II.5. Magmaképződés

A magmaképződés oka sokáig problémát okozott a tudósoknak. A XVIII. század végén Humphry Davy felfedezte az alkáli fémeket és megállapította, hogy oxidációjuk során hő szabadul fel. Davy úgy vélte, hogy a magmaképződés mélybeli oka az elemi állapotban lévő alkáli fémek és alkáli földfémek oxidációja során felszabaduló hő. Davy megállapítását átvette Charles Lyell is, aki az 1830-ban kiadott Principles of Geology c. munkájában így írt: „az alkáli fémek és alkáli földfémek nem oxidált állapotban vannak jelen a Föld mélyében. A vízzel való érintkezésük, azonban oxidálja ezeket az elemeket, ami hőfelszabadulással jár és végeredményben ezzel magyarázható a magmaképződés és a vulkanizmus oka, s nem a Föld belsejében ragadt primordiális hővel.”. Ebben az időszakban terjedt el egyre inkább a „magma” elnevezés használata. A magma (gör., = plasztikus tömeg, pépes anyag) elnevezést korábban a gyógyszerészetben használták (pl. „magnesia magma”), majd az elnevezés beépült a vegyészek szóhasználatába, mint pépes, szemifluid keverékanyag. Innen került át a geológia tudományába, a korábbi „subterraneous lava”, azaz a felszínalatti láva elnevezés helyett.

A magma eredetének, kialakulásának kérdésében, nagy jelentőségűnek tekinthető John Playfair 1802-ben tett észrevétele, miszerint a nyomásnak fontos szerepe van az anyagok olvadáspontjában ugyanúgy, mint a víz forráspontjában. George Poulett nevéhez fűződik e megállapításnak átültetése a magmaképződésre és a vulkáni működésre. A Considerations on Volcanoes című munkájában (1825) arról írt, hogy a nyomás változása egyedül, a hőmérséklet változása nélkül is, olvadási folyamatot indíthat el. A magmaképződés és a nyomásváltozás kapcsolatát megerősítették egy új tudomány, a termodinamika friss eredményei, amelyek többek között számszerű választ adtak az olvadási hőmérséklet és a nyomás közti viszonyra. Rudolph Clausius és Benoit-Pierre-Emile Clapeyron fogalmazta meg a később Clausius-Clapeyron egyenletnek elnevezett összefüggést, ami az egyensúlyban lévő anyag hőmérséklete, térfogata és nyomása közötti kapcsolatot írja le: dT/dP=T ΔV/ ΔH (ahol T a hőmérséklet, p a nyomás, ΔV a térfogatváltozás, ΔH pedig az entalpiaváltozás. Az egyenletből következik, hogy a dT/dP görbe (pl. az olvadáspont változása a nyomás függvényében) pozitív meredekségű a Föld belsejében, azaz a szilárd kőzetanyag olvadáspontja növekszik a mélységgel! Az 1800-as évek közepére egyértelművé vált, hogy a nyomásnak fontos szerepe lehet a magmaképződésben, de mi okozza a nyomás változását és milyen anyag olvad meg a Föld mélyében? A kérdés megválaszolásában sorsdöntő volt Arthur Holmes korát megelőző felvetése, azaz a földköpeny konvekció elmélete! Holmes szerint a földköpeny olivingazdag kőzetből, úgynevezett peridotitból áll, ami azonban nem teljesen merev, hanem bizonyos fluidális tulajdonsága is van, azaz mozgásra képes. A konvekciós cellák felfelé mutató ágában megvalósul a nyomáscsökkenés, azaz itt lehetőség lehet magmaképződésre. De hogyan lesz a peridotit kőzetből bazaltos magma? Alfred Rittmann az 1930-as években azt képviselte, hogy a bazaltos magma a mélybe jutó eklogitból keletkezik, ami összetételében szintén bazaltos. Ezzel szemben, Arthur Holmes, Francis Turner és John Verhoogen peridotitból származtatta a bazaltokat. Ez a kérdés a 20. század végén, a 21. század elején újra heves vitákat gerjeszt a kutatók között.

A Föld felszínére kerülő magma nagy része bazaltos összetételű. Az óceáni hátságok mentén például, kizárólag bazaltos láva ömlik a felszínre. A Hawaii szigeteken már a 20. század elején végeztek vizsgálatokat arra nézve, hogy mekkora a bazalt lávák hőmérséklete. Kiderült, hogy a lávák hőmérséklete 1100 és 1250oC között van. Mindez azt jelenti, hogy a bazaltos magmák ehhez hasonló vagy ennél nagyobb hőmérsékleten keletkezhetnek. A hőmérséklet ilyen magas értéket csak a földköpenyben, mégpedig a litoszféra alatt ér el. Azaz, a bazaltos magma nem keletkezhet a földkéreg anyagának megolvadása során, ahol a hőmérséklet jóval kisebb, mint 1000oC. A bazaltos magmák forrása csak a földköpeny kőzete, mégpedig alapvetően a peridotit lehet!

A földköpeny kőzetanyagának olvadása, a magmaképződés a Föld egyik legfontosabb folyamata, mivel ez okozta és okozza a földkéreg kialakulását és gyarapodását, ami után egy némileg megváltozott földköpeny kőzet marad vissza. A peridotit kőzet olvadása tehát legalább két, de sokszor több új kőzetet hoz létre: a kialakuló magma bazaltos összetételű, belőle bazalt vagy ha a magma tovább differenciálódik (kristályosodik vagy keveredik más magmával), akkor további, SiO2-ben gazdagabb kőzetváltozatok jönnek létre. Az olvadás nyomán megváltozik a peridotit kőzet típusa is, mivel bizonyos ásványos alkotók kiolvadtak belőle, azaz például egy lherzolitból új ásványos összetételű kőzet, akár harzburgit, lesz a földköpenyben.

II.41. ábra – A földköpeny kőzetének – lherzolit – részleges olvadása során történő kémiai összetételbeli változás: a bazaltos magma titán és alumínium-tartalma jóval nagyobb, mint a megolvadó kőzeté, míg a visszamaradt földköpeny kőzetben – harzburgit – ezek az elemek kisebb koncentrációt mutatnak.

A részleges olvadás, azaz a magmaképződés megértéséhez az alábbi kérdéseket kell megválaszolnunk:

  1. Mi okozza, mi indítja el a magmaképződést?

  2. Hogyan zajlik a földköpeny kőzetének megolvadása?

  3. Hogyan különülhet el a keletkező olvadék a földköpeny kőzettől?

  4. Mivel magyarázható a földköpenyben keletkező bazaltos magmák eltérő kémiai összetétele?

II.5.1. A magmaképződés oka

A Földön becslések szerint évente mintegy 30-35 km3 magma nyomul a földkéregbe, ebből kb. 4 km3 éri el a felszínt. Ennek több mint háromnegyede az óceánközépi hátságok mentén képződik, ahol tholeiites bazaltos magmák az uralkodóak. Ugyancsak túlnyomórészt bazaltos magmák törnek a felszínre az óceáni szigeteken, míg a szubdukciós zónákban jórészt nagyobb szilíciumdioxid-tartalmú magmás kőzetek keletkeznek. A bazaltos magmák szerepe tehát nyilvánvaló és ezek a földköpeny kőzetének részleges olvadásával alakulnak ki. A földköpeny szilárd halmazállapotú, bár a nagy nyomás és hőmérséklet viszonyok között lassú alakváltozásra, ezáltal lassú mozgásra képes. A mozgást alapvetően a hőmérsékletkülönbség irányítja, miszerint a nagyobb hőmérsékletű, ezáltal kisebb sűrűségű kőzetanyag felfelé, a kisebb hőmérsékletű területek felé mozog, míg a kisebb hőmérsékletű, ezáltal nagyobb sűrűségű kőzetanyag lefelé süllyed. Ez a már Arthur Holmes által felismert köpenykonvekció lényegi eleme. A földköpenyben zajló konvekciós hőátadás anyagáramlással valósul meg és ez azt is jelenti, hogy a hőmérséklet nem változik lényegesen, itt a geotermikus gradiens jóval kisebb mint a felette lévő litoszférában és különösképpen a földkéregben (mindössze átlagosan 0.5oC hőmérsékletváltozás kilométerenként a litoszférában jellemző kilométerenkénti átlagos 20-30oC hőmérsékletváltozással). Ezért a földköpenyben a litoszféra aljától mintegy 2800 km mélységig, azaz a D” rétegig a hőmérsékletnövekedés kevesebb, mint a litoszféra mintegy 100 km vastag részében. A hőmérséklet tehát alapvetően kiegyenlített és ezért nincs okunk feltételezni, hogy olyan anomáliák alakuljanak ki, különösen a földköpeny legfelső részén, ami a földköpeny kőzet olvadásához vezethetne. A hőmérséklet mélybeli, azaz nyomásfüggő változását a geoterma írja le.

II.42. ábra – A hőmérséklet változása a mélység függvényében: a geoterma helyzete a földköpenyben és földkéregben (balra), illetve a felső 250 km mélységben (jobbra)

A geoterma, mint az ábrán látható, a litoszférában meredeken halad, majd a litoszféra-asztenoszféra határán közel függőleges irányú lesz. Ez világosan tükrözi a konduktív és konvektív hőszállítás hatékonyságát és jelzi a litoszféra alsó, termális határát. Fizikailag olvadás ott történik, ahol az adott hőmérséklet meghaladja egy anyag olvadáspontját. Az előző fejezetben bemutattuk, hogy az olvadáspont egy nyomásfüggő állapotjelző, aminek változását a szolidusz görbe írja le. A földköpeny uralkodóan peridotit kőzetből áll, mégpedig első megközelítésben vízmentes ásványokból (olivin, piroxének, spinell vagy gránát). E kőzetnek a kísérletileg meghatározott szolidusz görbéjét a következő ábrán mutatjuk be, ahol látható, hogy az olvadáspont értéke növekszik a nyomással. Tudjuk, tehát, hogy 2 GPa nyomáson (kb. 60 km mélységben) a lherzolit kőzet hozzávetőleg 1380oC hőmérsékleten kezd megolvadni. Nagyobb mélységben, mondjuk 120 km mélyen, ahol 4 GPa nyomás van, a kőzet olvadáspontja magasabb, mégpedig meghaladja az 1600oC-ot. Ez a növekedés intenzívebb, mint a geoterma által mutatott hőmérsékletnövekedés, ami annyit jelent, hogy ahogy a földköpenyben egyre mélyebbre haladunk, az adott kőzetanyag olvadáspontja egyre nagyobb lesz a hőmérséklethez képest. Tehát, hiába lesz nagyobb a földköpeny hőmérséklete, az anyag mégis szilárd marad, mert olvadáspontja ennél jóval nagyobb! Az olvadás feltétele, hogy adott nyomáson, azaz mélységben a geoterma által jelzett hőmérséklet nagyobb legyen a szolidusz által jelzett olvadáspontnál, azaz a geoterma metssze a szolidusz görbét.

II.43. ábra – A geoterma helyzete a felső 250 km mélységben, valamint a „száraz” lherzolit kísérletileg meghatározott szolidusz görbéje.

A földköpeny litoszféra alatti, tehát kb. 100 km mélységben vett hőmérséklete 1300-1400oC, ami kisebb a lherzolit e mélységre vonatkoztatott olvadáspontjánál. A földköpeny anyaga tehát szilárd halmazállapotban van, olvadás nincs. Ahhoz, hogy olvadás elinduljon, azaz a geoterma metssze a szoliduszt, három lehetőség nyílik:

  1. toljuk fel a geotermát úgy, hogy a közel függőleges részének (az úgynevezett konvektív geoterma) helyzete ne változzon. Ez nem mást jelent, mint csökkentjük a litoszféra vastagságát, hiszen a litoszféra alját termikusan ott húzzuk meg, ahol a geotermában töréspont van, azaz ahol a hővezetés módja megváltozik!

  2. toljuk el jobbra a geotermát úgy, hogy a litoszféra vastagsága nem változik. Ez azt jelenti, hogy az asztenoszféra hőmérséklete nem 1300oC körüli, hanem akár 1500oC!

  3. végül hagyjuk a geotermát és változtassunk a szolidusz vonalon! Ez azt jelenti, hogy nem a lherzolit kőzet olvadáspontját vesszük alapul, hanem egy más kőzetét. Nagy választási lehetőségünk nincs, csupán annyi, hogy a lherzolithoz kis mennyiségben adunk vizet. Már néhány tized százalék víz is jelentősen befolyásolja a kőzet olvadáspontját, mégpedig úgy, hogy csökkenti az olvadási hőmérsékletet (valami hasonló történik akkor, amikor télen sót szórunk a jeges útra. A sós jégnek kisebb az olvadáspontja, azaz hamarabb megolvad.). Ez azt jelenti, hogy a szolidusz balra helyezkedik el a „száraz” lherzolit szoliduszához képest. Ugyanezt érjük el akkor, ha a földköpenyben nem tiszta peridotit kőzet van, hanem emellett eklogit és piroxenit is. Mindkét kőzet a bazalt nagy mélységű változatának tekinthető. Az eklogit a földköpenybe szubdukált óceáni kéreg anyagát képviseli, a piroxenit pedig mélyben megrekedt és kikristályosodott bazaltos magmák képződménye. Ezeknek a kőzeteknek az olvadáspontja kisebb, mint a peridotité.

II.44. ábra – A magmaképződés elméleti lehetősége: a geoterma metszi a szoliduszt! Figyeljük meg, hogy ez csak egy meghatározott mélységközben lehetséges, ennek van egy kezdeti nyomásértéke és egy felső, végső nyomás értéke. Nagyobb mélységben az anyag olvadáspontja már olyan nagy, hogy jelentősen meghaladja az ottani hőmérsékletet!

A kérdés az, vajon a természetben megvalósulnak-e ezek a változások? Vizsgáljuk most meg az első eset lehetőségét, vagyis toljuk fel a geotermát úgy, hogy a közel függőleges részének helyzete ne változzon! A természetben ez azt jelenti, hogy a litoszféra elvékonyodik, alatta pedig az asztenoszféra anyaga adiabatikusan (úgy, hogy közben hőmérséklete nem változik) felemelkedik. Erre több példát ismerünk. A legkézenfekvőbb eset az óceáni hátságok alatt történik.

Az óceáni hátságok mentén két kőzetlemez sodródik el egymástól, köztük tehát mindig van olyan pont, ahol a litoszféra vastagsága elméletileg nullára csökken. A valóságban ennyire extrém eset azért nem következik be, hiszen a két kőzetlemez között mindig képződik újabb kőzetanyag. A kőzetlemezek szétsodródása azonban nem más, mint a litoszféra extrém elvékonyodása, ami az alatta lévő képlékeny földköpeny kőzetanyag felemelkedését vonja maga után. Az asztenoszféra anyaga passzívan felemelkedik, ezzel egyre kisebb nyomás nehezedik egy adott pontjára. Az asztenoszféra hőmérséklete (1300-1400oC) emelkedése közben nem változik, a nyomás csökkenésével viszont drámai módon csökken a lherzolit kőzet olvadáspontja. Végül, körülbelül 40 km mélységben bekövetkezik, hogy a kőzet olvadáspontja kisebb lesz, mint a környezet hőmérséklete, azaz megkezdődik a kőzet olvadása, elindul a magmaképződés! A magmaképződésnek ezt a típusát, azaz amikor az olvadás a nyomás csökkenése következtében indul meg, nyomáscsökkenéses olvadásnak nevezzük. Másképpen kifejezve ez azt jelenti, hogy a magmaképződéshez egy felfelé mozgó földköpeny anyag, azaz köpenyáramlás szükséges! Ennek következménye az egyik állapotjelzőnek, a nyomásnak a változása, mégpedig csökkenése. Mozdulatlan földköpeny anyag nagy valószínűséggel nem olvad meg! Az eredményes magmaképződés ebben az értelemben nem más, mint amikor a kőzetolvadék gyorsabban mozog a felszín felé, mint a megolvadó földköpeny anyag!

II.45. ábra – Magmaképződés oka litoszféra extenzió okozta passzív asztenoszféra felemelkedés során: a nyomáscsökkenéses olvadás modellje.

Az óceáni hátságok mentén zajló földtani értelemben vett folyamatos kőzetlemez szétsodródás asztenoszféra kőzetanyag felemelkedést idéz elő, azaz nem meglepő, hogy a Földön ez a folyamat vezet a legnagyobb mértékű magmaképződéshez. Évente ebben a lemeztektonikai környezetben kerül a felszínre az összes magma mennyiség mintegy háromnegyede! Ez a típusú magmaképződés azonban nem csak óceáni területek alatt történhet, hanem kontinentális térségekben is. Bizonyos esetekben a kontinentális litoszféra is elvékonyodhat. Ez a helyzet például a Kelet-Afrikai hasadékvölgy mentén, ahol többek között a Kilimandzsáró és a Nyiragongo tűzhányók is találhatók. Összefoglalóan megállapíthatjuk, hogy a természetben nem ritka, hogy a litoszféra vastagsága csökken, ami az asztenoszféra anyagának passzív felemelkedését okozza és ez, a nyomáscsökkenés következményeként, akár magmaképződéshez vezethet!

A második feltevésünk az volt, hogy a geotermát toljuk el jobbra addig, amíg az metszi a szoliduszt. Ez azt jelenti, hogy az asztenoszféra hőmérséklete nem 1300oC körüli, hanem akár 1500oC és így nagyobb mélységben is elindulhat az olvadás. A Földön valóban vannak úgynevezett forró-folt területek, ahol az átlagosnál nagyobb a felszíni hőáram, továbbá jelentős vulkáni működés zajlik. Ilyen, jellemzően lemezen belüli területen található például a Hawaii-szigetek, a Réunion sziget, Izland, az etiópiai Afar térség, valamint számos vulkáni sziget a Csendes-óceán és az Atlanti-óceán déli részén. A kutatók többsége szerint ennek oka az, hogy nagy hőmérsékletű köpenyanyag áramlik fel, valószínűleg a földmag és földköpeny határán lévő D”-rétegből. A számítások szerint ennek a köpenyanyagnak a hőmérséklete 200-300oC-kal magasabb a normál asztenoszféra hőmérsékletnél (1300-1400oC). A köpenycsóvában tehát megvalósul a második felvetés, itt a geoterma a magasabb hőmérséklet felé tolódik el. Azonban ez nem azt jelenti, hogy a magmaképződés a megemelkedett hőmérséklet miatt következik be. A köpenycsóva belsejében valóban anomálisan magas a hőmérséklet, azonban a peremi részeken keveredik a szomszédos földköpeny anyaggal és itt a hőmérséklet különbség már nem olyan nagy. Az olvadás tehát nem azért történik, mert a köpenycsóva nagy hőmérsékletű kőzetanyaga felhevíti a peridotit anyagát és ezért ott részleges olvadás kezdődik. Az olvadás a köpenycsóva belsejében történik. A magasabb hőmérséklet következménye csupán annyi, hogy már nagyobb mélységben előállhat az az állapot, hogy a geoterma metszi a szoliduszt. Vegyük figyelembe, hogy ebben az esetben is mozgásban lévő földköpeny anyag olvad meg, azaz a magmaképződés oka ebben az esetben is a nyomáscsökkenés. Az ábra nyelvén beszélve tehát itt nem azt történik, hogy a geotermát egyszerűen jobbra toljuk, azaz nem hőmérséklet emelkedés az oka a magmaképződésnek! A nagyobb mélységben történő magmaképződésnek látnunk kell az eredményét és valóban, a forró foltok területén a tholeiites bazalt magmák mellett megjelennek más típusú bazaltos magmák is, mégpedig Si-telítetlen alkáli bazaltos összetételűek. Ennek okára későbbiekben még visszatérünk.

II.46. ábra – Magmaképződés oka forró folt területek alatt. Anomálisan nagy hőmérsékletű köpenycsóva anyagának nagyobb mélységben zajló nyomáscsökkenéses olvadás modellje.

A magmaképződés harmadik lehetséges esete a szolidusz görbe lefutását érinti, ami annyit jelent, hogy nem a száraz lherzolitra jellemző olvadáspont valósul meg adott mélységben. Más anyagra van szükségünk! Egy lehetséges megoldás az, hogy a lherzolit nem teljesen „száraz”, hanem valamennyi illóanyagot is tartalmaz. A legújabb kutatások kimutatták, hogy akár a névlegesen száraz ásványokban, mint például az olivinben és piroxénekben is lehet nagyon kis mennyiségben víz. Ez akár jelentősen is módosíthatja a szolidusz lefutását és lehetővé teheti a magmaképződést, akár olyan mélységben is, ahol „száraz” lherzolit nem olvadna meg. A szeizmikus tomográfia modellek azt mutatják, hogy a hátságok alatt már 150 km mélyen elkezdődik az olvadás és 80-100 km mélységben egyre intenzívebbé válik. Ezt megerősítik a geokémiai vizsgálatok eredményei is, amelyek arra utalnak, hogy az óceáni hátságok alatti magmaképződés gránát ásvány jelenlétében kezdődik, azaz 80 kilométernél mélyebben! Ilyen mélységben azonban a lherzolit kőzet olvadáspontja nagyobb, mint az asztenoszféra jellemző hőmérséklete! Egy lehetséges magyarázat erre, hogy a földköpeny anyaga ha nagyon kis mennyiségben is, de tartalmaz illó komponenst. A következő ábra azt szemlélteti, hogy milyen mértékben változik a peridotit szolidusz görbéje, ha az vizet vagy széndioxidot tartalmaz.

II.47. ábra – Magmaképződés oka szubdukciós zónák alatt: olvadáspont-csökkenéses olvadás modellje.

II.48. ábra – Különböző peridotit összetétel (peridotit és különböző mennyiségű illótartalom) szolidusz görbéje. Figyeljük meg, hogy az illók csökkentik a peridotit kőzet olvadáspontját, azaz a szoliduszt a kisebb hőmérséklet felé (balra) tolják el.

A lemeztektonikai környezetek között azonban van olyan hely, ahol ez az eset jóval nyilvánvalóbban valósul meg. Ez pedig a szubdukciós zónák, ahol a legtöbb aktív tűzhányó található. A mélybe alábukó óceáni litoszféra-lemez viszonylag sok vizet tartalmaz, mivel a vízzel borított óceáni kéreg anyagát átjárták a vizes oldatok. A magas hőmérsékleten az óceáni kérget alkotó bazalt és gabbró kőzetek ásványai átalakulnak a vizes oldatokkal való reakció során és (OH)-tartalmú ásványok jönnek létre, mint például szerpentinásványok, agyagásványok, zeolitásványok, esetleg amfibolok. A szubdukció során emellett, sokszor tengeri üledék is a mélybe kerül, aminek szintén jelentős a víz-tartalma. Az egyre mélyebbre hatoló kőzetlemezben a hőmérséklet nő, akárcsak a nyomás. A víz-tartalmú ásványok ilyen körülmények között már nem stabilisak, átalakulnak kisebb (OH)-tartalmú, vagy vízmentes ásványokká (ez a metamorfózis folyamata). A víz oldatok formájában távozik. A mélytengeri árokhoz közel, az akkréciós éket átjárják ezek a vizes oldatok. Nagyobb mélységben a vizes oldatok bejutnak az alábukó kőzetlemez feletti földköpeny-ékbe, ahol reakcióba lépnek az ott lévő lherzolit magnéziumban dús ásványaival. Ilyen nagy mélységben a reakció eredménye egy nagy nyomáson is stabil amfibol- (pargazit) vagy biotit-változat (flogopit). Az alábukás során, a szubdukálódó óceáni kőzetlemez magával húzza a felette lévő földköpeny anyag egy kis, kb. 1-3 km vastag részét, azaz az átalakuláson átment, víz-gazdag lherzolit lefelé vonszolódik.

A szubdukciós övekben a tűzhányók szorosan követik az alábukási zónát. Érdekes megfigyelni, hogy a vulkáni öv szélessége nem túl nagy (általában néhány tíz kilométer) és a mélytengeri ároktól való távolságuk attól függ, hogy milyen szögben bukik alá az óceáni litoszféra. Kimutatható, hogy a vulkáni lánc helyzetét a Wadati-Benioff zóna mélysége, azaz az alábukó kőzetlemez felszínének mélysége határozza meg. A vulkáni sáv úgy helyezkedik el, hogy alatta 100-120 km mélységben van a szubdukálódó litoszféra. Néhány esetben, például Japánban kialakult azonban egy második vulkáni lánc is, ami alatt a szubdukálódó kőzetlemez 160-200 km mélységben van. Egy további fontos megfigyelés, hogy e második vulkáni öv kőzetei különböznek az elsődleges vulkáni ív kőzeteitől, mégpedig káliumban gazdagabbak (a jellemző kőzettípus a shoshonit). Végül egy fontos általános megfigyelés, hogy a szubdukciós övekben megjelenő magmák vízben gazdagabbak, mint a más lemeztektonikai környezetben keletkező kőzetolvadékok. Mindezek magyarázatot adnak arra is, hogy ezeken a területeken miért keletkezik viszonylag sok magma.

A japán Yoshiyuki Tatsumi szerint az ok a mélyben keresendő, mégpedig az ásványátalakulások folyamatában. A pargazitos amfibol 100-120 km mélységnek megfelelő nyomás és hőmérséklet körülményekig stabil. Ez azt jelenti, hogy az alábukó kőzetlemezzel lefelé vonszolódó amfibol-gazdag lherzolit köpenyanyagban ebben a mélységben jelentős változások indulnak el. Az amfibol felbomlik, a benne lévő 1-2 tömeg% mennyiségű víz oldatok formájában felszabadul és bejut a felette húzódó köpenyékbe. Itt újra reakcióba lép a lherzolit ásványaival és a száraz peridotit vízben telítődik. A földköpeny e területét azonban az alábukó kőzetlemez már nem vonszolja magával. Az oldat-kőzet reakció eredményeképpen csökken a peridotit sűrűsége és csökken az olvadáspontja is. A víz-tartalmú peridotit felfelé mozdul el, és közben elkezdődik az olvadása. Nagyobb mélységben, kb. 180 km mélyen a flogopit is felbomlik. Mivel a flogopit kálium-tartalma viszonylag jelentős és a kálium vízben jól oldódó elem, ezért a felszabaduló oldatok telítődnek ebben az elemben. Ennek következménye, hogy az ebben a zónában keletkező olvadékok is gazdagabbak lesznek káliumban, ami magyarázza a shoshonitok képződését.

II.49. ábra – Kamcsatka aktív tűzhányóinak elhelyezkedés és a Pacifikus-lemez alábukásának mélysége (Wadati-Benioff-öv). Figyeljük meg, hogy az aktív vulkáni zóna 100-120 km-re van az alábukó kőzetlemez felett.

Az amerikai Timothy Grove és munkatársai némileg eltérő magyarázatot adtak a szubdukciós zónák alatt történő magmaképződés okára. Kísérleti eredményeik alapján felállították az olvadáspont-csökkenéses olvadás modelljét, aminek a lényege a következő: az alábukó kőzetlemezből felszabaduló vizes oldatok, amik több-kevesebb alkáliát (pl. nátriumot és káliumot) is visznek magukkal, bejutnak a szubdukálódó kőzetlemez feletti, lefelé vonszolódó peridotit kőzettestbe. Ebben a viszonylag vékony rétegben részben új ásványok formájában stabilizálódnak, részben elkülönült oldatcseppekként maradnak meg. Miért nem tudnak innen kiszabadulni ezek a kis sűrűségű és ezért mobilis oldatok? Ennek oka az, hogy a peridotit nem engedi el őket! A vizes oldatcseppek ásványszemcsék határai mentén mozoghatnak. A hatékony mozgáshoz azonban az kell, hogy legyen összeköttetés a kőzettestben, ahol a fluidumok mozogni tudnak. Ez attól függ, hogy milyen az ásványok érintkezése egymással és a köztük csapdázódott fluidummal. Amennyiben az oldat vagy olvadékcseppet körülfogó ásványok illeszkedése olyan, hogy a szomszédos kristályok lapjai által bezárt szög túl nagy (nagyobb, mint 60 fok), akkor ebben a geometriai helyzetben a fluid-csepp nem tud kiszabadulni. Ez az állapot jellemzi a peridotitot viszonylag kis hőmérsékleten (<900oC-on) és nyomáson (<3 GPa, ami hozzávetőleg 90 km mélységnek felel meg), azaz ilyen körülmények között a vizes oldatok „bennragadnak” a peridotit kőzettestben. Japán kutatók, Kenji Mibe vezetésével végeztek kísérleteket arra, hogy hogyan változik a kristályok által bezárt szög, és azt találták, hogy magasabb hőmérsékleten és nagyobb nyomáson megváltozik a kristályok illeszkedése és a bezárt szög kisebb lesz, mint 60 fok. Ez azt jelenti, hogy a kőzet ekkor már permeábilis lesz, azaz áteresztőképessé válik. Az oldatok megnedvesítik a kristályszemcsék falát, és egymással összeköttetésbe kerülnek, kialakul egy vékony repedéshálózat, amiben a fluidumok mozogni tudnak. Ez a változás kb. 100 km mélységben van, tehát a vulkáni ívek helyzetét a peridotit kőzetek áteresztőképessé válása is meghatározhatja.

II.50. ábra – Az olvadáspont-csökkenéses olvadás és magmafejlődés modellje lemezalábukási övekben. A sárga vonalak az azonos hőmérsékleti pontokat összekötő vonalak 1. az óceáni kéreg a tengervízzel való kölcsönhatás következtében átalakul. 2. a lemezalábukás során az egyre nagyobb hőmérsékleten és nyomáson az OH-tartalmú ásványok átalakulnak, és vizes oldatok távoznak a kőzetlemezből. 3. A szubdukálódó lemez feletti néhány kilométer vastag földköpeny réteg lefelé vonszolódik. Ebben a rétegben halmozódnak fel a kőzetlemezből kiáramló oldatok, de innen kiszabadulni csak 100 km mélység körül tudnak. 4. Vizes oldatok áramlanak fel, amelyek csökkentik a peridotit olvadáspontját. 5. Először kis sűrűségű víz-gazdag olvadék keletkezik, ami a kőzetek pórusai mentén gyorsan emelkedik. 6. Nagyobb hőmérsékleten a vizes olvadék kölcsönhatásba lép a földköpeny peridotit kőzetével és egyre nagyobb részt olvaszt meg. 7. a keletkező bazaltos magma megakad a vastag földkéreg alatt. 8. a bazaltos magma hőhatása olvadást indít el a földkéreg alsó részén, ahonnan időszakos magmacsomagok emelkednek a földkéreg sekélyebb részébe. 9. kiterjedt magmatározó alakul ki. 10. a szilíciumgazdag magmát tartalmazó magmakamrából és esetenként a mélybeli bazaltos olvadéktestből felemelkedő kőzetolvadékok vulkáni kitöréseket eredményeznek.

A kis sűrűségű vizes fluidumokra jelentős felhajtóerő hat, ezért igyekeznek lendületesen felfelé mozogni. Ahogy térfogatuk nő, a belső nyomásuk révén képesek akár kisebb töréseket létrehozni a peridotit kőzettestben, ami továbbsegíti gyors mozgásukat. A 800-900oC hőmérsékletű, lefelé vonszolódó peridotit rétegből kikerülve a vizes oldatok a nagyobb hőmérsékletű (kb. 1200-1400oC) köpenyékbe jutnak, ahol reakcióba lépnek a peridotit kőzetanyaggal. A vízzel telített peridotit olvadáspontja jóval kisebb, mint a száraz peridotité, ezért a reakció eredményeképpen olvadás indul meg. A kezdeti olvadék vízben nagyon gazdag (a H2O koncentrációja 25-30 tömegszázalék is lehet), azaz továbbra is meglehetősen mobilis. A magas hőmérsékleten áteresztőképes, azaz porózus peridotit anyagban a vizes kőzetolvadék gyorsan mozog, legalábbis ilyen mélységre vonatkoztatva. A számítások szerint 10-20 ezer év alatt jut el a földkéreg alá, azaz halad át egy kb. 40 km vastag köpenyéken. Mindeközben folyamatosan kölcsönhatásban van a szomszédos kőzetekkel, ami azt jelenti, hogy egyre több ásványfázis olvad meg a környezetében és kerül be az olvadékba. Ezzel a kőzetolvadék szilícium-dioxid tartalma folyamatosan nő, víz-tartalma pedig csökken. Végül egy 20-25% részleges olvadásnak megfelelő mennyiségű magma alakul ki a földkéreg alatt, amelynek az összetétele bazaltos és már csak néhány százalékban tartalmaz vizet. Ez a bazalt összetétel a víz jelenlétében zajló folyamatos reakciók miatt más, mint ami az óceáni hátságok vagy a forró-folt területek alatt alakul ki. A bazaltok kémiai összetételéből ezért vissza tudunk következtetni arra, hogy milyen lemeztektonikai környezetben és milyen körülmények között képződtek!

II.51. ábra – Az olvadási terület a földköpenyben Charles Langmuir és munkatársai nyomán. Figyeljük meg, hogy ez nem egy adott mélységre koncentrálódik, hanem egy háromszög alakú területre. Az olvadás tehát egy mélységintervallumban történik, aminek van egy kezdeti olvadási nyomás értéke (pi) és egy felső, végső olvadási nyomás értéke (pf)

Összefoglalóan, a magmaképződés legfontosabb hajtóereje a nyomáscsökkenés, azaz a földköpeny anyagának felfelé való mozgása. Mindez egy másik fontos tényezőre hívja fel a figyelmet. nevezetesen arra, hogy nem beszélhetünk egy adott nyomáson, egy adott mélységben zajló olvadásról, sokkal inkább egy mélységközben zajló olvadás történik. Az olvadási oszlopnak van egy kezdő nyomása és egy végső nyomás értéke. A kezdeti olvadási nyomás értéket a földköpeny kőzet szolidusza jelöli ki, míg a végső nyomás értéket számos kutató szerint a litoszféra alsó határa jelöli ki. Az olvadási oszlop az elméleti számítások szerint azonban valójában egy háromszög alakú területtel írható le, amit a modern geofizikai vizsgálatok, szeizmikus tomográfia modellek is alátámasztani látszanak. A részleges olvadás alapvetően a gránát-peridotit stabilitási mezőben kezdődik el, majd folytatódik felfelé ott, ahol már a spinell stabil. Az olvadás mértéke egyre nagyobb, amíg a keletkező magma eléri azt a mennyiséget, hogy kisebb sűrűségénél fogva a rá ható felhajtóerő hatékonyan elkülöníti a megolvadó kőzetanyagtól. Úgy is mondhatjuk, hogy a magma egyre inkább gyorsabban kezd felfelé mozogni, mint a földköpeny anyaga. A földköpeny kőzetanyag eközben tömörödik, újrarendeződik és ásványfázisai az adott nyomás és hőmérsékletnek megfelelő új egyensúlyba kerülnek. A hatékony magma elkülönülést elősegíti a földköpeny ásványfázisainak megfelelő érintkezési lapszöge is, azaz amennyiben a földköpeny kőzet megfelelően permeábilis. Ez, mint az a fentiekben láttuk, kisebb mint 60o-os lapszög esetében valósul meg.

II.52. ábra – A részleges olvadás során keletkező magma fokozatosan elkülönül a megolvadó és lassan összetömörödő és újrarendeződő földköpeny anyagtól.

A nyomáscsökkenés azonban úgy tűnik még nem elég, szükséges az is, hogy valami elindítsa az olvadási folyamatot, mégpedig akár nagy mélységben, 100 kilométernél mélyebben. Ehhez pedig vagy víz szükséges vagy olyan kőzetek jelenléte, amelyeknek kisebb az olvadáspontja a peridotiténál. Az óceáni hátságok mentén keletkező bazaltok 0,2-0,6 tömeg% vizet és 0,2-0,7 tömeg% szén-dioxidot tartalmaznak. Ez azt jelenti, hogy a magma forrásterületének 100-400 ppm vizet és ugyanennyi szén-dioxidot kell tartalmaznia. A földköpeny anyaga nem teljesen száraz, még az óceáni hátságok alatt sem. Honnan a víz? A Föld néhány milliárd éves története során folyamatosan keletkezik új óceáni kéreg, és ugyanennyi kerül vissza a földköpenybe. A földköpenybe visszajutó óceáni kéreganyag azonban a korábbiakban említettek miatt vizet is tartalmaz. Ennek nagy része sekély mélységben eltávozik, azonban kis mennyiségben még az Átmeneti Zónába (400-600 km mélységben) felhalmozódó kőzetlemez anyagban is maradnak illó anyagok. A szubdukció során kisebb-nagyobb óceáni kőzetlemez darabok leválhatnak az alábukó lemezről és a felső földköpeny peridotit anyagába ágyazódnak, mint eklogitos kőzettestek. Ezek is tartalmazhatnak kis mennyiségben vizet. Ráadásul az eklogit olvadáspontja kisebb, mint a peridotité, azaz ezek a kőzettestek hajlamosabbak olvadásra akár nagyobb mélységben is. Az olvadáshoz azonban szükséges a földköpeny anyagának felfelé való mozgása, a nyomás csökkenése. A földköpeny peridotit anyagának részleges olvadás során bazaltos magma jön létre, amelynek jellege azonban attól függ, hogy milyen lemeztektonikai helyzetben történt a magmaképződés.

II.53. ábra – A kőzetekben kialakuló olvadékcseppek akkor tudnak eltávozni és magmatömeget kialakítani, ha a szomszédos kristályszemcsék lapjai által bezárt szög (lapszög) kisebb, mint 60o. A földköpenyt alkotó peridotit kőzetben kb. 900oC felett csökken a lapszög 60oC alá, azaz ekkor válik a kőzet áteresztő közeggé.

A magmaképződés tehát nem hőmérsékletnövekedés, hanem nyomáscsökkenés miatt történik a földköpenyben. Azonban az uralkodó bazaltos elsődleges magmák mellett bizonyos esetekben előfordulhat az is, hogy szilíciumgazdag magma keletkezik. Ez azonban csak a földkéreg anyagának megolvadása során jöhet létre. A földkéreg anyaga mereven viselkedik, ebben az esetben tehát anyagáramlással és ehhez kapcsolódó nyomáscsökkenésről nem beszélhetünk. Itt, a magmaképződésben valóban a hőmérséklet játszik meghatározó szerepet!

A szilíciumgazdag magmás kőzetek, mint például a riolitok és gránitok fő ásványai a földpátok és a kvarc. Az ezekkel az ásványfázisokkal kémiai egyensúlyt tartó kőzetolvadék nem származhat peridotit olvadásából, ahol magnézium-gazdag és szilícium-szegény ásványok vannak. Az egyetlen lehetőség, hogy magmaképződés során jelentős tömegű szilíciumgazdag kőzetolvadék keletkezzen a földkéreg! A kontinentális földkéreg alsó részét alkotó metamorf kőzetek kémiai összetétele a bazaltokéhoz hasonló. Ha ez a kőzet megolvad, mégpedig ez is csak részlegesen, akkor a keletkező magma a kísérletek eredményei alapján SiO2-ben gazdagabb lesz. A létrejövő magma dácitos vagy akár riolitos összetételű is lehet!

Az SiO2-gazdag magmák viszkózusabbak, azaz nehezebben folynak, így sok esetben nem érik el a felszínt és a földkéregben kristályosodnak ki, sokszor tekintélyes méretű gránit testeket alkotva. A víz-gazdag riolitos olvadékok azonban elérhetik a felszínt és heves vulkáni kitörést okoznak. A Föld legnagyobb vulkáni kitöréseit szinte mindig dácitos és riolitos magmák táplálták. Fontos hangsúlyoznunk, hogy a gránitos vagy riolitos magma ugyanazt a kémiai összetételt jelenti, a különbség csak ott van, hogy a magma megakad a földkéregben és ott kristályosodik ki (gránit) vagy a felszínre tör és vulkáni kitörést okoz (riolit). Mi kell ahhoz, hogy a földkéreg alsó része megolvadjon? Ebben a mélységben a hőmérséklet ritkán nagyobb 600-700oC-nál, ami jelentősen alatta van a kőzetek olvadáspontjánál.

II.54. ábra – A Yellowstone alatti szilíciumgazdag, riolitos magma a feláramló bazaltos olvadék hőhatására jön létre a földkéregben.

Lényeges információt nyújt a riolitos és gránitos kőzetek földrajzi elhelyezkedése. Ezek általában szubdukciós övezetekben, mégpedig aktív kontinentális szegélyeken találhatók, mint például az Andokban, ahol a földkéreg vastagsága meghaladja a 40-50 kilométert. A gránitok másik fő előfordulási területe az úgynevezett kollíziós zónák térsége, ahol két kontinentális kőzetlemez feszül egymásnak és ennek következtében magas hegyláncok jönnek létre, mint például az Alpok vagy a Himalája. A kollíziós zónákban jellemzően vastag a kontinentális kéreg, a Moho felület akár az 50-60 km mélységben húzódhat. A szilíciumgazdag magmák keletkezése tehát többnyire vastag földkéreggel jellemzett területekhez kötött. Ebben az esetben a földkéreg alsó részén már jóval az átlagosnál magasabb a hőmérséklet és akár elérheti a jelenlévő kőzetek olvadáspontját is.

Az SiO2-gazdag magmák létrejöttében, azonban nagy szerepet játszanak a bazaltos magmák is. Ezek a kőzetolvadékok a vastag kontinentális kéreg alatt sokszor megakadnak és a Moho felület alatt terülnek szét. Az 1200oC hőmérsékletű bazaltos magmák, különösen ha mennyiségük is jelentős, átfűthetik a földkéreg alsó részét és a hőmérséklet emelkedés olvadást okozhat. A földkéreg bazaltos összetételű metamorf kőzeteinek olvadáspontja jóval kisebb, mint a peridotit kőzeteké, azaz a magmaképződés, kb. 50 km mélységben, már akár 1000-1100oC hőmérsékleten megindulhat. Az olvadás során riolitos összetételű magma keletkezik, ha azonban az így létrejövő SiO2-gazdag olvadék keveredik az alatta lévő bazaltos magmával, akkor egy homogén dácitos magma jöhet létre. Ilyen dácitos magmák gyakoriak mind az Andokban, mind az észak-amerikai Kordillerákban.

II.5.2. Magmaképződés a földköpenyben: különböző összetételű bazaltos magmák kialakulása

Habár a földköpeny kőzetének, a peridotit olvadását alapvetően a nyomás csökkenés okozza, a magmaképződés folyamatát és a keletkező magma összetételbeli sajátosságát egyszerűbb az állandó nyomásra megrajzolt hőmérséklet-összetétel fázisdiagramokon szemléltetni. Az alábbi ábra a forszterit-diopszid-ensztatit összetételbeli rendszert mutatja, ami a földköpeny peridotit analógiájaként tekinthető. Az ábrán kék vonalak jelzik az úgynevezett kotektikus likvidusz egyensúlyi határokat, ahol két ásványfázis és olvadék tart egymással egyensúlyt. Az E pont, az eutektikus pont, ahol a rendszerben lévő összes fázis (a három szilárd fázis, valamint az olvadék) jelen van és egyensúlyban van egymással. Az eutektikus pont két- vagy több-komponensű rendszerekben az a legalacsonyabb hőmérséklettel jellemezhető pont, ahol a kristályosodás vagy az olvadás adott, állandó összetételben zajlik, miközben a hőmérséklet változatlan marad.

Az ábrán LH jelöli a földköpeny lherzolit kőzet helyét. Amennyiben ez a kőzet megolvad, az olvadék összetétele az E pontban lesz, azaz az olvadás az eutektikus pontban kezdődik (az ábrán az m1 olvadék). Ez azt is jelenti, hogy a lherzolit olvadása során keletkező olvadék összetétele nem lherzolitos lesz, hanem annál nagyobb szilíciumdioxid-tartalmú, sokkal inkább a diopszidhoz közelebbi. Ez nincs messze a bazaltos összetételtől. Azt is látnunk kell, hogy ebben a rendszerben akárhol is van a kiindulási kőzet összetétele (lehet ez akár klinopiroxenit is, azaz a háromszögdiagram felső, diopszid csúcshoz közeli területéhez eső, a kezdeti magmaösszetétel az eutektikus pontban lesz!

IV.55. ábra – Forszterit-Diopszid-Ensztatit rendszer fázisdiagramja Yoder 1976-os munkája nyomán

A fázisdiagram azt mutatja, hogy a lherzolit olvadása ott indulhat meg, ahol a három szilárd ásványfázis érintkezik, azaz a hármaspontokban. Az eutektikus pont helyzete azt is jelzi, hogy az olvadási folyamat során a diopszid nagyobb mértékben lép be az olvadékba, mint amennyi a megolvadó kőzetben a részaránya volt. A megolvadó kőzet modális összetétele folyamatosan változik, a lherzolit diopszid-tartalma egyre csökken (az ábrán Lh1 felé mozog), azaz az összetétel a harzburgit irányba mozdul el. Továbbá, ez azt jelenti, hogy az eutektikus olvadás előrehaladtával a diopszid szükségszerűen el fog fogyni. Ez nagyjából 25-30 %-os olvadás esetén következik be, amikor a földköpeny kőzet modális összetétele az Lh1 pontban van. Ekkor már csak forszterit és ensztatit alkotja a kőzetet. Amennyiben tovább zajlik az olvadás, az olvadék összetétele a forszterit-ensztatit kotektikus likvidusz vonalon mozog el (az ábrán m2 pont). Ebben az olvadási fázisban az olvadék (magma) összetétele folyamatosan változik, miközben a megolvadó kőzet modális összetétele az Lh1 pontból a Forszterit csúcs felé tolódik el. Ez azt jelenti, hogy az olvadásban az ensztatit komponens nagyobb mértékben vesz részt. Mindez addig tart, amíg a kőzetből teljesen felemésztődik az ensztatit (m3 összetétel). Ekkor már csak olivin (forszterit) van szilárd fázisban a kőzetben (dunit), a további olvadás tehát az olvadék + forszterit stabilitási mezőben halad, mindaddig, amíg a kőzet teljesen megolvad.

IV.56. ábra – Lherzolit egyensúlyi részleges olvadása a Forszterit-Diopszid-Ensztatit rendszer fázisdiagramja alapján. A magyarázat a szövegben olvasható.

Az előzőekben ismertetett olvadási modell az egyensúlyi olvadást írja le, amikor a teljes folyamat során a jelen lévő szilárd és folyékony fázisok kémiai egyensúlyban vannak. Az olvadék összetétele csak addig állandó, amíg az E eutektikus pontban van (m1 összetétel), ez alatt a hőmérséklet sem változik. Ezt követően mind a hőmérséklet (emelkedik), mind az olvadékösszetétel folyamatosan változik. A természetes helyzetre gondolva ez azt jelenti, hogy csak akkor folytatódhat az olvadás, ha a hőmérséklet emelkedik. Erre reálisan nincs sok esély, azaz a természetben a részleges olvadás nem futja be a teljes megolvadáshoz vezető útvonalat. Azt is lényeges látnunk, hogy az olvadási folyamat valójában a földköpeny kőzetanyag felemelkedése, azaz csökkenő nyomás mellett történik. Azonban ilyen körülmények között sem történik teljes olvadás és csak ritkán éri el az olvadékösszetétel az m2 pontot.

A részleges olvadás azonban nem csak egyensúlyi lehet, hanem frakcionációs is, ami azt jelenti, hogy a keletkező olvadék egy adott térfogat elérése után eltávozik a rendszerből. Ezzel megváltozik a rendszer összetétele, megváltozik a kőzet modális összetétele és további olvadás esetén az ennek megfelelő olvadékösszetétel alakul ki. A következő ábrán ezt az esetet mutatjuk be.

IV.57. ábra – Lherzolit frakcionációs olvadása a Forszterit-Diopszid-Ensztatit rendszer fázisdiagramja alapján. A magyarázat a szövegben olvasható.

Amikor a megolvadó kőzetből teljesen elfogy a diopszid, akkor annak összetétele Lh1 lesz. A rendszer háromkomponensűből kétkomponensű rendszerré (forszterit-ensztatit) változott. További olvadás csak abban az esetben történik, ha a hőmérséklet értéke e kérkomponensű rendszer E2 eutektikus pontjának hőmérséklet értékét eléri, ami nagyobb, mint a kiindulási háromkomponensű rendszer E1 eutektikus pontjának hőmérséklete volt. Amennyiben ez az állapot előáll, az olvadás tovább folytatódhat, az olvadék összetétele az E2 eutektikus pontnak megfelelő m2 lesz. Ez az olvadás addig tart, amíg a szilárd kőzetben ensztatit van. Mivel az olvadék ismét távozik a rendszerből, ezért ahogy a kőzet összetétele a forszterit pontba jut, az olvadás folyamata megáll. További olvadáshoz ismét nagyobb hőmérséklet kell, ami a forszterit olvadáspontjával egyezik meg. Az egyensúlyi olvadáshoz képest az alapvető különbség tehát az, hogy itt nincsen folyamatosan változó olvadékösszetétel és az m1 összetételből az m2 összetételbe csak akkor ugrik a magma kémiai összetétele, ha megemelkedik a nyomás. Ameddig nem éri el az E2 eutektikus hőmérsékletet nincsen olvadás, nincs magmaképződés.

A természet azonban bonyolultabb annál, mintsem egyszerű fázisdiagramokkal azt le tudjuk írni, bár ezek az egyszerűsített rendszerek alapján maga a folyamat megérthető. A természetben azonban azt tapasztaljuk, hogy a bazaltos magmák között jelentős különbség lehet. Vannak ugyanis Si-telített tholeiites magmák és vannak Si-telítetlen alkáli bazaltos magmák. A hawaii nagy-szigeten például mindkét bazalttípus előfordul. Vajon mi okozhatja, hogy tholeiites vagy alkáli bazaltos magma keletkezzen? Ennek magyarázatára egy másik fázisdiagramot hívunk segítségül, mégpedig a forszterit-diopszid-kvarc összetételbeli rendszert. Az alábbi ábra 2 GPa nyomáson, víztelített körülmények között mutatja a likvidusz vonalakat. Az előző esethez képest egy jelentős különbség az, hogy itt nem eutektikus pontunk van, hanem peritektikus pontunk. A peritektikus pont két- vagy többkomponensű rendszer fázisdiagramján az a pont, ahol az adott hőmérsékleten reakció játszódik le a jelenlévő ásványfázis és a kőzetolvadék között és ennek eredményeképpen egy új ásványfázis keletkezik. A peritektikus ponton történő olvadást inkongruens olvadásnak nevezzük. Például ensztatit olvadása során először SiO2-ben viszonylag gazdag olvadék jön létre, ami reakcióba lép a még jelenlévő ensztatittal és ezzel egyidejűleg olivin keletkezik.

IV.58. ábra – Forszterit-diopszid-kvarc rendszer fázisdiagramja 2 GPa nyomáson, víztelített környezetben.

A forszterit-diopszid-kvarc rendszerben a háromszögdiagramot két részre oszthatjuk, amit a diopszid-ensztatit közötti pszeudobináris elegyedési vonal különít el. A jobbra levő területen Si-telített magmák jönnek létre, míg a baloldali térfélen Si-telítetlen magmák stabilisak. Az ábrán látható körülmények között amennyiben a földköpeny lherzolit kőzete (LH) megolvad, akkor a rendszer minimum pontján, az 1220oC-on lévő peritektikus pontban kezdődik el az olvadás. Ez azt jelenti, hogy a piroxének és olivin kristály érintkezési hármaspontján megindul az olvadás, azonban a megolvadó ásványkomponensek közül az ensztatit inkongruensen olvad. A folyamat során szilíciumdioxidban gazdag (bazaltos) olvadék keletkezik, ami mellett olivin jelenik meg. Figyeljük meg azt is, hogy a peritektikus pont által jelzett összetételhez (m1) legnagyobb részt a diopszid megolvadása járul hozzá. Az olvadás előrehaladtával tehát csökken a lherzolit klinopiroxén tartalma (az LH összetételből az olvadás után visszamaradt kőzet összetétele a HB, azaz harzburgit irány felé tolódik el), miközben nő az olivin tartalom. Ez az olvadási folyamat mindaddig tart, amíg a kőzetben van diopszid.

IV.59. ábra – Egyensúlyi és frakcionációs olvadás a forszterit-diopszid-kvarc rendszer fázisdiagramján 2 GPa nyomáson, víztelített környezetben.

Amennyiben a peritektikus pont m1 olvadékösszetételéből normatív ásványkomponenseket számítunk, akkor 7% kvarcot, 46% diopszidot és 47% ensztatitot kapunk. A hawaii tholeiites bazaltok átlagos összetételének CIPW normatív összetétele 5% kvarcot, 43% diopszidot és 52% ensztatitot tartalmaz, azaz a két összetétel jó egyezést mutat. Ez arra utal, hogy az elméleti, termodinamikai úton levezetett bazaltos magma összetétel jól közelíti a természetes bazalt adatokat, azaz jó eredményt ad a részleges olvadás modellezésére.

Ahogy felolvad az összes diopszid, az olvadék összetétele az m1 pontból eltolódik a kotektikus vonalon az m2, majd az m3 összetétel felé, miközben a megolvadó kőzet összetétele is változik. A termodinamikai emelőszabály szerint kiszámítható, hogy milyen mértékű olvadás szükséges, hogy a földköpeny kőzete diopszid-mentes harzburgit legyen. Ez 21%-os, m1 összetételű magma keletkezése során érhető el. Ezután változik az olvadék összetétele m2, majd m3 irányban mindaddig, amíg az ensztatit is elfogy és ekkor már csak olivin és olvadék lesz a rendszerben. A további olvadás addig tart, amíg az összes kőzet felolvad. Ez a folyamat hasonló a korábban megismerttel, a különbség csupán abban van, hogy az olvadás elindulása peritektikus és nem eutektikus ponton történik. Ez tükröződik a keletkező olvadék összetételében, egy másik fontos következmény pedig az, hogy az olvadás során olivin keletkezik. Ezt az elsőre furcsának tűnő eredményt olvadási kísérleti munkák eredményeivel ellenőrizhetjük.

Yaoling Niu számos olvadási kísérleti eredményt összegző munkájában világosan kimutatta, hogy az részleges olvadás mértékének növekedésével a visszamaradt földköpeny kőzet olivin tartalma nő, míg az összes többi komponens viszonylagos mennyisége csökken. Mindez az alábbi általános egyenlettel írható le:

0.466 ·diopszid + 0.652 ·ensztatit + 0.049 ·spinel = 0.167 ·olivin + 1 ·olvadék

Ez az általános egyenlet közel 17% olivin keletkezését tükrözi mintegy 25% olvadás esetén és azt a meglepő eredményt mutatja, hogy nem a diopszid fogy legnagyobb mértékben, hanem az ensztatit. Mindez rámutat arra, hogy további kísérleti és elméleti kutatások szükségesek a magmaképződés folyamatának minél pontosabb jellemzéséhez.

IV.60. ábra – Az olvadás után visszamaradt földköpeny kőzetanyag modális ásványos összetétel változása az olvadás mértékének függvényében olvadási kísérleti adatok alapján (Yaoling Niu 1999-ben publikált munkája nyomán)

A Fo-Di-Q rendszerben a frakcionációs olvadás folyamata is leírható, ami a korábbiakban ismertetett példa szerint annyit jelent, hogy az m1 összetételű olvadék kialakulása és a diopszid elfogyása után csak akkor folytatódik a magmaképződés, ha a hőmérséklet 75oC-kal emelkedik és ekkor indulhat meg a most már kétkomponensű rendszerben az újabb peritektikus ponton az m2 összetételű olvadék kialakulása.

Ez a termodinamikai környezet, az ensztatit inkongruens olvadását is figyelembe vevő rendszer, a természetes adatokkal és további kísérleti adatokkal való jó hasonlósággal alátámasztva leírja a Si-telített tholeiites bazaltos magma keletkezését. A kérdés az, hogy miképpen magyarázható az alkáli bazaltos magma kialakulása? A fentiekben bemutatott hőmérséklet-kémiai összetétel fázisdiagramok likvidusz görbéi megadott nyomásra és víztelítettségre érvényesek (a példánkban víztelített rendszerre és 2 GPa nyomásra, ami kb. 75 km mélységnek felel meg). Nézzük, mi történik, ha változtatjuk a nyomást és az illótartalmat!

Amennyiben víztelített rendszer helyett száraz rendszert feltételezünk 1 atm nyomáson, akkor a minimum pont felfelé tolódik el, de még mindig a kvarc-normatív tholeiites bazalt mezőben maradunk. A nyomás növelésével azonban átkerülünk a diagram baloldali térfelére, 1,5 GPa nyomáson a minimum pont már egy eutektikus pont lesz a forszterit-diopszid-ensztatit rendszerben. Ezzel pedig visszakaptuk az első példában bemutatott termodinamikai rendszert. Ugyancsak ehhez hasonló összetételű magma jön létre akkor is, ha víz helyett széndioxidot adunk a köpenyanyaghoz. A kérdés már csak az, hogy valóban ezzel Si-telítetlen olvadék alakul ki?

IV.61. ábra – A minimum pont nyomás- és illótartalom függése a forszterit-diopszid-kvarc rendszerben Eggler 1974-es munkája nyomán.

A keletkező olvadék összetételére a forszterit-nefelin-kvarc rendszer fázisdiagramját használhatjuk. Ezen a diagramon világosan elkülöníthetők a különböző összetételű bazaltos magmák, nevezetesen a kvarc-tholeiites (Si-túltelített), az olivin-tholeiites (Si-telített) és alkáli bazaltos (Si-telítetlen) területek. A japán Kushiro kísérletei és elméleti számolásai alapján megrajzolt diagramon a kezdődő olvadás minimum pontja a nyomás értékétől függően helyezkedik el. Növekvő nyomással egyre inkább a Si-telítetlen mező felé tolódik el. Amennyiben illót adunk a rendszerhez, akkor a víztartalom inkább a Si-telítettség irányába tolja el a minimum pontot, a CO2-tartalom pedig inkább a Si-telítetlenség felé.

IV.62. ábra – A minimum pont nyomás- és illótartalom függése a forszterit-nefelin-kvarc rendszerben Eggler és Holloway 1974-es munkája nyomán.

IV.63. ábra – A részleges olvadás mértékének (6, 12, 20%-os olvadás) hatása a keletkező magma kémiai összetételére.

A keletkező bazaltos magma összetételét tehát az olvadás mélysége és az illók alapvetően meghatározzák, azonban van még egy tényező, ami kihat a magmaösszetételre. Ez pedig a részleges olvadás mértéke. A japán Hirose és Kushiro számos kísérletet végzett arra, hogy az olvadás körülményei milyen módon befolyásolják a keletkező magma kémiai összetételét. Adott nyomáson és adott illótartalom mellett azt találták, hogy a részleges olvadás mértéke jelentősen módosítja a magma kémiai összetételét. A már megismert forszterit-nefelin-kvarc diagramon ábrázolva azt tapasztaljuk, hogy növekvő olvadás mellett a magma szilíciumban egyre telítettebb lesz, azaz egyre inkább tholeiites magma alakulhat ki, míg a kis mértékű olvadás a Si-telítetlen alkáli bazaltos magma kialakulásának kedvez. Ennek magyarázata az, hogy az alkáliák, a Na és K hasonlóan viselkedik olvadás során, mint a többi alkáli fémek és alkáli földfémek csoportjába tartozó nyomelem. Ezek a viszonylag nagy ionsugár miatt inkompatibilis nyomelemek, azaz olvadás során preferáltan az olvadékba lépnek. Ez történik a nátriummal és káliummal is, azaz kis mértékű olvadás során a magma alkáliákban viszonylag gazdagabb lesz. Ahogy egyre előrehaladottabbá válik az olvadás, a magma összetétele változik, egyre jobban felhígul a kezdetben nagyobb mértékben olvadékba lépő, erősen inkompatibilis nyomelemekben és növekszik a kevéssé inkompatibilis elem koncentrációja, a nyomelemek mellett a Si, Al, Ti, valamint vas és magnézium tartalma.

A főelemek közül tehát az alkáliák érzékenyen jelzik a részleges olvadás mértékét. A vas és magnézium ezzel szemben a kompatibilis nyomelemekhez hasonlóan viselkedik azaz inkább a szilárd fázisban marad és bizonyos olvadékmennyiség elérése után mennyiségük már nem változik jelentősen. Ezzel magyarázható, hogy bár a bazaltok alkália tartalma meglehetősen változó, a primitív, azaz az elsődleges magma összetételt őrző bazaltok vas és magnézium tartalma meglehetősen hasonló egymáshoz. Ezek az elemek sokkal inkább érzékenyek az olvadás nyomás és hőmérséklet körülményeire. Hirose és munkatársainak kísérleti eredményei szerint a vas például érzékeny jelzője a magmaképződés mélységének, azaz nyomásának. A forszterit-nefelin-kvarc diagramon azt is láttuk, hogy a nyomás növekedésével nemcsak sziíciumban telítetlenebbé válik a keletkező magma, hanem kis mértékben elmozdul a nagyobb forszterit érték felé is. Ez azt jelenti, hogy nagyobb nyomáson (> 3 GPa) már jellemzően magasabb Mg-tartalmú magma alakul ki (MgO>15 tömeg%), aminek pikrites vagy komatiites az összetétele.

IV.64. ábra – Hirose és munkatársainak peridotit olvasztásos kísérletei alapján a keletkező magma összetétele különböző nyomás mellett.

IV.65. ábra – Charles Langmuir és munkatársainak peridotit olvadási modellje a keletkező magma vas és nátrium tartalmára változó nyomás értékek mellett.