Базальт минерал: Страница не найдена – Geolib.net

Содержание

Гранит и базальт: есть ли разница

Гранит и базальт – две натуральные горные породы, имеющие внешнее сходство и близкие по значению характеристики. Они широко востребованы в строительстве, в промышленности, многие потребители даже путают их между собой. Несмотря на схожесть, разница между гранитом и базальтом существенная. Камни отличаются по структуре, происхождению и имеют ряд ключевых эксплуатационных особенностей, которые определяют их сферы применения.

Способ образования и внешний вид

Гранит – это камень вулканического происхождения. Порода формируется глубоко в земной коре под высоким давлением в течение долгого времени. Гранит состоит из мелких, средних или крупных кристаллов, причем вкрапления разных минералов расположены хаотично. Оттенки породы различные от темных серых до светло розовых. Сравнить фактуру и цвет камня на готовых изделиях можно здесь.

Базальт – минерал вулканического происхождения, но, в отличие от гранита, он формируется при быстром остывании магмы.

Структура минерала получается мелкозернистой, часто пористой. Цветовая гамма ограничена темными камнями с зеленоватым отливом.

Сравнение характеристик

Гранит – твердая порода. Высокое содержание кварца позволяет ему выдерживать сжатие с усилием до 300 мПа. Плотность минерала достигает 2600 кг/м3. Поверхность хорошо полируется, сохраняет блеск в процессе эксплуатации. Высокая прочность гранита и широкая цветовая гамма сделали его востребованным в производстве отделочных и строительных материалов. Камень используют в благоустройстве территорий, а также в качестве сырья для изготовления различных изделий.

Базальт тяжелее и тверже гранита. Прочность на сжатие достигает 400 мПа, плотность – до 3000 кг/м3. Базальт пластичный, поэтому широко используется для создания акустических систем и производства минеральной ваты. Из тяжелого камня изготавливают также плиты мощения, уличные монументы, щебень, используют его в качестве компонента каменного литья и бетона.

Геологические различия

 

Помимо основных характеристик, цвета и происхождения разница между гранитом и базальтом заключается также в геологических особенностях месторождений минералов. Гранит формирует породы материков, а базальт образуется на дне мирового океана. При движении литосферных плит происходит плавление минералов. Тяжелый базальт опускается на дно, а материковые массивы гранита выходят на поверхность.

Новосибирский государственный архитектурно-строительный университет – Сибстрин

Студенты НГАСУ (Сибстрин) поучаствовали в строительстве новой ледовой арены МЧМ – 2023 в Новосибирске

В 2023 году Новосибирск примет молодежный чемпионат мира по хоккею. Матчи будут проводиться на новой многофункциональной ледовой арене, которая сейчас строится вблизи улицы Немировича-Данченко, в 500 метрах от берега реки Обь. Ввести в эксплуатацию новый спортивный комплекс планируют уже летом 2022 года. Студенты Новосибирского государственного архитектурно-строительного университета (Сибстрин) поучаствовали в стройке главного объекта МЧМ – 2023 в рамках производственной практики этим летом.
Инициатива привлечь к строительству знаковых объектов области – ЛДС и станции метро «Спортивная» – студентов профильных вузов и бойцов студотрядов принадлежит Губернатору Андрею Травникову. «Сегодняшние новосибирские студенты смогут…

Приглашаем на мероприятия для первокурсников «Время первых 2021»!

Дорогие первокурсники НГАСУ (Сибстрин)! ЦВВР приглашает к участию в традиционных мероприятиях для новобранцев университета «Время первых 2021». Для вас организованы конкурсы среди групп первого курса: Интеллектуальный турнир – 4-5 октября «Эмблема моей группы» – 6 октября Конкурс на самую творческую группу – 6 октября Спартакиада на «Приз первокурсника» – 28-30 сентября Заявки на участие в конкурсах принимаются в свободной форме в учебном корпусе №4, ком. 4203, 4211 или на электронную почту [email protected] Пришло время первых – прояви свои таланты! Подробности – в Положениях о конкурсах.
Интеллектуальный турнир Положение Спартакиада 1 курс 2021 Самая творческая группа Эмблема моей группы

Консорциум строительной отрасли Новосибирской области определил основные научные направления

В рамках деятельности научно-образовательного консорциума строительной отрасли Новосибирской области состоялась конференция по отбору тем в план научно-исследовательских работ. Мероприятие прошло 22 сентября 2021 года на базе НГАСУ (Сибстрин) в смешанном формате. Напомним, что научно-образовательный консорциум строительной отрасли, объединивший 17 организаций, в том числе вузы, научно-исследовательские институты СО РАН и ведущие отраслевые объединения строителей, был создан в апреле этого года. Его цель – интеграция усилий и ресурсов для обеспечения лидирующих позиций стройиндустрии Новосибирской области. С приветственным словом к участникам конференции обратились вице-президент консорциума, ректор НГАСУ (Сибстрин) Юрий Сколубович .
..

Лучшее студенчество с Российскими студенческими отрядами

Что значит быть профессионалом? Десятки тысяч часов проб и ошибок, оттачивание мастерства, опыт, мотивация стать лучшим в своем деле. Но для начала нужно найти то самое дело, в котором захочется стать профессионалом. Найти что-то свое. Российские студенческие отряды – это молодежная организация, которая помогает тысячам студентов не только найти работу на лето, но и попробовать себя в новой профессии, увидеть другую сторону жизни и понять, что точно не подходит. А еще – это коллектив единомышленников, активный досуг и новые возможности для личностного роста. Работая в составе студенческого отряда, вы получаете официальное трудоустройство и «белую» зарплату. Существует система компенсаций затрат на проезд и проживание от работодателя, можно получить бесплатно дополнительную рабочую специальность, что повысит…

Камень из жерла вулкана — Базальтек

6 сентября 2021

Базальт — это камень вулканического происхождения. Образуется при извержении и быстром застывании магмы, имеет мелкозернистую структуру. Название камня в переводе с эфиопского означает «кипяченный» или «кипящий». Базальт можно обнаружить как в самих вулканах, так и на дне океанов. Он есть на Земле, на Венере, Луне и Марсе.

Базальт бывает черного, темно-серого или черного с зеленоватым отливом цвета. Он состоит из плагиоклаза, клинопироксена, магнетита и вулканического стекла. Кроме этого, имеются включения из оливина, белого плагиоклаза, темного пироксена.

Камень намного тяжелее и прочнее гранита, но при этом он гибкий и пластичный. Плавится при температуре 1000-1400 °C. Минерал устойчив к воздействию едких щелочей или кислот. На породу не влияют перепады температур.

Месторождения базальтов слагаются из траппов. В геологии так называют структуры, похожие на лестницу. Такими траппами занято более 150 тысяч квадратных километров в бассейнах рек Енисей и Лена в Восточной Сибири. Есть месторождения на Камчатке, в Забайкалье, в Хабаровском и Алтайском крае.

Базальт добывают в Армении и на Украине. Разрабатываются залежи породы в Северной Америке, Австралии, Исландии, Гренландии, Эфиопии, Индии и Бразилии.

Базальт — это общее название горной породы. В природе встречаются такие разновидности базальта, как азиатский, сумеречный и мавританский.

Азиатский базальт цвета «мокрый асфальт» применяют в оформлении помещений, темно-серый сумеречный минерал используется для отделки домов и строительства дорог. Из мавританского базальта темного цвета с зеленым отливом создают оригинальные интерьерные украшения.


Eщё

Основные виды теплоизоляционных материалов

24.09.2021

Фасад — внешняя, лицевая часть здания. Ограждающие конструкции — строительные объекты (стены, перекрытия, покрытия, кровля и пр.), выполняющие задачи ограждения либо деления пространства здания.

Используются для защиты объектов от внешних воздействий — холода, солнца, ветра, звуков и пр. Ограждающие конструкции бывают несущими или самонесущими, для монтажа внутри помещений или на открытом воздухе. Фасад по сути […]

Читать Огнезащита несущих металлических конструкций

24.09.2021

Балки, ригели, колонны и другие элементы могут вести себя при пожаре совершенно непредсказуемо. Главная задача — как можно дольше сохранить здание в целостности и предотвратить риск обрушения. Металл сохраняет свою прочность ровно до тех пор, пока температура не сравняется с температурой окружающей среды. Но если поместить его в среду с высокими температурами, металл становится гибким […]

Читать Тип изоляционного материала. Какие бывают

24.09.2021

Сегодня разные виды изоляционных материалов активно используются в строительстве и ремонте. Такие материалы могут подразделяться на теплоизолирующие, звукоизолирующие, гидроизолирующие и другие типы. Теплоизоляционные изделия используются для изоляции строительных конструкций жилых, коммерческих помещений, поверхностей агрегатов и промышленных установок (холодильных камер, печей, труб и пр.). Такие материалы обладают небольшой теплопроводностью и снижают потери тепла, сохраняют оптимальную температуру, […]

Читать

ЛАБОРАТОРИЯ МЕТЕОРИТИКИ ГЕОХИ РАН

Горные породы лунной коры можно подразделить на материковые и морские. Первые слагают светлые, хорошо различимые визуально, материковые районы нашего спутника. Вторые заполняют темные впадины лунных морей, которые не содержат, как известно, ни капли воды. Эти впадины – гигантские ударные кратеры, образованные около 4 млрд. лет назад в материковой коре при столкновении Луны с крупными космическими телами.

Ниже, с краткими комментариями приводятся фотографии шлифов типичных лунных пород из коллекции РАН в проходящем или отраженном свете оптического микроскопа. Шлиф это тонкая пластинка горной породы толщиной около 40 микрон, прозрачная для проходящего света. В простом плоскополяризованном проходящем свете (без анализатора) большая часть силикатных минералов бесцветна или слабо окрашена. Рудные минералы непрозрачны. При включенном анализаторе (николи скрещены) зерна силикатных минералов приобретают разнообразные окраски, которые называются интерференционными и не являются собственными окрасками минеральных фаз. В отраженном свете наблюдается только поверхность шлифа. Силикатные минералы различаются по степени отражения. Чем выше показатель преломления силикатного минерала, тем ярче он выглядит. Непрозрачные, рудные минералы в отраженном свете всегда обладают более высокой отражательной способностью и слабо окрашены.

Основные минеральные фазы лунных пород плагиоклаз, пироксен, оливин, ильменит и минералы группы шпинели. Плагиоклазы – твердый раствор альбита (NaAlSi3O8) и анортита (СаAl2Si2O8). Лунные плагиоклазы близки по составу к анортиту. Пироксены в первом приближении можно подразделить на ортопиросены, имеющие состав (Mg,Fe)SiO3, и клинопироксены – (Ca,Mg,Fe)SiO3, содержащие обычно некоторые повышенные концентрации Ti, Al и Cr. В лунных породах присутствуют как орто- так и клинопироксены. Оливины имеют более простой состав – (Mg,Fe)2SiO4 и в породах лунной коры наблюдаются как магнезиальные так и железистые разности этой фазы. Ильменит – рудный минерал (FeTiO3) впервые был обнаружен в Ильменских горах на Урале и от этих гор и получил свое название. Минералы группы шпинели – в лунных породах в основном представлены серией твердых растворов хромита (FeCr2O4) и ульвошпинели (Fe2TiO4) с некоторой примесью герцинита (FeAl2O4). Установлена также и сама шпинель (MgAl2O4), содержащая примеси Fe и Cr. Составы некоторых редких лунных минералов будут даны в тексте.

Места посадок экспедиций «Аполлон» и автоматических станций «Луна» доставивших на Землю лунный образцы:

«Аполлон-11» – Море Спокойствия

«Аполлон-12» – Океан Бурь

«Аполлон-14» – Юго-восточная часть Океана Бурь, район кратера Фра Мауро.

«Аполлон-15» – Окраина Моря Дождей, район гор Апеннины.

«Аполлон-16» – Материковый район к востоку от кратера Птолемей.

«Аполлон-17» – Горы Таурус на границе Моря Ясности и Моря Спокойствия

«Луна-16» – Море Изобилия

«Луна-20» – Материк к северу от Моря Изобилия, район кратера Амегино.

«Луна-24» – Море Кризисов

МАТЕРИКОВЫЕ ПОРОДЫ

По минеральному составу лунные материковые породы относятся к породам анортозит-норит-троктолит-габбровой серии. Анортозит состоит почти полностью из плагиоклаза. Норит, троктолит и габбро содержат примерно в равных количествах плагиоклаз и ортопироксен (норит), плагиоклаз и клинопироксен (габбро), плагиоклаз и оливин (троктолит). Породы промежуточного состава называются анортозитовые нориты, норитовые анортозиты, габбро-анортозиты и т. д. По структуре материковые породы разделяются на магматические (изверженные) и импактиты. Импактиты представлены брекчиями, ударными расплавами и гранулитами. Они являются продуктами преобразования (дробления, смешения, плавления, перекристаллизации) первичных изверженных пород в ходе интенсивной метеоритной бомбардировки Луны около 4 млрд. лет назад.

Импактные брекчии классифицируются по структуре матрицы (основной массы):

Шлиф 976, «Луна-20», проходящий свет николи скрещены.

Брекчия с обломочной матрицей. В этой породе крупные обломки плагиоклаза (серые интерференционные окраски) реже оливина и пироксена (синие, красные, желтые окраски) находятся в матрице, состоящей из мелких обломков тех же минеральных фаз.

Шлиф 72275,125, «Аполлон-17», отраженный свет.

Брекчия с обломочной матрицей. Хорошо видно, что обломки минеральных фаз в таких породах очень слабо связаны между собой, т.е. цементирующая их матрица очень рыхлая. По этой причине брекчии с обломочной матрицей – механически непрочные породы и не пользуются большим распространением в лунной коре.

Шлиф 66095,87, «Аполлон-16», проходящий свет, николи скрещены.

Брекчия с ударно-расплавной матрицей. Крупные обломки минералов (в основном плагиоклаза, серый до темного), реже оливина и пироксена находятся в хорошо раскристаллизованной матрице, в которой отчетливо выделяются лейстовидные (вытянутые) кристаллы плагиоклаза, указывающие на кристаллизацию матрицы их расплава. Такие породы – ударные расплавы, нагруженные обломками и очень типичны в материковых областях Луны.

Шлиф 79215,53, «Аполлон-17» в проходящий свете без анализатора (слева) и в скрещенных николях (справа).

Брекчия с перекристаллизованной (гранулитовой) матрицей. демонстрирует другой тип брекчий, которые. Такие брекчии широко распространены в материковой лунной коре. Они могли образоваться путем литификации и перекристаллизации обломочного материала в горячих кратерных выбросах, но могут быть также и продуктом перекристаллизации брекчий с обломочной и ударно-расплавной матрицами. В этой породе наблюдаются относительно крупные обломки плагиоклаза, находящиеся в матрице, сложенной округлыми и угловатыми зернами плагиоклаза, пироксена и оливинаю. В проходящем свете без анализатора зерна оливина и пироксена выглядят более рельефно из-за более высокого показателя преломления этих фаз.


Шлиф 876, «Луна-20» в проходящем свете без анализатора (слева) и в скрещенных николях (справа).

Брекчия с гранулитовой матрицей. Порода подобна по структуре брекчии 79215,53, показанной выше, но имеет более мелкозернистую структуру. В этой брекчии установлены хорошо оформленные кристаллы армолколита, непрозрачные (черные) в проходящем свете (внизу, слева) и светлые (внизу, справа) в отраженном свете. Армолколит (FeTi2O5) – минерал, впервые обнаруженный в лунных породах.


Шлиф 840, «Луна-20», отраженный свет.

Типичным акцессорным минералом гранулитовых брекчий является ильменит (светло-кремовый), который иногда содержит пластинки рутила – TiO2 (белая, яркая полоска) и хромита (голубовато-серый). Эти фазы выделяются из ильменита в ходе охлаждения. Темно-серая фаза в силикатной матрице – плагиоклаз, светло-серая – оливин и ортопироксен.


Шлиф 840, «Луна-20», отраженный свет.

В гранулитовых брекчиях изредка встречается бадделеита – ZrO2 (Bd) в виде мелких включений в зерна ильменита (Ilm) а также лейстовидные (или неправильные) выделения фосфата Са (Ph) – обычно витлокита – Ca3(PO4)2. Темно-серая фаза в силикатной матрице – плагиоклаз, светло-серая – оливин и ортопироксен.


Шлиф 863, «Луна-20», проходящий свет, николи скрещены.

Гранулит. Такие породы имеют пойкилобластовую структуру, в которой зерна ортопироксена нагружены многочисленными округлыми включениями оливина и плагиоклаза. Плагиоклаз также содержит округлые включения ортопироксена и оливина. Местами наблюдаются, однако равномернозернистые агрегаты этих силикатных минералов. Минеральные фазы в гранулитах не обладают химической зональностью. Гранулиты – продукты полной перекристаллизации (термального метаморфизма) импактитов или первичных магматических пород.


Шлиф 1009, «Луна-20», проходящий свет, без анализатора.

В этой ударно-расплавной породе хорошо заметны редкие, округлые (корродированные расплавом) обломки плагиоклаза, находящиеся в плохо раскристаллизованной матрице. Эти обломки, также как и редкие, мелкие выделения рудных минералов послужили центрами кристаллизации лейстовидных кристаллов плагиоклаза, что определяет вариолитовую структуру породы. Слабая кристалличность матрицы указывает на быстрое охлаждение ударного расплава.


Шлиф 872, «Луна-20», проходящий свет, без анализатора.

Ударно-расплавная порода, в которой лейсты плагиоклаза (прозрачные) погружены в коричневатый стекловатый базис, что предполагает высокую скорость остывания данного расплава. В этой породе наблюдаются мелкие каплевидные включения, состоящие из металла (светлый) и троилита (кремовый), легко видимые в отраженном свете (нижний снимок). Присутствие таких включений яркое свидетельство контаминации ударного расплава метеоритным материалом ударника.


Шлиф 1042, «Луна-20», проходящий свет, николи скрещены.

Ударно-расплавная порода с малым количеством обломков. В этой породе редкие обломки плагиоклаза погружены в матрицу, в которой доминируют лейстовидные кристаллы плагиоклаза. Последние обладают некоторой преимущественной ориентировкой, отражающей, по-видимому, направление течения ударного расплава.


Шлиф 68415,148, «Аполлон-16», проходящий свет, николи скрещены.

Ударно-расплавная порода, которая не содержит обломков. Порода состоит в основном из лейстовидных кристаллов плагиоклаза. Она хорошо раскристаллизована и относительно крупнозернистая, что указывает на медленное остывание родительского расплава, ударное происхождение которого опознается по повышенному содержанию сидерофильных элементов – свидетельство присутствия метеоритного вещества.


Шлиф 60025,136, «Аполлон-16» (слева) и шлиф 862, «Луна-20» (справа), проходящий свет, николи скрещены

Катаклазированные анортозиты. Предполагается, что такие породы, состоящие почти исключительно из плагиоклаза, пользуются наибольшим распространением в первичной лунной коре. Крупные кристаллы плагиоклаза обломаны, разбиты трещинами, имеют мозаичное или волнистое погасание, частично растерты до мелких обломков – следствия наложенного ударного воздействия.


Шлиф 861, «Луна-20», проходящий свет, николи скрещены.

Анортозит, полнокристаллическая плагиоклазовая порода, в которой не наблюдается никаких следов ударного воздействия. Можно предполагать, что эта порода имеет магматическое происхождение.


Шлиф 859, «Луна-20», проходящий свет, николи скрещены.

Троктолит. Порода состоит из оливина (окрашен) и полностью остеклованного (превращенного в маскелинит), совершенно изотропного плагиоклаза (черное).. Трансформация плагиоклаза в маскелинит происходит при ударных давлениях более 200 кбар. Маскелинит впервые был обнаружен в метеорите Shergotty, который, как предполагается, имеет марсианское происхождение.


Шлиф 924, «Луна-20», проходящий свет, николи скрещены.

Анортозитовое габбро. Основные минералы: плагиоклаз (серый до желтого), образующий сдвойникованные, таблитчатые кристаллы, и клинопироксен (яркие интерференционные окраски), заполняющий, в основном, пространство между кристаллами плагиоклаза. Порода имеет изверженное магматическое происхождение.


Шлиф 913, «Луна-20», проходящий свет, без анализатора

Фрагмент анортозитовой крупнозернистой породы, вероятно, магматического происхождения с крупными кристаллами розовой шпинели (MgAl2O4). Присутствие такой шпинели характерная черта троктолитовых анортозитов и троктолитов лунных материков.


МОРСКИЕ ПОРОДЫ

Морские породы образуют тонкие покровы во впадинах лунных морей и составляют около 1% лунной коры. Это эффузивные магматические породы, состоящие в основном из клинопироксена и плагиоклаза и относящиеся к группе габбро-базальта. Излияния морских базальтов на поверхность Луны происходили менее 4 млрд. назад после окончания тяжелой бомбардировки. Морские базальты разделяются в основном по содержанию титана и алюминия:

1. Базальты с высоким содержанием титана (TiO2 >8 вес.%). Это породы, собранные экспедициями «Аполлон 11 и 17»

2. Базальты с низким содержанием титана и бедные алюминием (TiO2 2-6 вес.%, Al2O3 < 12 вес.%). Эта группа объединяет породы экспедиций «Аполлона 12 и 15».

3. Базальты с низким содержанием титана, богатые алюминием (TiO2 3-6 вес.%, Al2O3 12-15 вес.%). К этому типу относятся базальты, доставленные «Луной-16»

4.Базальты с очень низкими содержаниями титана (TiO2 <1 вес.%), опробованные в основном «Луной-24».

В минеральном составе различия между этими группами выражаются в содержании ильменита – основной титановый минерал, содержащий титан, и плагиоклаза, с которым связано основное количество алюминия. Морские базальты – продукт частичного плавления лунных недр на глубинах до 400 км. Поэтому состав морских базальтов отражает состав лунной мантии.

Шлиф 74275,93, «Аполлон-17», проходящий свет, без анализатора (слева) и отраженный свет (справа).

Базальт с высоким содержанием титана. Долерит. В проходящем свете заметен коричневатый пироксен, изометричные, прозрачные кристаллы оливина с мелкими включения хромита (черное), лейсты плагиоклаза (серый, белый) и непрозрачный ильменит. В отраженном свете ильменит – светлый и видно, что он представлен лейстовидными кристаллами. В центральных частях ильменитовых лейст (снимок внизу) часто встречается армолколит (голубовато-серый, более темный, чем ильменит). Этот минерал впервые был обнаружен в высокотитанистых базальтах “Аполлона-11” и назван в честь членов экипажа этой экспедиции – Армстронга, Олдрина и Коллинза.


Шлиф 12018,80, «Аполлон-12», проходящий свет, без анализатора.

Базальт (долерит) с низким содержанием титана. Порода сложена слабо коричневатым пироксеном, изометричными выделениями оливина (прозрачный) и лейстами плагиоклаза (прозрачный). Ильменит (непрозрачный) имеет второстепенное значение в этой породе. По данным орбитального изучения лунной поверхности породы такого типа, вероятно, пользуются наибольшим распространением в морских районах Луны.


Шлиф 1517, «Луна-24», проходящий свет, без анализатора (слева), и в скрещенных николях (справа)

Ферробазальт (долерит) с очень низким содержанием титана. Породе в основном сложена пироксеном (слегка коричневатый) и плагиоклазлм (бесцветный). Содержание рудного минерала (черный, в основном хромит) очень незначительно. Равномернозернистая структура породы и отсутствие лейст плагиоклаза предполагает, что она испытала термальный метаморфизм и является метабазальтом. Породы данного типа доминируют в месте посадки «Луны-24». Они не обнаружены в образцах экспедиций «Аполлон», но присутствуют в популяции лунных метеоритов.


Шлиф 1682, «Луна-24», проходящий свет, николи скрещены.

Долерит. Кроме мелкозернистых базальтовых пород с очень низким содержанием титана в реголите «Луны-24» наблюдаются фрагменты и их относительно крупнозернистых аналогов. В этом шлифе серые лейстовидные кристаллы – плагиоклаз, светло-желтый с трещинками спайности – клинопироксен.


Шлиф 1502, «Луна-24», проходящий свет, николи скрещены.

В базальтовых породах «Луны-24» в интерстициях между кристаллами плагиоклаза иногда встречается кристобалит (SiO2), имеющий черепицеобразную структуру.


Шлиф 1516, «Луна-24», проходящий свет, без анализатора.

Оливиновый базальт. В этой породе фенокристаллы оливина (светлый, прозрачный) и тонкие лейсты плагиоклаза погружены в плохо раскристаллизованную криптокристаллическую, коричневатую матрицу. Такая структура предполагает быструю кристаллизацию расплава, содержащего кристаллы оливина, на лунной поверхности. В отличие от обычных ферробазальтов «Луны-24», эта порода более магнезиальна, но также обладает очень низкими содержанием титана.


Шлиф 13, «Луна-16», проходящий свет, без анализатора.

Базальтовые породы «Луны-16» несколько обогащены титаном по сравнению с типичными низкотитанистыми лунными базальтами и отличаются также повышенным содержанием алюминия. В этой породе черные (непрозрачные) лейсты – ильменит, коричневые зерна – клинопироксен, прозрачные лейсты – плагиоклаз. Встречаются также редкие округлые зерна оливина (прозрачный).


Шлиф 553, «Луна-16», проходящий свет, николи скрещены.

Долерит. Полнокристаллическая порода, в которой лейсты плагиоклаза (серый до белого) находятся в тесном срастании с неправильными зернами клинопироксена (цветной).


Шлиф 530, «Луна-16», проходящий свет, без анализатора.

В породах «Луны-16» обычно наблюдаются октаэдрические кристаллы хромита, которые, как правило, заключены в зерна клинопироксена (коричневатый) или оливина.


Шлиф 809, «Луна-20», отраженный свет.

Породы подобные базальтам «Луны-16» обнаружены и в реголите «Луны-20». Обогащение ильменитом (светлые лейсты) и плагиоклазом (темные лейсты) определяет повышенное содержание титана и алюминия в этих породах. Светло-серая матрица сложена клинопироксеном и оливином.


Шлиф 809, «Луна-20», отраженный свет.

Хромшпинелиды в лунных базальтовых породах обычно зональны. На этом снимке кристалл хромита (Ch), расположенный на краю оливинового зерна (Ol), обрастает светлой оболочкой ульвошпинели (Uv), содержащей включения ильменита (Ilm). Px – клинопироксен; Pl – плагиоклаз, Tr – троилит.


ВТОРИЧНЫЕ ЧАСТИЦЫ ЛУННОГО РЕГОЛИТА

Лунный реголит – слой рыхлого, слабосвязанного обломочного материала, покрывающий лунную поверхность. Реголит образуется за счет ударной переработки пород скального основания и состоит из обломков этих пород, минеральных зерен, и вторичных частиц – продуктов ударной переработки. Последние представлены стеклами, шлаками, агглютинатами, и др. Реголитовые брекчии – сцементированный реголит.

Шлиф 12034,34, «Аполлон-12», проходящий свет, без анализатора (слева) и в отраженном свете (справа).

Реголитовая брекчия, в которой доминируют мономинеральные обломки. Наблюдаются также фрагменты бурого стекла. Матрица в основном обломочная с небольшим количеством криптокристаллического материала. Обломочный характер матрицы хорошо виден в отраженном свете.


Шлиф 1512, «Луна-24», проходящий свет, николи скрещены.

Другой пример реголитовой брекчии, состоящей главным образом из мономинеральных обломков оливина, пироксена и плагиоклаза, которые цементируются обломочной матрицей с небольшим количеством стекла.


Шлиф 572, «Луна-16», проходящий свет, без анализатора.

Крупный фрагмент стекла базальтового состава в реголитовой брекчии. Такие стекла могут иметь вулканическое, т.е. образоваться при фонтанировании лавы, а не импактное происхождение. Однако, определение генезиса лунных стекол – непростая задача.


Шлиф 580, «Луна-16», проходящий свет, без анализатора.

Агглютинат. В этих шлакообразных частицах доминирует стекло с большим количеством пузырей и редкими обломками минералов. В стекле (зеленовато-серое) прослеживаются структуры течения.

Шлиф 952, «Луна-20», проходящий свет, без анализатора.

Агглютинат. В этой частице преобладает бурое пористое стекло.


Шлиф 943, «Луна-20», проходящий свет, николи скрещены.

Шарики стекла – характерный компонент лунного реголита. На этой фотографии показан шарик, сложенный девитрифицированным стеклом. В центре шарика полость. Такие шарики образуются при быстрой кристаллизации капель ударного расплава в свободном полете. Охлаждение капель осуществляется излучением. По химическому составу такие шарики идентичны материковым породам. Однако некоторые из них потеряли летучие компоненты, что указывает на высокие температуры исходного расплава.


Шлиф 919, «Луна-20», отраженный свет.

В реголитовых брекчиях часто наблюдаются фрагменты металла (яркий, белый) метеоритного состава. В этом металлическом фрагменте, имеющем состав камасита (Fe,Ni сплав с содержанием Ni около 5%), присутствуют также шрейберзит (Sch) – (Fe,Ni)3P и когенит (Chn) – (Fe,Ni)3C. Эти минералы обычны в железных метеоритах.


описание внешнего вида и цвета с фото, состав и свойства

Слово «базальт» в переводе с эфиопского означает «кипящий камень». Название базальта хорошо отражает его происхождение, ведь он относится к вулканическим горным породам. Этот камень обладает множеством ценных свойств, что позволяет использовать его в строительстве, дизайне и даже медицине. Существует несколько разновидностей базальта, отличающихся составом и визуальными характеристиками.

Что такое базальт, каковы его физико-химические свойства и состав?

Базальт является магматической горной породой. Большинство камней добывается в вулканических местностях. Форма отдельности – столбчатая или плитняковая. Показатель твердости по шкале Мооса – 5-7.

Минеральный состав породы представляют титаномагнетит, клинопироксен, вулканическое стекло. В породе могут присутствовать вкрапления плагиоклаза, оливина, иногда — ортопироксена.

Порода почти наполовину состоит из кремнезема. Также присутствуют оксиды магния, натрия, железа, кальция, марганца, калия, фосфора, алюминия.

Базальт – тяжелый камень, обладающий прочностью и относительной упругостью. Он устойчив к перепадам температур, воздействию влаги, щелочей и кислот. Камень огнеупорен, его температура плавления составляет 1100-1250 °С. К другим ценным свойствам горной породы относятся звуко- и теплоизоляция, экологичность, благодаря чему она активно используется при строительстве зданий.

Месторождения базальта

Базальт добывают в вулканических местностях, в том числе на дне океана. В России эта порода распространена на Камчатке, Урале, Крымском полуострове, в Забайкалье и Хабаровском крае. Крупные месторождения располагаются также в США, Индии, Армении, странах Южной Африки, Италии, Австралии, на острове Гренландия.

Внешний вид породы

Горная порода выглядит как камень темного оттенка (реже встречаются экземпляры светлого цвета). В природе представлена столбчатыми отдельностями в виде столбов с 3-7 гранями. Камни имеют пористую, плотную массивную или миндалекаменную структуру. В последнем случае порода именуется мандельштейном, миндалины которого могут быть заполнены кальцитом, плагиоклазом и другими веществами. В зависимости от вида базальт окрашен в маслянисто-черный, серый, дымчатый, зеленовато-серый оттенки (см. фото). Возможно наличие желтоватых вкрапленников оливина. Края камня неровные, поверхность шероховатая.

Разновидности базальта

Базальт имеет несколько разновидностей, отличающихся друг от друга по оттенкам, структуре и другим характеристикам. Одним из самых дорогих является базальтин, добываемый в Италии. Описание этой разновидности породы: прочность, близкая к граниту, и декоративные качества, сравнимые с известняком. Базальтин используется в архитектуре и дизайне. Фасад домов, отделанный этим камнем, долгое время сохраняет свои визуальные и физические характеристики. Базальтин доступен не каждому, поэтому его часто заменяют на азиатский аналог. Последний обладает сероватым оттенком и более низкой ценой.

Китайская горная порода называется сумеречной. Свое название она получила благодаря дымчато-серому или черному цветам. Сумеречный базальт подходит для использования в районах с холодным климатом или при перепадах температур.

Существует также мавританский зеленый базальт, темный по краям. Его ценят за визуальную привлекательность, однако по прочности и морозостойкости он уступает другим видам.

Область применения камня

Базальт обладает массой достоинств, благодаря чему он используется в самых разных сферах. Особое распространение эта порода получила в строительстве и архитектуре. Здания, облицованные базальтом, получают дополнительную защиту от огня и молний, обладают повышенной тепло- и звукоизоляцией. Из базальта изготавливают такие элементы интерьера, как:

  • колонны;
  • лестницы;
  • камины;
  • мебель;
  • статуэтки и скульптуры.

Кроме того, базальт активно используется при производстве минеральной теплоизоляционной ваты и сетки для армирования. Нередко этот камень применяют в качестве наполнителя для бетона. В экстерьере базальт служит для мощения дорожек и площадок.

В каких еще сферах применяется базальт? Эстетические качества горной породы позволяют использовать его в ювелирном деле.

Темный цвет камня отлично сочетается с серебром. Из базальта светлого цвета делают бусы, браслеты, ожерелья, пояса.

Обладает ли базальт лечебными и магическими свойствами?

Необработанные минералы темных оттенков издавна используются в стоун-терапии. Такие процедуры в настоящее время распространены в SPA-салонах. Для стоун-терапии применяют природные породы крупных размеров, желательно содержащие оливин. Их предварительно нагревают до 50°С. Соприкасаясь с кожей, камни передают свое тепло организму человека на глубину до 4 см. Это позитивно влияет на иммунную систему, помогая бороться с болезнетворными микроорганизмами.

Нередко теплый базальт используют в сочетании с холодным мрамором. Контрастная стоун-терапия снимает мышечное и психологическое напряжение, избавляет от стресса и депрессии, устраняет болевые ощущения в спине и области почек. Для достижения максимальной релаксации применяют эфирные масла.

После сеанса камни промывают под мощной струей холодной чистой воды, чтобы очистить их от негативной энергетики. Чтобы кусочки горной породы подзарядились, их кладут ненадолго в соль, а затем в солнечное место.

Магические свойства камня оказывают большее влияние на мужчин, нежели на женщин. Это связано с тем, что порода обладает мужской Ян-энергетикой. Кроме того, присутствие базальтовых предметов в доме положительно сказывается на атмосфере в нем. Члены семьи становятся более сплоченными, они проще устанавливают эмоциональный контакт между собой.

Считается, что базальт объединяет в себе все 4 природные стихии – Огня, Воздуха, Земли и Воды. Лава появляется из Огня и Земли, после чего остужается Воздухом и попадает в Воду (на дно океана). В древности кусочек лавы носили вместо амулета и использовали в священных ритуалах. Чтобы камень принес максимальную пользу, его сочетают с различными минералами, а не применяют по отдельности.

Поделитесь с друьями!

Геологи из МГУ открыли новый минерал — сульфат меди и магния

Сотрудники геологического факультета МГУ имени М.В.Ломоносова вместе с российскими коллегами нашли в отложениях фумарол вулкана Толбачик на Камчатке новый минерал — сульфат меди и магния CuMg(SO4)2 — и назвали его дравертитом. Результаты исследования были опубликованы в журналах Mineralogy and Petrology и European Journal of Mineralogy.

Учёные проводили систематическое исследование активных фумарольных полей вулкана Толбачик на Камчатке. Фумаролы — это трещины и отверстия в кратерах, из которых выходят горячие газы. Скопления фумарол на Толбачике появились из-за сильного извержения этого вулкана в 1975-1976 годах и остаются горячими вот уже более сорока лет: температура вулканических газов в местах их выхода на поверхность сегодня достигает 500ºC.

В ходе этого исследования учёные извлеки из двух фумарол с температурой газов 290–370ºC образцы минералов, которые показались геологам необычными. Исследователи определили их химический состав с помощью электронно-зондового микроанализатора. В катионной части этого сульфата оказалось много меди, несколько меньше магния и довольно ощутимая примесь цинка. Инфракрасный спектр показал отсутствие водородсодержащих групп, что неудивительно для минерала, образующегося при высоких температурах и атмосферном давлении. В то же время, для природных сульфатов как меди, так и магния в целом, наоборот, характерно присутствие гидроксильных групп или молекулярной воды, а нередко — и того, и другого вместе, тогда как безводородные минералы такого состава крайне редки.

«Найденный минерал CuMg(SO4)2 успешно прошел апробацию в Комиссии по новым минералам, номенклатуре и классификации Международной минералогической ассоциации. Мы назвали этот минерал дравертитом в память о выдающемся российском геологе и минералоге Петре Людовиковиче Драверте (1879–1945), который изучал минеральные месторождения Сибири и Урала», — рассказал один из авторов статей Игорь Пеков, доктор геолого-минералогических наук, главный научный сотрудник кафедры минералогии геологического факультета МГУ.

Инфракрасный спектр и порошковая рентгенограмма указывали на родство этого минерала с халькокианитом CuSO4 — простым безводным сульфатом меди, довольно широко распространенным в фумаролах Толбачика. Несмотря на своё родство, минералы оказались совсем разными. Халькокианит — капризный, по словам учёного, минерал, он уже в первые дни контакта с холодным атмосферным воздухом, содержащим влагу, начинает превращаться в водные сульфаты меди, в то время как дравертит устойчив на воздухе.

Для того, чтобы «разгадать» природу нового минерала и его свойств, учёные провели рентгеноструктурный анализ. Из одного из образцов они извлекли кристалл размерами 30х70х80 микрон, который имел достаточное совершенство для того, чтобы расшифровать на нем кристаллическую структуру соединения. Соединение, как оказалось, принадлежит к ранее неизвестному типу. Структурные данные показали, что дравертит действительно родственен халькокианиту, но, в отличие от этого чисто медного сульфата, в кристаллической решетке нового минерала медь и магний достаточно строго упорядочены. Более того, халькокианит химически очень реакционноспособен, легко вступает во взаимодействие с парами воды во влажной атмосфере, а структура дравертита более сбалансирована, что делает минерал существенно устойчивее по отношению к химическим «агрессорам».

Особенностью найденного минерала является его простота, потому что большинство недавно обнаруженных минералов имеет сложный химический состав. Более того, его аналогов или близких «родственников» как в химическом, так и в структурном отношениях не оказалось даже среди намного более многочисленных синтетических неорганических веществ. Учёные предположили, что дравертит осаждается непосредственно из горячего вулканического газа или же кристаллизуется при взаимодействии этого газа, несущего медь, цинк и серу, с базальтом, который слагает стенки фумарольных камер. В то же время, большинство работ по синтезу сульфатов меди, магния и родственных им элементов проводилось в системах с участием водных растворов, где такие безводородные двойные сульфаты не могут кристаллизоваться.

«В заключение же отметим, что буквально через год после открытия дравертита наши коллеги из СПбГУ и из Института вулканологии и сейсмологии ДВО РАН обнаружили в фумаролах Толбачика цинковый аналог дравертита — CuZn(SO4)2 — с той же кристаллической структурой. Мы, независимо от них, тоже нашли этот минерали решили объединить усилия по его изучению. Он получил название германнянит в память о Германне Яне (1907–1979), первооткрывателе эффекта Яна-Теллера. Это открытие подтвердило, что мы имеем дело не со случайной “прихотью природы”, а что представители этого структурного типа образуются именно в “жестких” условиях — в горячих фумаролах на активных вулканах», — заключил ученый.

Работа проходила в сотрудничестве с учеными из Института проблем химической физики РАН, Института вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Минералогического музея имени А.Е. Ферсмана РАН и из Санкт-Петербургского государственного университета.

Рассказать об открытии можно, заполнив следующую форму.

Минеральная вата и базальтовая вата.

В чем отличие? Есть понятие – базальтовая группа минералов – это горные породы вулканического происхождения. Часто встречается сочетание слов габбро-базальт, правильней будет: габбро-диабаз – это черный камень из него делают памятники, брусчатку на улицах (например, на Сицилии или в Риме все старые дороги выложены брусчаткой, либо черными пластинами). Этот камень также используется в банях.

Для производства базальтовых волокон компанией «Базальт-Мост» используется минерал «базальт» без каких либо добавок. Только в этом случае волокна будут соответствовать названию базальтовые и обладают превосходящими уникальными свойствами. Например, температура применения 100% волокон будет от +750 0С до -230 0С, в то время как минеральное волокно на «основе базальта», но в смеси с другими минералами (известняк или доломит) начнет разрушаться при температурах от +600 0С до -40 0С. Причем 100% базальтовые волокна при пожаре в 1000 0С длительное время будут выдерживать эту температуру и только через 4 часа со стороны пожара начнут оплавляться. Минвата привлекает к себе мышей, так как в ее составе есть минерал – известняк. Так зачем тогда в минерал базальт или его аналоги (порфириты, амфиболиты, диабазы…) добавляют минералы известняк или доломит и очень часто еще и доменный шлак?

А все дело в цене. Но не в цене минералов базальтов или доломитов – цена их добычи примерно одинакова.

Вязкость расплава чистого базальта высокая и получить качественные волокна пригодные для производства утеплителя можно после длительного нагрева при температуре не менее 1500 0С, и затем тонкие струи расплава необходимо раздувать компрессорным воздухом.

Ну а если смешать минерал базальтовой группы с минералами известняком или доломитом, да еще добавить доменный шлак, то и температура нужна не такая высокая, и толстая струя расплава будет идти из летки как молоко, ее можно с помощью центрифуги превращать в мелкодисперсные волокна, вдувать в поток волокон фенолформальдегидную смолу в виде спрея и получать теплоизоляционные плиты. Себестоимость получения 1 кг базальтового волокна в несколько раз выше себестоимости получения минерального волокна.

Но это разные волокна и сфера применения их разная.

границ | Формирование вкрапленников оливина в базальте: трехмерная характеристика скорости роста в лабораторных экспериментах

Введение: Обзор скорости роста и морфологии оливина

Оливин – широко распространенный минерал в ультраосновных и средних вулканических и магматических породах (например, от базальта до андезита, шошонита, коматиита, бонинита, перидотита или габбро), представитель различных тектонических обстановок (Pearce and Cann, 1973). В примитивном базальте океанических островов, например, оливин является единственной кристаллизационной фазой и, таким образом, основным рекордсменом для ряда заданных магматических процессов (фракционирование, перемешивание магмы, дегазация магмы, перенос магмы).Оливин также часто встречается во внеземных породах, например, на Луне. Фактически, ранняя история лунных пород определяется кинетикой затвердевания «магматического океана», где оливин был первой фазой кристаллизации (например, Isaacson et al., 2011). Оливин также является первичной фазой в марсианском базальте, и его состав дает ключевую информацию об эволюции вулканизма на Марсе (например, Ody et al., 2013). Для петрологов, работающих с основными магмами в земных или внеземных породах, сравнение экспериментальных и природных морфологий оливина имеет решающее значение для восстановления условий неравновесия и истории похолодания во время магматического события (First and Hammer, 2016).

Кинетика кристаллизации оливина может предоставить количественную информацию о временных масштабах накопления и дифференциации магмы. Одним из примеров является метод распределения кристаллов по размерам (CSD), в котором измеренные размеры кристаллов связаны с продолжительностью на основе имеющихся оценок скорости роста (например, Vinet and Higgins, 2010). Обычно предполагается, что скорость роста ниже в глубоких резервуарах, где магмы кристаллизуются близко к равновесию, и выше во время подъема магмы и быстрого охлаждения (Armienti et al., 1994). Знание скорости роста также имеет решающее значение для характеристики конкуренции между кинетикой роста и диффузии в условиях переменной температуры магмы. Применение геоспидометрии обычно требует, чтобы кристаллизация происходила намного быстрее, чем диффузия, а это означает, что композиционная зональность, вызванная ростом, может быть эффективно исключена из моделей диффузии и извлечения во временной шкале (Costa et al., 2008). Следовательно, необходима количественная оценка темпов роста оливина, чтобы отличить химическое зонирование в результате роста от химического.диффузия (Shea et al., 2015b). Моделирование диффузии быстро становится центральной темой петрологических интерпретаций, основанных на составе оливина (Lynn et al., 2017), и теперь необходимо проверить лежащие в основе предположения о темпах роста. Повышение точности моделей скорости роста и морфологического развития оливина может также предоставить ценную информацию о скорости захвата включений расплава, содержащих оливин, и их точности в сохранении исходного состава расплава (Faure et al., 2003, 2007). Если рост идет быстрее по сравнению с диффузионным повторным уравновешиванием элементов в окружающем расплаве, пограничные слои могут формироваться и ставить под угрозу интерпретацию составов включений расплава (Faure and Schiano, 2005). Поэтому временные рамки формирования пограничных слоев также требуют надежных оценок темпов роста.

Большая часть наших знаний о морфологическом развитии, скоростях реакций, термодинамике кристаллизации в силикатных расплавах получена из ранних экспериментальных работ по лунному базальту (например,г., Lofgren et al., 1974; Walker et al., 1976). Дональдсон (1976) сосредоточил внимание на кристаллизации оливина в лунных и других базальто-пикрит-перидотитовых породах, показывая, что его морфология зависит в первую очередь от степени переохлаждения (т. Е. Δ T = T liq T ; не зависящая от времени термодинамическая движущая сила, выраженная как разница между ликвидусом оливина и рассматриваемой температурой). Четыре морфологии роста обычно связаны с различными условиями роста (Donaldson, 1976): многогранная, пластинчатая, скелетно-личинная и дендритная в порядке увеличения скорости роста.При относительно низком –Δ T (∼10–40 ° C) оливин имеет хорошо ограненную («многогранную») морфологию, тогда как кристаллы, выращенные при более высоких –ΔT (∼40–150 ° C), имеют бункерные полости и / или от скелета к дендритному ветвлению (Donaldson, 1976). Хотя переходы между различными морфологиями плохо ограничены и могут зависеть от состава расплава, полиэдрическая, табличная и бункерная морфологии обычно характерны для низкого переохлаждения (-ΔT <60 ° C), а дендриты образуются при -Δ T > 60 ° C. (Faure et al., 2003). Таким образом, переохлаждение контролирует скорость роста оливина и, следовательно, окончательную морфологию кристаллов (Faure et al., 2003). Формирование конгломерата оливина, морфология которого склонна к захвату включений расплава, в частности, было связано с предпочтительным более быстрым ростом в направлении оси (например, Faure et al., 2003).

Поскольку вкрапленники оливина обычно имеют многогранную морфологию в магмах, канонически считается, что они растут медленно при низких степенях переохлаждения и в виде концентрических «древовидных колец» (например.г., Кларк и др., 1986). Таким образом, исследования с использованием оливина для интерпретации магматических процессов в значительной степени предполагали условия, близкие к равновесным для кристаллизации вкрапленников и разделения элементов (Pearce, 1984). Предположение о том, что полиэдрический оливин медленно растет в условиях, близких к равновесию, было опровергнуто Welsch et al. (2014), которые показали, что даже крупные полиэдрические вкрапленники оливина могут сохранять морфологические остатки (например, ступенчатые впадины личинок) от раннего быстрого роста. Они предположили, что первоначально оливин быстро растет, образуя скелетную оливиновую основу, которая постепенно заполняется по мере переохлаждения и снижения скорости роста.Экспериментальные исследования также показали, что скорость роста минералов также зависит от задержки в зародышеобразовании (см. Hammer, 2008 и ссылки в нем). Задержка зародышеобразования увеличивается с меньшим переохлаждением или меньшим содержанием оливина (Donaldson, 1979), и зародышеобразование контролирует скорость роста, вынуждая распределение кристаллизующейся массы вокруг нескольких или множества кристаллов, т. Е. Более низкая плотность зародышеобразования, соответствующая более высокой скорости роста (например, Swanson , 1977).

Несмотря на то, что оливин является одним из наиболее изученных минералов, скорость его роста плохо ограничивается.Ранние оценки скорости роста, относящиеся к развитию скелетных кристаллов, основанные на модели агрегации, ограниченной диффузией (Fowler et al., 1989), измерениях коэффициентов диффузии (Donaldson, 1975) или кажущейся плотности распределения по размерам (Armienti et al., 1991) ) все колеблются около ∼10 –9 м / с. Более тщательная систематическая количественная оценка скорости роста в зависимости от переохлаждения была проведена Jambon et al. (1992), которые кристаллизовали оливин во включениях расплава полевого шпата в толеитовом базальте.Несмотря на продуманную экспериментальную установку, предназначенную для предотвращения кристаллизации оливина на стенках включений расплава, небольшой размер образующихся кристаллов оливина (≤50 мкм) в сочетании с трудностями в оценке размеров сложных трехмерных скелетных кристаллов в двумерном сечении подразумевает значительную неопределенность в отношении данные о темпах роста. Их результаты показали, что более низкие скорости роста (10 –10 –10 –9 м / с) давали полиэдрические кристаллы при –Δ T = 15–35 ° C, тогда как более высокие скорости роста (∼10 –8 –10 –7 м / с) производят морфологию скелета при –Δ T = 56–150 ° C.Эксперименты по миграции включений расплава, проведенные при очень низком переохлаждении, также показали очень низкие скорости роста оливина около 10 –9 м / с (Schiano et al., 2006). Эти два исследования в настоящее время являются единственными доступными источниками данных о скорости роста оливина в сравнении с переохлаждением для состава естественной магмы.

Таким образом, срочно необходимы эксперименты по скорости роста, исследующие сложные трехмерные морфологии природного базальта с использованием новых методов визуализации. Для того, чтобы количественно определить предпочтительное межфазное направление роста, эволюцию этих трехмерных морфологий необходимо рассматривать как функцию переохлаждения.В этом исследовании основное внимание уделяется влиянию переохлаждения и времени на скорость роста оливина после небольшого или умеренного температурного возмущения (10–60 ° C) с использованием трехмерного количественного подхода. Трехмерные текстурные атрибуты оливина позволяют по-новому взглянуть на переохлаждение, необходимое для кристаллизации вкрапленников, скорость их роста, происхождение скелетного оливина в основных породах, эволюцию морфологии оливина и его каркаса в зависимости от переохлаждения и времени. Мы также обсуждаем значение этих результатов для различения роста и роста.диффузионно-индуцированное зонирование.

Материалы и методы

Протокол эксперимента

Природный родительский толеитовый состав Kīlauea (химический состав см. В дополнительной таблице B) был использован в качестве исходного материала для наших экспериментов по кристаллизации, отчасти потому, что гавайские базальты сыграли центральную роль в нашем понимании образования и эволюции основных магм (Garcia, 2015). ). Эта композиция также имеет то преимущество, что воспроизводит сложности, существующие в природных системах (например,g., присутствуют все основные, второстепенные и микроэлементы), избегая при этом эффектов кристаллизации других минеральных фаз (например, Clague et al., 1995; Garcia and Hulsebosch, 1995; Herzberg, 2011). Фазовые равновесия гавайских толеитовых магм показывают, что оливин является единственной кристаллизационной фазой при температуре> 100 ° C ниже ликвидуса (Wright, 1971), что также согласуется с моделями MELTS при давлении 1 атм и диапазоне f O 2 (Рисунок 1A). Условия летучести кислорода относительно хорошо ограничены для магм Килауэа в пределах ∼1 порядка по логарифму ( f O 2 ) (Rhodes, Vollinger, 2005; Helz et al., 2017). Низкая вязкость толеитовых базальтов также способствует уменьшению кинетических задержек плавления и кристаллизации. Исходный материал состоит из стекловидных, слабо оливин-фировых (<4 об.%) Пирокластов извержения 1820 г. н.э. на Килауэа с относительно примитивным валовым составом (11,4 мас.% MgO, с равновесным составом оливина Fo 85 . 5 ) (Garcia et al., 2003). Кристаллы оливина размером> 500 мкм были удалены из исходного порошка, чтобы уменьшить отклонения в исходном составе, вызванные присутствием крупных вкрапленников между различными экспериментами.Один вкрапленник оливина (∼0,5–1 мм) из порошка 1820 CE с типичным составом ядра Fo 87 89 (Lynn et al., 2017) добавлялся в каждый эксперимент для проверки потенциала влияние избыточного роста на рассчитанные темпы роста оливина. Каждый эксперимент состоит из двух двойных бусинок исходного материала диаметром ∼5 мм, приклеенных поливиниловым спиртом вокруг петель из рениевых проволок. Использование рения в значительной степени позволяет избежать потери Fe, Ni и Co в драгоценные металлы (например,г., Борисов, Джонс, 1999; Филиберто и др., 2010). EDS-анализ рениевых проволок после экспериментальных прогонов дает едва обнаруживаемые (<0,1 мас.%) Fe, Ni или Co. ) проанализированы для составов стекла и (2) измерены для скорости роста 2D (см. ниже). Две Re-проволоки, удерживающие заряды, были прикреплены к подвеске так, чтобы они находились рядом, а затем подвешены на платиновой проволоке диаметром 0,38 мм внутри в CO 2 – H 2 газосмесительная печь с регулировкой ф O 2 .Эксперименты в одной атмосфере подходят для изучения гавайских толеитовых магм, которые обычно кристаллизуются при низком давлении (0,05–0,2 ГПа; Wright and Klein, 2014) и бедны O H 2 (∼0,1–0,5 мас.%; Уоллес и Андерсон, 1998). Температура ликвидуса оливина ( T liq = 1280 ± 3 ° C) была определена путем проведения экспериментов по равновесию (подробности см. В дополнительном материале) и хорошо согласуется со значением, предсказанным MELTS (1282 ° C) для этот состав.

Рис. 1. (A) Температура – f O 2 Диаграмма фазового равновесия , рассчитанная из MELTS с использованием объемного состава Kīlauea 1820CE при 1 атм (изменено из Shea et al., 2019). Серая область показывает диапазон значений f O 2 , заданный в экспериментах. (B) Предлагаемая экспериментальная стратегия с начальными периодами сверхжидкостного отжига (красные звезды над кривой поступления оливина, числа указывают количество экспериментов для каждого времени отжига).За отжигами следовало быстрое охлаждение до конечных условий (черные кружки) при T = 1220, 1240, 1255 или 1270 ° C и оставляли на время выдержки от 20 минут до 4 дней. Желтые точки – экспериментальные закалки при заданных условиях т т (всего 27 опытов).

Исходный материал отжигали в течение ∼24 ч при T i = 1290 ° C, примерно на 10 ° C выше ликвидуса оливина (рис. 1B), чтобы гарантировать растворение любого тонко измельченного остаточного оливина и образование чистого расплава плюс добавлены семена оливина большего размера.После отжига образцы охлаждались за 2–4 мин за одну операцию до конечной температуры T f = 1270, 1255, 1240 или 1220 ° C (налагая −Δ T = 10, 25, 40 и 60 ° C соответственно, рис. 1B) для изотермических экспериментов. Этот диапазон переохлаждения был выбран, чтобы (1) способствовать диапазону скорости роста оливина (Jambon et al., 1992; Faure et al., 2003) и (2) быть применимым к обычным процессам, таким как перемешивание магмы, где в некоторой степени резкое изменение температуры могло произойти между перезарядкой и резидентной магмой (например,г., Lynn et al., 2017). В этом смысле наши эксперименты хорошо подходят для количественной оценки скорости роста и для сценариев быстрых изменений температуры, но не предназначены для воспроизведения более продолжительных условий охлаждения, возникающих в естественной магме. Продолжительность цикла от 20 мин до 4 дней была выбрана для определения ранних стадий роста и начала созревания кристаллов. В дополнительном эксперименте ( T i = 1290 ° C, T f = 1220 ° C) закалили в конце 4-минутной стадии быстрого охлаждения и полностью лишили вновь образовавшегося оливина.Рентгеновские карты Mg, полученные в образце, закаленном через 24 часа при начальных условиях (1290 ° C), подтвердили отсутствие локализованных неоднородностей магния, которые могли бы повлиять на последующий рост оливина (см. Дополнительный рисунок S2).

Следует отметить, что помимо различий в экспериментальных объемах и методах, используемых для оценки темпов роста, применяемая здесь экспериментальная стратегия отличается от таковой Jambon et al. (1992) в одном важном отношении: они использовали закрытые включения расплава в качестве экспериментальных сосудов для кристаллизации оливина, чтобы отделить процесс роста от процесса зародышеобразования, в то время как нашему оливину позволяют расти «свободно» в гораздо большем объеме расплава.Эта стратегия позволила им исследовать рост даже при высоких степенях переохлаждения (-Δ T = 150 ° C), области, где скорости зародышеобразования в противном случае могли бы иметь важное влияние на размер кристаллов (например, Waters and Lange, 2013). В наших экспериментах как зародышеобразование, так и рост вносят свой вклад в создание окончательной популяции кристаллов, с тем недостатком, что разделение двух становится затруднительным, но с ключевым преимуществом, заключающимся в непосредственном применении к естественным кристаллизующим магмам, где зародышеобразование не ингибируется.

Аналитические методы

Состав основных и второстепенных элементов (Si, Ti, Al, Fe, Mn, Mg, Ca, Na, K, P) экспериментальных стекол был определен с помощью гиперзонда JEOL JXA-8500F с пятью спектрометрами с дисперсией по длине волны в Университете г. Гавайи. Стекла анализировали с использованием ускоряющего напряжения 15 кВ, тока зонда 10–20 нА и расфокусированного пучка 10–15 мкм. Пиковое время счета составляло 40 с для каждого элемента. Базальтовое стекло A99 (USNM 113498/1) и VG2 использовалось для Si, Al, Fe, Mg, Ca, K-ортоклаза (OR-1) для K, сфенового стекла для Ti, Durango F-апатита для P и граната Верма. для Mn.Относительная точность (2σ) на основе повторного анализа стандартов лучше 1% для Si, Ti, Al, Fe, Mg, Ca, 1,5% для Mn, около 4% для Na, 20% для K и 40% для P Точность <1% для Si, Al, Mg, Ca, Na, K, около 2% для Ti, Fe, P и 5% для Mn.

Анализ текстуры

Измерение размеров кристаллов на 2D-сечении проблематично из-за эффектов пересечения. Разделение даже монокристалла заданного размера и морфологии может вызвать существенные различия в размерах сечения (Shea et al., 2015а). В результате отслеживание кратковременного роста кристаллов с потенциально сложной морфологией в 2D, вероятно, приводит к значительной дополнительной неопределенности. Чтобы обойти эти проблемы, в рентгеновском центре UTCT, расположенном в Техасском университете, была проведена полная 3D-текстурная характеристика с высоким разрешением. Для каждого эксперимента скорость роста 2D также оценивалась по измеренным экспонированным областям кристалла и сравнивалась с 3D-измерениями.

Трехмерный анализ семи экспериментальных зарядов, внедренных в смолу, был выполнен с использованием сканера Xradia microXCT.Образцы вращали и отображали между стандартным коническим микроскопом CT (Feldkamp et al., 1984; Turbell, 2001) и детектором рентгеновского излучения. Расстояние детектор-образец было зафиксировано на уровне 35,5 мм для всех сканирований, что давало размер вокселя 3,43 мкм. Аналитическая задача заключалась в разрешении контраста низкой плотности между оливином и окружающим стеклом. Относительно низкая средняя энергия рентгеновского излучения 70 кВ помогла отличить стекло от кристаллов. Параметры реконструкции были оптимизированы для уменьшения артефактов упрочнения пучка (см. Дополнительную таблицу C).Продолжительность одного сканирования варьируется от 3 до 9 часов в зависимости от разрешения и увеличения. После фазы пост-реконструкции контраст всех срезов был улучшен с помощью программного обеспечения ImageJ. Затем все объединенные стопки изображений были импортированы в Avizo TM для ручной сегментации и объемного рендеринга. Было применено небольшое сглаживание, чтобы минимизировать неровности краев. Сравнение 3D-изображений скелетных кристаллов с 2D-разрезом того же кристалла позволило нам быстро установить и проверить четкие связи между кристаллами, которые кажутся несвязанными на 2D-разрезе.Большинство кристаллов оливина (то есть те, которые просвечивают хотя бы через несколько срезов и, следовательно, имеют размер> 10–20 мкм) были хорошо разрешены на 3D-изображениях. Изображения BSE с более высоким разрешением, собранные с помощью микрозонда, помогли подтвердить, что на 3D-изображениях не пропущены большие популяции мелких кристаллов. Скорость роста рассчитывалась тремя способами: скорости роста « 2D » и « 3D » были получены путем деления размера самой длинной из трех осей ( a , b или c ) на экспериментальное время.Расчетные скорости роста « Chemically » определяли из баланса массы с использованием начального и конечного содержания MgO в стекле (с начальным содержанием MgO, равным 11,35 мас.%, И конечным составом стекла, соответствующим составу в конце эксперимента; Затем фракция оливина и скорость роста определяются из разницы в содержании магния; подробности см. в дополнительном материале). По сути, эти значения обеспечивают теоретически максимально достижимые темпы роста.

Результаты и интерпретации

Текстурно-морфологические характеристики

Оливин – единственная кристаллизующаяся фаза в экспериментальных загрузках.Общее содержание оливина, оцененное расчетом баланса массы, показывает, что кристаллизация оливина происходит в виде двухэтапного процесса, с фазой с высокой скоростью кристаллизации, за которой следует «плато» с низкой скоростью кристаллизации, где дополнительная кристаллизация минимальна (рис. 2 и расчеты доступны в Дополнительный материал). Эта эволюция типична для быстрой реакции на нарушение равновесия и более медленного достижения состояния равновесия (Avrami, 1939; Johnson and Mehl, 1939; Kirkpatrick, 1981). Почти равновесное содержание кристаллов достигается через ∼3 ч для −Δ T = 60 ° C, ∼6 ч для −Δ T = 40 ° C и ∼12 ч для −Δ T = 25 ° C, что соответствует зависимости скорости кристаллизации от переохлаждения.Более высокая степень переохлаждения приводит к более высокому содержанию кристаллов, что отражает большее неравновесие. Быстрое увеличение скорости кристаллизации хорошо наблюдается при -Δ T = 60 и 40 ° C, но немного замедляется при 25 ° C и значительно замедляется при 10 ° C. Продукты серии содержат оливин размером с вкрапленник с различной двумерной морфологией. Монокристаллы ориентированы случайным образом во всех сериях. Оливин из серий −Δ T = 60 ° C и −Δ T = 40 ° C обычно демонстрирует скелетные кристаллы (рисунки 3C – H), а ряд −Δ T = 25 ° C отражает переход между бункерами / скелетные и многогранные повадки (рис. 3A, B).Истинные дендритные кристаллы – определяемые здесь как ветвистые формы без видимой общей ограненной формы – не образуются ни в одном из циклов. Короткие опыты при сильном переохлаждении, отражающие начало роста (рис. 3C – G), показывают более игольчатые и более мелкие кристаллы. Более длительные эксперименты (> 6 часов, рисунки 4A, D) демонстрируют высокую плотность кристаллов> 1 мм (см. Изменение размера кристаллов в таблице 1) с появлением субединиц роста или «бутонов» (например, Welsch et al. al., 2013) (рисунок 4А). Короткие эксперименты с −Δ T = 40–60 ° C (рис. 4B, C, E) растут преимущественно вдоль направления оси a .Отсутствие предпочтительного роста при небольшом переохлаждении (например, -Δ T = 25 ° C, рис. 3A, B) предполагает, что рост в предпочтительном направлении увеличивается с переохлаждением. Первичные ветви оливина образуются быстро (<0,5 ч для −Δ T = 40–60 ° C) после достижения конечной температуры (рис. 3G), а внешняя граненая оболочка образуется через несколько минут или нескольких часов в зависимости от степень переохлаждения (Рисунки 3C – G). Обычно через несколько часов в скелетном оливине (Рисунки 3D – H) появляются вторичные ветви, которые часто отслеживают межфазные направления внешней оболочки и соединяют первичные ветви.Эти вторичные ветви постепенно заполняют кристаллы и приводят к частичному или полному захвату открытых и закрытых включений песочных часов (Рисунки 3D, E).

Рис. 2. Процент кристаллизованного оливина в зависимости от времени после достижения конечной изотермы (часы). Объемная доля оливина определяется массовым балансом из содержания MgO, измеренного в стекле до и после кристаллизации (подробности см. В дополнительном материале). Каждая точка представляет собой в среднем от трех до восьми пятен электронного микрозонда за эксперимент, обычно от пяти до шести пятен.Планки погрешностей показывают изменение 2σ в анализе. Глобальные тренды для каждой температуры были рассчитаны по уравнению Аврами φ x = 1 – exp (- k v IG 3 t 4 ) с φ x объемная доля кристалла, I скорость зародышеобразования кристалла, G скорость роста кристалла, t время и предположение объемного фактора k v = 4π / 3 для сферические кристаллы.Не было предпринято никаких попыток использовать скорости роста или зародышеобразования из экспериментов для расчета этих кривых. Вместо этого параметры (см. Дополнительную таблицу E) были выбраны так, чтобы наилучшим образом соответствовать данным, чтобы обеспечить прогнозы первого порядка топологии скоростей кристаллизации.

Рис. 3. BSE-изображения экспериментального оливина в разное время и при разных температурах, демонстрирующие процессы роста и созревания. Панели (A, C, G), и (B, D, H), отображают более короткую и более длительную экспериментальную продолжительность для каждого переохлаждения, соответственно.Сечения, вытянутые вдоль оси c на панелях (C, D, G, H) , обычно наблюдаются в 2D. Однако 3D-сканирование показывает, что истинное удлинение чаще всего происходит по оси , демонстрируя, как эффекты секционирования могут влиять на измеренные темпы роста. Панели (E), и (F) представляют собой примеры двух заросших семян в одной загрузке при –Δ T = 40 ° C, 48 часов, показывающие, как размер семян имеет сильное влияние на скорость роста и морфологию вдоль заданное направление.

Рис. 4. Объемная визуализация экспериментального оливина при различных временах и температурах. (A) Кристаллы из эксперимента при -Δ T = 60 ° C, 18 ч; (B) Эксперимент при -Δ T = 60 ° C, 6 ч; (C) Эксперимент при -Δ T = 60 ° C, 3 ч; (D) Эксперимент при -Δ T = 40 ° C, 6,5 ч; (E) Эксперимент при -Δ T = 40 ° C, 1,5 ч; (F, G) Микроскоп и вторичное электронное изображение, показывающее включения расплава песочных часов (m.i.) и хорошо ограненной морфологии кристалла извержения вулкана Килауэа 1820 г. н.э., который также вытянут вдоль оси a .

Таблица 1. Средняя длина экспериментальных кристаллов, измеренная в 3D ( n = количество измеренных кристаллов) по трем кристаллографическим осям a , b и c .

Темпы роста

Скорости роста сначала представлены путем изучения размеров кристаллов, полученных из 3D-рендеринга µCT прогонов −Δ T = 40–60 ° C.Измерения оливина проводились с учетом краев кристаллов, а не с учетом максимального удлинения первичных ветвей. Ошибка, связанная с этим предположением, достигает 10% для самых быстрых рассчитанных темпов роста, но составляет <5% для самых низких рассчитанных темпов роста. Максимальный размер кристалла, систематически наблюдаемый вдоль оси a , немного увеличивается со временем для всех прогонов, хотя между разными прогонами наблюдается значительное перекрытие (рис. 5B). Значения колеблются от 120 мкм для коротких серий (например.g., 1,5 часа при −Δ T = 60 ° C) и 1400 мкм для самого длинного проанализированного цикла (18 часов при −Δ T = 60 ° C). В опытах с −Δ T = 60 ° C кристаллы оливина демонстрируют линейное увеличение среднего соотношения осей a – / b в течение первых 6 часов (рис. 5B) с a / b = 4 через 1,5 ч до 7 через 6 ч (рис. 5А). Тогда последующее уменьшение отношения осей a – / b можно интерпретировать как созревание кристаллов за счет роста по оси b .Более постепенное увеличение отношения осей a – / b наблюдается для прогонов с −Δ T = 40 ° C. Соотношение осей a – / b увеличивается со временем (3–6 для т = 1,5 ч прогонов и от 2 до 15 для т = 18 ч). Это соотношение является более изменчивым для опытов с −Δ T = 60 ° C по сравнению с экспериментами с −Δ T = 40 ° C. Такая же общая тенденция наблюдается для отношения осей a- / c- с меньшим отклонением от основной положительной тенденции (c.f. Дополнительная таблица D). Наивысшие значения отношения осей a- / b соответствуют ранним скелетным кристаллам, которые растут в условиях высокой неравновесности с расплавом. Кристаллы меньшего размера, которые, вероятно, зародились позже во время эксперимента, и более крупные и зрелые кристаллы имеют более низкие отношения оси a- / c и a – / b , что, вероятно, отражает более низкую степень переохлаждения.

Рис. 5. Измерения 3D осей a, и b экспериментального оливина при 40 и 60 ° C переохлаждения, иллюстрирующие процессы роста и созревания кристаллов. (A) a- / b – отношение осей в зависимости от времени после достижения изотермы; количество кристаллов n = 78. (B) a – / b Отношение осей в зависимости от длины оси a для различной продолжительности работы с переохлаждением 40 и 60 ° C. Экспериментальный оливин сравнивается с природным оливином разных размеров из Килауэского извержения 1820 г. Природные макрокристаллы фотографировали с помощью стереомикроскопа в трех направлениях для измерения длины оси.Зеленые стрелки экстраполируют это соотношение, которое можно интерпретировать как эволюцию степени созревания по оси b , обычно происходящую через несколько часов и для кристаллов длиной более 700 микрон. Примерно аналогичный линейный тренд в (B) отмечает основную траекторию роста до того, как произойдет значительное созревание. Планки погрешностей: серые линии соответствуют стандартному отклонению, а ошибка измерения по каждой оси была оценена в 10 микрон для экспериментальных зарядов. (C) Объем экспериментального и природного оливина (в лог. Единицах) vs.длина осей a -, b – и c -. Созревание по оси b – и c уменьшает кристаллизацию по оси a и объясняет меньший остаток наилучшего соответствия для оси a ( R 2 = 0,7).

Созревание по оси b начинается через 6,5 ч и 18 ч для −Δ T = 40 и 60 ° C, соответственно (рис. 5B), что означает, что снижение степени переохлаждения или нарушения равновесия играет ключевую роль. для созревания.Аналогичная эволюция наблюдается вдоль оси c (см. Дополнительную таблицу D). Созревание по оси b происходит быстрее вблизи температуры ликвидуса. Следствием этого является то, что объем захваченных стеклянных включений глобально увеличивается с переохлаждением, а также пропорционален размеру кристаллов (включения варьируются от 10 –4 мм 3 для оливина размером 400 мкм до 5 × 10 – 3 мм 3 для кристалла оливина 1100 мкм). Процесс созревания оливина более очевиден, когда размер кристаллов превышает 700 мкм.По сравнению с экспериментальными прогонами при −Δ T = 40–60 ° C, большинство природных кристаллов оливина (скелетные, многогранные и почковидные кристаллы) извержения вулкана Килауэа 1820 г.н.э. имеют более низкие значения a – / b – отношения осей от 0,5 до 5. Экстраполяция нашей модели роста на эти природные кристаллы укажет на длительное созревание в течение более 18 часов.

Расчетный объем всего экспериментального и природного оливина следует одному и тому же степенному закону при независимом рассмотрении трех осей (рис. 5C).Объем кристаллов оливина увеличивается со временем, и значения едва достигают диапазона, измеренного для природного оливина (0,1–4 мм 3 ) для самых длинных прогонов (6,5 ч при −Δ T = 40 ° C или 18 ч при – Δ T = 60 ° С). Crystal> 0,1 мм 3 особенно разбросаны вокруг этих основных тенденций для a -axis. Порог 0,1 мм 3 ознаменовал переход от режима кристаллизации в течение первых часов к режиму кристаллизации и созревания.

Скорость роста, оцененная на основе 3D-визуализации и содержания MgO в экспериментальных зарядах, медленно уменьшается со временем, при этом наименьшее время работы связано с самыми высокими значениями около 10 –7 м / с (рис. 6). Таким образом, самые продолжительные эксперименты дают самые низкие значения скорости роста. Это временное снижение скорости роста может быть частично связано с интеграцией данных о размерах в течение более длительных экспериментов (например, Hammer, 2008; Brugger and Hammer, 2010). Этот эффект интеграции может быть уменьшен путем вычисления скорости роста как изменения размера кристалла между двумя последовательными экспериментами с разной продолжительностью (т.е.е., а не интегрировать окончательный размер по общей продолжительности) (см. дополнительную таблицу B). Оба метода расчета показывают снижение скорости роста со временем, хотя эффект интегрирования по времени становится значительным через 3 часа.

Рисунок 6. Скорость роста (м / с) в зависимости от переохлаждения (° C). 2D-оценки из этого и других исследований (например, Armienti et al., 1991; Jambon et al., 1992) сравниваются с 3D-данными вместе со значениями, рассчитанными на основе баланса массы. Последние получают путем расчета размеров монокристалла, представляющего всю закристаллизовавшуюся массу в эксперименте, и, таким образом, являются теоретическими максимумами.Планки погрешностей для 3D-данных совпадают с минимальной и максимальной рассчитанной скоростью роста кристаллов разных размеров.

Двумерные оценки темпов роста согласуются с предыдущими значениями Jambon et al. (1992). И 3D-измерения, и скорости роста, полученные с помощью химического состава MgO, находятся в пределах одного порядка величины ∼10 –8 –10 –7 м / с для −Δ T = 40–60 ° C (рис. 6). Значения 3D на порядок выше, чем у Jambon et al.(1992) для −Δ T = 40 ° C, и в пределах того же порядка величины для −ΔT = 60 ° C. Основное отличие настоящего набора данных – уменьшение скорости роста при переохлаждении с 40 до 60 ° C при переохлаждении. Это уменьшение, вероятно, связано с переходом от кристаллизации, контролируемой ростом, к кристаллизации, контролируемой зародышеобразованием. Предполагается, что эта конкуренция между скоростью зародышеобразования и роста обычно приводит к меньшему количеству крупных кристаллов при низком переохлаждении и множеству более мелких кристаллов при сильном переохлаждении (например.г., Waters, Lange, 2013). Компромисс между распределением кристаллизующейся массы вокруг меньшего или большего количества кристаллов хорошо известен и описывается уравнением Аврами (1939). Скорость нуклеации, рассчитанная по этому уравнению с использованием измеренных в 3D скоростей роста и фракций кристаллов, составляет около 10 5 оливина / м 3 при -Δ T = 40 ° C и 10 6 оливина / м 3 при −Δ T = 60 ° C, что соответствует сдвигу в сторону значений переохлаждения, когда зародышеобразование играет важную роль.

В некоторых экспериментах удавалось измерить двумерный размер заросших кристаллов. По сравнению с двумерными данными кристаллов, которые зародились однородно в шихте, заросли затравки обычно дают более низкие скорости роста. Значения колеблются в районе 10 –10 –10 –9 м / с при –Δ T = 25 ° C, 10 –10 –10 –8 м / с при –Δ T = 40 ° C и 10 –9 –10 –8 м / с при −Δ T = 60 ° C, примерно на порядок ниже при −Δ T = 25 ° C, и сравнимо с вновь образованными кристаллы при −Δ T = 40–60 ° C.

Обсуждение

Представленные выше результаты дают нам важные ограничения на скорость роста оливина как функцию времени и переохлаждения. Они подчеркивают относительно быструю кинетику роста оливина в сухом толеитовом базальте, сравнительно более медленный процесс созревания до более крупных вкрапленников и важность учета трехмерной морфологии для расчета скорости роста. В следующих разделах рассматривается значение этих результатов в контексте (1) роста естественных вкрапленников, (2) механизмов роста и разделения элементов и (3) связи между присутствием скелетных кристаллов в базальтовой магме и процессами смешения магм.Впоследствии (4) предлагается новая модель развития оливина, (5) споры вокруг конкуренции между ростом и диффузией и ее влияние на композиционную зональность обсуждаются в свете недавно полученных скоростей роста, и (6) применимость результаты к другим базальтам.

Рост вкрапленников оливина в природных магмах

Наши эксперименты показывают, что оливиновый каркас размером с вкрапленник может формироваться за 1–2 часа. Предыдущие оценки темпов роста (Donaldson, 1975; Armienti et al., 1991; Jambon et al., 1992; Уоллес и Андерсон, 1998; Ni et al., 2014) предполагалось, что образование кристаллов оливина размером в миллиметр займет не менее десятков дней (Wallace, Anderson, 1998) или даже десятков лет (Mangan, 1990). Морфология экспериментальных кристаллов совпадает с морфологией природных кристаллов (например, оливина Kīlauea 1820 г.н.э.), с тенденцией к удлинению вдоль оси a и содержать крупные включения в виде песочных часов. Кристаллические бутоны, наблюдаемые в природном оливине (например, Welsch et al., 2013), также образуются в более длинных экспериментальных зарядах.Широкий диапазон размеров кристаллов в более длительных экспериментах может быть связан с различиями во времени зародышеобразования (более мелкие кристаллы зарождаются позже) и / или контролируется конкуренцией кристаллов за компонент оливина из расплава (кристаллы, способные расти быстрее, были менее затруднены. другими кристаллами). Зависимость размера кристалла от экспериментальной продолжительности показывает, что для переохлаждения между 25 и 60 ° C время индукции для кристаллизации составляет <3 ч (<20 мин для -Δ T = 60 ° C).Столь малое время индукции означает, что в начале наших экспериментов не существовало значительного барьера для зарождения кристаллов. Этот быстрый процесс зародышеобразования для переохлаждения от умеренного до сильного, вероятно, значительно ослабевает после первого поколения форм оливина. Кроме того, при одинаковом аналитическом разрешении эксперименты по переохлаждению при 40 и 60 ° C имеют заметные различия в числовой плотности кристаллов, а опыты при 60 ° C показывают большее количество особей. Заметное снижение темпов роста, полученных в 3D из -Δ T = 40–60 ° C, связано с возрастающим влиянием зародышеобразования на то, как распределяется кристаллизующаяся масса.Таким образом, область переохлаждения около 40 ° C можно рассматривать как золотую середину для образования вкрапленников: скорости роста близки к максимальным, а скорость зародышеобразования все еще низка. Ограниченное количество рассмотренных здесь значений переохлаждения не позволяет получить точное разрешение этой области, и необходимы будущие эксперименты, чтобы полностью продемонстрировать тенденцию к снижению темпов роста при высоких Δ T .

Знание предэруптивной истории магмы и контроль наличия или отсутствия ядер в начале экспериментов необходимы для проведения аналогии между экспериментами и естественными основными породами (Faure et al., 2003). Природные базальтовые породы обычно демонстрируют большие вариации текстуры оливина со скелетным и более зрелым грузом оливина (например, Milman-Barris et al., 2008), где могут быть задействованы как процессы растворения оливина, так и процессы кристаллизации. Подобно ранее существовавшему оливину в магматической камере, семена, введенные в эксперименты, могут подвергаться растворению и росту краев, что позволяет влиять на уже существующий субстрат на скорость роста. Значения скорости роста, полученные для заросших кайм, намного ниже, чем у кристаллов, зародившихся однородно в шихте (рис. 6), что позволяет предположить, что наличие ранее существовавшей поверхности является важным параметром для кинетики роста.Кристаллизующаяся масса распределяется по большей поверхности во время зарастания обода, что приводит к более низким значениям скорости роста. Зарастание семян часто происходит более изотропно, без сильного предпочтительного направления роста, наблюдаемого в кристаллах с однородным зародышем. По сравнению с вновь образовавшимися кристаллами каймы по определению подвергаются большей площади поверхности расплава, что означает, что компоненты, образующие оливин, более доступны и менее легко истощаются локально. Следовательно, при среднем переохлаждении рост первичных ветвей менее благоприятен для разросшегося оливина, чем для оливина, выращенного после гомогенного зародышеобразования.Экстраполяция этих результатов на естественные системы резервуаров магмы предполагает, что старый кристаллизованный оливин, подверженный термическому и химическому неравновесию, не растет с такой же скоростью, как новые кристаллы оливина. Таким образом, одна и та же термическая история в магматической камере может привести к большому разбросу темпов роста старого и нового груза, подвергающегося гомогенному зарождению или зарастанию обода. Эта вариация может объяснить низкие рассчитанные скорости роста на основе объемного груза оливина с данными о плотности населения кристаллов (Armienti et al., 1991).

Механизмы роста и последствия разделения элементов в оливине

Переход от полиэдрического оливина к скелетному был объяснен Faure et al. (2007) как избыток химического перенасыщения в углах оливина, связанный с более сильным локальным неравновесием (Berg, 1938), тем самым способствуя преимущественному росту вдоль диагональных ветвей. Выступы на углах кристаллов пронизывают области, наименее обедненные оливинобразующими компонентами (пограничные слои), создавая удлиненные кристаллы (Hammer, 2008).Увеличение неравновесия при умеренном переохлаждении было связано с развитием механизма зародышеобразования с расширением слоев (Faure et al., 2007). Для средних значений переохлаждения, исследованных в наших экспериментах (25–60 ° C), спиральный рост и послойный рост часто упоминаются как доминирующие механизмы межфазной реакции (Ni et al., 2014). Морфология личинок / скелета вместо этого предполагает, что скорость роста в первую очередь ограничивается химической диффузией (Ni et al., 2014) с образованием химических градиентов на границах раздела кристалл-жидкость (Рисунок 7 и Faure and Schiano, 2005).

Рис. 7. Химические карты магния (A) и железа (B) скелетного оливина, кристаллизовавшегося за 20 минут, при 60 ° C переохлаждения. Наличие широких пограничных слоев на границе кристалл – жидкость свидетельствует о том, что кристаллизация происходила в режиме роста, контролируемого диффузией.

В режиме роста, контролируемого диффузией, высокие скорости роста, полученные в наших экспериментах, также имеют важные последствия для разделения элементов в оливине.Элементы, которые являются либо высоко совместимыми (Mg, Ni), либо несовместимыми (Al, P) в оливине, будут быстро истощаться или обогащаться в пограничных слоях (рисунки 7,8, Milman-Barris et al., 2008; Shea et al., 2015b ), вызывая истощение или обогащение кристалла по сравнению с равновесными концентрациями (Lasaga, 1982; Watson and Müller, 2009). В одном эксперименте присутствие пограничных слоев в Mg во время роста, контролируемого диффузией, привело к тому, что K d достигло довольно низких значений 0,27–0.28 (равновесные значения K d находятся в диапазоне от 0,3 до 0,345, Roeder and Emslie, 1970; Matzen et al., 2011) в основном из-за снижения коэффициента распределения Mg D Mg (Рисунок 8). Следовательно, быстрый рост может повлиять на нашу способность различать равновесие и неравновесие в базальтовом комплексе. Shea et al. (2015b) и Watson et al. (2015) подсчитали, что скорости роста, приближающиеся к 10 –7 м / с, необходимы для объяснения двух-трехкратного обогащения микроэлементов, таких как P или Al.Основная проблема модели пограничного слоя, предложенной ранее, заключалась в том, что для повышения темпов роста до уровней, вызывающих достаточное обогащение в естественных системах, требовалось сильное переохлаждение, которое может быть трудно достичь в естественных системах (например, -Δ T = 110 ° C). эти элементы (Jambon et al., 1992). Настоящие результаты показывают, что темпы роста, оцененные на основе 3D, могут достигать этих значений без необходимости в условиях экстремального переохлаждения. В сопутствующей статье, основанной на тех же экспериментах (Shea et al., 2019), полностью исследуются последствия быстрого роста для P и Al и показано, что модель обогащения пограничного слоя работает для некоторых элементов, таких как Al, но не для P.Несмотря на своеобразное поведение P, на концентрацию других элементов явно влияет неравновесие, вызванное быстрым ростом, который может даже влиять на содержание Fe-Mg в оливине (рис. 7). Наши результаты ослабляют требование нереально большого переохлаждения и могут открыть путь к лучшему пониманию того, в какой степени составы основных и микроэлементов оливина могут контролироваться неравновесными процессами.

Рис. 8. Влияние быстрого роста оливина на разделение Fe – Mg в прогоне, выполненном при –Δ T = 60 ° C и 1.Время выдержки 5 ч в финальных условиях. Трансекты A – B и C – D показывают наличие пограничных слоев в Mg во время контролируемого диффузией роста (изменение на 1-2 мас.% Между дальним полем и границей раздела) вокруг двух разных кристаллов из одного заряда. Значения на электронных изображениях обратного рассеяния дают содержание Fo, измеренное в разных местах. И (A), , и (B) находятся в районе Fo 83 . 5 . Значения Equilibrium K d находятся в диапазоне от 0,3 до 0.345 (Roeder, Emslie, 1970; Matzen et al., 2011). Быстрый рост, по-видимому, приводит к уменьшению K d до 0,27–0,28 в основном из-за более низкого коэффициента распределения Mg D Mg (для сравнения: D Fe не изменяется существенно, поскольку пограничные слои в Fe гораздо тоньше).

Происхождение скелетных кристаллов

Предыдущие экспериментальные исследования, посвященные образованию спинифекса и дендритного оливина, показали, что преимущественное удлинение оливина происходит либо при низкой скорости охлаждения 1–5 ° C / ч под действием температурного градиента (spinifex, Faure et al., 2006) или при высоких скоростях охлаждения 1639–2182 ° C / ч (дендритные, Faure et al., 2007). Образование дендритного оливина также объясняется механизмом конкуренции между ростом дендритов и ростом родительских кристаллов личинок (Faure et al., 2003). Морфология скелетного оливина с «ступенчатыми» личинками и продолговатыми открытыми включениями стекла, параллельными граням (010) и (021), формируется при умеренно-высоких скоростях охлаждения (Faure et al., 2007), но основным параметром, контролирующим морфологию, является переохлаждение (Faure et al., 2003). Образование стеклянных включений в скелетном оливине размером с вкрапленник экспериментально усиливается путем применения нескольких циклов охлаждения-нагрева (Faure and Schiano, 2005). Эти результаты предполагают, что включения стекла в природном оливине могут образовываться во время циклов конвекции магмы (Colin et al., 2012). Однако эксперименты Ni et al. (2014) получили скелетный оливин в базальтовом расплаве в статических условиях, предполагая, что конвекция не является существенной для образования этих кристаллов. Здесь мы предполагаем, что переход от скелетных кристаллов к бункерным кристаллам напрямую связан с уменьшением переохлаждения со временем, которое может происходить изотермически.Формирование естественных вкрапленников от личинок до скелета, таких как вкрапленники из Килауэа (Shea et al., 2015b и данное исследование), не требует тепловой конвекции, но может быть результатом внезапного переохлаждения на 25–60 ° C и фазы созревания, превышающей 18 часов. . Такая величина переохлаждения может быть результатом переохлаждения и перемешивания магмы, где точные степени термического и химического (то есть конституционного) переохлаждения зависят от температуры и химических различий между конечными элементами перемешивания (например, Lynn et al., 2017). Скелетный и личинки оливин, вытянутый вдоль оси a , часто встречается в действующих эффузивных вулканах, таких как Стромболи (Metrich et al., 2010), Этна (Spilliaert et al., 2006), Piton de la fournaise (Welsch et al., 2013), подушечный базальт срединно-океанического хребта (Colin et al., 2012) и Kīlauea (рис. 4F, G), где процессы перемешивания считаются обычными (Viccaro et al., 2006; Corsaro et al., 2009; Vinet, Higgins, 2010; Pioli et al., 2014; Shizimu et al., 2015; Lynn et al., 2017; Petrone et al., 2018; Sundermeyer et al., 2018). Эти наблюдения подтверждают, что смешение более холодной дегазированной магмы с более горячей негазированной магмой может способствовать быстрой кристаллизации оливина из бункеров / скелетов и захвату включений стекла (Wallace and Anderson, 1998).

Обновленная модель разработки скелетных кристаллов

На основании наблюдений морфологии оливина в природных образцах из Ла Реюньон, Welsch et al. (2013, 2014) предположили, что развитие скелетного оливина включает быстрое распространение первичных ветвей вдоль направления [101], что приводит к удлинению кристаллических единиц вдоль оси c .Преобладание оливина, вытянутого вдоль оси a , над кристаллами, вытянутыми вдоль оси b или c , в наших экспериментах предполагает, что более быстрый рост вдоль осей b и c может происходить при различных тепловых режимах, где тепловая и / или композиционное неравновесие ниже или менее резкое. Уменьшение скорости роста по оси a по отношению к другим осям (рис. 5B) с уменьшением переохлаждения хорошо согласуется с этим сценарием. Несмотря на важные различия в направлении основных осей роста, наши эксперименты согласуются с предполагаемым направлением первичных ветвей, предложенным Welsch et al.(2014) вдоль плоскости a c . Быстрое образование внешней оболочки (несколько минут при -Δ T = 60 ° C), связанной с этими первичными ветвями, приводит к захвату стеклянных включений (рис. 3D). Эти большие стеклянные включения затем по-разному сегментируются вторичными ветвями, происходящими из первичной структуры, без необходимости тепловых флуктуаций. Заключительный этап – полная изоляция по граням (010) и (021) круглых стеклянных включений. Развитие первичных ветвей, по-видимому, тесно связано с ростом граней (010) и (021), а гексагональная форма полостей с макроступеньками, описанными внутри кристалла, отслеживает различные вторичные ветви (Рисунки 9A, B).Склонность оливина к развитию этой внешней оболочки по сравнению с другими фазами, такими как полевой шпат или пироксен, может частично объяснить, почему в оливине много включений стекла.

Рис. 9. (A) Кросс-поляризованная фотография двух скелетных кристаллов оливина, вытянутых вдоль оси a , которые кристаллизовались за 45 минут при 60 ° C переохлаждения. Здесь изменение двойного лучепреломления связано с вариациями толщины; Первичная («p») и вторичная ветви (синие области, символ «s» на рисунке) толще, чем области полостей бункера для песочных часов (желтые, «m.я.” для включения расплава на рисунке). (B) 3D-модель скелетного кристалла, вытянутого вдоль оси a , с включениями песочных часов, представляющими экспериментальные кристаллы. Первичные и вторичные ветви отличаются от внешней оболочки. На этом виде внешняя оболочка захватывает включения стекла, а первичные и вторичные ветви сегментируют карманы расплава. Кристалл заполняет и продолжает расти вдоль оси b в процессе созревания.

Последствия для химического зонирования оливина: рост vs.Диффузия

Точность временных шкал, полученных при диффузионном моделировании схем химического зонирования, измеренных в природных кристаллах, частично зависит от предположения, что постепенные изменения состава не происходили непрерывно во время роста кристаллов (Costa et al., 2008). Таким образом, быстрый рост является важным принципом успешного применения геоспидометрии в контексте магматических процессов. Это предположение можно тщательно проверить, исследуя изотопы Fe – Mg в зональном оливине (например,, Oeser et al., 2015) или сосредоточив внимание на скелетных кристаллах, которые сохраняют историю многоступенчатого смешения магм (Shea et al., 2015b). В последнем исследовании было высказано предположение, что если кристаллизация оливина обычно происходила через образование начальных диагональных ветвей, то любая концентрическая зональность была бы результатом диффузии, а не роста. Таким образом, кинетическая конкуренция между ростом и диффузией имеет решающее значение для решения проблем химического зонирования, вызванного ростом и диффузией. Наши результаты могут быть помещены в этот контекст, сравнивая расстояния, пройденные во время роста оливина, с расстояниями переноса элементов в оливине (Fe – Mg, Dohmen and Chakraborty, 2007; Li, Dohmen et al., 2010; Рисунок 10). Li является одним из наиболее быстро диффундирующих элементов в оливине и дает нам верхний предел для конкуренции с темпами роста. Расчеты показывают, что рост идет гораздо быстрее, чем диффузия Fe – Mg и Li, в масштабе времени от минут до часов. Зонирование, вызванное ростом, могло произойти в этот период, если доля кристаллизующегося оливина достаточно значительна, чтобы существенно изменить состав расплава. В экспериментах кристаллизовались низкие общие фракции (<10 об.%) означают, что зональность Fe-Mg практически отсутствует (например, рис. 7). Когда скорость роста замедляется, диффузия постепенно становится эффективным механизмом транспортировки элементов от края внутрь кристалла. Таким образом, рост, вероятно, будет происходить в виде быстрых импульсов во время тепловых и / или композиционных возмущений (например, перемешивания магмы), в то время как диффузия должна быть ответственна за большинство постепенных изменений состава, наблюдаемых в извергнутых минеральных грузах.

Рис. 10. Ранняя конкуренция между ростом и диффузией оливина в зависимости от температуры.Расстояния, достигаемые через 1–6 часов роста оливина и 1-24 часа диффузии Li и Fe – Mg, рассчитываются как x = Gt с G скоростью роста и x = D⁢t, соответственно. [диффузность из Dohmen и Chakraborty (2007) и Dohmen et al. (2010), см. Дополнительные материалы, средние и максимальные темпы роста взяты из этого исследования и ограничены толщиной черного прямоугольного символа]. Это сравнение показывает, что в ранней истории оливина – и, следовательно, его химического состава – доминирует рост.В такие короткие сроки диффузия неэффективна даже для более быстрых элементов, таких как Li. Через ~ 3–6 часов рост замедляется (см. Рис. 6), достигаются почти конечные размеры кристаллов, и диффузия постепенно становится доминирующим механизмом для индукции или изменения зональности состава оливина.

Применимость результатов по скорости роста к другим базальтам

Данные о скорости роста, полученные из настоящего исследования, наиболее непосредственно применимы к толеитовым магмам Килауэа, которые бедны кислородом H 2 (<1 мас.%, например, Gerlach, 1986; Уоллес и Андерсон, 1998; Tuohy et al., 2016). В этом разделе рассматривается, как результаты могут или не могут быть экстраполированы на другие типы базальтов (базальты срединно-океанических хребтов MORB, крупные вулканические провинции LIP, базальты влажных дуг, коматииты).

Развитие морфологии скелета оливина, вероятно, происходит в режиме контролируемого диффузией роста (например, Hammer, 2008; также см. Раздел «Механизмы роста и последствия разделения элементов в оливине»). В этом режиме диффузия основных кристаллообразующих элементов в расплаве (Mg, Fe и Si) к границе раздела оливина контролирует переход от полиэдрического к скелетному росту.Поскольку распределение Si и Fe между оливином и расплавом не очень далеко от единицы, и они не истощаются или не обогащаются значительно в пограничном слое, темпы роста могут в значительной степени определяться подвижностью Mg в расплаве (например, Donaldson, 1975). Экстраполяция существующих соотношений между переохлаждением и режимом роста на другие типы базальтов, таким образом, будет зависеть от того, сравнимы ли коэффициенты диффузии Mg. Магмы MORB, LIP и Komatiite также бедны O по H 2 ; следовательно, коэффициент диффузии Mg в основном зависит от температуры.Хотя их температуры различаются в мантии, MORB и LIP в среднем сопоставимы с температурами приповерхностных базальтов Килауэа в мелкой коре (1100–1250 ° C, Fisk, 1984; Ho and Cashman, 1997; Thordarson and Self, 1998; Helz et al. др., 2014). Поэтому ожидается, что наши результаты по темпам роста будут применяться и там. С другой стороны, диффузия Mg, вероятно, намного быстрее в более горячих расплавах коматиита (Green et al., 1975), а это означает, что образование пограничных слоев может потребовать дополнительного переохлаждения, чем диапазон, применяемый для базальта Килауэа.Наконец, диффузионная способность элементов в расплаве также зависит от содержания воды. В базальтах с влажной дугой добавление H 2 O в расплавы увеличивает коэффициент диффузии элементов, что означает, что рост оливина, контролируемый диффузией, и, следовательно, разветвление скелета может оказаться труднее. Хотя H 2 O-богатые O дуговые базальты имеют тенденцию быть более холодными, чем сухие толеиты, влияние температуры на коэффициент диффузии магния, по-видимому, меньше, чем влияние воды [см. Zhang et al. (2010) для резюме]. Например, D Mg = 7.3 × 10 –12 м 2 / с при 1200 ° C для сухого базальта, в то время как D Mg = 4,5 × 10 –11 м 2 / с для того же базальта при 1050 ° C с 6 мас.% H 2 O (Zhang et al., 2010), предполагая, что добавление H 2 O не компенсируется понижением температуры. Тем не менее, скелетный оливин может быть обнаружен в дуговом базальте, где дополнительное переохлаждение также может происходить из-за дегазации, вызванной декомпрессией (например, Kuritani, 1999).Поэтому требуются дополнительные эксперименты, чтобы проверить, действительно ли степень переохлаждения, необходимая для инициирования режима роста, контролируемого диффузией, и ускорения роста, выше в водно-дуговом базальте, как можно было бы спрогнозировать с учетом этих соображений коэффициента диффузии элементов первого порядка.

Заключение

Оливин размером с вкрапленник может образоваться в магматическом очаге через несколько часов после теплового нарушения равновесия, которое может быть легко вызвано обычными процессами смешения магмы. Наши эксперименты, проведенные в условиях переохлаждения от слабого до умеренного (10–60 ° C), доказывают, что после начального возмущения возможно образование скелетного и бункерного оливина в изотермических условиях.Локальные температурные градиенты или конвекция магмы не являются sine qua non-условия для развития и созревания фенокристаллического оливина. Наши результаты показывают, что рост оливина характеризуется быстрым развитием (за несколько часов) внешней оболочки, которая позволяет удерживать включения стекла. Полиэдрический оливин, полученный при более низком переохлаждении (10 и 25 ° C), подтверждает представление о том, что ослабление переохлаждения со временем приводит к переходу между различными морфологиями кристаллов. Трехмерные изображения экспериментальных зарядов показали, что проявление оливина представляет собой двухэтапный процесс с преимущественной кристаллизацией по оси и с последующим созреванием по другим осям.Природный оливин с низким соотношением a – / b <5, по-видимому, является результатом длительного периода созревания по оси b . Важно отметить, что разница по порядку величины между скоростью роста 2D и 3D иллюстрирует важность учета реальных сложностей морфологии оливина.

При умеренном переохлаждении от 25 до 60 ° C скорость роста, рассчитанная для зарослей (краев) затравки, на порядок ниже, чем у кристаллов с гомогенным зародышем.Одна и та же термическая история в магматической камере может привести к большому разбросу скорости роста старых и новых грузов, подвергающихся гомогенному зарождению и / или росту существующих кристаллов. Таким образом, широкое распространение обоих архетипов оливина (вытянутых вдоль c или a ) в природных образцах может быть связано с (1) их образованием в широком диапазоне условий переохлаждения и / или (2) сосуществованием обоих недавно выращенных оливин (удлиненный вдоль a ) и оливин, образованный в результате множественных событий роста, где края разрастания менее склонны к скелетному ветвлению и удлинению вдоль a .Наконец, снижение скорости роста с переохлаждением при 60 ° C иллюстрирует важность учета зарождения и роста для получения конечных популяций кристаллов в магмах, где умеренное переохлаждение (-Δ T = 40 ° C) может привести к образованию вкрапленников большего размера, чем условия сильного переохлаждения.

Заявление о доступности данных

Все наборы данных, созданные для этого исследования, включены в статью / дополнительные материалы.

Авторские взносы

AM и TS провели эксперименты и микрозондовые анализы.AM руководил написанием рукописи и выполнил обработку трехмерного объема. Оба автора внесли свой вклад в интерпретацию.

Финансирование

Эта работа была поддержана грантом Национального научного фонда (NSF) TS (EAR 1725321).

Конфликт интересов

Авторы заявляют, что исследование проводилось при отсутствии каких-либо коммерческих или финансовых отношений, которые могут быть истолкованы как потенциальный конфликт интересов.

Благодарности

Авторы благодарят Джессику Майсано из поддерживаемого NSF объекта UTCT за помощь со сканированием микротомографии и Эмили Ферст за помощь в экспериментальной лаборатории.Они также благодарят рецензентов и редактора за многочисленные проницательные и конструктивные комментарии, которые помогли значительно улучшить исходную версию рукописи. Мы высоко ценим своевременность процесса редактирования и рецензирования. Это взнос SOEST № 10842.

Дополнительные материалы

Дополнительные материалы к этой статье можно найти в Интернете по адресу: https://www.frontiersin.org/articles/10.3389/feart.2019.00300/full#supplementary-material

Список литературы

Армиенти, П., Инноченти, Ф., Парески, М. Т., Помпилио, М., и Рокки, С. (1991). Плотность населения кристаллов в нестационарных вулканических системах: оценка скорости роста оливина в базальтах Лансароте (Канарские острова). Минерал. Бензин. 44, 181–196. DOI: 10.1007 / BF01166962

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Армиенти П., Парески М. Т., Инноченти Ф. и Помпилио М. (1994). Влияние накопления и подъема магмы на кинетику роста кристаллов. Contrib. Минеральная.Бензин. 115, 402–414. DOI: 10.1007 / BF00320974

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Борисов А., Джонс Дж. Х. (1999). Оценка Re в качестве альтернативы Pt для метода петли на 1 бар: экспериментальное исследование при 1400 ° C. г. Минеральная. 84, 1528–1534. DOI: 10.2138 / AM-1999-1006

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Брюггер, К. Р., Хаммер, Дж. Э. (2010). Кинетика кристаллизации в экспериментах по непрерывной декомпрессии: значение для интерпретации естественных процессов подъема магмы. J. Petrol. 51, 1941–1965. DOI: 10.1093 / петрология / egq044

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Clague, D. A., Moore, J. G., Dixon, J. E., and Friesen, W. B. (1995). Петрология подводных лав с хребта Пуна Килауэа, Гавайи. J. Petrol. 36, 299–349. DOI: 10.1093 / петрология / 36.2.299

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Кларк А. Х., Пирс Т. Х., Рёдер П. Л. и Вольфсон И. (1986). Колебательная зональность и другие микроструктуры в магматическом оливине и авгите: наблюдения интерференционного контраста Номарского на протравленной полированной поверхности. г. Минеральная. 71, 734–741.

Google Scholar

Колин А., Фор Ф. и Бернард П. (2012). Временные рамки конвекции в магматических очагах ниже Срединно-Атлантического хребта по исследованиям расплавных включений. Contrib. Минеральная. Бензин. 164, 677–691. DOI: 10.1007 / s00410-012-0764-2

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Корсаро, Р. А., Чиветта, Л., Ди Ренцо, В., и Миралья, Л. (2009). Петрология лав, образовавшихся в результате флангового извержения вулкана 2004–2005 гг.Этна, Италия: выводы о динамике магмы в неглубокой водопроводной системе. Бык. Volcanol. 71, 781–793. DOI: 10.1007 / s00445-009-0264-z

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Коста Ф., Домен Р. и Чакраборти С. (2008). «Временные рамки магматических процессов на основе моделирования зональности кристаллов» в Minerals, Inclusions and Volcanic Processes. RiMG 69 , ред. К. Д. Путирка и И. И. Ф. Дж. Тепли, (Шантильи, Вирджиния: Минералогическое общество Америки), 545–594.DOI: 10.2138 / RMG.2008.69.14

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Домен Р. и Чакраборти С. (2007). Диффузия Fe – Mg в оливине II: химия точечных дефектов, изменение механизмов диффузии и модель для расчета коэффициентов диффузии в природном оливине. Phys. Chem. Минеральная. 34, 409–430. DOI: 10.1007 / s00269-007-0158-6

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Домен Р., Касеманн С. А., Куган Л. и Чакраборти С. (2010).Диффузия Li в оливине. Часть I: экспериментальные наблюдения и модель многовидовой диффузии. Геохим. Космохим. Acta 74, 274–292. DOI: 10.1016 / j.gca.2009.10.016

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Дональдсон, К. Х. (1975). Расчетные коэффициенты диффузии и скорость роста оливина в базальтовой магме. Литос 8, 163–174. DOI: 10.1016 / 0024-4937 (75) -7

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Дональдсон, К.Х. (1976). Экспериментальное исследование морфологии оливина. Contrib. Минеральная. Бензин. 57, 187–213. DOI: 10.1007 / bf00405225

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Дональдсон, К. Х. (1979). Экспериментальное исследование задержки зарождения оливина в основных магмах. Contrib. Минеральная. Бензин. 69, 21–32. DOI: 10.1007 / BF00375191

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Фор Ф., Арндт Н. и Либурель Г. (2006).Формирование текстуры спинифекса у коматиитов: экспериментальное исследование. J. Petrol. 47, 1591–1610. DOI: 10.1093 / петрология / egl021

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Фор Ф. и Скиано П. (2005). Экспериментальное исследование условий уравновешивания при росте форстерита и образовании расплавных включений. Earth Planet Sci. Lett. 236, 882–898. DOI: 10.1016 / j.epsl.2005.04.050

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Фор, Ф., Скиано, П., Троллиард, Г., Николе, К., и Сулестен, Б. (2007). Эволюция текстуры полиэдрического оливина при быстром охлаждении. Contrib. Минеральная. Бензин. 153, 405–416. DOI: 10.1007 / s00410-006-0154-8

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Фор Ф., Троллиард Г., Николе К. и Монтель Ж.-М. (2003). Модель развития морфологии оливина в зависимости от скорости охлаждения и степени переохлаждения. Contrib. Минеральная. Бензин. 145, 251–263. DOI: 10.1007 / s00410-003-0449-y

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Фельдкамп, Л. А., Дэвис, Л. К., и Кресс, Дж. У. (1984). Практический алгоритм конической балки. J Опт. Soc. Являюсь. А 1, 612–619. DOI: 10.1364 / JOSAA.1.000612

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Филиберто Дж., Масселуайт Д. С., Гросс Дж., Берджесс К., Ле Л. и Трейман А. Х. (2010). Экспериментальная петрология, история кристаллизации и характеристики исходной магмы оливин-фирового шерготтита NWA 1068: значение для петрогенезиса «обогащенных» оливин-фировых шерготтитов. Метеорит. Планета. Sci. 45, 1258–1270. DOI: 10.1111 / j.1945-5100.2010.01080.x

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Ферст Э. и Хаммер Дж. Э. (2016). Магматическая история остывания оливин-фирового шерготтита Yamato 980459, ограниченная экспериментами по динамической кристаллизации. Метеорит. Планета. Sci. 51, 1233–1255. DOI: 10.1111 / maps.12659

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Фиск, М. Р. (1984). Глубина и температура магматических очагов срединно-океанических хребтов и состав их исходных магм. Геол. Soc. Лондон. Спец. Паб. 13, 17–23. DOI: 10.1144 / gsl.sp.1984.013.01.02

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Фаулер А. Д., Стэнли Х. Э. и Даккорд Г. (1989). Неравновесные текстуры силикатных минералов: фрактальные и нефрактальные особенности. Природа 341, 134–138. DOI: 10.1038 / 341134a0

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Гарсия, М. О. (2015). «Как и почему гавайский вулканизм стал ключевым в нашем понимании вулканов от их источника до поверхности», в Hawaiian Volcanoes: From Source to Surface, Geophysical Monograph , First Edn, edn R.Кэри, В. Кайол, М. Поланд и Д. Вайс (Вашингтон, округ Колумбия: Американский геофизический союз), 208. doi: 10.1002 / 9781118872079.ch2

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Гарсия, М. О., и Халсебош, Т. П. (1995). «Богатые оливином подводные базальты из юго-западной рифтовой зоны вулкана Мауна-Лоа: значение для магматических процессов и геохимической эволюции», в Mauna Loa Revealed: Structure, Composition, History, and Hazards Geophysical Monograph , Vol. 92, ред. J.М. Роудс и Дж. П. Локвуд (Вашингтон, округ Колумбия: Американский геофизический союз), 219–239. DOI: 10.1029 / GM092p0219

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Гарсия, М. О., Пьетрушка, А. Дж., И Родс, Дж. М. (2003). Петрологическая перспектива магматического резервуара вершины вулкана Кылауэа. J. Petrol. 44, 2313–2339. DOI: 10.1093 / петрология / egg079

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Герлах, Т. М. (1986). Выделение h3O, CO2 и S во время эпизодов извержений вулкана Килауэа, Гавайи. J. Geophys. Res. 91, 12177–12185. DOI: 10.1029 / JB091iB12p12177

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Грин Д. Х., Николлс И. А., Вилджоэн М. и Вилджоэн Р. (1975). Экспериментальная демонстрация существования перидотитовых жидкостей в древнейшем архейском магматизме. Геология 3, 11–14. DOI: 10.1130 / 0091-761319753 <11: edoteo> 2.0.co; 2

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Хаммер, Дж. Э. (2008). Экспериментальные исследования кинетики и энергетики кристаллизации магм. Rev. Mineral Geochem. 69, 9–59. DOI: 10.2138 / RMG.2008.69.2

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Хельц Р. Т., Клэг Д. А., Сиссон Т. В. и Торнбер К. Р. (2014). «Петрологические исследования базальтового вулканизма на исторически активных гавайских вулканах» в «Характеристики гавайских вулканов», USGS Professional Paper 1801, гл. 6 , ред. М. П. Поланд, Т. Дж. Такахаши и К. М. Ландовски (Рестон, Вирджиния: Геологическая служба США), 1–55. DOI: 10.3133 / pp1801

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Хелц Р. Т., Коттрелл Э., Браунс М. Н. и Келли К. А. (2017). Взаимоотношения оливина и расплава и синеративные окислительно-восстановительные вариации в извержении вулкана Килауэа в 1959 году, выявленные XANES. J. Volcanol. Геотерм. Res. 33, 1–14. DOI: 10.1016 / j.jvolgeores.2016.12.006

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Хо, А. М., Кэшман, К. В. (1997). Температурные ограничения потока гинкго базальтовой группы реки Колумбия. Геология 25, 403–406.

Google Scholar

Исааксон, П. Дж., Питерс, К. М., Бесс, С., Кларк, Р. Н., Хед, Дж. У., Клима, Р. Л. и др. (2011). Дистанционный анализ состава лунных богатых оливином литологий с использованием спектров карты минералогии Луны (M3). J. Geophys. Res. Атмос. 116: E00G11. DOI: 10.1029 / 2010JE003731

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Jambon, A., Lussiez, P., Clocchiatti, R., Weisz, J., and Hernandez, J. (1992).Скорость роста оливина в толеитовом базальте; экспериментальное исследование расплавных включений в плагиоклазе. Chem. Геол. 96, 277–287. DOI: 10.1016 / 0009-2541 (92) -E

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Джонсон, В. А., и Мель, Р. Ф. (1939). Кинетика реакций в процессах зарождения и роста. Пер. Являюсь. Inst. Горный металл. Бензин. Англ. 195: 416.

Google Scholar

Киркпатрик Р. Дж. (1981). Кинетика кристаллизации магматических пород. Минерал. Soc. Являюсь. 8, 321–398. DOI: 10.1515 / 9781501508233-012

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Куритани, Т. (1999). Кристаллизация вкрапленников во время подъема щелочно-базальтовой магмы на вулкан Ришири, север Японии. J. Volcanol. Геотерм. Res. 88, 77–97. DOI: 10.1016 / s0377-0273 (98) 00105-x

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Лофгрен, Г. Э., Дональдсон, К. Х., Уильямс, Р. Дж., Маллинс, О., и Уссельман, Т. М.(1974). Экспериментально полученные текстуры и минеральный состав нормативных базальтов кварца Apollo 15. Лунная планета. Sci. Конф. 5, 549–568.

Google Scholar

Линн, К. Дж., Ши, Т., и Гарсия, М. О. (2017). Изменчивость никеля в гавайском оливине: оценка относительного вклада мантийных и земных процессов. г. Минерал 102, 507–518. DOI: 10.2138 / AM-2017-5763

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Манган, М.Т. (1990). Систематика распределения кристаллов по размерам и определение времени хранения магмы: извержение вулкана Килауэа в 1959 году, Гавайи. J. Volcanol. Геотерм. Res. 44, 295–302. DOI: 10.1016 / 0377-0273 (90) -9

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Матцен А. К., Бейкер М. Б., Беккет Дж. Р. и Столпер Э. М. (2011). Fe – Mg-разделение оливина и высокомагнезиальных расплавов и природа гавайских исходных жидкостей. J. Petrol. 52, 1243–1263.DOI: 10.1093 / петрология / egq089

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Метрич Н., Бертаньини А. и Ди Муро А. (2010). Условия хранения, дегазации и подъема магмы на Стромболи: новое понимание системы водопровода вулкана с выводами о динамике извержения. J. Petrol. 51, 603–626. DOI: 10.1093 / петрология / egp083

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Милман-Баррис, М.С., Беккет, Дж. Р., Бейкер, М. Б., Хофманн, А. Э., Морган, З., Кроули, М. Р. и др. (2008). Зональность фосфора в магматическом оливине. Contrib. Минеральная. Бензин. 155, 739–765. DOI: 10.1007 / s00410-007-0268-7

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Ni, H., Keppler, H., Walte, N., Schiavi, F., Chen, Y., Masotta, M., et al. (2014). Наблюдение на месте роста кристаллов в базальтовом расплаве и развитие распределения кристаллов по размерам в магматических породах. Contrib. Минеральная. Бензин. 167: 1003. DOI: 10.1007 / s00410-014-1003-9

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Оды, А., Poulet, F., Bibring, J. P., Loizeau, D., Carter, J., Gondet, B., et al. (2013). Глобальное исследование оливина на Марсе: понимание состава коры и мантии. J. Geophys. Res. Планеты 118, 234–262. DOI: 10.1029 / 2012JE004149

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Эзер М., Домен Р., Хорн И., Шут С. и Вейер С. (2015). Процессы и временные масштабы магматической эволюции, выявленные по Fe-Mg-химической и изотопной зональности природных оливинов. Геохим.Космохим. Acta 154, 130–150. DOI: 10.1016 / j.gca.2015.01.025

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Пирс, Дж. А., и Кэнн, Дж. Р. (1973). Тектоническая обстановка основных вулканических пород определена с помощью анализа примесей. Earth Planet Sci. Lett. 19, 290–300. DOI: 10.1016 / 0012-821X (73)

-5

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Пирс, Т. Х. (1984). Анализ зональности магматических кристаллов с акцентом на оливин. Contrib.Минеральная. Бензин. 86, 149–154. DOI: 10.1007 / BF00381841

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Петроне, К. М., Браски, Э., Франкаланчи, Л., Казалини, М., и Томмазини, С. (2018). Быстрое перемешивание и короткие сроки хранения в динамике магмы стационарного вулкана. Планета Земля. Sci. Lett. 492, 206–221. DOI: 10.1016 / j.epsl.2018.03.055

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Родс, Дж. М., и Воллингер, М. Дж. (2005). Отношения железа / железа в лавах Мауна-Лоа 1984 года: вклад в понимание степени окисления гавайских магм. Contrib. Минеральная. Бензин. 149, 666–674. DOI: 10.1007 / s00410-005-0662-y

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Roeder, P. L., and Emslie, R.F. (1970). Равновесие оливин-жидкость. Contrib. Минеральная. Бензин. 29, 275–289. DOI: 10.1007 / bf00371276

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Ши Т., Коста Ф., Кример Д. и Хаммер Дж. Э. (2015a). Точность шкалы времени, полученной из диффузионного моделирования в оливине: трехмерная перспектива. г. Минеральная. 100, 2026–2042. DOI: 10.2138 / AM-2015-5163

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Shea, T., Hammer, J. E., Hellebrand, E., Mourey, A. J., Costa, F., First, E., et al. (2019). Зонирование фосфора и алюминия в оливине: контрастное поведение двух номинально несовместимых микроэлементов. Contrib. Минеральная. Бензин. 174: 85. DOI: 10.1007 / s00410-019-1618-y

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Ши, Т., Линн, К.Дж., И Гарсия, М. О. (2015b). Раскрытие кода зональности оливина: различие между ростом кристаллов и диффузией. Геология 43, 935–938. DOI: 10.1130 / G37082.1

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Шизиму К., Саал А. Э., Майерс К. Э., Нагель А. Н., Хаури Э. Х., Форсайт Д. В. и др. (2015). Двухкомпонентная модель плавления-перемешивания мантии для образования базальтов срединно-океанических хребтов: последствия для содержания летучих веществ в верхней мантии Тихого океана. Геохим.Космохим. Acta 176, 44–80. DOI: 10.1016 / j.gca.2015.10.033

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Спиллиарт, Н., Аллард, П., Метрич, Н., Соболев, А.В. (2006). Запись включений расплава в условиях подъема, дегазации и экструзии летучих щелочных базальтов во время мощного флангового извержения вулкана Этна в 2002 г. (Италия). J. Geophys. Res. 111: B04203. DOI: 10.1029 / 2005JB003934

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Сандермейер, К., Ди Муро, А., Техмер, К., Гордейчик, Б., и Вернер, Г. (2018). «Наследие и место обитания оливинов на основе диффузии Fe-Mg в результате извержения в августе-ноябре 2015 г. на Питон-де-ла-Фурнез, Реюньон», в материалах Proceedings of the EGU General Assembly 2018 , Vienna, 6194.

Google Scholar

Суонсон, С. Э. (1977). Связь зарождения и скорости роста кристаллов с развитием текстуры гранита. г. Минеральная. 62, 966–978.

Google Scholar

Тордарсон, Т., и Селф, С. (1998). Пачка Роза, группа базальтов реки Колумбия: гигантское поле потоков лавы пахоехо, образованное эндогенными процессами? J. Geophys. Res. Твердая Земля 103, 27411–27445. DOI: 10.1029 / 98jb01355

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Туохи, Р. М., Уоллес, П. Дж., Лёвен, М. В., Суонсон, Д. А., и Кент, А. Дж. Р. (2016). Перенос магмы и глубина кристаллизации оливина в Восточной рифтовой зоне Килауэа, определенная на основе экспериментально повторно гомогенизированных включений расплава. Геохим. Космохим. Acta 185, 232–250. DOI: 10.1016 / j.gca.2016.04.020

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Турбелл, Х. (2001). Реконструкция конического луча с использованием обратной проекции с фильтром , канд. докторская диссертация, Университет Линчёпинга, Линчёпинг.

Google Scholar

Viccaro, M., Ferlito, C., Cortesogno, L., Cristofolini, R., and Gaggero, L. (2006). Перемешивание магмы во время события 2001 г. на горе Этна (Италия): влияние на динамику извержения. J. Volcanol. Геотерм. Res. 149, 139–159. DOI: 10.1016 / j.jvolgeores.2005.06.004

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Винет, Н., Хиггинс, М. Д. (2010). Процессы затвердевания магмы под вулканом Килауэа, Гавайи: количественное текстурное и геохимическое исследование лав Мауна Улу 1969-1974 годов. J. Petrol. 51, 1297–1332. DOI: 10.1093 / петрология / egq020

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Уокер, Д., Киркпатрик, Р.Дж., Лонги, Дж., И Хейс, Дж. Ф. (1976). История кристаллизации лунного пикритового базальта образца 12002; исследования фазовых равновесий и скорости охлаждения. Геол. Soc. Являюсь. Бык. 87, 646–656.

Google Scholar

Уоллес, П. Дж., И Андерсон, А. Т. младший (1998). Влияние извержения и оттока лавы на содержание h3O в базальтовых магмах вулкана Килауэа. Бык. Volcanol. 59, 327–344. DOI: 10.1007 / s004450050195

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Уотерс, Л.Э., Ланге Р. А. (2013). Бедные кристостью, многократно насыщенные риолиты (обсидианы) из Каскадной и Мексиканской дуг: свидетельство кристаллизации вкрапленников, вызванной дегазацией. Contrib. Минеральная. Бензин. 166, 731–754. DOI: 10.1007 / s00410-013-0919-9

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Уотсон, Э. Б., Черняк, Д. Дж., И Холикросс, М. Э. (2015). Диффузия фосфора в оливине и расплавленном базальте. г. Минеральная. 100, 2053–2065. DOI: 10.2138 / AM-2015-5416

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Уотсон, Э.Б. и Мюллер Т. (2009). Неравновесное изотопное и элементное фракционирование во время контролируемого диффузией роста кристаллов в статических и динамических условиях. Chem. Геол. 267, 111–124. DOI: 10.1016 / j.chemgeo.2008.10.036

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Велш Б., Фор Ф., Фамин В., Бароннет А. и Башелери П. (2013). Дендритная кристаллизация: единый процесс для всех текстур оливина в базальтах? J. Petrol. 54, 539–574.DOI: 10.1093 / петрология / egs077

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Велш Б., Хаммер Дж. И Хеллебранд Э. (2014). Фосфорная зональность выявляет дендритную архитектуру оливина. Геология 42, 867–870. DOI: 10.1130 / G35691.1

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Райт, Т. Л. (1971). Химия лав Килауэа и Мауна-Лоа в пространстве и времени . Профессиональный доклад геологической службы США 735. Вашингтон, округ Колумбия: Типография правительства США, 40.DOI: 10.3133 / pp735

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Райт, Т. Л., и Кляйн, Ф. У. (2014). Двести лет переноса и хранения магмы на вулкане Килауэа, Гавайи, 1790-2008 гг. . USGS Professional Paper 1806. Вашингтон, округ Колумбия: Министерство внутренних дел США, DOI: 10.3133 / pp1806

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Zhang, Y., Ni, H., and Chen, Y. (2010). Данные о диффузии в силикатных расплавах. Ред. Минеральное. Геохим. 72, 311–408. DOI: 10.2138 / RMG.2010.72.8

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Произошла ошибка при настройке пользовательского файла cookie

Этот сайт использует файлы cookie для повышения производительности. Если ваш браузер не принимает файлы cookie, вы не можете просматривать этот сайт.


Настройка вашего браузера для приема файлов cookie

Существует множество причин, по которым cookie не может быть установлен правильно. Ниже приведены наиболее частые причины:

  • В вашем браузере отключены файлы cookie.Вам необходимо сбросить настройки своего браузера, чтобы он принимал файлы cookie, или чтобы спросить вас, хотите ли вы принимать файлы cookie.
  • Ваш браузер спрашивает вас, хотите ли вы принимать файлы cookie, и вы отказались. Чтобы принять файлы cookie с этого сайта, используйте кнопку «Назад» и примите файлы cookie.
  • Ваш браузер не поддерживает файлы cookie. Если вы подозреваете это, попробуйте другой браузер.
  • Дата на вашем компьютере в прошлом. Если часы вашего компьютера показывают дату до 1 января 1970 г., браузер автоматически забудет файл cookie.Чтобы исправить это, установите правильное время и дату на своем компьютере.
  • Вы установили приложение, которое отслеживает или блокирует установку файлов cookie. Вы должны отключить приложение при входе в систему или проконсультироваться с системным администратором.

Почему этому сайту требуются файлы cookie?

Этот сайт использует файлы cookie для повышения производительности, запоминая, что вы вошли в систему, когда переходите со страницы на страницу. Чтобы предоставить доступ без файлов cookie потребует, чтобы сайт создавал новый сеанс для каждой посещаемой страницы, что замедляет работу системы до неприемлемого уровня.


Что сохраняется в файле cookie?

Этот сайт не хранит ничего, кроме автоматически сгенерированного идентификатора сеанса в cookie; никакая другая информация не фиксируется.

Как правило, в файлах cookie может храниться только информация, которую вы предоставляете, или выбор, который вы делаете при посещении веб-сайта. Например, сайт не может определить ваше имя электронной почты, пока вы не введете его. Разрешение веб-сайту создавать файлы cookie не дает этому или любому другому сайту доступа к остальной части вашего компьютера, и только сайт, который создал файл cookie, может его прочитать.

Похвала за потенциал базальта: карбонизация минералов на месте

Автор: Изабелла Корпора, научный сотрудник Института законодательства и политики в области удаления углерода

Подготовлено для Института законодательства и политики в области удаления углерода

Различные магматические породы и минералы в настоящее время оцениваются как потенциальные перспективы для облегчения постоянного связывания углерода. Оливин, серпентин и перидотит являются одними из многих, которые связываются с углекислым газом с образованием карбонатов, тем самым обеспечивая более постоянное удаление захваченного углерода.Этот пост о породе, заслуживающей большего внимания: базальте.

Базальт – это магматическая порода, которая широко распространена во всем мире и может связываться с углекислым газом быстрее, чем другие варианты. Различные формы базальта являются серьезными претендентами на крупномасштабную подземную карбонизацию или карбонизацию минералов in situ , так почему же они не являются более горячей темой в мире удаления углерода?

Чтобы настроить это, существуют различные породы, используемые для удаления углерода, а не для его хранения. Те, у кого оценивается улавливание углерода, могут сделать это с помощью процесса усиленного выветривания .Усиленное выветривание обычно завершается на поверхностных уровнях, например, с помощью минерального оливина, который связывается с окружающим углекислым газом вдоль побережья. Для целей хранения можно оценить горные породы на основе их присутствия в различных слоях под земной корой. Для обоих процессов процесс минерализации может происходить, когда силикатные материалы и газы, такие как диоксид углерода, связываются с образованием таких продуктов, как карбонаты. Базальт обычно рассматривается из-за его способности к хранению. Углекислый газ необходимо сначала улавливать с помощью других технологических процессов, а затем закачивать в базальтовый водоносный горизонт для карбонизации.Хотя существует потенциал для использования базальта в целях повышения устойчивости к атмосферным воздействиям, в этой публикации основное внимание будет уделено хранению на месте и хранилищу.

Превращение атмосферного углекислого газа в горные породы – сложный химический трюк. Способность породы действовать как накопитель углерода является функцией уровней пористости поверхности, требований к давлению газа и уровней температуры, среди других факторов. Некоторые минералы, в том числе волластонит, менее доступны в природе и предъявляют более строгие требования, необходимые для успешной карбонизации.Базальт, однако, дает нам уникальную возможность из-за его масштабируемости и характеристик магматической породы. Базальт образуется из потоков лавы, особенно вдоль хребтов в океане. Эти хребты простираются по всему миру, делая базальт самой богатой коренной породой Земли и предоставляя возможность для дальнейших исследований и испытаний. Он имеет относительно более высокий уровень пористости (10-15% по сравнению с перидотитом около 1%), что позволяет большему количеству углекислого газа связываться в порах на его поверхности, а с более высокой плотностью в карбонатной форме может легче попасть в поры. дно океана для хранения.

Более 8% поверхности Земли состоит из базальта, и Sanna et al. отметили, что потенциал хранения базальтов в океане может достигать 8238 гигатонн (на глубине 2700 м и при 200 м отложений, образующих покрывающий слой для захвата). Это океаническое хранилище привлекательно, потому что осадочные слои в глубоком море будут обеспечивать дополнительный слой естественной проницаемости для поддержания углерода под землей и уменьшения потенциального ускользания, по существу действуя как «крышка», улавливающая углерод под ним.Улавливание важно, поскольку оно помогает предотвратить утечку газа во время минерализации. С другими формами горных пород повышенные температуры (подумайте: потребность в энергии), более высокие уровни очистки от углекислого газа и повышенное давление могут иметь более строгие требования к постоянству под поверхностью Земли. Это важное соображение, поскольку правильное хранение может снизить риск утечки обратно в атмосферу или океан.

Недавно было установлено, что скорость минерализации базальта также намного выше, чем предполагалось ранее.В рамках проекта CarbFix возле электростанции Hellisheidi в Исландии в 2012 году было проведено тестовое исследование, в ходе которого в базальтовый водоносный горизонт было закачано более 175 тонн чистого углекислого газа. Первоначально предполагалось, что процесс минерализации займет несколько лет, однако исследование показало, что карбонатный материал образовался всего за два года, что впечатлило ученых быстрым временем обработки и потенциалом хранения. Цены на секвестрацию также обычно ниже, чем в случае других вариантов минерализации.В таких областях, как Валлула, штат Вашингтон, и близ Хеллишейди, связывание достигается по цене около 10-30 долларов за тонну секвестрированного углерода. Хотя цена глубокого хранения океанического базальта выше, по предварительным оценкам, она может быть достигнута на уровне 200 долларов за тонну. Напротив, змеевик с более высокими требованиями к давлению, температуре и очистке может составлять от 200 до 600 долларов за тонну изолируемой.

Поскольку сейчас на Земле уровень углекислого газа в атмосфере приближается к 420 ppm, потребность в долгосрочном связывании углерода становится все более насущной.Другие формы горных пород продолжают выступать в качестве конкурентных претендентов на удаление углерода из-за их быстрой скорости связывания с углекислым газом и возможности попадания в районы, где проводится удаление углерода, вместо того, чтобы транспортировать захваченный углерод к местам закачки, иногда удаленным. Такие процессы, как усиленное выветривание, также могут улавливать и накапливать углерод, объединяя обе цели и требуя меньше ресурсов. Тем не менее, многие из этих наземных методов могут иметь прямое воздействие на окружающую среду в экосистемах из-за их воздействия на поверхность, например, с оливином. Местное хранилище базальта имеет мало внешних воздействий из-за глубоких закачиваний, быстрых темпов минерализации и естественных механизмов улавливания.

Второй проект CarbFix начался и должен предоставить дополнительные данные о скорости карбонизации в базальте в ближайшие годы. Возможно, при дальнейшем использовании технологии CarbFix в наших руках будет широко масштабируемое решение. Следует также учитывать и другие внешние эффекты базальта, но пока ведутся более подробные исследования, базальт представляется многообещающим претендентом.Можно было ожидать, что мы увидим больше базальта в наших фьючерсах.

Список литературы

Голдберг, Дэвид С. и Анджела Л. Слэгл. «Глобальная оценка глубоководных базальтовых участков на предмет поглощения углерода». Энергетические процедуры, т. 1, вып. 1, февраль 2009 г., стр. 3675–3682., DOI: 10.1016 / j.egypro.2009.02.165.

Голдберг, Дэвид С. и др. «Секвестрация углекислого газа в глубоководных базальтах». Proceedings of the National Academy of Sciences , vol. 105, нет.29, 22 июля 2008 г., стр. 9920–9925., DOI: 10.1073 / pnas.0804397105.

Matter, Juerg M, et al. «Быстрая углеродная минерализация для постоянного удаления антропогенных выбросов углекислого газа». Наука , т. 352, нет. 6291, 10 июня 2016 г., стр. 1312–1314., DOI: 10.1126 / science.aad8132.

Национальные академии наук, инженерии и медицины. 2019. Технологии отрицательных выбросов и надежное улавливание: программа исследований. Вашингтон, округ Колумбия: The National Academies Press.DOI: https://doi.org/10.17226/25259.

Sanna, Aimaro, et al. «Обзор технологий карбонизации минералов для секвестрации CO2». Chem. Soc. Ред. , 2014 г., стр. 8049–8080., DOI: 10.1039 / c4cs00035h.

Органо-минеральных ассоциаций в кремне базальта горы Ада 3,5 млрд лет поднимают вопросы о происхождении органического вещества в палеоархейских гидротермальных отложениях

  • 1.

    Allwood, A.C., Walter, M.R., Kamber, B.С., Маршалл, К. П. и Берч, И. В. Строматолитовый риф ранней архейской эры в Австралии. Природа 441 , 714 (2006).

    ADS CAS PubMed Статья Google ученый

  • 2.

    Allwood, A.C. et al. . Контролирует развитие и разнообразие строматолитов раннего архея. Труды Национальной академии наук 106 , 9548–9555 (2009).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 3.

    Уэйси, Д. Строматолиты в формации Стрелли-Пул с возрастом ~ 3400 млн лет, Западная Австралия: изучение биогенности от макро- до наномасштабов. Астробиология 10, (381–395 (2010).

    Google ученый

  • 4.

    Bontognali, T. R. et al . Изотопы серы органического вещества, сохранившиеся в строматолитах возрастом 3,45 миллиарда лет, обнаруживают микробный метаболизм. Труды Национальной академии наук 109 , 15146–15151 (2012).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 5.

    Дуда, Ж.-П. и др. . Редкий проблеск палеоархейской жизни: геобиология исключительно сохранившейся фации микробного мата из формации Стрелли-Пул 3,4 млрд лет, Западная Австралия. PLoS ONE 11 , e0147629, https://doi.org/10.1371/journal.pone.0147629 (2016).

    CAS Статья PubMed PubMed Central Google ученый

  • 6.

    Фланнери, Д. Т. и др. . Изотопное исследование с пространственным разрешением изотопов углерода, заключенного в строматолитах формации Стрелли-Пул ∼3,43 млрд лет. Геохим. Космохим. Acta 223 , 21–35 (2018).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 7.

    Wacey, D., Kilburn, M. R., Saunders, M., Cliff, J. & Brasier, M. D. Микрофоссилии клеток, метаболизирующих серу, в скалах Западной Австралии возрастом 3,4 миллиарда лет. Нац. Geosci. 4 , 698–702 (2011).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 8.

    Sugitani, K., Mimura, K., Nagaoka, T., Lepot, K. & Takeuchi, M. Комплекс микрофоссилий из формации 3400 Ma Strelley Pool в кратоне Пилбара, Западная Австралия: Результаты формируют новая местность. Докембрийская рез. 226, (59–74 (2013).

    Google ученый

  • 9.

    Sugitani, K. et al . Ранняя эволюция крупных микроорганизмов с цитологической сложностью, выявленная с помощью микроанализа микрофоссилий с органическими стенками 3,4 млрд лет. Геобиология 13 , 507–521 (2015).

    CAS PubMed Статья Google ученый

  • 10.

    Sugitani, K. et al . Видообразование палеоархейской жизни, продемонстрированное анализом морфологической изменчивости чечевицеобразных микрофоссилий из кратона Пилбара, Австралия. Астробиология 18 , 1057–1070 (2018).

    ADS CAS PubMed Статья Google ученый

  • 11.

    Лепот К., и др. . Текстурно-специфические изотопные составы в органическом веществе возрастом 3,4 млрд лет поддерживают избирательное сохранение в клеточноподобных структурах. Геохим. Космохим. Acta 112 , 66–86 (2013).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 12.

    Oehler, D. Z., Walsh, M. M., Sugitani, K., Liu, M.-C. И Хаус, К. Х. Крупные и устойчивые линзовидные микроорганизмы на молодой Земле. Докембрийская рез. 296 , 112–119 (2017).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 13.

    Аллеон Дж. и др. . Химическая природа микрофоссилий пула Стрелли 3,4 млрд лет. Geochemical Perspectives Letters 7 , 37–42, https: // doi.org / 10.7185 / geochemlet.1817 (2018).

    Артикул Google ученый

  • 14.

    Аллеон, Дж. И Саммонс, Р. Е. Органические геохимические подходы к пониманию ранней жизни. Свободная радикальная биология и медицина 140 , 103–112 (2019).

    CAS PubMed Статья Google ученый

  • 15.

    Javaux, E. J. Проблемы обнаружения самых ранних следов жизни. Природа 572 , 451–460 (2019).

    ADS CAS PubMed Статья Google ученый

  • 16.

    Шопф, Дж. У. и Пакер, Б. М. Ранние архейские (возрастом от 3,3 до 3,5 миллиардов лет) микрофоссилий из Warrawoona Group, Австралия. Наука 237 , 70–73 (1987).

    ADS CAS PubMed Статья Google ученый

  • 17.

    Уэно Ю., Исодзаки Ю., Юримото Х. и Маруяма С. Изотопные сигнатуры углерода отдельных архейских микрофоссилий (?) Из Западной Австралии. Внутр. Геол. Ред. 43 , 196–212 (2001).

    Артикул Google ученый

  • 18.

    Шопф, Дж. У., Кудрявцев, А. Б., Агрести, Д. Г., Вдовяк, Т. Дж. И Чая, А. Д. Лазерно-рамановские изображения самых ранних окаменелостей Земли. Природа 416 , 73–76 (2002).

    ADS CAS PubMed Статья Google ученый

  • 19.

    Schopf, J. W., Kitajima, K., Spicuzza, M. J. & Kudryavtsev, A. B. & Valley, J. W. SIMS-анализ старейшего известного комплекса микрофоссилий документирует их коррелированный с таксонами изотопный состав углерода. Труды Национальной академии наук 115 , 53–58 (2018).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 20.

    Brasier, M. D. et al. . Ставить под сомнение доказательства существования самых старых окаменелостей на Земле. Природа 416 , 76–81 (2002).

    ADS PubMed Статья Google ученый

  • 21.

    Brasier, M. D. et al. . Критическое испытание древнейшего предполагаемого скопления окаменелостей на Земле из верхних отложений ∼3,5 млрд лет, Чайнамен-Крик, Западная Австралия. Докембрийская рез. 140 , 55–102 (2005).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 22.

    Wacey, D., Saunders, M., Kong, C., Brasier, A. & Brasier, M. 3,46 млрд лет «микрофоссилий» Apex Chert по-новому интерпретируются как минеральные артефакты, образующиеся во время отшелушивания филлосиликатов. Gondwana Res. 36 , 296–313 (2016).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 23.

    Garcia-Ruiz, J. и др. . Самособирающиеся кремнеземно-карбонатные структуры и обнаружение древних микрофоссилий. Наука 302 , 1194–1197 (2003).

    ADS CAS PubMed Статья Google ученый

  • 24.

    Космидис, Дж. И Темплтон, А. С. Самосборка биоморфных углеродно-серных микроструктур в сульфидных средах. Нат . Коммуна . 7 (2016).

  • 25.

    Хорита, Дж. И Берндт, М. Е. Абиогенное образование метана и изотопное фракционирование в гидротермальных условиях. Наука 285 , 1055–1057 (1999).

    CAS PubMed Статья Google ученый

  • 26.

    Хорита Дж. Некоторые взгляды на изотопные биосигнатуры для ранней жизни. Chem. Геол. 218 , 171–186 (2005).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 27.

    McCollom, T. M. и Seewald, J. S. Изотопный состав углерода органических соединений, полученных в результате абиотического синтеза в гидротермальных условиях. Планета Земля. Sci. Lett. 243 , 74–84 (2006).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 28.

    Бразье, М. Д., Грин, О. Р., Линдси, Дж. Ф. и Стил, А. Самые древние на Земле (~ 3,5 млрд лет) «Окаменелости и гипотеза раннего Эдема»: подвергая сомнению доказательства. Origins Life Evol. Biosph. 34 , 257–269 (2004).

    ADS Статья Google ученый

  • 29.

    Линдси, Дж. Ф. и др. . Проблема глубокого углерода – архейский парадокс. Докембрийская рез. 143 , 1–22 (2005).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 30.

    Hickman-Lewis, K. et al .Углеродистые микроструктуры из осадочных слоистых кремней в пределах 3,46 млрд лет на вершине базальта, местонахождение Чинаман-Крик, Пилбара, Западная Австралия. Докембрийская рез. 278 , 161–178 (2016).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 31.

    Morag, N. et al . Специфические микроструктурные изотопные сигнатуры углерода органического вещества из кремней ∼3,5 млрд лет в кратоне Пилбара подтверждают биологическое происхождение. Докембрийская рез. 275 , 429–449 (2016).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 32.

    Дуда, Ж.-П. и др. . Идеи и перспективы: гидротермальное перераспределение и секвестрация раннеархейской биомассы – «гипотеза гидротермального насоса». Биогеонауки 15 , 1535–1548 (2018).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 33.

    Шиффбауэр, Дж. Д. и др. . Структурные и химические изменения, вызванные термическим воздействием на органические окаменелости: экспериментальный подход к пониманию сохранения окаменелостей в метаосадках. Геобиология 10 , 402–423 (2012).

    CAS PubMed Статья PubMed Central Google ученый

  • 34.

    Бернар С. и Папино Д. Графитовый углерод и биоподпись. Элементы 10 , 435–440, https: // doi.org / 10.2113 / gselements.10.6.435 (2014).

    CAS Статья Google ученый

  • 35.

    Бриггс, Д. Э. Г. и Саммонс, Р. Е. Древние биомолекулы: их происхождение, окаменелость и роль в раскрытии истории жизни. BioEssays 36 , 482–490 (2014).

    CAS PubMed Статья PubMed Central Google ученый

  • 36.

    Бернар С. и др. . Исключительная сохранность ископаемых спор растений в метаморфических породах высокого давления. Планета Земля. Sci. Lett. 262 , 257–272 (2007).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 37.

    Лепот К., и др. . Неоднородности органического вещества в строматолитах 2,72 млрд лет: изменение или сохранение за счет включения серы. Геохим. Космохим. Acta 73 , 6579–6599 (2009).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 38.

    Аллеон Дж. и др. . Органические молекулярные неоднородности могут противостоять диагенезу. Sci. Отчетность 7 , 1508 (2017).

    ADS PubMed PubMed Central Статья CAS Google ученый

  • 39.

    Олер, Дж. Х. Экспериментальные исследования в палеонтологии докембрия: структурные и химические изменения в сине-зеленых водорослях во время моделирования окаменения в синтетических кремнях. Геол. Soc. Являюсь. Бык. 87 , 117–129 (1976).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 40.

    Вестолл, Ф., Бони, Л. и Герцони, Э. Экспериментальное окварцевание микроорганизмов. Палеонтология 38 , 495–528 (1995).

    Google ученый

  • 41.

    Оранж Ф., Лалонд С. В. и Конхаузер К. О. Формирование и сохранение плесневых грибов Synechococcus elongatus в имитированном кремнеземном агломерате: значение для идентификации микрофоссилий. Geomicrobiol. J. 30 , 327–336 (2013).

    Артикул Google ученый

  • 42.

    Li, J. et al. . Влияние биоминерализации на сохранение микроорганизмов во время фоссилизации: экспериментальная перспектива. Планета Земля. Sci. Lett. 400 , 113–122 (2014).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 43.

    Пикард А., Капплер А., Шмид Г., Куарони Л. и Обст М. Экспериментальный диагенез органо-минеральных структур, образованных микроаэрофильными Fe (II) -окисляющими бактериями. Нац. Commun. 6 , 6277 (2015).

    ADS CAS PubMed Статья Google ученый

  • 44.

    Аллеон Дж. и др. . Раннее захоронение в кремнеземе сводит к минимуму молекулярную деградацию микроорганизмов во время продвинутого диагенеза. Chem. Геол. 437 , 98–108, https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2016.05.034 (2016).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 45.

    Миот, Дж., Бернар, С., Бурро, М., Гайо, Ф. и Киш, А. Экспериментальное созревание архей, покрытых Fe-фосфатами. Sci. Отчетность 7 , 16984 (2017).

    ADS CAS PubMed PubMed Central Статья Google ученый

  • 46.

    Игису, М. и др. . Изменения алифатических связей C – H в цианобактериях во время экспериментального термического созревания в присутствии или в отсутствие кремнезема по данным FTIR-микроскопии. Геобиология 16 , 412–428 (2018).

    CAS PubMed Статья Google ученый

  • 47.

    Derenne, S. et al . Молекулярные доказательства жизни в сланце Варравуна возрастом 3,5 миллиарда лет. Планета Земля.Sci. Lett. 272 , 476–480 (2008).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 48.

    Маршалл, К. П. и др. . Структурная характеристика керогена в архейских кремнях 3,4 млрд лет из кратона Пилбара, Западная Австралия. Докембрийская рез. 155 , 1–23 (2007).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 49.

    Расмуссен, Б., Флетчер, И. Р., Брокс, Дж. Дж. И Килберн, М. Р. Переоценка первого появления эукариот и цианобактерий. Природа 455 , 1101 (2008).

    ADS CAS PubMed Статья Google ученый

  • 50.

    French, K. L. et al . Переоценка углеводородных биомаркеров в архейских породах. Труды Национальной академии наук 112 , 5915–5920 (2015).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 51.

    Деларю, Ф. и др. . Что означает соотношение водорода и углерода, определенное в архейском органическом веществе? Org. Геохим. 122 , 140–146 (2018).

    CAS Статья Google ученый

  • 52.

    Smithies, R., Van Kranendonk, M. & Champion, D. Все началось с плюм-раннеархейской базальтовой протоконтинентальной коры. Планета Земля. Sci. Lett. 238 , 284–297 (2005).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 53.

    Ван Кранендонк, М. Дж., Хью Смитис, Р., Хикман, А. Х. и Чэмпион, Д. К. В древнейших породах Земли: события в геологии докембрия Vol. 15 гл. 4.1 307–337 (2007).

  • 54.

    Ван Кранендонк, М. Дж., Хью Смитис, Р., Хикман, А. Х. и Чэмпион, Д. С. Обзор: вековая тектоническая эволюция архейской континентальной коры: взаимодействие горизонтальных и вертикальных процессов в формировании кратона Пилбара, Австралия. Terra Nova 19 , 1–38 (2007).

    ADS Статья CAS Google ученый

  • 55.

    Вимер Д., Шранк К. Э., Мерфи Д. Т. и Хикман А. Х. Литостратиграфия и структура раннеархейского зеленокаменного пояса Дулена Гэп, Восточный террейн Пилбара, Западная Австралия. Докембрийская рез. 282 , 121–138 (2016).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 56.

    Байерли, Г. Р., Лоу, Д. Р., Вуден, Дж. Л. и Се, X. Архейский ударный слой из кратонов Пилбара и Каапваал. Наука 297 , 1325–1327 (2002).

    ADS CAS PubMed Статья Google ученый

  • 57.

    Байерли, Г. Р. и Лоу, Д. Р. Шпинель из архейских ударных сфер. Геохим. Космохим. Acta 58 , 3469–3486 (1994).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 58.

    Гликсон, А. Ю. Цунами, вызванное столкновением с астероидом в раннем докембрии: раскопки морского дна, обломки, экзотические валуны и особенности турбулентности, связанные с выпадением осадков от астероидов возрастом 3,47–2,47 млрд лет, кратон Пилбара, Западная Австралия. Астробиология 4 , 19–50 (2004).

    ADS PubMed Статья Google ученый

  • 59.

    Лоу, Д. и Байерли, Г. Р. Раннеархейские силикатные сферулы вероятного ударного происхождения, Южная Африка и Западная Австралия. Геология 14 , 83–86 (1986).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 60.

    Стефурак, Э. Дж., Лоу, Д. Р., Центнер, Д. и Фишер, У. В. Первичные гранулы кремнезема – новый режим палеоархейской седиментации. Геология 42 , 283–286 (2014).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 61.

    Камбер, Б.С., Грейг, А. и Коллерсон, К. Д. Новая оценка состава выветрившейся молодой верхней континентальной коры из аллювиальных отложений, Квинсленд, Австралия. Геохим. Космохим. Acta 69 , 1041–1058 (2005).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 62.

    Beyssac, O. et al . К вопросу о характеристике неупорядоченных и гетерогенных углеродных материалов с помощью спектроскопии комбинационного рассеяния света. Spectrochim. Acta, часть A 59 , 2267–2276 (2003).

    ADS Статья CAS Google ученый

  • 63.

    Kouketsu, Y. et al . Новый подход к разработке рамановского геотермометра для углеродсодержащих материалов для низкосортного метаморфизма с использованием ширины пика. о. Arc 23 , 33–50 (2014).

    CAS Статья Google ученый

  • 64.

    Марукко А. Атомное упорядочение в системе Ni-Cr-Fe. Материаловедение и инженерия: A 189 , 267–276 (1994).

    Артикул Google ученый

  • 65.

    Wu, C., Lee, B.-J. И Су, X. Модифицированный межатомный потенциал внедренного атома для систем Fe-Ni, Cr-Ni и Fe-Cr-Ni. Калфад 57 , 98–106 (2017).

    CAS Статья Google ученый

  • 66.

    Бескровни, А. и др. . Влияние содержания Cr на кристаллическую структуру и динамику решетки аустенитных сплавов с ГЦК Fe – Cr – Ni – N. Журнал сплавов и соединений 291 , 262–268 (1999).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 67.

    Blesa, M. C. et al. . Синтез и характеристика ферритов никеля и магния, полученных из α-NaFeO2. Ионика твердого тела 63 , 429–436 (1993).

    Артикул Google ученый

  • 68.

    Леназ, Д., Логвинова, А. М., Принцивалле, Ф. и Соболев, Н. В. Структурные параметры хромита, включенного в алмаз и кимберлиты Сибири: новый инструмент для распознавания ультраосновного источника. г. Минеральная. 94 , 1067–1070 (2009).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 69.

    Сугаки, А.& Китаказе, А. Высокая форма пентландита и его термическая стабильность. г. Минеральная. 83 , 133–140 (1998).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 70.

    Chang, L. et al . Основные магнитные параметры чистого синтетического грейгита (Fe3S4). J. Geophys. Res. 113 , B06104 (2008).

    ADS Статья CAS Google ученый

  • 71.

    Бернард С. и Хорсфилд Б. Термическое созревание сланцевых систем. Ежегодный обзор наук о Земле и планетах 42 , 635–651 (2014).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 72.

    Фишер, Д., Венцкович, Р., Карр, Р., Континенца, А. и Фриман, А. Состояния графитовых прослоек: исследование тонкой структуры поглощения рентгеновских лучей на краю углерода К. Physical Review B 44 , 1427 (1991).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 73.

    Bernard, S. et al . Исследование XANES, комбинационного рассеяния света и рентгеновской дифракции коксов на основе антрацена и углей на основе сахарозы, подвергнутых высокотемпературному пиролизу. Углерод 48 , 2506–2516 (2010).

    CAS Статья Google ученый

  • 74.

    Cody, G. et al . Органическая термометрия материнских тел хондритов. Планета Земля. Sci. Lett. 272 , 446–455 (2008).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 75.

    Оллвуд, А. К., Камбер, Б. С., Уолтер, М. Р., Берч, И. В. и Каник, И. Микроэлементы фиксируют историю осадконакопления строматолитовой карбонатной платформы раннего архея. Chem. Геол. 270 , 148–163 (2010).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 76.

    van den Boorn, S., van Bergen, M., Vroon, P., De Vries, S. & Nijman, W. Ограничения по изотопам кремния и микроэлементам, влияющим на происхождение кремней ∼3,5 млрд лет: последствия для морской среды раннего архея . Геохим. Космохим. Acta 74 , 1077–1103 (2010).

    ADS Статья CAS Google ученый

  • 77.

    Марин-Карбонн, Дж., Чауссидон, М. и Роберт, Ф. Химические и изотопные критерии микрометрового масштаба (O и Si) происхождения и истории докембрийских кремней: значение для палеотемпературных реконструкций. Геохим. Космохим. Acta 92 , 129–147 (2012).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 78.

    van den Boorn, S.H., van Bergen, M.J., Nijman, W. & Vroon, P.Z. Двойная роль морской воды и гидротермальных флюидов в образовании кремней раннего архея: свидетельства изотопов кремния. Геология 35 , 939–942 (2007).

    ADS Статья CAS Google ученый

  • 79.

    Ван Кранендонк, М. Дж., Уэбб, Г. Э. и Камбер, Б. С. Геологические и микроэлементные доказательства морской осадочной среды осаждения и биогенности строматолитовых карбонатов 3,45 млрд лет в кратоне Пилбара, а также свидетельство восстановления архейского океана. Геобиология 1 , 91–108 (2003).

    Артикул Google ученый

  • 80.

    Kleine, B., Stefánsson, A., Halldórsson, S., Whitehouse, M. & Jónasson, K.Изотопы кремния и кислорода раскрывают процессы образования кварца в исландской коре. Geochemical Perspectives Letters 7 , 5–11 (2018).

    Артикул Google ученый

  • 81.

    Шок, Э. Л., Макколлом, Т. и Шульте, М. Д. Геохимические ограничения на хемолитоавтотрофные реакции в гидротермальных системах. Origins Life Evol. Biosph. 25 , 141–159 (1995).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 82.

    Этиоп, Г. и Шервуд Лоллар, Б. Абиотический метан на Земле. Rev. Geophys. 51 , 276–299 (2013).

    ADS Статья Google ученый

  • 83.

    Bai, W. et al . ЭПГ и сплавы неблагородных металлов в грушевидных хромититах офиолита Луобуса, Южный Тибет. Канадский минералог 38 , 585–598 (2000).

    CAS Статья Google ученый

  • 84.

    Рассел, М. Дж. и др. . Стремление к жизни по мокрым и ледяным мирам. Астробиология 14 , 308–343 (2014).

    ADS CAS PubMed PubMed Central Статья Google ученый

  • 85.

    Schopf, J. W. Ископаемые свидетельства архейской жизни. Фил. Пер. R. Soc. B 361 , 869–885 (2006).

    CAS PubMed Статья Google ученый

  • 86.

    Уэно Ю., Йошиока Х., Маруяма С. и Исодзаки Ю. Изотопы углерода и петрография керогенов в гидротермальных кремнеземных дайках ∼3,5 млрд лет в районе Северного полюса, Западная Австралия. Геохим. Космохим. Acta 68 , 573–589 (2004).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 87.

    ван Зуилен, М.А., Чауссидон, М., Роллион-Бард, К. и Марти, Б. Углеродистые кремни Зеленокаменного пояса Барбертона, Южная Африка: изотопные, химические и структурные характеристики индивидуальных микроструктур. Геохим. Космохим. Acta 71, (655–669 (2007).

    Google ученый

  • 88.

    Шопф Дж. У. Космохимическая эволюция и происхождение жизни 119–135 (Springer, 1974).

  • 89.

    МакКоллом, Т. М. Лабораторное моделирование абиотического образования углеводородов в глубоких недрах Земли. Ред. Минеральное. Геохим. 75 , 467–494 (2013).

    CAS Статья Google ученый

  • 90.

    Андреани М. и Менез Б. В глубоком углероде: от прошлого до настоящего (ред. Оркатт, Б., Даниэль, И. и Дасгупта, Р.), гл. 15, 447–479 (Издательство Кембриджского университета, 2019).

  • 91.

    Рассел М. Дж. И Ничке В. Метан: топливо или выхлоп при зарождении жизни? Астробиология 17 , 1053–1066 (2017).

    ADS CAS PubMed PubMed Central Статья Google ученый

  • 92.

    Коди, Г.Д. и др. . Установление молекулярной взаимосвязи между хондритовыми и кометными органическими твердыми телами. Труды Национальной академии наук 108 , 19171–19176 (2011).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 93.

    Кебукава, Ю., Килкойн, А. Д. и Коди, Г. Д. Изучение потенциального образования твердых органических веществ в хондритах и ​​кометах посредством полимеризации межзвездного формальдегида. Астрофизический журнал 771 , 19 (2013).

    ADS Статья CAS Google ученый

  • 94.

    Milesi, V. et al. . Образование CO 2 , H 2 и конденсированного углерода в результате растворения сидерита в интервале 200–300 ° C и при 50 МПа. Геохим. Космохим. Acta 154 , 201–211 (2015).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 95.

    Милези В., МакКоллом Т. М. и Гайот Ф. Термодинамические ограничения на образование конденсированного углерода из флюидов серпентинизации. Геохим. Космохим. Acta 189 , 391–403 (2016).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 96.

    Уэно, Ю., Ямада, К., Йошида, Н., Маруяма, С. и Исозаки, Ю. Свидетельства микробного метаногенеза в раннеархейскую эру по жидкостным включениям. Природа 440 , 516 (2006).

    ADS CAS PubMed Статья Google ученый

  • 97.

    Шервуд-Лоллар, Б. и Макколлом, Т. Биосигнатуры и абиотические ограничения на раннем этапе жизни. Природа 444 , E18 (2006).

    ADS Статья CAS Google ученый

  • 98.

    Schuessler, J. A., Kämpf, H., Koch, U. & Alawi, M. Воздействие землетрясения на сигнатуры изотопа железа, зарегистрированные в минеральной родниковой воде. Журнал геофизических исследований: Твердая Земля 121 , 8548–8568 (2016).

    CAS Google ученый

  • 99.

    Говиндараджу К. Рабочие значения 1995 года с доверительными границами для двадцати шести геостандартов CRPG, ANRT и IWG ‐ GIT. Геостандарт. Информационный бюллетень. 19 , 1–32 (1995).

    CAS Статья Google ученый

  • 100.

    Дульски, П.Справочные материалы для геохимических исследований: новые аналитические данные ИСП-МС и критическое обсуждение справочных значений. Геостандарт. Информационный бюллетень. 25 , 87–125 (2001).

    CAS Статья Google ученый

  • 101.

    Jochum, K. P. et al . Контрольные значения соответствуют рекомендациям ISO для часто запрашиваемых стандартных образцов горных пород. Геостандарт. Геоанал. Res. 40 , 333–350 (2016).

    CAS Статья Google ученый

  • 102.

    Георг Р., Рейнольдс Б., Франк М. и Холлидей А. Новые методы подготовки образцов для определения изотопного состава Si с использованием MC-ICPMS. Chem. Геол. 235 , 95–104 (2006).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 103.

    Замбарди Т. и Пойтрассон Ф. Точное определение изотопов кремния в эталонных материалах силикатных пород с помощью MC-ICP-MS. Геостандарт. Геоанал. Res. 35 , 89–99 (2011).

    CAS Статья Google ученый

  • 104.

    Schuessler, J. A. & von Blanckenburg, F. Проверка пределов микромасштабных анализов стабильных изотопов Si с помощью фемтосекундной лазерной абляции мультиколлекторной масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой в применении к выветриванию горных пород. Spectrochim. Acta, Часть B 98 , 1–18 (2014).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 105.

    Paton, C., Hellstrom, J., Paul, B., Woodhead, J. & Hergt, J. Iolite: бесплатное программное обеспечение для визуализации и обработки масс-спектрометрических данных. J. Anal. В. Спектром. 26 , 2508–2518 (2011).

    CAS Статья Google ученый

  • 106.

    Longerich, H., Jackson, S. & Gunther, D. Сбор данных масс-спектрометрического переходного сигнала с индуктивно связанной плазмой и расчет концентрации аналита. J. Anal. В. Спектром. 11 , 899–904 (1996).

    CAS Статья Google ученый

  • 107.

    Jochum, K. P. et al . GeoReM: новая геохимическая база данных стандартных материалов и изотопных стандартов. Геостандарт. Геоанал. Res. 29 , 333–338 (2005).

    CAS Статья Google ученый

  • 108.

    Jochum, K.P. и др. . Определение исходных значений для очков NIST SRM 610–617 в соответствии с рекомендациями ISO. Геостандарт. Геоанал. Res. 35 , 397–429 (2011).

    CAS Статья Google ученый

  • 109.

    Бернар С., Бейссак О. и Бензерара К. Рамановское картирование с использованием передовых систем линейного сканирования: геологические приложения. заявл. Spectrosc. 62 , 1180–1188 (2008).

    ADS CAS PubMed Статья Google ученый

  • 110.

    Ферралис, Н., Матис, Э. Д., Нолл, А. Х., Холлманн, К. и Саммонс, Р. Э. Быстрая, прямая и неразрушающая оценка ископаемого органического вещества с помощью спектроскопии микро-Рамана. Углерод 108 , 440–449 (2016).

    CAS Статья Google ученый

  • 111.

    Beyssac, O., Goffé, B., Chopin, C. & Rouzaud, J.-N. Рамановские спектры углеродистого материала в метаосадках: новый геотермометр. Дж.Метаморф. Геол. 20 , 859–871 (2002).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 112.

    Шиффбауэр, Дж. Д. и Сяо, С. Новое применение сфокусированной ионно-лучевой электронной микроскопии (FIB-EM) для подготовки и анализа ультраструктур микрофоссилий: новый взгляд на сложность ранних эукариотических организмов. Палеос 24 , 616–626 (2009).

    ADS Статья Google ученый

  • 113.

    Benzerara, K., Menguy, N., Guyot, F., Vanni, C., Gillet, P. Исследование с помощью просвечивающего электронного микроскопа границы раздела силикат-карбонат-микроб, полученное измельчением сфокусированным ионным пучком. Геохим. Космохим. Acta 69 , 1413–1422 (2005).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 114.

    Казначеев К., и др. . Пусковой канал для мягкой рентгеновской спектромикроскопии в ЦЛС: результаты ввода в эксплуатацию. Ядерные приборы и методы в физических исследованиях Раздел A: ускорители, спектрометры, детекторы и связанное с ними оборудование 582 , 96–99 (2007).

    ADS CAS Статья Google ученый

  • 115.

    Wang, J. et al. . Радиационные повреждения в мягкой рентгеновской микроскопии. Журнал электронной спектроскопии и родственных явлений 170 , 25–36 (2009).

    CAS Статья Google ученый

  • Базальты превращают углерод в камень для постоянного хранения

    В экспериментах по хранению углерода, связанных с геотермальными электростанциями в Исландии, 90% закачанного углекислого газа (CO 2 ) превратилось в минералы всего за 2 года.Стандартные методы хранения углерода могут занять тысячи лет, чтобы сделать то же самое.

    «Мы основываем наши методы на этом естественном процессе, который является частью большого углеродного цикла, в котором весь углерод на Земле происходит из горных пород и попадает в них», – сказала одна из ведущих исследователей Сандра Снабьорнсдоттир. Она является начальником хранилища полезных ископаемых CO 2 в CarbFix.

    «За счет минерализации мы навсегда избавляемся от CO 2 . Мы можем уйти от этого. Нам не нужно следить за этим в ближайшие десятилетия или около того.Ключевым моментом здесь является постоянное хранилище », – сказала она.

    Быстро и навсегда

    Межправительственная группа экспертов по изменению климата сообщила, что для удержания изменения климата ниже 1,5 ° C человечество должно не только резко сократить выбросы CO 2 , но и активно удалять CO 2 из атмосферы и держать ее под замком. Большинство текущих проектов по улавливанию и хранению углерода (CCS) закрывают уловленный CO 2 глубоко под землей в резервуарах осадочных пород, чтобы предотвратить его утечку.Этот углерод в конечном итоге просачивается в небольшие поры породы, растворяется в грунтовых водах и вступает в реакцию с породой, превращаясь в карбонатные минералы, навсегда улавливая углерод.

    Углекислый газ, растворенный в воде, вступил в реакцию с базальтом (черным) в этом ядре с образованием карбонатов (белого цвета), улавливая углерод в твердой форме глубоко под землей. Предоставлено: Сандра Ó. Snæbjörnsdóttir

    Однако этот метод сам по себе не может хранить достаточно большой объем углерода или минерализовать его достаточно быстро, чтобы удовлетворить потребность в хранении углерода.Для минерализации всего углерода могут потребоваться тысячи лет от начала до конца, и в любой момент сдвиг в породах может вызвать утечку углерода.

    Исследователи климата давно осознали, что высокореактивные базальтовые породы могут быть решением проблемы накопления углерода. Помимо того, что базальты широко распространены во всем мире, они содержат высокие концентрации ионов кальция и магния, которые химически реагируют с CO 2 с образованием кальцита, доломита и магнезита.Более того, растворение CO 2 в воде над землей и затем закачка его в подземные базальты позволяет обойти более медленные и менее безопасные этапы обычного хранения углерода.

    Геотермальные электростанции, расположенные на вершинах богатых базальтом отложений вулканов, были естественным местом для первых полевых испытаний нового метода. С 2012 года проект CarbFix в партнерстве с исландской геотермальной электростанцией Hellisheiði улавливает CO 2 , выделяющийся при заборе горячей воды из земли.Команда растворяет CO 2 в сточных водах и закачивает его на сотни метров в базальтовый грунт. Команда снизила риск наведенной сейсмичности за счет тщательного изучения мест закачки и корректировки скорости закачки по мере необходимости.

    Геотермальная электростанция Хеллишейни расположена на богатых базальтом образованиях. Предоставлено: Kimberly M. S. Cartier

    Snæbjörnsdóttir и ее команда изучали места закачки, используя пробы жидкости и индикаторы для количественной оценки того, насколько хорошо работает процесс карбонизации минералов.Команда обнаружила, что более 90% закачанного CO 2 было преобразовано в минералы в течение 2 лет после закачки.

    «Мы продемонстрировали очень быструю минерализацию закачиваемых газов», – сказала она. «Но также способ закачки заключается в том, что мы растворяем CO 2 в воде до или во время закачки. Это также означает повышенную безопасность, поскольку растворяя CO 2 , мы убиваем плавучесть CO 2 . Флюид, содержащий CO 2 , тяжелее грунтовых вод в пласте, в который мы закачиваем, поэтому он имеет тенденцию опускаться, а не подниматься вверх.Это повысило безопасность хранения ».

    Команда опубликовала эти результаты в журнале Nature Reviews Earth and Environment в январе.

    Расширяясь по всему миру

    Карбонизация минералов вызывает интерес в последние годы, сказал Снайбьорнсдоттир. «Люди часто считают, что это можно сделать, только если у вас есть геотермальное [тепло], но это не так», – сказала она. «Все, что вам нужно для этого, – это просто источник CO 2 , [вода] и химически активные породы.”

    Группа ученых из США обнаружила аналогичную скорость минерализации в паводковых базальтах реки Колумбия. Европейский Союз спонсировал будущие версии CarbFix, и был сформирован международный консорциум с целью использования CCS для снижения геотермальных выбросов.

    Команда

    Snæbjörnsdóttir в настоящее время работает над объединением этого процесса с прямым улавливанием CO 2 из воздуха и исследованием других путей карбонизации минералов.

    «Мы знаем, что базальты, такие как у нас здесь, в Исландии, идеально подходят для этого метода, – сказала она, – но могут быть породы, которые менее реактивны, но все же достаточно реактивны.Если некоторые из этих типов горных пород можно будет использовать в этом методе, мы могли бы еще больше расширить область применения ».

    «Используя этот метод, вы можете хранить CO 2 в областях, о которых вы раньше не думали». «Например, в Омане было проделано много работы, где есть очень реактивные перидотиты в связи с офиолитами, которые там находятся. ,” она сказала.

    Команда также изучает, насколько хорошо могут работать закачки в море с использованием морской воды. Закачка в море сделает этот метод возможным в регионах с ограниченными ресурсами пресной воды или которые могут быть подвержены индуцированной сейсмичности.В сочетании с прямым улавливанием CO 2 из воздуха это может также привести к тому, что этот метод хранения углерода окажется в областях, которые не являются сильными источниками выбросов CO 2 .

    «Это расширяет применимость CCS в целом, потому что с помощью этого метода вы можете хранить CO 2 в областях, о которых вы раньше не думали», – сказал Снайбьорнсдоттир. «Вы открываете новые возможности в дополнение к уже существующим традиционным технологиям CCS».

    — Кимберли М. С. Картье (@AstroKimCartier), штатный писатель

    Эта история является частью недели освещения темы «Покрытие климата», посвященной климатическим решениям, в ознаменование 50-й годовщины Дня Земли.«Покрытие климата сейчас» – это международное журналистское сообщество, стремящееся усилить освещение истории о климате.

    23 марта 2020 г .: Эта статья была обновлена, чтобы уточнить методы выборки сайтов и другие географические области исследования.

    Разница между базальтом и гранитом

    Что такое базальт?

    Базальт – это магматическая, мафическая и вулканическая порода, образованная потоками лавы многих различных типов вулканов. Он состоит в основном из вулканического стекла, пироксена и плагиоклазового полевого шпата и является мелкозернистым.Базальт – один из самых распространенных типов горных пород на Земле, а также на других планетных телах Солнечной системы.

    Состав базальта

    Так как базальт является основным, он содержит минералы с высоким содержанием железа и магния. Минералы, составляющие базальт, включают пироксен, полевой шпат плагиоклаза, амфибол и некоторое количество оливина. Также присутствуют вулканические стекла. Некоторые минералы, входящие в состав базальта, такие как оливин, очень чувствительны к химическому выветриванию на поверхности Земли из-за присутствия воды.

    Формирование базальта

    Базальт образуется на поверхности, где он затвердеет от лавы. Места с изобилием базальта включают срединно-океанические хребты, горячие точки и рифтовые бассейны. Поскольку базальт образуется на поверхности, он относительно быстро остывает в течение от нескольких дней до нескольких месяцев, и в результате зерна минералов в базальте становятся мелкозернистыми, и их трудно увидеть невооруженным глазом.

    Срединно-океанические хребты

    Срединно-океанические хребты – это своего рода граница между двумя тектоническими плитами, состоящими из океанической коры.Именно в срединно-океанических хребтах формируется новая океаническая кора. Верхние 1-2 км океанической коры – базальты. Базальт, который образуется в срединно-океанических хребтах, имеет особый состав, который делает его отличительным, поэтому базальтовые отложения, которые образуются в срединно-океанических хребтах, называются отложениями MORB (Срединно-океанический хребет-базальт) или MORB.

    точек доступа

    Горячие точки – это области у основания коры, где шлейф горячего мантийного материала вызывает вулканическую активность на поверхности.Когда горячие точки возникают под океанической корой, в результате расплавленной породы часто образуется базальтовая лава. Примеры базальтовых отложений, которые образуются в горячих точках, включают базальтовые породы Гавайских островов. Марсианские вулканы Фарсис, Олимп Монс, Аскреос Монс и Арсия Монс, вероятно, являются примерами вулканизма горячих точек в гораздо большем масштабе, чем земные случаи.

    Рифтовые бассейны

    Базальт также обычно образуется на континентальных рифтах. Мантийные плюмы могут формироваться под континентальной корой, вызывая расширение литосферы и образование значительного расплава в коре.Если расплав выходит на поверхность, это может привести к обширным базальтовым потокам, которые образуют так называемые базальты паводка, где могут образовываться сотни квадратных километров базальтовой лавы.

    Что такое гранит?

    Гранит – это интрузивная магматическая порода кислого состава. Гранит составляет сердцевину континентов и большую часть основных горных хребтов по всему миру. Кроме того, многие из континентальных скальных образований в конечном итоге произошли из гранита, который либо был разрушен в результате выветривания и эрозии, либо подвергся метаморфозу.Гранит также является одним из самых узнаваемых камней для большинства людей.

    Состав из гранита

    Гранит классифицируется как фельзитовая порода, что означает, что он содержит значительное количество полевого шпата и кварца. Первичные минералы, составляющие гранит, включают кварц, полевые шпаты, слюды и иногда пироксен, но в основном кварц и полевой шпат. Поскольку гранит часто имеет избыток калия из щелочных полевых шпатов, гранит немного радиоактивен, потому что радиоактивный калий ( 40 K) является относительно обычным явлением.Не все породы, похожие на гранит, являются настоящими гранитами. Эти породы, которые напоминают гранит физически, химически и минералогически, но на самом деле не являются гранитом, называются гранитоидами.

    Формирование гранита

    Гранит считается плутонической породой, поскольку он образуется глубоко под поверхностью. Плутонические породы контрастируют с вулканическими породами, которые образуются на поверхности. Гранит имеет тенденцию формироваться в зонах континентальной субдукции, где океаническая кора погружается под континентальную кору.Он также будет формироваться в зонах континентальных столкновений.

    В процессе субдукции плит или столкновения континентов в коре образуются большие очаги магмы, которые затвердевают в массы горных пород, называемые плутонами. Когда тектонические плиты сталкиваются, они сжимаются, и плутоны поднимаются и эксгулируются на поверхности. Со временем окружающая порода разрушится, оставив плутоны в виде огромных масс обнаженного гранита. Гранитные пики многих основных горных хребтов мира являются примерами плутонов, вокруг которых произошла эрозия поверхностных пород, обнажив этих древних подземных каменных гигантов.

    Сходства между базальтом и гранитом

    Базальт и гранит являются силикатными породами, которые содержат обычные минералы, такие как полевой шпат и пироксен. Они также являются очень распространенными камнями на Земле. Кроме того, они оба являются вулканическими, что означает, что они образуются в результате прямой кристаллизации расплавленной породы.

    Различия между базальтом и гранитом

    Хотя между базальтом и гранитом есть некоторое сходство, между этими двумя типами горных пород также есть существенные различия.

    • Базальт является вулканическим или экструзионным, формирующимся на поверхности, в то время как гранит является плутоническим или интрузивным, формирующимся под поверхностью.
    • Базальт – основной, а гранит – кислый
    • Базальт распространен как на Земле, так и на других телах Солнечной системы, таких как Луна и Марс, в то время как гранит распространен только на Земле и редко встречается в других частях Солнечной системы
    • Базальт может образоваться от нескольких дней до месяцев, тогда как гранитные плутоны могут охладиться и затвердеть за миллионы лет.
    • Базальт чаще встречается в океанической коре, а гранит чаще встречается в континентальной коре.

    Базальт против. Гранит

    Резюме Базальта против. Гранит

    Базальт – магматическая вулканическая порода, которая обычно образуется в океанической коре и частях континентальной коры. Он образуется из потоков лавы, которые выходят на поверхность и охлаждают. Его основные минералы включают пироксен, полевой шпат и оливин. Это распространено как на Земле, так и на других планетных телах.Гранит – это вулканическая плутоническая порода, которая очень часто встречается в континентальной коре. Он формируется из подземных магматических очагов, которые охлаждаются и затвердевают под поверхностью, а затем эксгумируются и обнажаются на поверхности. Базальт и гранит похожи в том, что они оба являются магматическими силикатными породами и распространены на Земле. У них также есть множество отличий. Базальт экструзионный, мафический и распространен по всей Солнечной системе, тогда как гранит интрузивен, кислый и распространен только на Земле.

    Автор: Калеб Стром М.Sc & B.Sc
    Калеб Стром имеет степень бакалавра гуманитарных наук. Кандидат наук о Земле из Калифорнийского университета в Сан-Диего, а в настоящее время является аспирантом по геологии в Калифорнийском государственном политехническом университете Помона. Он проводил научные исследования в области планетологии в Институте океанографии и астрофизики Скриппса в Центре астрофизики и космических наук Калифорнийского университета в Сан-Диего. Калеб Стром имеет степень бакалавра наук о Земле в Калифорнийском университете в Сан-Диего, и в настоящее время он аспирант, работающий над М.Sc. Кандидат геологических наук в Государственном политехническом университете Калифорнии, Помона. Его магистерские исследования относятся к планетарной науке, и он участвовал в опубликованных исследованиях по космохимии, работая в лаборатории геохимии изотопов Скриппса. Он также имеет опыт археологических изысканий, раскопок и коллекций. Его навыки включают спутниковое дистанционное зондирование, геологическое картирование, археологические раскопки и съемки, а также масс-спектроскопию.
    Калеб также опубликовал популярные статьи для журналов, связанных с геологией, астрономией, археологией, антропологией и историей.

    Последние сообщения Калеба Строма (посмотреть все)

    : Если вам понравилась эта статья или наш сайт. Пожалуйста, расскажите об этом. Поделитесь им с друзьями / семьей.

    Cite
    APA 7
    Стром, К. (23 августа 2018 г.). Разница между базальтом и гранитом. Разница между похожими терминами и объектами. http://www.differencebetween.net/science/nature/difference-between-basalt-and-granite/.
    MLA 8
    Стром, Калеб. «Разница между базальтом и гранитом.” Разница между похожими терминами и объектами, 23 августа 2018 г., http://www.differencebetween.net/science/nature/difference-between-basalt-and-granite/.

    Оценка качества меланократового базальта для минерального волокна, Южный Урал, Россия

  • Асланова М.С., Колесов Ю.И., Хазанов В.Е. (1979). Стекловолокно . Москва: Химия.

  • Basaltfm. (2014). http://www.basaltfm.com.

  • Бочарова, И.Н., Горбачев Г. Ф., Иваницкий С. Г. (2005). Образование и свойства непрерывных базальтовых волокон. В Proceedings of the International Science and Technology Seminar on New Materials and Tools (pp 8–19). Киев: Наукова думка.

  • Czigány, T. (2005). Гибридные полимерные композиты, армированные базальтовым волокном. Форум по материаловедению, 473–474 , 59–66.

    Артикул Google ученый

  • Олень, W.А., Хауи, Р. А., и Зуссман, Дж. (1965). Породообразующие минералы . Нью-Йорк: Academic Press.

    Google ученый

  • Джигирис Д. Д., Махова М. Ф. (2002). Основа производства базальтовых волокон и изделий из них (стр. 412). Москва: Теплоэнергетик.

    Google ученый

  • Джигирис Д. Д., Волынский А. К., Козловский П. П. (1980). Принципы технологии производства и свойства базальтовых волокон. Композиционные материалы и конструкции из базальтового волокна (стр. 54–81). Киев: Наукова думка.

  • Ферштатер, Г. Б., и Беа, Ф. (1996). Геохимическая типизация офиолитов Урала. Геохимия, 3 , 195–218.

    Google ученый

  • Громков Б.К., Смирнов Л.Н., Трофимов, А. Н., Жаров, А. И. (2001). Базальтовые волокнистые материалы (стр. 54–64). Москва: Информконверсия.

  • Гутников С.И., Манылов М.С., Липатов Я. В., Лазоряк Б. И., Похолок К. В. (2013). Влияние восстановительной обработки на кристаллизационные свойства базальтовых непрерывных волокон. Журнал некристаллических твердых тел, 368 , 45–50.

    Артикул Google ученый

  • Иваницкий, С.Г., Чувашов Ю. М., Ященко О. М. (2008). Физические свойства горных пород, расплавов и стекла. Sovr. Пробл. Физ. Материаловед, 17 , 118–125.

    Google ученый

  • Ходаковский М.Д. (1973). Производство стекловолокна и тканей . Москва: Химия.

  • Коротеев В.А., Де Бордер Х., Нечеухин В.М., Сазонов В.Н. (1997). Геодинамическая обстановка месторождений полезных ископаемых Урала. Тектонофизика, 276 , 291–300.

    Артикул Google ученый

  • Махова М. Ф. (1968). Кристаллизация базальтовых волокон. Стекло и Керамика, 11 , 22–23.

    Google ученый

  • Militký, J., Ковачич, В., и Байзик, В. (2007). Механические свойства базальтовых нитей. Волокна и текстиль в Восточной Европе, 15 , 64–65.

    Google ученый

  • Militký, J., Kovačič, V., & Rubnerová, J. (2002). Влияние термической обработки на разрушение базальтовых волокон при растяжении. Инженерная механика разрушения, 69 , 1025–1033.

    Артикул Google ученый

  • Осовецкий Б.М. (2001). Типохимизм шлих минералов (с. 244). Пермь: Издательство Пермского государственного университета.

    Google ученый

  • Перевозчиков Б.В., Осовецкий Б.М., Меньшикова Е.А., Казымов К.П. (2012). Методика комплексного изучения габбро-базальтового сырья для производства базальтового волокна (с.199–205). Пермь: Геология и минеральные ресурсы Западного Урала, ПГНИУ.

  • Самаркин Г. И., Самаркина Ю. (1988). Гранитоиды Южного Урала и происхождение гранитных поясов в складчатых областях . Москва: Наука.

    Google ученый

  • Scheffler, C., Förster, T., Mäder, E., Heinrich, G., Hempel, S., & Mechtcherine, V. (2009). Старение щелочно-стойких стеклянных и базальтовых волокон в щелочных растворах: оценка напряжения разрушения с помощью функции распределения Вейбулла. Журнал некристаллических твердых тел, 355 , 2588–2595.

    Артикул Google ученый

  • Трефилов В. И., Махова М. Ф., Джигирис Д. Д. (1992). Сырьевая база для производства волокна в Украине. Промышленность конструкционных материалов . Сер. 6, Выпуск 2, Всесоюз. Науч. Исслед. Inst. Науч. Тех. Сообщить. Эконом. Промышленл. Строит. Матер. Москва.

  • Вэй Б., Цао Х. и Сун С. (2010). Устойчивость к окружающей среде и механические свойства базальтовых и стеклянных волокон. Материаловедение и инженерия, 527 , 4708–4715.

  • Добавить комментарий

    Ваш адрес email не будет опубликован.