. (2010). Релаксационные эффекты в неравновесных конденсированных системах. Базальты: от извержения до волокна [Relaxation effects in nonequilibrium condensed systems. Basalts from eruption to fiber] (на језику: руски). Moscow. 
  • Francis, Peter; Oppenheimer, Clive (2003). Volcanoes (2nd изд.). Oxford: Oxford University Press. ISBN 978-0-19-925469-9. 
  • Gill, Robin (2010). Igneous rocks and processes : a practical guide. Chichester, West Sussex, UK: Wiley-Blackwell. ISBN 978-1-4443-3065-6. 
  • Hall, Anthony (1996). Igneous petrology. Harlow: Longman Scientific & Technical. ISBN 9780582230804. 
  • Sobolev, Alexander V. W. Hofmann; Albrecht; Kuzmin, Dmitry V.; Yaxley, Gregory M.; Arndt, Nicholas T.; Sun-Lin Chung; Danyushevsky, Leonid V.; Elliott, Tim; Frey, Frederick A.; Michael O. Garcia; Andrey A. Gurenko; Vadim S. Kamenetsky; Andrew C. Kerr; Nadezhda A. Krivolutskaya; Vladimir V. Matvienkov; Igor K. Nikogosian; Alexander Rocholl; Ingvar A. Sigurdsson; Nadezhda M. Sushchevskaya & Mengist Teklay (20. 4. 2007). „The Amount of Recycled Crust in Sources of Mantle-Derived Melts” (PDF). Science. 316 (5823): 412—417. Bibcode:2007Sci...316..412S. PMID 17395795. 
  • Siegesmund, Siegfried; Snethlage, Rolf, ур. (2013). Stone in architecture properties, durability (3rd изд.). Springer Science & Business Media. ISBN 978-3662100707. 
  • Young, Davis A. (2003). Mind over magma : the story of igneous petrology. Princeton, N.J.: Princeton University Press. ISBN 978-0-691-10279-5. 
  • Blatt, Harvey; Tracy, Robert J. (1996). Petrology: igneous, sedimentary, and metamorphic (2nd изд.). New York: W.H. Freeman. ISBN 978-0-7167-2438-4. 
  • Blatt, Harvey; Middleton, Gerard; Murray, Raymond (1980). Origin of sedimentary rocks (2d изд.). Englewood Cliffs, N.J.: Prentice-Hall. ISBN 978-0-13-642710-0. 
  • Crawford, A.J. (1989). Boninites. London: Unwin Hyman. ISBN 978-0-04-445003-0. 
  • Hyndman, Donald W. (1985). Petrology of igneous and metamorphic rocks (2nd изд.). McGraw-Hill. ISBN 978-0-07-031658-4. 
  • Klein, Cornelis; Hurlbut, Cornelius S. Jr. (1993). Manual of mineralogy : (after James D. Dana) (21st изд.). New York: Wiley. ISBN 978-0-471-57452-1. 
  • Levin, Harold L. (2010). The earth through time (9th изд.). Hoboken, N.J.: J. Wiley. ISBN 978-0-470-38774-0. 
  • Lillie, Robert J. (2005). Parks and plates : the geology of our national parks, monuments, and seashores (1st изд.). New York: W.W. Norton. ISBN 978-0-393-92407-7. 
  • Macdonald, Gordon A.; Abbott, Agatin T.; Peterson, Frank L. (1983). Volcanoes in the sea : the geology of Hawaii (2nd изд.). Honolulu: University of Hawaii Press. ISBN 978-0-8248-0832-7. 
  • McBirney, Alexander R. (1984). Igneous petrology. San Francisco, Calif.: Freeman, Cooper. ISBN 978-0-19-857810-9. 
  • Parfitt, Elisabeth Ann; Parfitt, Liz; Wilson, Lionel (2008). Fundamentals of Physical Volcanology. Wiley. ISBN 978-0-632-05443-5. 
  • Philpotts, Anthony R.; Ague, Jay J. (2009). Principles of igneous and metamorphic petrology (2nd изд.). Cambridge, UK: Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-88006-0. 
  • Schmincke, Hans-Ulrich (2003). Volcanism. Berlin: Springer. ISBN 978-3-540-43650-8. 

Спољашње везеУреди