II.2. Kőzetalkotó és járulékos ásványok

A magma szolidusz hőmérséklet alá való hűlése nyomán magmás kőzet keletkezik.

A magmás kőzeteket elsősorban három fő tulajdonságuk alapján jellemezhetjük:

Megjegyzés: az ásványos összetétel és a kémiai összetétel szorosan összefügg egymással

A magmás kőzeteket felépítő ásványokat kőzetalkotó ásványoknak nevezzük. Egy adott magmás kőzetben megjelenő ásványfázisok nem véletlenszerűek, hanem azt termodinamikai törvényszerűségek határozzák meg, mint a rendszer (magma) kémiai összetétele és fizikai állapotjelzői (hőmérséklet, nyomás, redox-viszonyok). Ez azt jelenti, hogy a kőzetalkotó ásványoknak jelentősségük van, mert megjelenésük, kémiai összetételük alapján következtethetünk a magmagenetikai folyamatokra.

A kőzetalkotó ásványok közül elsődleges (primer) ásványok azok, amelyek a kőzet képződése során alakultak ki a kőzet képződésére jellemző feltételek között, másodlagos (szekunder) elegyrészek pedig azok, amelyek az elsődleges kőzetalkotó ásványokból a kőzet képződése utáni folyamatok során lezajló átalakulások során keletkeztek.

Az elsődleges elegyrészeket mennyiségük alapján az alábbiak szerint csoportosíthatjuk:

Lényeges elegyrészeknek hívjuk azokat az – elsősorban - szilikátásványokat (+kvarc), amelyek kőzetmeghatározó jelentőségűek, mennyiségük általában jelentős egy adott kőzetben (pl. plagioklászok, piroxén, olivin, kvarc stb.)

Az akcesszórikus (vagy járulékos) elegyrészek vagy akcesszóriák nem kőzetmeghatározó jelentőségűek és általában kis mennyiségben, de sokféle kőzetben megjelennek. Ezen belül megkülönböztethetünk:

- mellékes elegyrészeket, amelyek igen kis mennyiségben, de általában nagyon sokféle kőzetben fordulnak elő (legtöbbször kis méretű elegyrészek formájában) (pl.: apatit, cirkon, titanit stb.)

- járulékos elegyrészeket, amelyek általában csak néhány kőzetfajtában jelennek meg, de mennyiségük azokban esetenként jelentős, akár uralkodó is lehet (ez utóbbi esetben akár a kőzet nevét is megváltoztathatja) (pl.: turmalin a turmalingránitban, amelyet luxullianitnak nevezünk).

A leggyakoribb másodlagos elegyrészek a magmás kőzetekben a szericit (földpátokból), szerpentinásványok (olivinből illetve rombos piroxénből), klorit (piroxénből, amfibolból, csillámból), limonit-hematit (ércásványokból, színes elegyrészekből), karbonátásványok, agyagásványok.

A magmás kőzetek esetében az alábbi gyakran használt, a kőzet szöveti megjelenésével kapcsolatban definiált elegyrészeket különítünk el:

Fenokristály: Szabad szemmel jól látható méretű kristály.

Mikrofenokristály: Szabad szemmel általában nem, de mikroszkópos vizsgálattal meghatározható kristály. Mérete jellemzően eltér (kisebb) a fenokristályokétól, de jól elkülöníthető az alapanyag kristályoktól.

Porfíros elegyrész: A finomszemcsés alapanyagban levő nagyobb méretű kristály.

Megakristály: A bezáró kőzet szemcseméretéhez képest extrém nagy méretű porfíros elegyrész, amely a bezáró kőzettel kogenetikus (azonos olvadékból származó, azonos genetikájú)

Xenokristály: A bezáró kőzet szemcseméretéhez képest általában (jelentősen) nagyobb méretű ásványzárvány, amely a bezáró kőzettől eltérő eredetű.

Xenolit: A bezáró kőzettől eltérő eredetű, attól éles határvonallal elkülönülő, felszakított kőzetdarab, zárvány.

Endogén zárvány: A bezáró kőzettel közel azonos összetételű, azzal kogenetikus kőzetzárvány, amely a magma feltörése előtt, a magmakamrában már kikristályosodott. A bezáró kőzettől nem éles határvonallal különül el, általában jellemző rá a kristályos szemcsés szövet.

Alapanyag (mátrix): A kőzet vázát adó, azt áthálózó, finomszemcsés, általában homogén rész, amely a magma felszínre vagy felszín közelébe kerülésekor, annak gyors lehűlésekor szilárdul kristályos és/vagy üveges anyaggá. Az alapanyagba ágyazódva jelennek meg a magma feltörése előtti lassabb kristályosodás során képződött, nagyobb méretű ásványszemcsék, vagy korábban képződött, és a magma által bezárt kőzetszemcsék.

II.9. ábra – Olivin fenokristály csak mikroszkópban vizsgálható alapanyagban (bazalt, Somoskő).

II.10. ábra – A gránit kristályai szabad szemmel is felismerhetők, azonosíthatók (ortoklász, kvarc, biotit), közöttük vannak nagyobb méretű profíros elegyrészek (ortoklászok).

II.11. ábra – Amfibol (sötét) és plagioklász (fehér) fenokristályok és endogén kőzetzárvány a kanázsvári andezitben (Recsk)

II.12. ábra – Plagioklász (fehér), andezit és biotit (sötétek) fenokristályok és mikrofenokristályok finomszemcsés alapanyagban (Csomád, dácit)

II.13. ábra – Olivin fenokristály középen, kisebb méretű klinopiroxén fenokristályok és léces plagioklász alapanyag kristályok (krisztallitok kőzetüveges alapanyagban) a Teleki vulkán trachibazalt lávakőzetében. Egy nikolos mikroszkópos felvétel.

Amennyiben a részletes petrográfiai és geokémiai vizsgálatok alapján értelmezhető a kőzetet alkotó ásványok eredete, akkor egy további felosztást is használhatunk:

A magmás kristályok közvetlenül a magmás kőzetet létrehozó olvadékból kristályosodtak. Ezek a kristályosodás idejétől függően lehetnek fenokristályok (cirkonok esetében nyilvánvalóan túlzás fenokristályról beszélni, ezeket ezért autokristálynak nevezik), amelyek jóval a kőzet megszilárdulása előtt keletkeztek, és alapanyag kristályok, azaz krisztallitok, amelyek közvetlenül a kőzet megszilárdulása előtt alakultak ki. A fenokristályok eredete azonban különböző lehet. Ezek közül lehetnek olyanok, amelyek a kitörő magmából származnak, azonban lehetnek olyanok is, amelyek jóval a kőzet megszilárdulása, illetve a kőzetben lévő fenokristályok előtt jöttek létre, attól némileg vagy erősen eltérő összetételű olvadékból. Ezeket Wes Hildreth javaslata alapján antekristálynak nevezzük.

II.14. ábra – Olivin xenokristály (megakristály) medvesi bazaltban Egy nikolos mikroszkópos kép.

II.14. ábra – A csomádi dácitban lévő „fenokristályok” eredetük szerint valódi fenokristályok (sajátalakú amfibolok, kisebb méretű plagioklászok) és antekristályok (nagyobb méretű plagioklászok, plagioklásszal összenőtt amfibolok, titanit és biotit). Egy nikolos mikroszkópos felvétel.

Ez definíció szerint annyit jelent, hogy a fenokristályokkal kogenetikusak, azaz ugyanabban a magmás rendszerben keletkeztek, azonban a nyílt petrogenetikai folyamatok során időben és térben is máshol alakultak ki. A modern kormeghatározási eszközöknek köszönhetően tudjuk azt, hogy a nyílt rendszerű magmatározók akár több tíz- vagy százezer évig is fennállhatnak, egyes szilíciumgazdag magmatározók pedig akár 1-2 millió évig is létezhetnek. Ez idő alatt több esetben érkezik friss magmautánpótlás, aminek anyaga elhelyezkedve a magmás rendszerben létrehozza a saját fenokristály együttesét és egy kristálykása alakul ki. Az ismétlődő magma benyomulásokkal ezek a kristálykásák keveredhetnek egymással és ezáltal egy adott kristály populáció eltérő olvadék környezetbe kerülhet, ahol tovább folytatódhat a kristályosodása, de most már eltérő kémiai összetétel mellett. A nagy felbontású kémiai kristály sztratigráfia felfedheti akár ennek a komplex magmagenetikai folyamatsor legfontosabb eseményeit is. Mindezek alapján előfordulhat, hogy akár egyetlen kristályon belül is megkülönböztethetünk antekristály részt és fenokrsitály részt.

A magmás eredetű kristályok (feno- ás antekristályok, valamint krisztallitok) mellett elkülöníthetjük a xenokristályokat, amelyek nem a magmás rendszerben alakultak ki, hanem a mellékkőzetből keveredtek be a magmába. Ez a genetikai szemléletű felosztást nem csak a szabad szemmel és mikroszkóppal is látható és felismerhető kristályokra alkalmazzák, hanem a jóval kisebb mérettartományban lévő járulékos elegyrészekre is, mint például a fontos petrogenetikai szerepet betöltő cirkonokra.

II.15. ábra – Bükkaljai ignimbritben előforduló andezit litoklaszt egy nikollal készített mikroszkópos képe: a sajátalakú ortopiroxén kristályok és az erősen rezobeált plagioklászok nem egyensúlyi fázisok. Ebben az esetben az utóbbiak antekristályok, míg az ortopiroxének fenokristályok.

II.16. ábra – Nagy felbontású kristály sztratigráfia a csomádi dácit egy amfibol kristályán. A kombinált ásványszöveti és ásványkémiai vizsgálat alapján a kristály köralakú belseje időben korábban, nagyobb szilíciumtartalmú olvadékból vált ki ugyanabban a magmatározóban, azaz antekristálynak tekinthető, míg a kristály külső része a kitörő olvadékból kristályosodhatott nagyobb hőmérsékleten, ezért fenokristálynak sorolható be. Balra amfibol mikroszondával készített visszaszórt elektronképe (BSE)

II.17. ábra – Calvin Miller és munkatársai által cirkonokra kidolgozott, genetikai alapú osztályozás.

Az ásványokat alakjuk szerintizometrikus (a tér mindhárom irányában közel azonos kifejlődésű), tűs (egyik irányban az ásvány megnyúlása 10-100-szorosa a másik két, közel azonos kiterjedésű iránynak), oszlopos-prizmás (két, közel azonos kiterjedésú irányra merőlegesen a harmadik irányban az ásvány megnyúlása az előzőek mintegy 4-10-szerese), táblás (két közel azonos kiterjedésű irányra merőlegesen a harmadik irányban az ásvány kiterjedése 1/4-1/10-e az előzőekenek), pikkelyes-lemezes (az ásvány az egyik irányban mintegy 10-100-szor kisebb kiterjedésű, mint a rá merőleges két irányban, amelyek kiterjedése közel azonos; gyakorlatilag ezek közel kétdimenziós kiterjedésű ásványoknak tekinthetők) megnevezéssel illethetjük.

A kristályok, kristálylapok kifejlődése alapján a kőzetalkotó ásványokat az alábbi három csoportra oszthatjuk:

1, Idiomorf (euhedrális) vagy sajátalakú kristályok a saját, belső szerkezetüknek megfelelő kristályformájukat mutatják, illetve csak saját kristálylapokkal határolt ásványok.

2, Hipidiomorf (szubhedrális) vagy félig sajátalakú kristályok csak részben mutatják saját kristályformájukat, egyrészt saját kristálylapokkal rendelkeznek, másrészt a szomszédos ásványok alakjához idomult felületekkel határoltak.

3, Xenomorf (anhedrális) vagy nem sajátalakú kristályok felületét a szonszédos kristályok alakja határozza meg, vagyis a xenomorf kristályok legtöbbször a maradék teret töltik ki.

II.18. ábra – Idiomorf klinopiroxén kristály a mecseki ankaramitban. Egy nikolos mikroszkópos kép.

II.19. ábra – Hipidiomorf olivin kristályok a ság-hegyi bazaltban. Egy nikolos mikroszkópos kép.

II.20. ábra – Xenomorf olivin kristályok a bári leucitiben. Egy nikolos mikroszkópos kép.