<< tagasi

MAGMATISM.
TARDKIVIMITE TEKE, LASUMUSVORMID JA OMADUSED.

Tardkivimid moodustavad maakoore ülemisest 16 km paksusest kihist 95%, kuid vaatamata sellisele suurele mahulisele levikule, paljanduvad nad vaid 25%-l maismaa pindalast.

Tardkivimid tekivad magma tardumisel maakoores vôi maapinnal. Magmaks nimetame kôrge temperatuuri (650-1600°C) ja rôhu (üle 3*10⁸ Pa) tingimustes maakoores vôi vahevöö ülemises osas tekkinud vedelat sulamit, mille peamisteks koostiselementideks on O, Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, K, H₂O, CO₂, H₂S.

Maapinnale väljavoolanud magmat nimetatakse laavaks.

Maakoorde tunginud (vôi seal tekkinud) magmast enamus kristalliseerubki kooresiseste e. intrusiivsete kivimitena, maapinnale jôuab ja tardub purske e. effusiivsete kivimitena suhteliselt väike osa magmast.
 

Magma kristalliseerumisprotsessidest.

Magmavedeliku jahtumisel hakkavad sellest kristalliseeruma mineraalid, millede keemilised komponendid osutuvad üleküllastumise olukorras olevaiks. Kuna selles protsessis magma koostis muutub, astuvad varem väljakristalliseerunud mineraalid magmaga keemilistesse reaktsioonidesse, millede produktiks on hilisema tekkega mineraalid.

USA eksperimentaator-petrograaf N. Bowen tôestas, et looduslike magmade kristalliseerumist vôib pôhimôtteliselt vaadelda kaht tüüpi, pideva ja katkendliku, reaktsiooniridade üheaegse realiseerumisena.

• Pideva reaktsioonide rea produktideks on üht isomorfset rida moodustavad mineraalid (Na-Ca päevakivid e. plagioklassid).
• Katkendliku reaktsioonide rea produktideks aga isomorfselt mittesegunevad mineraalid (pürokseenid, amfiboolid, biotiit).

Selline mineraalide kristalliseerumisprotsesse üldistav skeem on tuntud Bowen'i magma kristalliseerumise skeemina.

Konkreetselt mingit geoloogilist keha moodustavad magmamassid kristalliseeruvad skeemi eri osadena andes oliviin-pürokseen (ultraaluselisi), pürokseen-plagioklass (aluselisi), amfibool-plagioklass (keskmisi) ja biotiit- plagioklass-K-päevakivi-kvarts (happelisi) kivimeid. Leeliseliste magmade kristalliseerumist see skeem ei illustreeri.

Kristalliseeruv magma rikastub selles lahustunud lenduvaist ühendeist, mis magma kristalliseerumise lôppetappidel jôuavad üleküllastumiseni ja hakkavad sellest eralduma omaette veeauru, süsihappegaasi, räni, leeliste jt. gaaside seguna (pneumatolüüdina). Sellises olukorras kristalliseeruvast magmast, nn. jääkmagmast, kasvavad gaaside kui katalüsaatorite toimel suured vôi isegi gigantsed kvartsi, päevakivide, vilkude jt. mineraalide kristallid, mis moodustavad gigantoteralisi kivimeid - pegmatiite.

Temperatuuridel alla 400°C gaasisegud veelduvad kuumadeks mineraliseeritud vesilahusteks, hüdrotermideks, mis vulkaanilistel aladel ka kuumaveeallikatena, geisritena maapinnale välja voolavad ja kust settib kivimite lôhedesse nn. hüdrotermaalseid sooni moodustavaid mineraale (kvarts, albiit, kaltsiit, kloriit, epidoot, fluoriit jt.).

Peale kirjeldatud kristallisatsioonilise diferentseerumise, teeb magma jahtumisel läbi ka juba mainitud fluidilise e. gaasilise diferentseerumise, samuti sulami eri osade (ja sellest eralduvate mineraalide) tihedusliku (e. gravitatsioonilise) diferentseerumise. Gravitatsioonilisel diferentseerumisel langevad varem tekkinud mineraalid magmakambri põhja.

Esineb ka kahe, teineteisega mitteseguneva vedeliku (näiteks sulfiidse ja silikaatse koostisega) teket - magma likvatsiooni. Likvatsiooni näiteks on ôli ja vee mittesegunemise nähtus.

Tardkivimite rühmade ja tüüpide levik maakoores ei ole ühtlane. Kontinentide maakoores on ülekaalus happelised süvakivimid, ookeanides ja nende äärealadel domineerivad aga aluselise ja keskmise koostisega purskekivimid.
 

Tardkivimite enamlevinud lasumusvormid.

Maakoorde tunginud magmamassid ja neist moodustunud kivimkehad on väga erineva suuruse ja kujuga. Edasiliikumiseks kasutab magma kas kivimite kihtidevahelisi pindu ja lôhesid - tekivad ümbriskivimitega ühinevad (e. konkordantsed) kivimkehad - vôi loob enesele ruumi ümbriskivimite purustamise, assimileerimise, ülessulatamise teel - moodustuvad ümbriskivimite kihte lôikavaid (e. diskordantseid) tardkivimite lasuvusvormid.

Magma maakoores liikumise protsessi nimetatakse intrusiooniks, tekkivaid magmakivimite kehi nimetatakse intrusiivideks, massiivideks ja plutoonideks.

Intrusiivseist lasumusvormidest on levinumad:

• sill - ümbriskivimi kihtide vahele valgunud, sageli "mitmekorruseline" plaatjas magmakeha, tavaliselt aluselise koostisega;
• lakoliit - seenelaadne, ümbriskivimi kihte vôlvjalt ülessurunud magmakeha (Aju-Dagi mägi Krimmis);
• lopoliit - liualaadne, tavaliselt väga suuremôôduline magmakeha (Lôuna- Aafrikas Buschweldi lopoliidi môôtmed plaanis on 300X480 km);
• fakoliit - kurrutatud alade kihtides esinev "juurteta" läätselised väikesed magmakehad - kurrutusprotsessis tükeldatud magmakeha killud;
• daik - magmakivimist täitunud lôhe;
• nekk - vulkaani lôôri täitev magmakivimi keha (plahvatuslikult purus- tatud vulkaanilise kivimiga nekki nimetatakse diatreemiks);
• batoliit - suurim, korrapäratu, reeglina sügavusse laienev pôhiliselt hap- peliste tardkivimitega intrusiiv, mille pindala moodustab tuhan- deid - 10-neid tuhandeid km²;
• stokk - batoliidi lae enamasti silindrilaadse kujuga väljasopistus pind- alaga alla 100 km2;

• laava kogus,
• viskoossus,
• purske mehhanism,
• väljavooluala reljeef.

Happelise koostisega magma pursetel suur osa laavat ja lôôrist kaasahaaratud massist paisatakse purustatuna ôhku, kus see pihustub, tahkestub ja langeb maapinnale laavakatet moodustava mitmesuguse terasuurusega püroklastilise materjalina.

Selle materjali reas eristatakse:

• vulkaanilisi pomme ja rahne (läbimôôduga 5-10 cm kuni môni meeter),
• lapille (läbimôôduga 1-5 cm),
• vulkaanilist liiva (terasuurusega 0.1-1 cm),
• tuhka (terasuurusega alla 0,1 cm).

Väiksemateks vormideks on maksimaalselt mônekümne kilomeetri pikkused laavavoolud, millede seas, olenevalt tardunud laava pealispinna reljeefist eristatakse lainelist ja rahnjat tüüpi.

Viskoossed happelised laavad produtseerivad ka lôôrist väljasurutud sambana kupli, obeliski, nôela kujulisi vulkaaniliste kivimite lasumusvorme.

Tardkivimite lasumusvorme ônnestub vahetult looduses vaadelda harva nende suurte môôtmete ja halva paljanduvuse tôttu. Küll on aga sageli vôimalik jälgida tardkivimite eraldisvorme, mis tekivad kivimkeha lôhestumisel iseloomuliku kujuga plokkideks jahtumise käigus.

Eraldislôhede teke tuleneb erineva kiirusega toimuvate magma- vôi laavakeha osade laiali voolamisest ja jahtumisest.

Tardkivimite eraldisvormide kuju vôib olla näiteks sammasjas e. prismaline (purskekivimeis, eriti basalttides), keraline e. kontsentrilis-koorikuline (vee all purskunud laavades), rahnjas, madratsilaadne (aeglaselt jahtunud süvakivimites).
 

Olulisemad tardkivimite struktuurid ja tekstuurid.

Tardkivimite struktuur sôltub oluliselt magma tardumise kiirusest. Aeglasel kristalliseerumisel jôuavad kristallid kasvada küllalt suurteks, kiires protsessis aga mitte. Lähtudes kristallide absoluutsest suurusest eristatakse tardkivimeis järgmisi struktuuritüüpe:

• jämedakristalliline - kristallide pikimôôde 5 mm;
• keskmisekristalliline - - '' - 2-5 mm;
• peenekristalliline - - '' - 0.1-2 mm;
• peitkristalliline - - '' - alla 0.1 mm (s.o silmaga nähtamatu)

Tardkivimite koostisosade suhtelise suuruse järgi eristatakse neis ühtlaseteralist ja eriteralist e. porfüürilist struktuuri.

Ühtlaseteralised struktuurid vôivad kristallide absoluutsuuruselt olla jämedateralistest kuni peitkristalseini. Porfüürilise struktuuri loovad loovad peeneteralisemas kivimi pôhimassis vähemal vôi suuremal hulgal levivad suuremad kristallid - fenokristallid.

Fenokristalle moodustavad pôhimassist varem kristalliseeruma hakanud kristallid. Fenokristalle moodustavad sageli päevakivid, kvarts, biotiit, amfiboolid, pürokseenid, oliviin. Kui fenokristalle ümbritseva kivimi pôhimassi terasuurus ei ole neist kontrastselt erinev, nimetatakse struktuuri porfüürilaadseks.

Kivimit moodustavate mineraalide kuju väljaarenemise astme järgi eristatakse idiomorfoteralisi, hüpidiomorfoteralisi ja ksenomorfoteralisi struktuuride tüüpe. Idiomorfoteralise struktuuri korral on kôigi kristallide tahud kivimis hästi välja kujunenud, hüpidiomorfoteralise struktuuri puhul on see vaid osadel, ksenomorfoteralise struktuuriga kivimi kristallidel on aga kôigil ebakorrapärane kuju.

Soon- ja purskekivimites esinevad sageli ka pegmatiitse, mandelkivi ja püroklastilise struktuuri tüübid.

• Pegmatiitne struktuur kujuneb mineraalide kasvu katalüüsivate lenduvate ühendite poolest rikka, nn. jääkmagma kristalliseerumisel mineraalide suuremôôtmeliste (üle 2 cm) indiviidide kogumis.
• Mandelkivi struktuuri loovad purskekivimeis tardumisel eraldunud gaasimullikestest jäänud kivimi tühikuisse gaasidest vôi kuumadest vesi- lahustest väljasettinud mineraalid. Sagedamini moodustavad selliseid nn. "mandleid" kvarts, kaltsedon, kaltsiit, tseoliidid.
• Püroklastiline struktuur on iseloomulik tuffidele, kus esinevad koos väga erineva suurusega purdmater- jal ja vulkaaniline klaas.

Tekstuuri tüüpidest on tardkivimeis kôige laiemalt levinud süvakivimites massiivne, purdkivimites aga kavernoosne tekstuur. Esimesel juhul on kivimi kôik koostisosad jaotunud ühtlaselt üle kogu kivimkeha, tekitamata makroskoopiliselt jälgitavat poorsust. Kavernoossest tekstuurist räägib aga palja silmaga jälgitavate tühikute, kavernide, esinemine kivimmassis.

Mineraalide ebaühtlane jaotus kivimis loob aga taksiidilise vôi orienteeritud tekstuuri. Taksiidilise tekstuuriga kivimi eri osades on mônevôrra erinev struktuur. Orienteeritud tekstuurid väljendavad kristallide paralleelse e. ühesuunalise paigutusena kivimis. Eriti selgelt väljendub see plaatjate ja leheliste kristallide puhul. Orienteeritust tingib kas magma liikumine vôi ühesuunaline rôhk (stress) kristallide kasvu ajal. Laavavooludest moodustunud kivimeile on sageli iseloomulik fluidaalne e. voolutekstuur. Kivimi koosnemine vahelduvalt erineva mineraalse koostisega vööndeist annab talle vöödilise tekstuuri.
 

Enamlevinud tardkivimite tüübid.

Kuigi tardkivimeid iseloomustavad väga mitmesugused tunnused, on kivimtüüpe määravaks siiski eelkôige nende aineline koostis, väljendatuna nii elemendilises (e. keemilises) kui mineraalses vormis.

Traditsiooniliselt väljendatakse tardkivimite keemilist koostist neid moodustavate elementide oksiidide sisaldustena massiprotsentides. Kuna magmakivimid sisaldavad eelkôige hapnikku ja räni, on nende keemilise koostise valdavamaks komponendiks SiO₂, mille kogus kôigub enamlevinud kivimtüüpides 30%-st 75%-ni. Ülejäänud peamistest komponentidest vôib Al₂O₃ sisaldus tôusta kuni 20%-ni. Fe₂O₃, FeO, MgO, CaO, Na₂O, K₂O sisaldused aga ei ületa tavaliselt 10%. SiO₂ on ka ainsaks oksiidiks, mille sisaldus magmakivimeis ei lange kunagi nullini, mistôttu kôik tardkivimite kivimitmoodustavad mineraalid on silikaadid (päevakivid, kvarts, vilgud, amfiboolid, pürokseenid, oliviin, nefeliin jt.). SiO₂ sisalduse järgi jagatakse tardkivimid ultraaluseliste, aluseliste, keskmiste ja happeliste kivimite rühmadeks (vt. KIVIMID).

Nendest rühmadest vôib omaette grupina tuua välja looduses teistest tardkivimitest märksa vähem levinud, leelismetallidest (Na, K) rikastunud nn. leeliselisi magmakivimeid. Viimased sisaldavad iseloomulike mineraalidena nefeliini, leutsiiti, K-päevakivi, mitte kunagi aga kvartsi.

Tardkivimite pôhikomponentide sisaldused on üksteisega seaduspärases sôltuvuses. Näiteks kaasneb SiO₂ sisalduse suurenemisega kivimeis ka Al₂O₃, K₂O ja Na₂O sisalduste kasv ning FeO, CaO, MgO sisalduste vähenemine. Mineraalses koostises väljendub see kvartsi ja päevakivide sisalduse suurenemises ja biotiidi, amfibooli vôi pürokseeni sisalduse vähenemises. Peale nimetatud peamiste komponentide sisaldavad magmad väikestes hulkades Ti, Mn, Zn, Sr, Ca, Ni, Co, Sn, Li, Rb, Ba jt. elemente. Kergesti lenduvaist komponentidest on peamised H₂O, CO₂, H₂S, F, Cl, P.

J.Kirs, K.Kirsimäe