Melanefelinit
Kategória: Vulkanické
Typ: Olivínový melanefelinit.
Všeobecné: Melanefelinit je vulkanická hornina zložená z nefelínu a klinopyroxénu – augitu. Dnes sa termín melanefelinit všeobecne používa pre kremíkom nedosýtené bázické a ultrabázické vulkanické horniny zložené z fenokryštálov pyroxénu nachádzajúce sa v základnej hmote intermediárneho zloženia (Le Maitre et al., 2002). Ak obsahuje melanefelinit aj hojné fenokryštály olivínu nazýva sa olivínový melanefelinit. Ak v melanefelinite prevládajú fenokryštály klinopyroxénu – je to pyroxénový melanefelinit. Na rozdiel od bazanitu (hornina blízka bazaltu zložená z klinopyroxénu, plagioklasu, olivínu a foidov), ktorý obsahuje modálny plagioklas, nefelínové horniny (nefelinit a melanefelinit) modálny plagioklas vôbec neobsahujú. Jediný felzický minerál v nefelinite a melanefelinite je nefelín. Ak nie je možné odlíšiť felzické minerály v základnej hmote, musí sa na odlíšenie nefelínových hornín použiť normatívne zloženie (Le Bas 1989). Bazanity obsahujú > 5% normatívneho albitu (ab) a < 20% normatívneho nefelínu (ne), melanefeniliy majú < 5% normatívneho albitu a < 20% normatívneho nefelínu a nefelinity majú > 20% normatívneho nefelínu.
Pôvod názvu: Prvýkrát termín melanefelinit použil Johannsen v roku 1920 a hornina špeciálny pôvod názvu. Predpona mela označuje vyšší podiel tmavých minerálov, ako je obvyklé u bežného nefelinitu.
Lokalita: Janowiczski (kameňolom, nefelinity Kowalskie, vulkanické pole Strzelin, spodné Sliezsko v Poľsku (vzorku daroval P. Ružička)
GPS: 50°43'49.4"N 16°56'05.7"E
Hlavné minerály: Olivín – fenokryštál (Fo85,10-85,6), klinopyroxén – diopsid – fenokryštál (Fs8,5En45,9Wo45,6) a v základnej hmote (Fs15,0En38,1Wo46,9) a nefelín v základnej hmote (Awdankiewicz et al., 2016 a elektrónová mikroanalýza – nepublikované údaje). Fenokryštály olivínu ojedinele uzatvárajú spinel bohatý na Cr.
Akcesorické minerály: Fe-Ti oxidy (magnetit a Ti-magnetit) a zeolit zo skupiny phillipsitu (Ramanova mikroanalýza – nepublikované údaje) v základnej hmote.
Klasifikácia: Olivínový melanefelinit je bázická až ultrabázická alkalická vulkanická hornina. Klasifikuje sa v TAS diagrame pre vulkanické horniny na základe obsahu SiO2, Na2O a K2O (Le Bas et al., 1986), kde spadá do poľa bazanitu/tefritu alebo foiditu. Pre detailnejšie odlíšenie nefelinitu (variety foiditu bohatého na nefelín) a bazanitu sa používa normatívne zloženie (Le Bas 1989). Bazanity obsahujú > 5% normatívneho albitu (ab) a < 20% normatívneho nefelínu (ne), melanefelinity majú < 5% normatívneho ab a < 20% normatívneho ne a nefelinity majú > 20% normatívneho ne.
Farba: Čierna.
Textúra: Masívna, mierne porfyrická.
Zrnitosť: Jemnozrnná hornina.
Štruktúra: Porfyrická.
Premeny: Sekundárnym minerálom je zeolit zo skupiny phillipsitu vypĺňajúci priestory medzi augitom, nefelínom a Fe-Ti oxidmi v základnej hmote.
Petrografická charakteristika: Hornina je čierna, kompaktná, jemnozrnná až afanitická a nápadne sa podobá na bazalt. Makroskopicky v nej vynikajú zelené porfyrické výrastlice olivínu do veľkosti 2 mm. Pri detailnejšom mikroskopickom pozorovaní sa dajú odlíšiť aj porfyrické výrastlice klinopyroxénu - diopsidu. Celkový objem porfyrických výrastlíc v hornine je v porovnaní s bazaltom vysoký (5-10 obj. %). Vzorka pochádza z vulkanického poľa Strzelin miocénneho veku v dolnom Sliezsku, ktoré sa nachádza pri severovýchodnom okraj Českého masívu, asi 100 km východne od severného okraja oháreckého riftu (Eger rift). Monogenetické vulkanické pole leží medzi Sudetskou zlomovou líniou a zlomovým systémom rieky Odry. Skladá sa z nefelinitových, bazaltových a trachybazaltových vulkánov, ktorých vulkanická aktivita je spojená s kontinentálnym riftom. Monogenetické vulkanické polia tvoria spravidla skupiny, alebo izolované bazaltové vulkány sformované iba počas jednej eruptívnej aktivity. U monogenetických vulkánov sa výstup magmy uskutoční len raz a to relatívne v malej porcii a prívodový systém už nie je následne použitý pre výstup magmy. Opakom monogenetických vulkánov sú vulkány polygenetické, ktoré eruptujú periodicky. Vzorka patrí k starším produktom vulkanického poľa Strzelin, ku nefelinitom Kowalskie oligocénneho (30-28 (25?) Ma) veku (Birkenmajer et al., 2004; Badura et al., 2005).
Využitie: Melanefelinit má podobné vlastnosti ako bazalt a mohol by sa ťažiť ako surovina využívaná v stavebníctve. V praxi sa však neťaží, lebo je v prírode veľmi zriedkavá.
Literatúra: Awdankiewicz, M., Rapprich, V., Míková, J., 2016: Magmatic evolution of compositionally heterogeneous monogenetic Cenozoic Strzelin Volcanic Field (Fore-Sudetic Block, SW Poland). Journal of Geosciences, 61, 425–450. DOI: 10.3190/jgeosci.221 Badura, J., Pécskay, Z., Koszowska, E., Wolska, A., Zuchiewicz, W., Przybylski, B., 2005: New age and petrological constraints on Lower Silesian basaltoids, SW Poland. Acta Geodyn Geomater 2: 7–15 Birkenmajer, K., Pécskay, Z., Grabowski, J., Lorenc, M.W., Zagożdżon, P.P., 2004: Radiometric dating of the Tertiary volcanics in Lower Silesia, Poland. IV. Further K–Ar dating and palaeomagnetic data from Late Oligocene to Early Miocene basaltic rocks of the Fore-Sudetic Block. Ann Soc Geol Pol 74: 1–19 Johannsen, A., 1938: A Descriptive Petrography of the Igneous Rocks. Chicago University Press, Vol.4, 523 pp. LeBas, M.J., 1989: Nephelinitic and Basanitic Rocks. Journal of Petrology, 30, 5, 1299-1312. https://doi.org/10.1093/petrology/30.5.1299 Le Bas, M.J., Le Maitre, R.W., Streckeisen, A. & Zanettin, B., 1986: A Chemical Classification of Volcanic Rocks Based on the Total Alkali-Silica Diagram. Journal of Petrology, 27, 3, 745 – 750. Le Maitre, R.W., Streckeisen, A., Zanettin, B., Le Bas, M.J., Bonin, B., Bateman, P., Bellien,i G., Dudek, A., Efremova, S., Kelle,r J., Lameyre, J., Sabine, P.A., Schmid, R., Sørensen, H., Woolley, A.R., 2002: Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms. Recommendationas of the International Union of Geological Sciences. Subcommision on the Systematics of Igneous Rocks. Cambridge University Press, Cambridge, UK, 236 pp. Tingey, D.G., Christiansen, E.H., Best, M.G., Riuz, J., Lux, D.R., 1991: Tertiary Minette and Melanephelinite Dikes, Wasatch Plateau, Utah: Records of Mantle Heterogeneities and Changing Tectonics. Journal of Geophysical Research, 96, B8, 13,529-13,544. Verma, S.P., 2020: Road from Geochemistry to Geochemometrics. 1st edition. Springer Singapore, 669 pp. https://doi.org/10.1007/978-981-13-9278-8_2 (17. August 2019). Vijayan A., Sheth H., Sharma K.K. 2016: Tectonic significance of dykes in the Sarnu-Dandali alkaline complex, Rajasthan, northwestern Deccan Traps. Geoscience Frontiers, 7, 783-791.
Mikrofotografie
Porfyrické výrastilce diopsidu – Di a olivínu – Ol v jemnozrnnej základnej hmote tvorenej hlavne diopsidom a nefelínom – Nph. Porfyrické výrastlice diopsidu sú oscilačne zonálne, čo je dobre viditeľné nielen v prechádzajúcom svetle pri jednom nikole ale hlavne v BSE obrázkoch (spätne rozptýlené elektróny - back scattered electrons) získaných pomocou elektrónového mikroanalyzátora (obrázok vľavo dole). Porfyrické výrastlice diopsidu a olivínu majú v skrížených nikoloch pestré interferenčné farby (vpravo hore). Olivín je po okrajoch mierne premenený na iddingsit – červenohnedý lem, viditeľný pri jednom nikole, tvorený zmesou amorfných silikátov vznikajúcich rozpadom olivínu a goethitom. Iddingsit je pomenovaný podľa amerického petrológa Josepha Paxsona Iddingsa (1857 – 1920). Základnú hmotu tvorí diopsid – Di (svetlá sivá farba – obrázok vpravo dole), podobného chemického zloženia ako fenokryštály diopsidu, nefelín – Nph a magnetit – Mag, ktorý je bohatý na Ti (obrázok vpravo dole). V základnej hmote sa miestami vyskytuje aj phillipsit – minerál zo skupiny zeolitov (najtmavšia sivá farba). Šírka horných mikrofotografií je 2,2 mm. Spodné dva obrázky majú svoju samostatnú mierku.
Normatívne zloženie
Okrem bežných normatívnych minerálov obsahuje melafelinit z lokality Kowalskie v Poľsku aj normatívny perovskit – pf, perovskit – pf. Nedosýtenie horniny kremeňom sa prejavuje prítomnosťou normatívneho olivínu – ol a normatívneho nefelínu - ne, ktorý znížil celkový obsah normatívneho albitu – ab. Melanefelinit nie je hornina korund – c, normatívna.
Normatívne minerály
SiO2
TiO2
ZrO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
F
S
CO2
Suma
Molárna proporcia normatívneho minerálu
Molekulová hmotnosť normatívneho minerálu
Hmot. % normatívnych minerálov
Oxid
(hmot. %)
40.75
2.47
11.16
13.39
0.21
12.68
12.77
3.86
1.32
1.40
100.01
Molekulová
hmotnosť
60.08
79.88
101.96
159.69
70.94
40.31
56.08
61.98
94.2
141.95
Molárna
proporcia
0.6783
0.0309
0.1095
0.0838
0.0030
0.3146
0.2277
0.0623
0.0140
0.0099
ap
0.0329
0.0099
0.0099
328.68
3.24
il
0.0030
0.0030
0.0030
151.75
0.45
tn´
0.0280
0.0280
0.0280
0.0280
196.07
5.48
or
0.0841
0.0140
0.0140
0.0140
556.67
7.80
ab´
0.3737
0.0623
0.0623
0.0623
524.46
32.66
an
0.0663
0.0332
0.0332
0.0332
278.21
9.23
hm
0.0838
0.0838
159.69
13.39
zvyšky
0.0000
0.3146
0.1337
di
0.2674
0.0000
0.1337
0.1337
0.1337
216.56
28.96
hy´
0.1808
0.0000
0.1808
0.1808
100.39
18.16
ol
0.0904
0.0000
0.1808
0.0904
140.69
12.72
pf
0.0280
0.0280
0.0280
135.98
3.80
ne
0.1018
0.0509
0.0509
0.0509
284.11
14.47
ab
0.0682
0.0114
0.0114
0.0114
524.46
5.96
D: 0.3220
D1: 0.2316
D2: 0.20366
Mg/(Mg+Fe2+): 1.000
Suma hmot. % normatívnych: 100.01
Poznámka: Celý provizórny hyperstén – hy´ bol použitý na tvorbu normatívneho olivínu – ol. Časť provizórneho albitu – ab´ bola premenená na nefelín - ne a zvyšok tvorí skutočný normatívny albit – ab. Celý provizórny titanit – tn´ bol premenený na perovskit - pf, lebo hornina je silne nedosýtená kremíkom. Normatívny ilmenit – il bol vytvorený z molárnej proporcie MnO, ktorá bol pripočítaný k FeO. Zvyšok TiO2 po vytvorení ilmenitu bol použitý na tvorbu provizórneho titanitu – tn´, ktorý bol celý neskôr zmenený na perovskit – pf. Obsah normatívneho albitu je vyšší ako 5 hmot. %, čo je pravdepodobne spôsobené prítomnosťou zeolitov zo skupiny phillipsitu, ktoré zvýšili nepatrne obsah SiO2. Ak sa zníži obsah SiO2 v celohorninovej analýze o 0,45 hmot. % v klesne obsah normatívneho albitu pod 5 % (4,98 hmot. %), pričom sa nezmení skladba vypočítaných normatívnych minerálov.
Chemické zloženie
Melanefelinity sa vyznačujú relatívne nízkym obsahom SiO2 a vysokým obsahom alkálií (Na2O + K2O), pričom obsah Na2O je vyšší ako K2O. Patria medzi alkalické horniny, u ktorých sa prebytok alkálií prejavil kryštalizáciou modálneho foidu – nefelínu. Nefelín je tiež prítomný aj v normatívnom zložení. Melanefelinit má na rozdiel od nefelinitu vyšší obsah TiO2, Fe2O3, MgO, Cr, Co, Cu, Hf, Ni, Sc a V ako nefelinit. V porovnaní s nefelinitom je však chudobnejší na alkálie (Na2O a K2O), Al2O3, P2O5, SiO2 a stopové prvky ako La, Ce, Nd, Eu, Yb, Lu, Gd, Rb, Sr, Th a U (Verma 2019). Predpokladá sa, že nefelinitová magma vo vulkanickom poli Strzelin magma vznikla pri nízkom stupni parciálneho tavenia (0,5 %) hlbokého heterogénneho astenosférckého plášťa obohateného o kôrové komponenty. Počas svojej cesty na povrch podľahla len malému stupňu frakčnej kryštalizácie (10 %), kedy kryštalizoval hlavne olivín a menej klinopyroxén. Nefelinitová láva na povrchu sformovala lávové prúdy alebo lávové polia (Awdankiewicz et al. 2016), typické pre efuzívny vulkanizmus. Zdrojom magmy bazaltových a trachybazaltových vulkánov bol tak isto heterogénny astenosférický plášť. Avšak magma bola u nich generovaná plytšie, pri vyššom stupni parciálneho tavenia (1 %) a pri výstupe na povrch podľahla aj vyššiemu stupňu frakcionácie (10 – 20 %). Charakter vulkanizmu bol efuzívny až explozívny.
Kowalskie - KN-363
SiO2
39.99TiO2
2.42Al2O3
10.95Fe2O3
13.14MnO
0.21MgO
12.44CaO
12.53Na2O
3.79K2O
1.30P2O5
1.37LOI
1.40Suma
99.54Mg(Mg/Fe2+)
všetko Fe je ako Fe3+A/CNK
0.36A/NK
1.43
Awdankiewicz et al., 2016
Sarnu Dandali, Radžastan, India - SD-11
SiO2
34.99TiO2
5.09Al2O3
10.44Fe2O3
16.85MnO
0.17MgO
9.92CaO
13.59Na2O
2.64K2O
2.09P2O5
0.73LOI
2.17Suma
98.68Mg(Mg/Fe2+)
všetko Fe je ako Fe3+A/CNK
0.33A/NK
1.58
Vijayan et al., 2016
Wasatch Plateau, Utah, U.S.A. - STA-1
SiO2
39.8TiO2
2.76Al2O3
9.60Fe2O3
12.70MnO
0.19MgO
16.60CaO
13.70Na2O
1.77K2O
1.20P2O5
1.67LOI
3.10Suma
103.09Mg(Mg/Fe2+)
všetko Fe je ako Fe3+A/CNK
0.33A/NK
2.28
Tingey et al., 1991