II. fejezet - Bevezetés a magmás kőzettanba

Tartalom

II.1. Magma és magmás kőzetek
II.2. Kőzetalkotó és járulékos ásványok
II.3. Magmás kőzetek elnevezése, osztályozása
II.3.1. Magmás kőzetek nagyobb csoportokba sorolása
II.3.2. Mélységi magmás kőzetek osztályozása és elnevezése: a Streckeisen-féle módszer
II.3.3. A kőzetek kémiai összetétel alapján történő osztályozása, a TAS diagram
II.4. Magmás kőzetek és lemeztektonikai kapcsolatok
II.4.1. Óceáni hátságok (távolodó óceáni kőzetlemezek határa)
II.4.2. Szubdukciós környezetek (közeledő kőzetlemezek határa, az óceáni kőzetlemez alábukási zónája)
II.4.3. Lemezen belüli területek
II.5. Magmaképződés
II.5.1. A magmaképződés oka
II.5.2. Magmaképződés a földköpenyben: különböző összetételű bazaltos magmák kialakulása
II.6. Magmás differenciáció

II.1. Magma és magmás kőzetek

A magma földfelszín alatti kőzetolvadékot jelent. Meg kell azonban jegyezni, hogy bár az idegen szó magyar megfelelőjeként általában kőzetolvadékot mondunk, ez nem feltétlenül jelenti azt, hogy a magma 100% folyékony halmazállapotú lenne. A magmában ugyanis szilárd kristályok és gázbuborékok is lehetnek. A kőzetolvadék szó használatakor tehát egy több fázisú rendszerre gondolunk. Amennyiben csak a magma folyékony fázisát szeretnénk jellemezni, akkor szerencsésebb az olvadék terminust használni.

A legtöbb magma a földköpeny kőzetének részleges megolvadása során képződik, kisebb részük a földkéreg alsó részének olvadása során jön létre. A magmaképződés elindulását az az állapot jelzi, amikor az aktuális hőmérséklet meghaladja a jelenlévő kőzet olvadáspontját. Ez az állapotjelző nyomásfüggő, az olvadáspont változását a nyomás függvényében a szolidusz vonal írja le. A kőzet olvadása során létrejövő olvadék, amennyiben a kőzet permeábilis, összegyűlik és egy kritikus mennyiség elérése után elindul felfelé. Ezt a mozgást a környező földköpeny kőzetnél kisebb sűrűsége miatt kialakuló felhajtóerő segíti elő. A kezdeti olvadék 100%-ban folyékony és ezt a rendszert úgy tudjuk leírni, hogy a bazaltos magma hőmérséklete a likvidusz vonal felett van. A likvidusz vonal szintén egy hőmérséklet állapotjelző nyomásfüggő változását írja le, mégpedig azt a hőmérsékletét, ami felett egy adott anyag teljes mértékben folyékony halmazállapotban van.

II.1. ábra – A szolidusz és likvidusz vonal helyzete különböző rendszerekben: A baloldali ábra a földköpeny peridotit kőzetének kísérletileg meghatározott szolidusz és likvidusz vonalait mutatja. A kettő közötti nyomás és hőmérséklet viszonyok esetében a peridotit részlegesen olvadt állapotban van, azaz magmaképződés zajlik. A jobboldali ábra a bazalt szolidusz és likvidusz vonalát mutatja (összehasonlításképpen feltüntettük a peridotit szolidusz vonalát is. Figyeljük meg, hogy a peridotit szolidusz a bazalt likvidusz vonaltól balra helyezkedik el). A magmaképződés során a bazalt a likvidusz vonala feletti hőmérsékleten van. Ahogy csökken a hőmérséklet és adott nyomáson a likvidusz vonal alá kerül, megindul a kristályosodás. A bazaltos rendszer a szolidusz és likvidusz vonalak közötti nyomás és hőmérséklet viszonyok esetében kristálypép állapotban van, azaz az olvadékfázis mellett kristályokat is tartalmaz. Amennyiben a hőmérséklet a bazalt szolidusz alá esik, a magma teljesen megszilárdul, azaz magmás kőzetté, esetünkben bazalttá alakul.

Mindaddig tehát magmáról beszélünk, amíg a hőmérséklet az adott összetételű rendszer által meghatározott szolidusz hőmérséklet alá csökken. Ekkor a magma teljes mértékben kikristályosodik, azaz magmás kőzet lesz belőle. A magmás kőzet különböző ásványfázisokból áll, amelyek megjelenését termodinamikai törvényszerűségek határozzák meg. Ez azt jelenti, hogy olyan ásványfázisok kristályosodnak ki, amelyek a magma hűlése során fennálló nyomás és hőmérséklet viszonyok között stabilisak. Ezért a kísérletileg meghatározott ásvány stabilitási nyomás-hőmérséklet tartományos sokat segítenek a kőzet kialakulásának megértésében, az egyensúlyi ásványfázisok kémiai összetételéből számolt nyomás és hőmérséklet értékek pedig segítenek a magmafejlődés pontosabb rekonstruálásához.

II.2. ábra – Idealizált magmafejlődés fő lépései: 1. Magma szegregációja (elválása) a megolvadt földköpeny anyagtól. 2. Adiabatikus magma (tiszta olvadék) felemelkedés az asztenoszférában, majd további emelkedés gyenge hőmérséklet csökkenéssel a litoszféra-köpenyben. 3. Megakadás a földkéreg-földköpeny határ alatt, hőmérsékletcsökkensé. 4. A hőmérséklet a likvidusz hőmérséklet alá csökken, megkezdődik a kristályosodás (nagy nyomású ásványfázisok kiválása, mint például spinel, olivin, piroxén, esetleg amfibol). 5. A magma áttöri a földkérget és gyorsan a felszínre emelkedik (akár néhány nap alatt). 6. A magma (olvadék+kristályok+gázbuborékok) a felszínre jut: vulkáni kitörés. 7. A felszínre jutó magma (láva) hőmérséklete a szolidusz hőmérséklet alá csökken: a láva megszilárdul. 8. A láva a környezet hőmérsékletére hűl: az eredmény egy vulkáni kőzet. 9. Egy másik lehetséges útvonal: a magma a földkéreg-földköpeny határról feljebb nyomul, de megakad a földkéregben lévő magmakamrában, ahol hőmérséklete lassan csökken: egyre előrehaladottabb a kristályosodás, kristálypép, majd kristályszivacs állapot alakul ki. 10. A magmakamra hőmérséklete a szolidusz hőmérséklet alá csökken: befejeződik a kristályosodás, a magma megszilárdul a mélyben. 11. A kőzettest hőmérséklete felveszi a környezet hőmérsékletét, az eredmény mélységi magmás kőzet kialakulása

II.3. ábra – 5% víztartalmú andezites magma kristályosodása különböző nyomás és hőmérséklet viszonyok között Trevor Green kísérleti munkája alapján. GT = gránát, PX =piroxén, AM=amfibol, PL=plagioklász, QZ=kvarc, BI=biotit, L=olvadék

Trevor Green kísérletei rávilágítottak például arra, hogy milyen körülmények között keletkezhet, illetve maradhat meg gránát andezites kőzetben. Gránát-tartalmú andezit a Kárpát-medencében különösen gyakori, azaz ez a kísérleti munka fontos adalékot ad ennek magyarázatára. Gránát 700 MPa nyomás felett stabilis, azaz csak nagy nyomáson kristályosodhat magmából. A Kárpát-medencében előforduló gránát-tartalmú andezitek a gránát mellett amfibolt, plagioklászt és piroxént tartalmaznak. Ez azt jelenti, hogy egy ilyen ásványegyüttes kb. 800-1200 MPa nyomáson (azaz a földkéreg alsó részén), 860-900oC hőmérsékleten jöhetett létre. A magmának ebből a mélységből gyorsan felszínre kellett jutnia ahhoz, hogy a gránát ne olvadjon vissza és a magmában maradhasson.

A bazaltos olvadék sűrűsége kisebb, mint a megolvadó földköpeny kőzeté, ezért indul meg felfelé. A magmák jelentős része (becslések szerint 70-80%-a) azonban nem éri el a felszínt! A földköpenyben a sűrűségkülönbségből adódó felhajtóerő ugyan elősegíti a felnyomulását, azonban a földkéreg kőzeteinek sűrűsége kisebb, mint a földköpeny anyagának, ezért a sűrűségkülönbség megszűnik, ahogy a magma eléri a földkéreg és földköpeny határát. Itt a magmák jelentős része megakad, kikristályosodik (piroxenit és hornblendit telérek formájában) és gyarapítja alulról a földkérget. A magmák másik része benyomul a földkéregbe, azonban ismét csak a sűrűségkülönbség megszűntével megakad és egy magmakamrában kristályosodik ki.

A kőzetek megolvadása során folyékony kőzetolvadék, úgynevezett elsődleges magma alakul ki. Amennyiben képződési helyét el tudja hagyni (ehhez el kell érnie egy összefüggő kritikus tömeget) és feljut a litoszféra aljáig, ahol a hőmérséklet már gyorsan változik, a magma hőmérséklete csökkeni kezd és akár már útközben, nagy mélységben megindul benne a kristályok kiválása. A földfelszínt elérő magma tehát, többnyire már nem tisztán folyékony olvadék, hanem mindig tartalmaz szilárd fázist is, mégpedig magas hőmérsékleten kikristályosodott ásványokat. A folyékony és szilárd komponensek mellett a magmában gáz fázis is van! A felszínen gáz vagy folyékony halmazállapotú anyagokat illó anyagoknak nevezzük. A magmában lévő legfontosabb illó anyagok a víz, a szén-dioxid, a kén-dioxid, a kén-hidrogén, a hidrogén-fluorid és a hidrogén-klorid. Ezek az illók nagy mélységben, azaz nagy nyomáson oldott állapotban vannak a magmában, ahogy azonban emelkedik fel a kőzetolvadék, a nyomás csökkenésének következtében az illó anyagok oldhatósága megszűnik, és gázbuborékok formájában válnak ki a magmából. A kristályosodás folyamata szintén elősegíti a gázbuborékok képződését a maradék kőzetolvadékban. A felszín közelében a gázbuborékok mennyisége sokszor nagyságrenddel meghaladja a magma térfogatát és egyfajta „magmahab” alakul ki. A gyorsan táguló gázbuborékok végül heves robbanást idézhetnek elő. Összefoglalóan, tehát azt mondhatjuk, hogy a magma egy többfázisú, felszín alatti kőzetolvadék. A magma felszíni megfelelője a láva.

II.4. ábra – Víz oldhatósága bazaltos magmában: a nyomás csökkenésével csökken a víz oldhatósága, ami annyit jelent, hogy oldott állapotból gázfázisba lép, azaz kiválik az olvadékból és a magmában gázbuborékot képez. A magma felemelkedése során tehát elér egy olyan mélységet (nyomást), ahol a víz oldhatósága már megszűnik a magmában és megindul a gázbuborék kiválás. A gázbuborékok mennyisége a felszín közelében akár meghaladhatja a 70 térfogat%-ot is, azaz a magmatest felső része szinte felhabzik. Ez a folyamat jelentős mértékben hozzájárul a robbanásos vulkáni kitöréshez. A kitörés jellegét a magma összetétele (viszkozitása) és az illó anyaga (a széndioxid már nagyobb mélységben kiválik a bazaltos magmából, azaz a széndioxid gázbuborékok már nagy mélységben megjelennek és ez is hozzájárul ahhoz, hogy a magma sűrűségét csökkentve, az a felszínre törhessen.

A magma tehát amikor a felszínre jut, már többnyire olvadék, szilárd (kristályok) és gáz (buborékok) fázisból áll. Az alábbi kép, mindezt hűen bizonyítja. A kissomlyói piroklasztitban lévő kőzetüveg-szilánk hirtelen megszilárdulással jött létre, amikor a gázbuborékos forró magma hideg vizes anyaggal keveredett. Így megőrződtek a kitörés előtti fázisok, azaz az olvadék (megszilárdulás után sárgásbarna szideromelán kőzetüveg), a fenokristályok és krisztallitok, valamint a kerekded gázbuborék üregek.

II.5. ábra – Egy hirtelen megszilárdult magma darab a Kissomlyóról jól mutatja a magma több fázisú megjelenését: olvadék (most kőzetüveg)+ szilárd kristályok + gázbuborékok üregei.

A magma kémiai és fizikai tulajdonságai nagy mértékben befolyásolják feljövetelét és a vulkáni kitörés jellegét. A legtöbb magma szilikátos összetételű, ritkaság a karbonátos magma és még ritkábbak a kénmagmák. Jelenleg egyetlen nem szilikátos magma által táplált aktív tűzhányó van a Földön, mégpedig Tanzániában, az Ol Doinyo Lengai (Istenek hegye). E tűzhányó kürtőiből karbonátos magma (úgynevezett karbonatit) jut a felszínre, ami sok szempontból különleges: jóval alacsonyabb a hőmérséklete, mint a szilikátos magmáké (kb. 600oC) és rendkívül folyékony (azaz nagyon kicsi a viszkozitása). Amikor a felszínre jut, a karbonatitos láva barna színű, olyan mint a sárfolyam. Megszilárdulása után azonban, a karbonátos anyag reakcióba lép a levegő oxigénjével és a láva fehér színű lesz. Ez tehát a kivétel, nézzük az általánosabb, szilikátos magma jellemzőit!

A szilikátos magmák fő építőkövei a szilícium és oxigén ionok. Egy szilícium iont (Si4+) négy oxigén ion (O2-) vesz körbe, mégpedig úgy, hogy a térbeli elhelyezkedés a tetraéderhez hasonlít. Az oxigén ionok a képzeletbeli tetraéder csúcsain vannak, a tetraéder belsejében pedig a szilícium kation csücsül. A magma szerkezetének alapja tehát az SiO4 tetraéder, ami négyszeresen negatív töltésű komplex ([SiO4]4-).

II.6. ábra – Az [SiO4]4- tetraéder a szilikátásványok és a magma szerkezetének alapköve. A tetraéder közepén található a szilícium ion (piros gömb), amit négy oxigén-ion vesz körül (kék gömb)

Összességében a magma [SiO4]4- tetraéderek láncolatának háromdimenziós hálózata, avagy más szóval [SiO4]4- tetraéderek polimere. Ez a szerkezet sok hasonlóságot mutat a szilárd szilikátásványok szerkezetéhez. Az olvadék atomi szerkezete tehát ugyanúgy polimerizált, mint a megfelelő szilárd anyagé, csak a polimerek némileg torzultak. Nagy léptékben nincs szimmetriája, de kis léptékben rendezett az elhelyezkedés! Az oxigének részben hidat alkotnak az [SiO4]4- tetraéderek között, részben szabad elvégződésűek. Ez utóbbiak más ionokhoz kapcsolódhatnak.

II.7. ábra – A magma [SiO4]4- tetraéderek láncolatának háromdimenziós hálózata. Balra a kristályos kvarc (SiO2) szerkezete, jobbra pedig az SiO2 olvadék szerkezete. Az olvadék szerkezet csak kis mértékben torzul a szilárd fázishoz képest

A magmában azonban, további elemek is jelen vannak. Ezek felszakítják az [SiO4]4- tetraéderek láncolatát, azaz módosítják a polimer-szerkezetet. Minél inkább polimerizált a magma szerkezete, azaz minél erősebb az [SiO4]4- tetraéderek láncolata, annál viszkózusabb, azaz annál nehezebben mozog a magma. A magma nagy viszkozitás esetében nehezebben éri el a felszínt, ha pedig eléri, akkor a megfelelő láva sokszor éppen csak ki tud türemkedni a kürtőből. Ezeknek a magmáknak nagy az SiO2 tartalma. Ez a magma típus már erősen polimerizált, mivel uralkodóan szilíciumból és oxigénből áll és jóval kevesebb a hálózatmódosító ion. A rendezett [SiO4]4- hálózat miatt ez a fajta magma, illetve láva nehezen folyik, viszkozitása nagy. Ilyen magmákból keletkezik a felszínen a riolit vagy mélyben megszilárdulva a gránit.

II.8. ábra – Egy CaMgSi2O6 ásvány (diopszid) olvadékának szerkezete. Az [SiO4]4- tetraéderek láncolatát hálózatmódosító kationok (Ca2+, Mg2+) szabdalják fel

A magma szerkezetét, és ehhez kapcsolódóan a viszkozitását az SiO2 tartalom határozza meg. A könnyen folyós bazaltos lávák messzire (több kilométerre) eljutnak, a riolitos lávák azonban legfeljebb néhány száz méterre érnek el a kürtőtől. A viszkozitás mértékét a szabad oxigének és az oxigén-hidak arányával is kifejezhetjük. A teljesen polimerizált olvadékban (pl. SiO2) nincs szabad oxigén, az arány nulla, egy részben polimerizált olvadékban, mint például a CaMgSi2O6 (ez a vulkáni kőzetekben gyakori diopszid nevű piroxénásvány) az arány kettő. Minél nagyobb ez az arány, annál kisebb az olvadék viszkozitása. A viszkozitás nem csak a magma kémiai összetételétől függ, hanem a hőmérsékletétől is. Minél kisebb a magma hőmérséklete, annál viszkózusabb, nehezen folyós lesz. Ebben az esetben ugyanis már nem egy tisztán folyékony olvadék alkotja a magmát, hanem több-kevesebb kristályt is cipel magával. A magma felemelkedése során, ahogy csökken a hőmérséklete mozgása egyre nehezebbé válik. Ez azt jelenti, hogy egyre kisebb az esély, hogy a magma elérje a felszínt. Mégis, vannak riolitos magmához kapcsolódó vulkáni kitörések, mégpedig sokszor óriási mennyiségű vulkáni anyagot eredményező, katasztrofális lefolyásúak. Ez a magma magas víz-tartalmával magyarázható A bazaltos magmák többnyire 1-2 tömeg% vizet tartalmaznak oldott formában, míg a riolitos magmák víz-tartalma elérheti akár a 6-7 tömeg%-ot is. Az oldott víz széttöri az Si-O kötéseket, azaz depolimerizálja a magmát, folyósabbá teszi. A riolitos magmák mozgását tehát elősegíti a magas víz-tartalmuk. A felszínhez közel az illók kiválnak a kőzetolvadékból és ezzel megjelenik a gázfázis is a magmában. Ez csökkenti a sűrűséget, továbbá növeli a belső nyomást, ami elősegíti, hogy a magma felszínre kerüljön. Viszkózus olvadékban a gázbuborékok azonban nehezebben tudnak nőni és mozogni, ezért sok apró gázbuborék keletkezik a kőzetolvadékban, aminek hatalmas nyomása lehet és ez robbanásos kitöréshez vezet.

II.8. ábra – A magma viszkozitása, azaz folyóssága függ kémiai összetételétől, de függ a hőmérséklettől és a magma víz tartalmától is.

Összefoglalóan, a magma kémiai összetétele jelentősen befolyásolja fizikai tulajdonságait, különösen a viszkozitását. Ebben az elsődleges szerep az SiO2- és a víz-tartalomnak van, amelyek ellentétes módon hatnak a magma térháló szerkezetére, így a viszkozitására.