Andesiit

Allikas: Vikipeedia
See on hea artikkel. Lisateabe saamiseks klõpsa siia.
Kahekümne seitsme miljoni aasta vanused andesiitsed laavavoolud Stewarti vulkaanil USA-s.[1][2]

Andesiit on üks vulkaanilistest kivimitest, tüüpiline keskmise koostisega kivim.

Andesiit on basaldi järel kõige levinum vulkaaniline kivim.[3][4] Andesiit on kõige levinum subduktsioonivööndi vulkanismi produkt[5] ning on seetõttu eriti iseloomulik Vaikset ookeani ümbritsevale tulerõngale. Siiski ei pea andesiit esinema tingimata just subduktsioonivööndi tektoonilises režiimis, sest andesiiti defineeritakse keemilise koostise, mitte tekketingimuste järgi. Valdavalt andesiitse laavaga vulkaanid on plahvatusliku iseloomuga ning tekitavad lisaks laavale ka suures koguses tefrat. Andesiitse laavaga vulkaanipursked võivad olla väga ohtlikud ja võimsad, sageli kaasneb nendega ka lõõmpilvede teke.[6]

Andesiit on värvuselt tume- kuni helehall või pruun. Mineraloogiliselt koosneb andesiit peamiselt pürokseenist, plagioklassist, küünekivist ja biotiidist. Andesiit on koostiselt lähedane basaldile ja datsiidile. Keemiliselt koostiselt on andesiit nende vahevormiks ning moodustab reeglina ka sujuva ülemineku värvitoonis (murenemata basalt on must, andesiit enamasti tumehall või pruun ning datsiit helehall). Andesiidi struktuur on enamasti porfüüriline, mis tähendab, et valdavalt peeneteralises kivimis esinevad suuremad fenokristallid.[7]

Ajaloolise aja kõige võimsamad vulkaanipursked on olnud valdavalt andesiitse koostisega purskematerjaliga. Nende hulka kuuluvad Tambora (1815), Krakatau (1883), Pelée (1902), Saint Helens (1980) ja Pinatubo (1991).[8] Ehkki basalt ja basaltset materjali purskavad vulkaanid on andesiitseist levinumad, on nad märksa vähem tuntud, sest nad tegutsevad palju rahulikumalt ning väga sageli inimsilma eest varjatult ookeanide sügavuses.

Ohtliku käitumise tõttu on paljudel andesiitsetel tegevvulkaanidel alaliselt tegutsevad vulkanoloogiaobservatooriumid. Andesiidi teke on keerukas ja selles osalevad muu hulgas vahevöö ainese osaline sulamine ning hilisem fraktsioneeruv kristalliseerumine ja segunemine maakoore materjaliga.[8]

Ajalugu[muuda | redigeeri lähteteksti]

Andesiidile nime andnud saksa geoloog Christian Leopold von Buch 1850. aastal.
Andesiit sai nime Andide mäestiku järgi.

Nimetus "andesiit" on tuletatud Andide mäestiku järgi.[9] Andid asuvad subduktsioonivööndi kohal, mistõttu esineb seal rohkelt andesiitset vulkaanilist materjali. Andesiit on kõige levinum vulkaaniline kivim Andide mäestikus.[10] Andesiidile andis nime saksa geoloog Christian Leopold von Buch aastal 1836. Von Buch nimetas andesiidiks päevakivi (albiiti) ja küünekivi sisaldavaid vulkaanilisi kivimeid.[11] Von Buch pidas andesiiti trahhüüdi erimiks, mis koosneb küünekivist ja albiidist, erinedes tavalisest trahhüüdist, mis koosneb peamiselt küünekivist ja sanidiinist. Termin "andesiit" kadus siiski paariks aastakümneks käibelt, sest Berliini ülikooli mineraloog Gustav Rose näitas, et andesiidis sisalduv päevakivi ei ole albiit.[12]

Ka mõiste edasine kujunemislugu on seotud peamiselt saksa teadlastega, kes omasid 19. sajandil petroloogilises teadustöös maailmas juhtivat rolli.[13]

"Andesiidi" tõi geoloogilisse terminoloogiasse tagasi Justus Roth, kes 1861. aastal täpsustas mõiste definitsiooni. Ta pidas oluliseks kivimis sisalduvate päevakivide koostist. Roth nimetas kivimit andesiidiks siis, kui selles sisalduv plagioklass on oligoklassi (oligoklass hõlmas sel ajal ka andesiini[9]) koostisega.[14] Ferdinand Zirkel (1894) aga ei pidanud plagioklassi koostist definitsiooni seisukohalt oluliseks. Ta nimetas andesiidiks augiiti ja plagioklassi sisaldavaks vulkaaniliseks kivimit, mis ei sisalda oliviini.[15] Seega eristas ta andesiiti basaldist just oliviini järgi, mis on basaldis enamasti küllaltki tavaline mineraal.

Hiljem on basaldil ja andesiidil taas keemilise koostise järgi vahet tehtud. Henry Washington nimetas kivimit andesiidiks siis, kui rauda ja magneesiumi sisaldavate normatiivsete mineraalide osatähtsus on väiksem kui 37,5 protsenti.[16] Ka James Shand kasutas sarnast meetodit. Andesiidiks nimetas ta kivimit, mille modaalsest mineraloogilisest koostisest moodustavad raua- ja magneesiumisilikaadid vähem kui 30 protsenti.[17] Alates 1888. aastast peetakse andesiiti ilma kvartsita dioriidi vulkaaniliseks analoogiks.[18]

Klassifikatsioon[muuda | redigeeri lähteteksti]

Andesiit on QAPF-diagrammil koos basaldiga paremal keskel. Basaldist eristab andesiiti värviliste mineraalide väiksem osatähtsus.

Tänapäevane andesiidi definitsioon on sarnaselt teistele tardkivimitele Rahvusvahelise geoloogiaühingu (IUGS) tardkivimite süstemaatika alakomisjoni (Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks) poolt välja töötatud.[19][20]

Kui kivimi modaalne mineraloogiline koostis on määratud, siis klassifitseeritakse andesiiti QAPF-diagrammi kasutades järgmiselt: Q/(Q+A+P) on vahemikus 0...20%, F/(F+A+P) on vahemikus 0...10%, P/(A+P) on suurem kui 65% ning M on väiksem kui 35%.[21] Q, A, P, F ja M on vastavalt kvarts, leelispäevakivi, plagioklass, feldšpatoidid ja värvilised mineraalid (peamiselt pürokseenid, amfiboolid, biotiit ja oliviin). Värviliste mineraalide osatähtsus eristab andesiiti antud juhul basaldist, mille värviliste mineraalide osatähtsus on suurem kui 35%.[22]

Enamasti kasutatakse vulkaaniliste kivimite klassifitseerimiseks QAPF-diagrammi asemel TAS-diagrammi, mis põhineb kivimite keemilisel koostisel. Vulkaanilised kivimid on tavaliselt väga peeneteralised ning sisaldavad sageli kristallstruktuurita vulkaanilist klaasi, mistõttu on keemilisel analüüsil põhinev klassifikatsioon täpsem ning sageli ainuvõimalik viis kivimi adekvaatseks määramiseks.

Andesiit on TAS-diagrammil defineeritud kui kivim, mille ränidioksiidisisaldus jääb vahemikku 57...63%. Andesiidivälja otspunktide koordinaadid on: 57, 0; 57, 5,9; 63, 0; 63, 7.[21] Et andesiidi ja basaldi vahel ei ole teravat üleminekut, vaid nende vahelised eraldusjooned on kunstlikud, on loodud täiendavalt termin basaltne andesiit, mida kasutatakse siis, kui ränidioksiidisisaldus jääb vahemikku 52...57%.[23]

Kuni IUGSi tardkivimite süstemaatika alakomisjoni loomiseni ei olnud tardkivimite nimetamine reguleeritud. Selle tulemuseks on tohutu kogus termineid ning üle tuhande defineeritud kivimtüübi.[24] Paljusid neist loetakse tänaseks vananenuiks või kasutatakse väga harva. Ka andesiidil on mitmeid sünonüüme ning kitsamalt defineeritud erimeid. Nende hulka kuuluvad: amboniit, andesiitkivim, andesitoid, auganiit, bandaiit, beringiit, boniniit, doreiit, felsoandesiit, inninmoriit, islandiit, kohalaiit, kumbraiit, ortoandesiit, sakalaviit, sanakiit, santoriniit, sanukiit, suldeniit, šastaliit, tomatsiit ja ungariit.[25]

Andesiidi klassifitseerimiseks kasutatakse tavaliselt TAS-diagrammi.

Koostis ja struktuur[muuda | redigeeri lähteteksti]

Andesiit polarisatsioonimikroskoobi all. Selgesti tuleb esile andesiidile iseloomulik porfüüriline struktuur, mis seisneb suuremate kristallide esinemises peeneteralises põhimassis. Hallikas mineraal on plagioklass, pruun pildi allosas on küünekivi, pruun ülaosas on biotiit ning must keskel on magnetiit.

Mineraloogiliselt koosneb andesiit peamiselt pürokseenist, plagioklassist, küünekivist ja biotiidist.[7] Andesiidi koostis on lähedane basaldile ja datsiidile. Keemiliselt koostiselt on andesiit nende vahevormiks ning moodustab reeglina ka sujuva ülemineku värvitoonis (murenemata basalt on must, andesiit enamasti tumehall või pruun ning datsiit helehall või kahvatupruun).

Värske murenemata andesiit on enamasti tumehalli värvi. Murenedes võib kivim selles sisalduvate rauaosakeste oksüdeerumise tõttu omandada pruuni või isegi punaka ilme. Mida heledam andesiit, seda enam sisaldab ta ränidioksiidi. Orogeenne ehk subduktsioonivööndi andesiit on peaaegu alati porfüürilise struktuuriga.[25] Kivimi põhimass koosneb nii peenikestest mineraaliteradest, et neid on isegi mikroskoobi abiga keeruline määrata. Peenikese põhimassi sees paiknevad palju suuremad fenokristallid, mis kuuluvad tavaliselt plagioklassile, pürokseenile, raua- ja titaanioksiididele, biotiidile ja küünekivile. Andesiit võib sisaldada ka kristallstruktuurita vulkaanilist klaasi. Tüüpilise maapealsetes tingimustes tardunud andesiidi massist moodustavad fenokristallid umbes 30 protsenti.[26]

Vesikulaarne andesiit, mille vesiikulid on täitunud sekundaarse tseoliidiga.

Porfüüriline struktuur vihjab kivimi keerulisele tekkeloole. Kristallid saavad suureks kasvada ainult siis, kui neil on selleks piisavalt aega. Seega pidi magma kristalliseerumine algama juba magmakambris ning vulkaanikraatrist väljunud magma sisaldas juba lisaks vedelale komponendile ka kristalliseerunud ainet. Peeneteraline põhimass on moodustunud kiire jahtumise teel maapinnani jõudnud laavast.

Andesiitne laava sisaldab sageli vesiikuleid, mille moodustavad laavas sisalduvad vulkaanilise gaasi mullid, mis pole laava viskoossuse tõttu sellest väljapääsu leidnud ning jätavad kivimi tardudes juustusarnaselt auklikuks. Hiljem võivad vesiikulid täituda sekundaarsete mineraalidega, milleks on enamasti kvarts, kaltsiit või tseoliidid.

Keskmise ilma veesisalduseta andesiidi koostis oksiidsel kujul massiprotsentides:

SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5
58,70 0,88 17,24 3,31 4,09 0,14 3,37 6,88 3,53 1,64 0,21

Numbrid on keskmistatud 2600 analüüsitud andesiiditüki alusel.[27]

Teke[muuda | redigeeri lähteteksti]

Andesiidi tekkekeskkonnaks on tavaliselt subduktsioonivöönd.

Andesiidi tüüpiliseks tekkekeskkonnaks on subduktsioonivöönd, eriti mandriline subduktsioonivöönd, kus ookeaniline maakoor sukeldub mandrilise maakoore alla.

Sügavamale vajuvad kivimid soojenevad ning satuvad järjest suureneva rõhu tingimustesse. Suureneva rõhu käes pole paljud mineraalid enam stabiilsed ning hakkavad muutuma teisteks uutesse tingimustesse sobivateks mineraalideks. Sellist protsessi nimetatakse moondeks ja selle käigus moodustunud kivimeid moondekivimeiks. Ebastabiilseiks muutuvad eeskätt vett sisaldavad mineraalid, mida subdutseeruvas laamas on rohkelt, sest varem ookeanipõhja moodustanud maakoores sisaldub paljude mineraalide kristallstruktuuris vesi. Moonde käigus vesi vabaneb kivimite pooriruumi ning liigub kõrgemale, alandades sukelduva laama kohal oleva vahevöö ülaosa sulamistemperatuuri ja tekitades seeläbi ülessulamiskoldeid. Vesi alandab kivimite sulamistemperatuuri umbes 200...300 °C.[10]

Saint Helens on tüüpiline andesiitne vulkaan. Pildil on 1980. aasta vulkaanipurse.

Moodustuma hakkavad esimesed magmatilgad, mis on ümbritsevaist kivimeist väiksema tihedusega ning otsivad seetõttu teed ülespoole. Magma tihedus moodustab reeglina umbes 90% lähtekivimi tihedusest. Kivimite osalise sulamise läbi tekkinud magma koostis erineb lähtekivimi koostisest. Kivimid pole puhtad ained, vaid koosnevad paljudest erineva sulamistemperatuuriga mineraalidest (ka enamiku kivimit moodustavate mineraalide koostis ja seega ka sulamistemperatuur varieeruvad). Kõige madalama sulamistemperatuuriga on ränirikaste tardkivimite koostismineraalid (peamiselt kvarts ja leelispäevakivi), mistõttu on kivimi osalisel sulamisel sellest tekkinud magma ränirikkam kui lähtekivim ise.[10] See ongi moodus, kuidas üks tardkivim läbi sulamise teiseks muundub. Vahevöö ülaosa peamisest komponendist peridotiidist tekib osaliselt sulades basaltse koostisega magma. Basaldi sulamine omakorda tekitab andesiitse, datsiitse või muu sarnase ränirikka koostisega magma.

Andesiidi moodustumine pole lihtsalt ränivaesema kivimi sulamise tulemus. Selle protsessi kõik detailid ei ole tänaseks selged, kuid magma koostist mõjutavateks protsessideks on lisaks sulamisele ka fraktsioneeruv kristalliseerumine (magmast kristalliseeruvad mineraalid, mis magmaga koos edasi ei liigu ning muudavad seega selle koostist). Oluliseks koostise mõjutajaks võib olla ka magma segunemine maakoore materjaliga. Keskmine mandriline maakoor on ränirikkama koostisega kui basalt, mistõttu on ta ka madalama sulamistemperatuuriga ning hakkab basaltse magmaga kokku puutudes sulama ning sellega segunema.[8]

See on oluline ka seepärast, et nii saab magma tõusta kõrgemale. Ränivaesemad kivimid sisaldavad suuremas koguses raskemaid elemente, näiteks rauda. Seetõttu on ka basaldi tihedus pisut suurem kui andesiidil. Basaltne magma saab maakoores tõusta nii kõrgele, kui lubab tema ujuvus selle suhtes.[10] Paksust ning suhteliselt väikse tihedusega mandrilisest maakoorest on basaldil raskem läbi murda, mis ongi üks põhjusi, miks pole basalt mandritel nii levinud kui ookeanides. Näiteks andesiidile nime andnud Andide alune maakoor on umbes 60 kilomeetri paksune, mistõttu basalti seal praktiliselt ei esinegi.[28] Kui basaltne magma seguneb mandrilise maakoore materjaliga, muutub ta koostis andesiitsemaks ja tihedus väiksemaks ning seeläbi on magmal võimalik kõrgemale liikuda.

Basaltne magma, mis moodustab ookeanipõhja, on väga väikse veesisaldusega (vähem kui 0,5%[29]). Andesiitsest subduktsioonivööndi magmast moodustab vesi aga kuni 6 protsenti.[30] See vesi on pärit subdutseerunud laamast, mille ümberkristalliseeruvad mineraalid vee vabastasid. Vabanenud vesi tekitas sulamise ning liikus koos magmaga ülespoole. Kui rõhk ülespoole liikudes väheneb, hakkab magmas lahustunud vesi moodustama gaasimulle, sest vedelike lahustuvus gaasides halveneb rõhu langedes. Keemistemperatuuril merepinnal on gaasilise vee ruumala üle 1600 korra suurem vedela vee ruumalast.[31][32] See on peamiseks põhjuseks, miks ookeanide keskahelikes pole praktiliselt üldse plahvatuslikke purskeid, sest puudub pingeid tekitav veeaur, mistõttu võib basaltne ning vedel laava rahulikult merepõhja voolata. Veega laetud subduktsioonivööndi magma ei leia aga kuidagi rahulikku väljapääsu kraatrist. Plahvatuslikkust võimendab ränirikka laava suurem viskoossus, mis ei lase tekkinud gaasimullidel magmast vabalt välja liikuda. Äärmuseni viidud pinged vabanevad lõpuks plahvatuslike vulkaanipursete näol, mille käigus on esmasteks purskeproduktideks tavaliselt vulkaanilised gaasid ning gaaside poolt pihustatud magma fragmendid, mida kokkuvõtvalt nimetatakse tefraks. Kui vulkaan on nö hääle puhtaks köhinud, võivad järgneda ka näiteks andesiitse koostisega laavavoolud.[33]

Lasumuskehad[muuda | redigeeri lähteteksti]

Andesiitne plokk-laava.
Andesiidipaljand Šotimaa idarannikul.

Vulkaani pursketüübi määrab peamiselt magma keemiline koostis. Väga üldiselt saab vulkaanid pursketüübi alusel jaotada kaheks – rahuliku käitumisega ning vedelat laavat purskavaiks ning plahvatuslikeks rohkelt püroklastilist materjali tootvaiks vulkaanideks. Esimesel juhul on laava peamiselt basaltse koostisega, teisel juhul koosnevad vulkaanilised kivimid peamiselt andesiidist ning vähemal määral veelgi enam räni sisaldavaist datsiidist, rüoliidist, trahhüüdist jne.[34]

Andesiit on basaldist oluliselt viskoossem, mistõttu ei moodusta ta basaldile omaseid õhukesi ning kergelt voolavaid laavavoolusid. Temperatuuril 1100 °C on andesiitne laava kuni 200 korda viskoossem Hawaii saare basaltsest laavast.[35] Andesiitsed laavavoolud on paksud ning liiguvad aeglaselt. Laavavoolu sees on plastiline laava, mis aeglaselt edasi roomab, selle välispind on aga pragunenud ja ebaühtlane ning meenutab eemalt vaadates hunnikusse lükatud nurgelisi kivilahmakaid. Ühe andesiitse laavavoolu kõrgus võib ulatuda mitmesaja meetrini ning selle serv on tavaliselt väga järsk. Sellist laavavoolu nimetatakse plokk-laavaks.[36] Andesiitne laavavool võib moodustada ka aa-laava, kuid erinevalt basaldist ei teki andesiitsest laavast kunagi pahoehoe-tüüpi laavavoolu.[37]

Laavavoolud on vaid üks osa andesiidi esinemisvormidest, sest andesiitsed vulkaanid on plahvatusliku pursketüübiga ning paiskavad suure osa magmast kraatrist välja väikesteks tükkideks fragmenteerununa, mis langevad maale tagasi vulkaaniliste pommide, plokkide, lapillide ja tuha näol.

Andesiit võib moodustada ka maa-aluseid plaatjaid intrusioone ehk daike, kuid pikemate andesiitsete daikide paksus peab üldjuhul ületama ühte meetrit, vastasel korral pole viskoossel andesiidil võimalik kuigi kaugele voolata. Mida kitsam on liikumistee, seda suuremat jõudu tuleb rakendada, et magma seda mööda edasi liikuma sundida.[35]

Andesiidi äratundmine looduses ei pruugi olla lihtne. Ivar Murdmaa kirjutab raamatus "Ookean tulerõngas", kuidas ta üritas Onekotani saarel koguda võimalikult erinevaid kivimeid, kuid pärast neid laboris uurides selgus, et ta oli kaasa toonud seljakotitäie erineva väljanägemisega andesiiti.[38]

Andesiitse laava temperatuur kraatrist väljumise hetkel on 950...1170 °C. Tihedus pursketemperatuuril (ilma vesiikuliteta) on 2450 kg/m³ ning viskoossus 104...107 Pa·s.[39]

Mandriline maakoor on ookeanilisest väiksema tihedusega ning koosneb peamiselt tard- ja neile keemiliselt koostiselt sarnanevaist moondekivimeist. Arvatakse, et mandrilise maakoore materjal ongi tekkinud läbi subduktsiooniprotsessi. Sellele viitab ka mandrilise maakoore keskmine koostis, mis vastab umbes andesiidi keemilisele koostisele.[40][41]

Andesiit Eestis[muuda | redigeeri lähteteksti]

Eesti asub tervenisti Ida-Euroopa platvormil, mis tähendab, et kristalne aluskord on siin kõikjal kaetud settekivimeist ja setteist koosneva pealiskorraga[42] (Põhja-Eestis peamiselt karbonaatkivimid ja Lõuna-Eestis peamiselt liivakivi). Andesiidipaljandeid seega Eestis ei esine. Valdavalt liustike poolt Fennoskandia kilbilt siia kantud pudedate setete seas leidub küll suures koguses kristalseid kivimeid, kuid Soomes ja Rootsis paljanduv aluskord koosneb peamiselt ligi kahe miljardi aasta vanustest moondekivimeist, mida lõikavad peamiselt graniidist ja selle erimist rabakivist koosnevad umbes 1,6 miljardi aasta vanused intrusioonid. Rabakiviintrusioonidega on seotud ka aluseliste plaatjate intrusioonide ehk daikide esinemine (näiteks Häme daikiparv Soomes), kuid nende koostis on peamiselt basaltne. Seega võib andesiit Eestimaa pinnal esineda vaid väga harva ja ebatõenäolise külalisena.

Sellele vaatamata on andesiit Eestis siiski olemas. Üks puurauk (Undva-580), mis asub Saaremaal Undva lähedal, lõikab sügavusel alates 422,60 meetrist kuni 441,30 meetrini (puuraugu lõpp)[43] keskmise koostisega vulkaanilisi kivimeid, mis on tekkinud samaaegselt Riia plutooniga (umbes 1,6 miljardit aastat tagasi). Keemiliselt koostiselt on tegemist andesiidiga, ehkki ajaloolistele traditsioonidele tuginedes on neid kirjanduses nimetatud peamiselt plagioklassporfüriidiks[44].

Undva andesiidi keemiline koostis põhielementide oksiidide massiprotsentides:[45]

SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O31 MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5
59,22 1,03 13,27 10,43 0,13 3,23 5,37 2,71 3,15 0,51

1 – kogu raud on arvutatud ümber kolmevalentse raua oksiidiks.

Vaata ka[muuda | redigeeri lähteteksti]

Viited[muuda | redigeeri lähteteksti]

  1. USGS. Stewart Peak andesite.
  2. USGS. USGS Geologic Investigations Series I-2799, sheet 4 (map units). (PDF)
  3. Lerner, K. Lee & Lerner, Brenda W. (2003). Andesite. eNotes.com. (inglise keeles)
  4. Morrissey, Meghan M. & Mastin, Larry G. (1999). Vulcanian eruptions. Kogumikus H. Sigurdsson (Toim.), Encyclopedia of Volcanoes. Academic Press. Lk 463–475. ISBN 012643140X
  5. Gill, J B. (1981). Orogenic andesites and plate tectonics. New York, Springer-verlag.
  6. McGraw-Hill Concise Encyclopedia of Earth Science. McGraw-Hill (2004). Lk 22. ISBN 0071439544
  7. 7,0 7,1 Le Maitre, R. W. (2005). Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms: Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks (2. trükk). Cambridge University Press. Lk 56. ISBN 0521619483
  8. 8,0 8,1 8,2 Gamble, John. (2007). Andesite. Entsüklopeedias McGraw-Hill Encyclopedia of Science & Technology (10. trükk). McGraw-Hill. Köide 1 (A–ANO). Lk 654–657. ISBN 0071441433
  9. 9,0 9,1 Tomkeieff, S. I. (1983). Dictionary of Petrology. John Wiley & Sons. Lk 27. ISBN 0471101591
  10. 10,0 10,1 10,2 10,3 Rogers, Nick & Hawkesworth, Chris (1999). Composition of Magmas. Kogumikus H. Sigurdsson (Toim.), Encyclopedia of Volcanoes. Academic Press. Lk 115–131. ISBN 012643140X
  11. Buch, L. von. (1836). Über Erhebungscrater und Vulkane. Annalen der Physik und Chemie. Leipzig. 37. Lk 169–190.
  12. Young, Davis A. (2003). Mind over Magma: The Story of Igneous Petrology. Princeton University Press. Lk 109. ISBN 0691102791
  13. Young, Davis A. (2003). Mind over Magma: The Story of Igneous Petrology. Princeton University Press. Lk 107. ISBN 0691102791
  14. Roth, J. (1861). Die Gesteinanalysen, XLV. Wilhelm Herz, Berlin.
  15. Zirkel, F. (1894). Lehrbuch der Petrographie (2. trükk). Wilhelm Engelmann, Leipzig. Köide 2. Lk 595, 802, 806.
  16. Washington, H. S. (1923). Amer. J. Sci., 205, 409.
  17. Shand, S. J. (1927). Eruptive Rocks. Murby, London. Lk 184.
  18. Teall, J. J. H. (1888). British Petrography. Dulau, London. Lk 254, 257.
  19. Streckeisen, A. (1978). Classification and nomenclature of volcanic rocks, lamprophyres, carbonatites and melilitic rocks. Neues Jahrb. Mineral. Abhandl. 134. Lk 1–14.
  20. Le Maitre, R. W. (2005). Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms: Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks (2. trükk). Cambridge University Press. ISBN 0521619483
  21. 21,0 21,1 Jackson, J. A. (1997). Glossary of Geology (4. trükk). Alexandria, Virginia: American Geological Institute. Lk 24. ISBN 0922152349
  22. Jackson, J. A. (1997). Glossary of Geology (4. trükk). Alexandria, Virginia: American Geological Institute. Lk 54. ISBN 0922152349
  23. Le Maitre, R. W. (2005). Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms: Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks (2. trükk). Cambridge University Press. Lk 35. ISBN 0521619483
  24. Le Maitre, R. W. (2005). Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms: Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks (2. trükk). Cambridge University Press. Lk 2. ISBN 0521619483
  25. 25,0 25,1 McBirney, Alexander R. (1990). Andesite and dacite. Entsüklopeedias D. R. Bowes (Toim.), The Encyclopedia of Igneous and Metamorphic Petrology (Encyclopedia of Earth Sciences Series). Springer. Lk 18–22. ISBN 0442206232
  26. Wallace, Paul & Anderson, Jr., Alfred T. (1999). Volatiles in Magma. Kogumikus H. Sigurdsson (Toim.), Encyclopedia of Volcanoes. Academic Press. Lk 149–170. ISBN 012643140X
  27. Le Maitre, R. W. (1976). The chemical variability of some common igneous rocks. J. Petrol. 17:589–637.
  28. Francis, P. & Oppenheimer, C. (2003). Volcanoes (2. trükk). Oxford University Press. Lk 39. ISBN 0199254699
  29. Francis, P. & Oppenheimer, C. (2003). Volcanoes (2. trükk). Oxford University Press. Lk 95. ISBN 0199254699
  30. Sigurdsson, H. (1999). Introduction. Kogumikus H. Sigurdsson (Toim.), Encyclopedia of Volcanoes. Academic Press. Lk 1–13. ISBN 012643140X
  31. Martin Chaplin. Water Structure and Science. London South Bank University. (inglise keeles)
  32. Verma, M. P. (2003). Steam tables for pure water as an ActiveX component in Visual Basic 6.0. Computers Geosci. 29, 1155–1163.
  33. Francis, P. & Oppenheimer, C. (2003). Volcanoes (2. trükk). Oxford University Press. Lk 99. ISBN 0199254699
  34. Batiza, Bodey & White, James D. L. (1999). Submarine lavas and hyaloclastite. Kogumikus H. Sigurdsson (Toim.), Encyclopedia of Volcanoes. Academic Press. Lk. ISBN 012643140X
  35. 35,0 35,1 Carrigan, Charles R. (1999). Plumbing systems. Kogumikus H. Sigurdsson (Toim.), Encyclopedia of Volcanoes. Academic Press. Lk 219–235. ISBN 012643140X
  36. Francis, P. & Oppenheimer, C. (2003). Volcanoes (2. trükk). Oxford University Press. Lk 155. ISBN 0199254699
  37. Francis, P. & Oppenheimer, C. (2003). Volcanoes (2. trükk). Oxford University Press. Lk 154. ISBN 0199254699
  38. Murdmaa, Ivar (1980). Ookean tulerõngas. Eesti Raamat. Lk 19.
  39. Kilburn, Christopher R. J. (1999). Lava flows and flow fields. Kogumikus H. Sigurdsson (Toim.), Encyclopedia of Volcanoes. Academic Press. Lk 291–305. ISBN 012643140X
  40. Taylor, S. R. (1967). The origin and growth of continents. Tectonophysics 4, 17–34.
  41. Taylor, S. R. (1977). Island arc models and the composition of the continental crust. Kogumikus M. Talwani (Toim.), Island Arcs, Deep Sea Trenches and Back-Arc Basins. American Geophysical Union. Lk 325–336. ISBN 0875904009
  42. Puura, V., Klein, V., Koppelmaa, H. & Niin, M. (1997). Precambrian basement. Kogumikus A. Raukas & A. Teedumäe (Toim.), Geology and mineral resources of Estonia. Estonian Academy Publishers. Lk 27–34. ISBN 9985501853
  43. Niin, M. (1976). To the stratigraphy of the middle Proterozoic Hogland series in northern Baltic. Grigelis, A. A. (toim.) Materials on Baltic Stratigraphy. Vilnius. Lk 15–17.
  44. Niin, M. (2002). Non-acid Igneous Rocks of the Crystalline Basement of Estonia. Eesti Geoloogiakeskuse Toimetised. Eesti Geoloogiakeskus. Lk 4–19.
  45. Kivisilla, J., Niin, M. & Koppelmaa, H. (1999). Catalogue of chemical analyses of major elements in the rocks of the crystalline basement of Estonia. Estonian Geological Survey.

Välislingid[muuda | redigeeri lähteteksti]