Perydotyt

Ksenolit perydotytowy z San Carlos, południowo-zachodnie Stany Zjednoczone. Skała jest typowym perydotytem bogatym w oliwin, przecięta centymetrowej grubości warstwą zielonkawo-czarnego piroksenitu.

Perydotyt jest gęstą, gruboziarnistą skałą iglastą, składającą się głównie z minerałów oliwinu i piroksenu. Skała ta pochodzi z płaszcza Ziemi. Jej skład jest różny, w zależności od zawartości minerałów w skale. Ogólnie rzecz biorąc, jest on bogaty w magnez, ze znacznymi ilościami żelaza i mniej niż 45 procent krzemionki. Dlatego określa się go jako ultramaficki lub ultrabazowy. Skład niektórych konkrecji perydotytowych daje wgląd w materiały i procesy, które brały udział we wczesnej historii Ziemi.

Perydotyt jest również poszukiwany ze względu na swoją wartość ekonomiczną. Część skały jest wydobywana dla kamienia ozdobnego znanego jako perydot, który jest oliwinem o jakości klejnotu. Siarczkowe rudy niklu i platyny oraz chromitowa forma chromu są często spotykane w połączeniu z perydotytem. Po uwodnieniu w niskich temperaturach, formy perydotytowe stają się serpentynitami, które mogą zawierać azbest chryzotylowy i talk.

Schemat klasyfikacyjny dla perydotytu i piroksenitu, oparty na proporcjach oliwinu i piroksenu. Jasnozielony obszar obejmuje najczęstsze składy perydotytów w górnej części płaszcza Ziemi (częściowo zaadaptowane z Bodinier i Godard (2004)).

Występowanie

Perydotyt jest dominującą skałą górnej części płaszcza Ziemi. Otrzymuje się go w postaci litych bloków i fragmentów lub kryształów nagromadzonych z magm powstałych w płaszczu.

Skład konkrecji perydotytowych znajdowanych w niektórych bazaltach i rurach diamentowych (kimberlitach) jest przedmiotem szczególnego zainteresowania, ponieważ dostarczają one próbek korzeni płaszcza kontynentów, wydobytych z głębokości od około 30 km (km) do 200 km lub więcej. Niektóre z konkrecji zachowują proporcje izotopów osmu i innych pierwiastków, które zapisują procesy zachodzące ponad trzy miliardy lat temu. Dzięki temu dostarczają one wskazówek na temat składu wczesnego płaszcza Ziemi i złożoności zachodzących w nim procesów. W związku z tym są one przedmiotem szczególnego zainteresowania paleogeologów.

Typy perydotytów

• Dunit: Składa się z ponad 90 procent oliwinu, zazwyczaj o stosunku magnezu do żelaza około 9:1.
• Harzburgit: Składa się głównie z oliwinu plus ortopiroksenu, i stosunkowo niskie proporcje składników bazaltowych (granat i klinopiroksen są niewielkie składniki).
• Wehrlite: Złożony głównie z oliwinu plus klinopiroksenu.
• Lherzolit: Składa się głównie z oliwinu, ortopiroksenu (powszechnie enstatyt), i klinopiroksenu (diopsyd), i mają stosunkowo wysokie proporcje składników bazaltowych (granat i klinopiroksen). Częściowe stopienie lherzolitu i ekstrakcja frakcji stopionej może pozostawić stałą pozostałość harzburgitu.

Kompozycja

Peridotyty są bogate w magnez, co odzwierciedla wysoki udział bogatego w magnez oliwinu.Składy peridotytów z warstwowych kompleksów iglastych różnią się znacznie, co odzwierciedla względne proporcje piroksenów, chromitu, plagioklazu i amfibolu. Minerały mniejszościowe i grupy mineralne w perydotycie obejmują plagioklaz, spinel (powszechnie minerał chromit), granat (zwłaszcza minerał pirop), amfibol i flogopit. W perydotycie plagioklaz jest stabilny przy stosunkowo niskich ciśnieniach (głębokość skorupy), spinel glinowy przy wyższych ciśnieniach (do głębokości ok. 60 km), a granat przy jeszcze wyższych ciśnieniach.

Piroksenity to pokrewne skały ultramafickie, które składają się głównie z ortopiroksenu i/lub klinopiroksenu; minerały, które mogą występować w mniejszej ilości to oliwin, granat, plagioklaz, amfibol i spinel.

Pochodzenie i rozmieszczenie

Przewiduje się, że perydotyty powstały w dwóch głównych trybach: (a) jako skały płaszcza powstałe podczas akrecji i różnicowania się Ziemi; lub (b) jako skały kumulacyjne powstałe w wyniku wytrącania oliwinu i piroksenów z magm bazaltowych lub ultramafickich. Magmy te pochodzą ostatecznie z górnego płaszcza poprzez częściowe stopienie perydotytów płaszcza.

Perydotyt jest dominującą skałą płaszcza Ziemi powyżej głębokości około 400 km. Poniżej tej głębokości oliwin przekształca się w minerał o wyższym ciśnieniu. Płyty oceaniczne składają się z około 100 km perydotytu pokrytego cienką skorupą. Skorupa ta, zwykle o grubości około 6 km, składa się z bazaltu, gabro i drobnych osadów. Perydotyt znajdujący się poniżej skorupy oceanicznej, „perydotyt abisalny”, występuje na ścianach ryftów w dnie głębokiego morza.

Płyty oceaniczne są zwykle subdukowane z powrotem do płaszcza w strefach subdukcji. Jednak niektóre kawałki mogą być osadzone w skorupie kontynentalnej lub rzucone na nią w procesie zwanym obdukcją, a nie przenoszone w dół do płaszcza. Wypychanie może nastąpić podczas orogenez (formowania się gór), jak podczas zderzenia jednego kontynentu z drugim lub z łukiem wyspowym. Kawałki płyt oceanicznych osadzone w skorupie kontynentalnej są określane mianem ophiolitów. Typowe ofiolity składają się głównie z perydotytu z towarzyszącymi mu skałami, takimi jak gabro, bazalt poduszkowy, kompleksy diabazowo-słupkowe i czerwony chert. Inne masy perydotytów zostały wprowadzone do pasów górskich jako stałe masy, ale nie wydają się być związane z ophiolitami, i zostały nazwane „orogenicznymi masywami perydotytowymi” i „perydotytami alpejskimi.”

Peridotyty występują również jako fragmenty (ksenolity – fragment skały, który staje się otoczony większą skałą, gdy ta ostatnia skała rozwija się i twardnieje) wyniesione przez magmę z płaszcza. Wśród skał, które powszechnie zawierają ksenolity perydotytowe, są bazalty i kimberlity. Niektóre skały wulkaniczne, zwane czasem komatytami, są tak bogate w oliwin i piroksen, że również można je określić mianem perydotytów. Małe kawałki perydotytu znaleziono nawet w brekcjach księżycowych.

Skały z rodziny perydotytów są rzadkie na powierzchni i są bardzo niestabilne, ponieważ oliwin szybko reaguje z wodą w typowych temperaturach górnej skorupy i na powierzchni Ziemi. Wiele, jeśli nie większość, wychodni powierzchniowych zostało przynajmniej częściowo zmienionych do serpentynitu, w procesie, w którym pirokseny i oliwiny są przekształcane w zielony serpentynit. Ta reakcja hydratacji pociąga za sobą znaczny wzrost objętości z jednoczesnym odkształceniem pierwotnych tekstur. Serpentynity są słabe mechanicznie i dlatego łatwo przepływają w obrębie ziemi. Na glebach powstałych na serpentynitach rosną charakterystyczne zbiorowiska roślinne, ze względu na nietypowy skład skały macierzystej. Jeden z minerałów grupy serpentynitów, chryzotyl, jest rodzajem azbestu.

Morfologia i tekstura

Niektóre perydotyty są warstwowe lub same są warstwami; inne są masywne. Wiele perydotytów warstwowych występuje w pobliżu podstawy ciał warstwowych kompleksów gabroicznych. Inne perydotyty warstwowe występują pojedynczo, ale być może kiedyś wchodziły w skład większych kompleksów gabroicznych.

Obie perydotyty warstwowe i masywne mogą mieć jedną z trzech głównych tekstur:

1. Dobrze uformowane kryształy oliwinu oddzielone innymi minerałami. Prawdopodobnie odzwierciedla to pierwotne osadzanie się osadów oliwinu z magmy.
2. Wyrównane kryształy z prostymi granicami ziaren przecinającymi się pod kątem około 120°. Może to wynikać z powolnego chłodzenia, w którym rekrystalizacja prowadzi do minimalizacji energii powierzchniowej.
3. Długie kryształy z poszarpanymi granicami krzywoliniowymi. Wynika to prawdopodobnie z wewnętrznej deformacji.

Wiele wystąpień perydotytów ma charakterystyczne tekstury. Na przykład, perydotyty z dobrze wykształconymi kryształami oliwinu występują głównie jako warstwy w kompleksach gabroicznych. Perydotyty „alpejskie” mają na ogół nieregularne kryształy, które występują jako mniej lub bardziej zserpentynizowane soczewki ograniczone uskokami w pasach gór fałdowych, takich jak regiony alpejskie, pasma wybrzeża Pacyfiku i w Appalachach. Guzki perydotytowe o nieregularnej teksturze równoramiennej są często spotykane w bazaltach alkalicznych i w rurach kimberlitowych. Niektóre perydotyty bogate w amfibol mają koncentryczną strukturę warstwową i tworzą części plutonów zwanych strefowymi kompleksami ultramafickimi typu alaskańskiego.

Skały towarzyszące

Komatiity są rzadkim wulkanicznym odpowiednikiem perydotytu.

Eklogit, skała podobna do bazaltu pod względem składu, składa się głównie z sodowego klinopiroksenu i granatu. Eklogit jest związany z perydotytem w niektórych ksenolitach i w skałach zmetamorfizowanych przy wysokich ciśnieniach podczas procesów związanych z subdukcją.

Wartość ekonomiczna

Peridotyt został nazwany dla kamienia szlachetnego peridot, szklisto-zielonego klejnotu wydobywanego w Azji i Arizonie (Peridot Cove). Niektóre perydotyty są wydobywane jako kamienie ozdobne.

Perydotyt, który został uwodniony w niskich temperaturach tworzy serpentynit, który może zawierać azbest chryzotylowy (forma serpentynitu) i talk.

Warstwowe intruzje z kumulującym się perydotytem są zwykle związane z rudami siarczków lub chromitu. Siarczki związane z perydotytami tworzą rudy niklu i metali platynowych. Większość platyny używanej obecnie na świecie jest wydobywana z kompleksu iglastego Bushveld w Republice Południowej Afryki oraz z Wielkiej Grobli w Zimbabwe. Pasma chromitowe powszechnie związane z perydotytami są głównymi światowymi rudami chromu.

Notatki

• Blatt, Harvey, and Robert J. Tracy. 1995. Petrology: Igneous, Sedimentary, and Metamorphic, 2nd edition. Nowy Jork: W.H. Freeman. ISBN 0716724383.
• Bodinier, J.-L., and M. Godard. 2004. „Orogenic, Ophiolitic, and Abyssal Peridotites.” In The Mantle and Core. Edited by R.W. Carson. Amsterdam: Elsevier Pergamon. ISBN 0080437516.
• Farndon, John. 2006. The Practical Encyclopedia of Rocks & Minerals: How to Find, Identify, Collect and Maintain the World’s best Specimens, with over 1000 Photographs and Artworks. London: Lorenz Books. ISBN 0754815412.
• McBirney, Alexander R. 2006. Igneous Petrology, 3rd edition. Jones & Bartlett. ISBN 0763734489.
• Pellant, Chris. 2002. Skały i minerały. Nowy Jork: Dorling Kindersley. ISBN 0789491060.
• Shaffer, Paul R., Herbert S. Zim, and Raymond Perlman. 2001. Rocks, Gems and Minerals. New York: St. Martin’s Press. ISBN 1582381321.