II.6. Magmás differenciáció

A magmás kőzetek rendkívül változatosak, ami nem csak a kémiai összetétel különbözőségében, hanem a szöveti megjelenésben, az ásványok formájában is megnyilvánul. A magmás kőzettan egyik alapvető kérdése annak megválaszolása, hogy mindez mivel magyarázható. Egy magmás kőzet a megszilárdulás előtti magmát vagy amennyiben ez felszínen történik, lávát képvisel, azonban ritka eset az, amikor ez a magma elsődleges eredetű. A II.1. fejezetben bemutattuk, hogy a magma, és ezzel együtt egy magmás kőzet, egy olyan keverék anyag, ami kristályokból, olvadékfázisból és illóanyagból áll. A magma csak keletkezése idejében áll 100% olvadékból. Ilyen, közvetlenül elsődleges magmát képviselő kőzet nagyon ritka, alapvetően a migmatitok (ezek metamorf és magmás kőzetek közötti átmeneti képződmények; metamorf kőzetek részleges olvadásával alakulnak ki úgy, hogy a keletkező olvadék egy része nem távozik el, hanem újrakristályosodik a metamorf kőzettestben) úgynevezett leukoszom része tekinthető ilyennek.

II.66. ábra – Részlegesen olvadt kőzet piroxenit intruzió peremén (Fuerteventura). A bazaltban megfigyelhető világos színű erek egykori szilíciumgazdag olvadékfázist képviselnek, amelyek földpát-gazdag anyagként kristályosodtak ki.

Amikor egy kőzet megolvad elsődleges kőzetolvadék (primer magma) jön létre. Ennek a magmának a kémiai összetételét primitív összetételnek nevezzük. Ez a kőzetolvadék, ahogy elválik a megolvadó kőzetanyagtól, felfelé nyomul és a nyomás, valamint hőmérséklet csökkenés hatására benne kristályok válnak ki. A kőzetolvadék kémiai összetétele ezzel módosul, megkezdődik az elsődleges magma differenciációja. Ez a kémiai összetételváltozás azonban nemcsak kristályosodás folyamatával történhet, a magma kémiai összetételét nagymértékben befolyásolják a nyílt rendszerű kölcsönhatások is, mint például különböző összetételű magmák keveredése, olvadék-kristály keveredés, mellékkőzet beolvasztás (ún. kontamináció) stb. Mindazon folyamatokat együttesen, amelyek az elsődleges magma kémiai összetételét megváltoztatják és ezzel új összetételű magmát hoznak létre összefoglaló nevén magmás differenciációnak hívjuk.

Primitív összetételű magmás kőzet nagyon ritka a természetben, ezek olyan bazaltos kőzetek, amelyek csekély mennyiségben tartalmaznak olivin fenokristályt és amelyek nagyon gyorsan elérték a felszínt úgy, hogy a környezettel nem léptek kapcsolatba, azaz zárt rendszerként (ez azt jelenti, hogy bár energiacsere végbement, anyagcsere nem történt a magma és környezete között) viselkedtek a földköpeny kőzetanyagától való elkülönülés után. A bazalt kémiai összetétele az alapanyag és az olivin fenokristályok együttese tehát megadja az elsődleges kőzetolvadék kémiai összetételét. Ezek a primitív vagy közel primitív összetételű magmás kőzetek rendkívül fontosak a kőzettani vizsgálatokban, mivel elemzésükkel közvetlenül tanulmányozható a magmaképződés, azaz a részleges olvadás folyamat, annak körülményei. A IV. fejezetben olvashatunk arról, hogy miképpen vélelmezhetjük egy magmás kőzet kémiai összetételéről, hogy az elsődleges magma összetételéhez közelít. A bazaltok esetében erről az mg-szám - Mg2+/(Mg2++Fe2+) - nyújt segítséget. Peridotit forráskőzetet feltételezve a primitív összetételű bazaltok mg-értéke 0.74-76. Az olivin kristályosodása erősen csökkenti a magma MgO koncentrációját, ami az mg-szám csökkenésében is tükröződik. A magma akár rövid idejű megállása során is a nagyobb sűrűségű kristályok elkülönülhetnek és a továbbiakban már csak a maradékolvadék halad tovább, egy olyan kőzetolvadék, amelynek a kémiai összetétele különbözik az elsődleges magmáétól. A keletkező magmás kőzet differenciált, más szóval fejlett kémiai összetételt mutat. Ebben az esetben a teljes kőzet kémiai összetételben már elsősorban a differenciáció, például frakcionációs kristályosodás folyamata tükröződik, az elsődleges magma kémiai összetételére legfeljebb számolással (pl. korai kiválású olivin összetételének a magmás kőzet összetételéhez való hozzáadásával) következtethetünk. Számos olyan eset is előfordul, amikor a primitív összetételű magmára már nem tudunk megbízható következtetést tenni, azonban felismerhető egy olyan magmaösszetétel, amiből például egy frakcionációs kristályosodással kialakult kőzetsorozat leszármaztatható. Ezt a magmát szülőmagmának nevezzük. A primer magma és a szülőmagma tehát nem szükségszerűen azonos, bár előfordulhat egyezés. Amennyiben ezek különböznek, akkor valahol lennie kell annak az elkülönült kristályanyagnak, ami a magmás differenciációt előidézte. Ezt az ásványegyüttest kumulátumnak nevezzük. A földkéreg és földköpeny határán jelentős mennyiségű kumulátum-kőzet található, bazaltos magmák nagy nyomáson kivált kristályaiból. Előfordulhat, hogy egy friss, a földköpenyből felnyomuló kőzetolvadék felszakít kisebb-nagyobb darabokat ezekből a kumulátum-kőzetekből, és kristályai bekerülnek bazaltos képződménybe. Felismerésük nem mindig egyértelmű, mivel ezeket ugyanolyan ásványok képviselik, mint a fenokristályokat (olivin, klinopiroxén). Elkülönítésük – ami lényeges a magmafejlődés rekonstruálásában – megjelenésük és kémiai összetételük alapján történhet.

Miért olyan változatosak a magmás kőzetek? Ezt a kérdést már a 20- század elején, a modern kőzettani kutatások hajnalán is feszegették olyan nagy nevű kutatók, mint például Alfred Harker, aki „The Natural History of Igneous Rocks” c. 1909-ben publikált könyvében így írt: „a modern kőzettan egyik legalapvetőbb kérdése a különböző kőzettípusok eredete”. Kilencven évvel később Roger Nielsen a következőképpen fogalmazta meg a magmás kőzettan elsődleges célját: „a magmás kőzettan elsődleges célja azon folyamatok felismerése és jellemzése, amelyek a magma kémiai differenciációját okozzák”. Nem véletlen, hogy Marjorie Wilson a Journal of Petrology neves szakfolyóiratot hosszú időn keresztül szerkesztő professzor asszony 1993-ban egy munkájában megjegyezte: „érdekes látni, hogy mennyi, a magmás differenciáció kérdéskörét illető, újnak tűnő tudományos célról, modellről derül ki, hogy az eredeti felvetés már több évtizeddel korábbi, sőt van, amelyik már évszázada körülöttünk van”. A magmás differenciáció oka és folyamata tehát hosszú idők óta alapkérdés és legfeljebb az eszközök, a szemlélet változott az örökkérdés vizsgálatában. Mi okozza, hogy egy bazaltos primer magmából fonolit vagy akár riolit kőzet alakuljon ki? A korábbiakban már érintettük, hogy ebben zárt rendszerű és nyílt rendszerű (a magma és környezete között mind energiacsere mind anyagcsere végbemegy) folyamatok egyaránt szerepet játszhatnak. Az utóbbi időkben egyre inkább az a nézet alakul ki, hogy az utóbbiak szerepe sokkal dominánsabb. Ahhoz azonban, hogy a bonyolultabb folyamatokat megértsük, az egyszerűbbek jellemzésével kell kezdenünk. Ez pedig a kristályosodás folyamata, ami kétségtelenül az egyik legfontosabb folyamata a magmás differenciációnak. Érdekes módon ennek felismerése Charles Darwinhoz fűződik, aki a Galapagos szigeteken végzett, és az evolúciós elmélet szempontjából nagyon fontos megfigyelései mellett, nem szabadult meg a korábbi tanulmányai során szerzett geológiai érdeklődésétől sem. Földtani megfigyeléseit az 1844-ben publikált „Geological Observations on the Volcanic Islands, visited during the Voyage of H.M.S. Beagle” c. könyvében összesítette és ebben ír elsők között a magmás differenciáció folyamatáról. A James sziget lávakőzeteit vizsgálva figyelte meg, hogy a bizonyos ásványok a lávakőzet alsó részében dúsulnak és ebből azt a következtetést vonta le, hogy a kristályok „saját súlyoknál fogva süllyednek le a magmában” és ez „szerepet játszhat a kis szilíciumtartalmú és a szilíciumgazdag kőzetek elkülönülésében. Az ásványok gravitációs elkülönülése hosszú időn keresztül a frakcionációs kristályosodás fő okának számított. Erre alapultak később Harker, majd Norman Levi Bowen tanulmányai. Bowen vezette be a termodinamikai megközelítést a magmás folyamatok vizsgálatában, amellyel megvetette a modern kőzettan alapjait.

A kristályosodás folyamata nyilvánvalóan befolyásolja a maradékolvadék kémiai összetételét. Kiindulva például egy 46 t% SiO2- és 13 t% MgO-tartalmú bazaltos primer olvadékból, amennyiben olivin (ami kb. 40 t% SiO2–t és 47 t% MgO-t tartalmaz) válik ki, akkor a maradékolvadék SiO2-tartalma nőni fog, az MgO koncentrációja pedig erősen csökken. Az alábbi ábra azt mutatja, hogy miképpen változik a maradékmagma kémiai összetétele 10% olivin kristályosodása után:

II.67. ábra – Bazaltos magma kémiai összetételváltozása 10% olivin kristályosodása után.

További ásványok kiválása, mint például klinpiroxén, plagioklász és Fe-Ti-oxidok még jelentősebb változást jelentnek a maradékolvadékban és ez azt jelenti, hogy a bazaltos szülőmagmából, akár fonolitos, trachitos vagy riolitos maradékolvadék keletkezhet. Erre mutatunk be a következőkben példát:

II.68. ábra – Bazaltos magma kémiai összetételváltozása 20% olivin, 10% klinopiroxén, 35% plagioklász és 5% FeTi-oxid kristályosodása után.

Az utóbbi példában 70% kristály vált ki, ami azt jelenti, hogy az eredeti bazaltos kőzetolvadék 30% maradt meg, ami már fonolitos összetételű. A kristályosodás tehát úgy tűnik egyértelmű szerepet játszik a magma kémiai differenciációjában és a változatos kémiai összetételű magmás kőzetek létrejöttében. A kérdés csak az, milyen kristályok és milyen relatív mennyiségben jönnek létre, továbbá egy alapvető kérdés, hogy mennyire sikerül elkülönülni a kristályoknak (kumlátum fázis) a maradékolvadéktól (ún. frakcionációs kristályosodás). Csak ebben az esetben áll elő ugyanis az a fonolitos magma, aminek további kristályosodásával alakul ki a fonolit kőzet. A Darwin által értelmezett gravitációs elkülönülés (a nehezebb kristályok lesüllyednek, a kisebb sűrűségűek pedig felfelé mozognak a magmában) ebben hatékony folyamat lehet és sokáig úgy tűnt ez megmagyarázza az olyan hatalmas fosszilis magmakamra kőzettestek szerkezetét, mint a réteges felépítésű Bushveld (Dél-Afrika) és a grönlandi Skaergaard. Az újabb elméletek, az új megközelítés azonban finomította ezt a felvetést, és helyét átvette az in-situ kristályosodás. Ez utóbbinak a lényege, hogy a kristályok kevéssé mozognak el a helyükről, azonban a körülöttük olvadék adott esetben elmozoghat és ezzel ugyanaz, vagy hasonló frakcionációs elkülönülés előállhat, mint a gravitációs elkülönülés modelljében. E két modell mellett egyre nagyobb szerepet kapott egy másik hatékony elkülönüléses folyamat, mégpedig a konvekciós frakcionáció, amely esetben a magmakamrában fellépő hőmérsékleti és összetételbeli különbségek áramlásokat indítanak el és ezzel a kristályok és a vele egyensúlyt tartó olvadék fázis eltávolodik egymástól. E fejezet keretei között e folyamatok részletes ismertetésében nem bocsátkozunk, a továbbiakban azt vizsgáljuk meg, hogy a magmás kőzetek ásványfázisaiban mennyire tükröződik az egyensúlyi, illetve a frakcionációs kristályosodás folyamata.

Ennek vizsgálatára Norman Bowen termodinamikai fázisdiagramjaihoz kell visszanyúlnunk. Az egyik legegyszerűbb rendszer a magmás kőzetekben gyakori elegyásványok (pl. földpátok és olivin) kristályosodását írja le. Az alábbiakban a plagioklász példáján mutatjuk be, mi történik kristályosodás során.

II.69. ábra – Plagioklász fázisdiagramja és egy a-pontból kiinduló olvadék egyensúlyi kristályosodásának menete.

Bowen 1928-ban megalkotott fázisdiagramján adott nyomás mellett vizsgálhatjuk, hogy adott hőmérsékleten milyen fázisok stabilisak figyelembe véve a plagioklász összetételét is. E kétkomponensű rendszerben megrajzolható a szolidusz, azaz a plagioklász kristály olvadáspontjának változása a kémiai összetétel függvényében, valamint a likvidusz, amely hőmérséklet felett a plagioklász már teljesen megolvad. A likvidusz és a szolidusz vonal között a rendszerben olvadék és szilárd fázis, azaz plagioklász is egyensúlyt tart egymással. Az ábráról leolvasható, hogy a Ca-gazdag plagioklásznak (anortit - An) nagyobb az olvadáspontja (1553oC), mint a Na-gazdag (albit – Ab) plagioklásznak (1118oC). A plagioklászban az elegyedési sor folyamatos. Nézzük, mi történik, ha egy XAn=0.6 (azaz 60% An-tartalmú) összetételű, 1560oC-os olvadék hűlni kezd. 1475oC-on eléri a likvidusz hőmérsékletet (b-pont), ahol megkezdődik a plagioklász kristályosodása. A keletkező kristály kémiai összetételét a szolidusz vonalom olvashatjuk le (c-pont), esetünkben ez XAn=0.87. Ez azt jelenti, hogy a korai kiválású plagioklász Ca-gazdag összetételű. További hűlés esetében az olvadék összetétele a likviduszon, a kristályos fázis összetétele a szoliduszon mozdul el a csökkenő hőmérsékletnek megfelelően. Mivel a plagioklászban folyamatos elegyedés valósul meg, a változó olvadék összetételhez a kristályosodó ásványfázis is alkalmazkodik, azaz Na-ban egyre gazdagabb lesz. 1340oC-on (g-pont) az olvadék összetétele XAn=0.2, míg az ilyen olvadékból kristályosodó plagioklász kémiai összetétele XAn=0.6. Ez azt jelenti, hogy további hőmérséklet csökkenés során a h-pont felé mozdulunk el, ami azt jelenti, hogy befejeződik a kristályosodás, ezzel a képződött ásvány összetétele olyan lesz, amilyené a kiindulási olvadéké (a-pont) volt. A folyamat során folyamatos reakció játszódott le a változó kémiai összetételű olvadék és a keletkező kristályfázis között, a kristályosodás kémiai egyensúlyban történt. Az eredmény egy homogén összetételű pagioklász kristály.

A megfigyelések azonban azt jelzik, hogy ez ritkán tapasztalható, a plagioklászok az esetek többségében zónásak, azaz kémiai összetételük egy kristályon belül gyakran éles ugrást mutat. Ez azt jelenti, hogy a kristályosodás nem egyensúlyi volt, hanem voltak olyan események, amikor az olvadék és a keletkező ásványfázis elkülönült egymástól és a kristály egy eltérő kémiai összetételű olvadékközegbe került, ahol ennek megfelelően különböző összetételben folytatódott a kristály növekedése.

II.70. ábra – Plagioklász fázisdiagramja és egy a-pontból kiinduló olvadék frakcionációs kristályosodásának menete.

A frakcionációs kristályosodás folyamata abban különbözik az egyensúlyi folyamattól, hogy időszakonként elkülönül egymástól a plagioklász és az olvadék, azaz időszakonként új kiindulási olvadékösszetétel valósul meg. Ekkor a következő történik. A plagioklász kristályosodás a b-pontban indul meg és ebben az esetben is a c-pontnak megfelelő összetételű plagioklász alakul ki. Az alapvető különbség az egyensúlyi kristályosodás esetéhez képest az lesz, hogy a kristályosodás nem áll le az f- (olvadék), illetve g- (plagioklász) összetételnél, hanem tovább halad, és akár 1118oC-ig, XAn=0 összetételig juthat. Ennek oka az, hogy minden kristályelkülönülés után az olvadék kiindulási összetétele megegyezik a elkülönüléskori összetétellel. Azaz, amennyiben a d-pontnak megfelelő hőmérsékleten az e-plagioklász elkülönül, akkor a következő egyensúlyi kristályosodási szakaszban a kiindulási olvadék összetétel a d-pontnak megfelelő lesz és ezért a kristályosodás tovább tarthat, mint az f-pont, hiszen az ott áll le, ahol a kristály összetétel megegyezik a kiindulási olvadék összetétellel. Ha viszont időszakonként (kristályelkülönülés) változik a kiindulási olvadék összetétel, akkor ez a folyamat akár odáig tarthat, hogy a végén albit kristályosodik. Ha az elkülönülés gravitációs süllyedéssel valósul meg, akkor különböző rétegekben megjelenő, adott rétegben hasonló, azonban rétegenként eltérő, de önmagukban homogén kristályok jönnek létre. Amennyiben az elkülönülés részleges, vagy a kristály-olvadék egyensúlyi reakció nem követi a hőmérsékletváltozás sebességét, akkor hirtelen kémiai összetétel változás történik a kristályban, azaz összetételbeli zónásság alakul ki. Előfordulhat az is, hogy az olvadék összetétele periodikusan változik (ez akár csak a víztartalomban is megnyilvánulhat, amire érzékenyen reagál a plagioklász Ca-tartalma) és ezzel oszcillációs zónás kristály jön létre.

II.71. ábra – Egy gabbróban talált plagioklász homogén kémiai összetételt mutat, vélhetően egyensúlyi kristályosodás során jött létre, míg a jobboldali ábrán egy dácitban lévő plagioklász összetételbeli zónásságot mutat és ezzel a frakcionációs kristályosodásra utal..

Hasonlóképpen történik az olivin kristályosodása is, ebben az esetben azonban viszonylag ritka a zónás kristály, mivel a kristályosodás elején nagyobb esély van a folyamatos egyensúlyi kristályosodásra. A következő példánkban szintén kétkomponensű rendszernél maradunk, azonban itt nem elegykristály található az x-tengelyen.

A diopszid-anortit fázisdiagram némileg különbözik a plagioklász vagy az olivin fázisdiagramjától. A likvidusz görbék a diopszid, illetve az anortit olvadáspontjától indulnak, majd csökkenő hőmérséklettel egy minimum hőmérséklet értéknél találkoznak ott, ahol a rendszer szolidusz vonala is húzódik.

II.72. ábra – A diopszid-anortit kétkomponensű fázisdiagram eutektikus ponttal.

Ezt a minimum hőmérsékleti pontot, ahol a rendszerben lévő összes fázis jelen van, eutektikus pontnak nevezzük. Példánkban XAn=0.7 összetételű kiindulási olvadékunk van, ami 1445oC hőmérsékleten éri el a likvidusz vonalat. Itt indul meg a kristályosodás (b-pont). A kiindulási olvadék helyzete (eutektikus ponttól jobbra található) meghatározza, hogy az első kiválási termék anortit lesz (c-pont). Ahogy csökken a hőmérséklet a rendszerben olvadék és anortit kristály lesz, az utóbbi mennyisége egyre nő, amivel az olvadék összetétele a likvidusz vonalon balra (csökkenő An-tartalommal) tolódik el. 1274oC hőmérsékleten, azaz az F-pontban elérjük az eutektikus pontot, ahol a további kristályosodás során (ekkor a hőmérséklet nem változik) megjelenik a diopszid is. Diopszid és anortit együtt kristályosodik, mégpedig az f-pontnak megfelelő arányban, azaz 41% anortit és 59% diopszid válik ki és ezzel ugyanilyen összetételű olvadék tart egyensúlyt. Mindaddig, amíg a kristályosodás e pontban tart, a hőmérséklet nem változik. A rendszer hővesztését a kristályosodás során felszabaduló hőenergia kompenzálja. A kristályosodás addig tart, amíg a teljes kristályos fázisban az anortit/diopszid arány eléri a 0.7 értéket (XAn=0.7), ami megegyezik a kiindulási olvadék összetételével és innentől kezdve a rendszer teljes mértékben megszilárdul, a „kőzet” anortitból és diopszidból áll. Ezt a kristályosodási sort az alábbi szöveti kép tükrözi:

II.73. ábra – Az ofitos szövetű gabbró keresztezett nikolok melletti mikroszkópos képe azt mutatja, hogy elsőzör a plagioklász kristályok váltak ki, majd ezt követte a klinopiroxén és a végén a két ásványfázis eutektikus összetélben kristályosodott. Ez összehangban van az előző ábrán bemutatott fázisdiagramon ábrázolt történettel.

Amennyiben a kiindulási olvadék az eutektikus ponttól balra helyezkedik el, akkor az első kiválási termék dioszid lesz és ezt követi csak az anortit. Az eutektikus pont tehát egy kitüntetett termodinamikai összetétel sok rendszerben. Ezen a ponton ér véget a kristályosodás. Szilíciumgazdag piroklasztitok (pl. riolitos ignimbritek) esetében például a kőzetüveg szilánkok, amelyek a fejlett maradékolvadék összetételét képviselik gyakran eutektikus összetételt mutatnak, ami az adott magmás rendszerre, az adott kitörésre jellemző. Ezért különböző kitörések termékei az üvegszilánk főelem összetétel alapján sok esetben jól elkülöníthetők, azaz az üvegösszetétel jó korrelációs eszköz. Ez az eutektikus összetétel kisebb nyomáson egy kétkomponensű minimum pontra változik az albit-kvarc-ortoklász rendszerben, ami annyit jelent, hogy a kőzetben nem két földpát, hanem csak egy földpát fázis jelenik meg. A termodinamikai fázisdiagramok és a kőzettani megfigyelések együtt tehát lehetővé teszik a magmafejlődés történetének pontos rekonstruálását.

II.74. ábra – Az albit (Ab)-kvarc (Q)-ortoklász (Or) háromkomponensű rendszerben 1000 MPa nyomáson eutektikus pont jelenik meg, ahol a három fázis adott összetételben kristályosodik állandó – eutektikus – olvadék összetétel mellett. Kisebb nyomáson az eutektikus pont helyett kétkomponensű kotektikus vonalakon megjelenő minimum pont jelenik meg, ahol a kristályosodás befejeződik.

Az albit-kvarc-ortoklász rendszer fzisdiagramja, aminek megalkotása szintén Bowen nevéhez fűződik, elvezet minket a most már a természetes magmás rendszerekhez közelebbi, többkomponensű fázisdiagramokhoz. A bazaltos rendszert például kiválóan leírja a diopszid (klinopiroxén)-anortit (plagioklász)-forszterit (olivin) termodinamikai fázisdiagram. Ezt a rendszert már bonyolultabb a síkban ábrázolni, térben így néz ki:

II.75. ábra – Az anortit (An)-diopszid (Di)-forszterit (Fo) rendszer termodinamikai fázisdiagramja.

Ezen a diagramon balra felismerhetjük a korábbiakban bemutatott anortit-diopszid kétkomponensű fázisdiagramot, amihez hozzájön a diopszid-forszterit rendszer. A tömbdiagramra felülről nézve a likvidusz görbéket látjuk a hőmérséklet izovonalakkal. Ez számunkra hasznos, hiszen ezek a görbék mutatják a kristályosodás kezdetét. A likvidusz görbék találkozása láttuk az előbbi anortit-diopszid rendszerben, hogy eutektikus pontban történhet. Ezt a fenti diagramon is felfedezhetjük (E-pont). E mellett azonban egy másik minimum pont is feltűnik. Az R-pont egy úgynevezett peritektikus pont, amiről Bowen 1922-es munkájában az alábbiak szerint írt: „egy eutektikus rendszerben nincs olyan, hogy egy ásványfázis eltűnjön. Az elsőként kiváló ásványfázishoz adott hőmérsékleten csatlakozik a második fázis, majd következik a harmadik, amíg eljutunk az eutektikus pontba, ahol együtt válik ki az összes fázis mindaddig, amíg a kristályosodás befejeződik. Ettől lényegesen eltérnek azok a rendszerek, amelyben egy korábban kikristályosodott ásványfázis eltűnhet. Ez egy reakció ponton történik”. Ez a pont a peritektikus pont, ahol a jelenlévő egyik ásványfázis reakcióba lép az olvadékkal és ennek eredményeképpen egy másik ásványfázis jelenik meg, miközben a korábban kivált ásványfázis mennyisége csökken, sőt a reakció végighaladtával el is tűnhet. Ilyen peritektikus reakció zajlik a forszterit-kvarc rendszerben. 1557oC-on az olivin reakcióba lép a környező nagyobb szilíciumtartalmú olvadékkal, a kristály rezorbeálódik, és eközben a reakció során ensztatit keletkezik:

Mg2SiO4 + SiO2 = 2MgSiO3 + látens hő

Hasonló peritektikus ponton zajló reakció történik az An-Di-Fo rendszerben is 1307oC hőmérsékleten, ahol Osborne és Tait 1952-es munkája szerint a spinel reakcióba lép és lebomlik, helyette pedig anortit és forszterit kristályosodik tovább. Ez összhangban van azzal a megfigyeléssel, hogy a spinel az olivinnel együtt az egyik legkorábban kiváló kristályos fázis egy bazaltos magmában, de sok esetben nem figyelhető meg bazaltos kőzetben, legfeljebb olivinben zárványként. Ezeket a spinelleket az olivin kristály megvédi a raekciótól, így megőrződnek, azok azonban, amelyek az olvadékkal érintkeznek, lebomlanak és helyettük plagioklász kristályosodik tovább. A lehetséges kristályosodási sort az alábbi háromszögdiagramon követhetjük, ami az előző tömbdiagramból szerkeszthető felülnézetből, azaz csak a likvidusz görbék és a hőmérséklet izovonalak vetületéből.

II.76. ábra – Az anortit (An)-diopszid (Di)-forszterit (Fo) rendszer termodinamikai fázisdiagramja síkba vetítve.

A háromszögdiagramon kirajzolódnak a kotektikus (ahol két szilárd fázis tart egyensúlyt az olvadékkal) likvidusz görbék és a két kitüntetett pont az, 1270oC hőmérsékleten lévő eutektikus pont (E-pont) és az 1317oC hőmérsékleten lévő peritektikus pont (R-pont). A kristályosodó ásványfázisok sorrendjét a kiindulási olvadék összetétele szabja meg. Amennyiben ez az a-pontban van, akkor kezdetben olivin (forszterit) kristályosodik, majd rövidesen, a kotektikus vonalat elérve, csatlakozik hozzá a spinell is. A hőmérséklet csökkenésével elérünk az R-pontba, ahol a spinell reakcióba lép az olvadékkal és a reakció eredményeként plagioklász (anortit) jön létre. A további kristályosodást olivin és plagioklász együttes kiválása jellemzi mindaddig, amíg elérkezünk az eutektikus pontba, ahol a három ásványfázis (olivin, plagioklász és klinopiroxén) együtt kristályosodik tovább az E-pontnak megfelelő összetételben, végül az olvadék teljesen megszilárdul. A b-pontban jelzett olvadékösszetétel esetén nem kristályosodik spinell, hanem a kezdeti olivint, plagioklász és olivin együttes kristályosodása követi, ami után a folyamat az eutektikus pontban ér véget, klinopiroxén (diopszid) megjelenésével. A c-pontban jelzett kiindulási olvadék összetétel esetén az olivin kristályosodását klinopiroxén követi, ami után jelenik meg a plagioklász az eutektikus pontban.

II.77. ábra – Bazaltok egy nikolos mikroszkópos képei és az ebből vélelmezett kiindulási olvadék összetétel. A baloldali fotó a steinbergi bazaltot mutatja, ahol olivin és klinopiroxén fenokristályok figyelhetők meg, míg az alapanyagban a két ásványfázis mellett plagiklász is megjelenik. Vélhetően a kristályosodás az előző ábrán bemutatott c-ponthoz hasonló összetételű szülőmagmából indult. A jobboldali ábra a ság-hegyi bazaltot mutatja, amelyben csak olivin fenokristályok vannak, míg az alapanyagban plagioklász és klinopiroxén jelenik meg. A szülőmagma kémiai összetétele a c- és b-pont között lehetett, de elképzelhető az is, hogy a-pont közeléből indult, aztán az R-pont hőmérséklete után gyorsan csökkent a hőmérséklet és a rendszer hamar elérte az eutektikus pontot, ezzel nem téve lehetővé, hogy az olivin mellett plagioklász fenokristályok is keletkezzenek.

A petrográfiai megfigyelések és a kapcsolódó termodinamikai fázisdiagramok együttes használatával tehát akár azt is elérhetjük, hogy megbecsüljük a kiindulási szülőmagma kémiai összetételét. Ma már számos termodinamikai fázisdiagram segíti a különböző kémiai összetételű magmás rendszerek értelmezését, amelyekbe a hely szűke miatt részletesen ehelyütt nem megyünk be. Mielőtt két fontos differenciációs trenddel megismerkedünk, röviden foglaljuk össze, mik a kristályosodás törvényszerűségei. Tesszük mindezt egy különleges természeti megfigyelés alapján, mégpedig a hawaii Makaopuhi lávató fúrási mintái alapján. A lávató 1965 márciusában alakult ki a Kilauea kalderától délkeletre. Az Amerikai Geológiai Szolgálat (USGS) szakemberei 1965. április 19. és 1966. július 22. között 24 fúrást végeztek és a magminták elemzése alapján körvonalazódott a lávató hűlése során zajló kristályosodás menete.

II.78. ábra – A Makaopuhi lávató helye a Kilauea vulkáni területen. Forrás: USGS Professional Paper 1004 (1977)

II.79. ábra – A Makaopuhi lávató fúrása és a kőzetminták. Forrás: USGS Professional Paper 1004 (1977)

A tudományos eredményeket Thomas Wright és Reginald Okamura foglalta össze 1977-ben, a legfontosabb következtetések az alábbiak voltak:

  1. Az olvadék (lávató) kristályosodása csökkenő hőmérséklet (esetenként csökkenő nyomás) mellett történik

  2. Különböző ásványfázisok jelennek meg e folyamat során (először olivin, aztán klinpiroxén, plagioklász, végül FeTi-oxidok), az ásványfázisok száma növekszik a hőmérséklet csökkenésével

  3. Az ásványfázisok kristályosodása meghatározott sorrendben történik, a kristályosodás során azonban átfedés is megfigyelhető

  4. Az elegykristályok (olivin, klinopiroxének, plagioklász) összetétele folyamatosan változik a hőmérséklet csökkenésével

  5. A maradékolvadék kémiai összetétele szintén változik a kristályosodás előrehaladtával

  6. A kristályosodó ásványfázisok, azok sorrendje és kémiai összetétele függ a hőmérséklettől és az olvadék összetételétől

  7. Az illók és azok nyomása szintén befolyásolhatják a kristályosodás menetét

II.80. ábra – A Makaopuhi lávató fúrásmintáinak vizsgálata alapján kapott fontosabb eredmények a kristályok megjelenésére és kémiai összetétel változására a hőmérséklet függvényében. Forrás: USGS Professional Paper 1004 (1977)

A kristályosodás folyamat tehát jól definiálható szabályszerűségeket követ, amit a termodinamikai megfigyelésekkel, valamint petrográfiai és geokémiai vizsgálatokkal rekonstruálhatók. A frakcionációs kristályosodás során a maradékolvadék összetétele egyre gyarapodik szilíciumdioxidban, egyre fejlettebb kőzettípusok jöhetnek létre. Az 1960-as és 1970-es évek elején végzett kutatások rámutattak arra, hogy bizonyos lemeztektonikai környezetekben jellemző differenciációs trendek jönnek létre, ami az előrehaladó kristályosodás nyomán létrejött kémiai összetételbeli változásban nyilvánul meg. A szubdukciós környezetekben, például az Andok, illetve a Sunda-Banda ív andezit-dácit-riolit kőzetsorozataiban azt figyelték meg, hogy a differenciáció során a fejlett kőzetekben az SiO2 növekedését az alkáliatartalom (Na2O+K2O) növekedése kíséri. Ezzel szemben Ian Carmichael az izlandi Thingmuli kőzetsorozat vizsgálata alapján azt találta, hogy ott nem ez a trend érvényesül, hanem a fejlett kőzetek FeO tartalma nő, az SiO2 koncentráció pedig alig változik. Ilyen kémiai változékonyságot írt le Fenner a grönlandi Skaergaard komplexumban az 1930-as évek elején, ezért ezt a vas-gazdagodási trendet Fenner-trendnek nevezték el. Az alkália gazdagodás irányába mutató trendnek Bowen-trend, más néven mészalkáli trend lett a neve. A mészalkáli elnevezés Peacocktól származik, aki 1931-ben publikált munkájában sorolta be az Észak-Amerikai magmás kőzetek egy részét ebbe a csoportba. Ő úgy gondolta, hogy az úgynevezett ’alkáli-mész index’ (azaz az alkáliák és a CaO relatív mennyisége) alapvető a földpátok elkülönítésében és ezáltal a magmás kőzetek csoportosításában. Peacock alkáli, alkáli-mész, mész-alkáli és Ca-gazdag kőzetcsoportot definiált és innen származik a később elterjedten és sokszor nem megfelelően használt mészalkáli elnevezés. Fontos hangsúlyozni, hogy a modern kőzettanban használt mészalkáli jelző egy differenciációs magmafejlődés kémiai változására utal és nem egy kőzettípusra, továbbá semmiképpen nem használható lemeztektonikai kapcsolat kifejezésére.

Mind a mészalkáli, mind a tholeiites trend szubalkáli magma frakcionációs kristályosodási fejlődéséhez kapcsolódik, mi akkor a különbség oka? A mészalkáli trend nem véletlenül jellemző elsősorban a szubdukciós zónák magmás kőzetsorozataira, mivel ebben a magmafejlődésben jelentős szerepet játszik a kőzetolvadék víztartalma. Ezzel szemben a tholeiites trendek vas-gazdagodási változását már az 1950-es években sekély mélységben végbement, száraz, azaz illókban szegény magmából való kristályosodással magyarázták. Ebben az esetben ugyanis az olivin kristályosodását hamar követi a plagioklász, a reduktív viszonyok miatt pedig az FeTi-oxidok csak később válnak ki. Emiatt, a maradékolvadék vastartalma kezdetben növekszik és csak akkor indul csökkenésnek, amikor megjelennek a vas-titánoxid kristályok. Ezzel szemben, a szubdukciós zónákban már nagyobb nyomáson elkezdődik a kristályosodás, a kőzetolvadék víztartalma nagyobb, ami azt jelenti, hogy a Na-gazdag plagioklászok csak később jelennek meg, viszont az oxidatív környezetben az FeTi oxidok hamarabb kristályosodnak. A plagioklászok közül az illó-gazdag magmából a Ca-plagioklászok válnak ki, ezért a maradékmagma alkália-tartalma növekszik, a vasoxidok kristályosodása miatt pedig a vastartalma csökken. A legújabb kísérleti kőzettani vizsgálatok a vasoxidok szerepét kevéssé támasztják alá, azonban jobban kiemelik a plagioklász kristályosodási körülményeinek fontosságát és ez ismét csak egy klasszikus munkát idéz, mégpedig Yoder és Tilley 1962-ben publikált fázisdiagramját.

A kristályosodás során visszamaradt olvadék kémiai összetételét alapvetően a kiváló ásványfázisok határozzák meg. Yoder és Tilley tholeiites magma kristályosodását szimuláló kísérletei rámutattak arra, hogy a plagioklász megjelenését a magma víztartalma, azaz a kristályosodás nyomása (a nyomás alapvetően befolyásolja az olvadék víztartalmát, csökkenő nyomáson ugyanis a víz oldhatósága csökken, és gázbuborékok formájában kiválik, ezzel csökkentve az olvadék illótartalmát. Nagy nyomáson a magma illó, avagy víztartalma nagyobb). Nagy nyomáson (az ábrán B-trend) a plagioklász jóval később, azaz kisebb hőmérsékleten jelenik meg. Ezzel szemben, kisebb nyomáson, illószegény magmából a plagioklász hamarabb kristályosodik. Ez utóbbi esetben a Ca-gazdag plagioklász kiválása csökkenti a maradékolvadék Al-tartalmát és növeli a vastartalmat. Nagyobb nyomáson azonban a kristályosodás első szakaszában elsősorban olivin, piroxén és amfibol válik ki, amelyek csökkentik a maradékolvadék vastartalmát és erősen növelik az alkália koncentrációját.

II.81. ábra – Yoder és Tilley 1962-ben publikált, kísérleti kőzettani eredményeken nyugvó fázisdiagramja a Kilauea tholeiites bazaltjának kristályosodási körülményeire. A és B különböző nyomáson történő hűlési – kristályosodási – trend.

II.82. ábra – A füzes-tói bazalt mikroszondával készült visszaszórt elektronképén nem a bazaltokra jellemző szöveti kép tárul elénk. A „fenokristályok” nagy része idegen eredetű kristály, ami útközben keveredett be a feltörő bazaltos kőzetolvadékba. Ol=olivin, cpx=klinopiroxén, opx=ortopiroxén, sp=spinell

II.83. ábra – A füzes-tói alkáli bazaltos magma fejlődéstörténetét bemutató petrogenetikai modell Jankovics Éva és munkatársai értelmezésében. A római számok (I-VIII.) a magma fejlődésének fő szakaszait mutatják, az arab számok pedig az egyes fejlődési szakaszok szereplőit (pl. ásványok, kőzetek) jelölik. Az ábra méretarányos. Gt=gránát, sp=spinell, opx=ortopiroxén.

A frakcionációs kristályosodás kétségtelenül az egyik legfontosabb tényező a magmás differenciáció folyamatában, azonban egyre inkább nyilvánvalóvá válik, hogy a magmás folyamatok nem zárt rendszerű folyamatok, a magma ismétlődően kölcsönhatásba lép a környezetével. Ez így van sokszor még a bazaltos magmák esetében, amelyek csupán néhány nap alatt átszelik a földkérget és a felszínre törnek. A balaton-felvidéki bazaltok közül a Bondoró vagy a Füzes-tó bazaltja erre különleges példát ad. A füzes-tói bazalt mikroszondával készült visszaszórt elektronképe (BSE) egy kristályokban gazdag szöveti képet mutat. Túlnyomó részük olivin és klinopiroxén, amelyek gyakoriak bazaltokban, de megjelennek ortopiroxén kristályok is, amelyek körül reakciózóna alakult ki. A kristályok tehát nem olyan megjelenésűek, amit egy bazaltos olvadékból kristályosodó ásványfázisoktól várunk. Jankovics Éva aprólékos vizsgálatai feltárták ennek okát. A bazaltos magma már a litoszféra alsó részén nagy mennyiségű kőzetdarabot sodort magával, amelyek részben szétestek a felnyomuló kőzetolvadékban. További kristályok kerültek a bazaltos magmába a földkéreg és földköpeny határán megakadt, mélyben kikristályosodott bazaltos kőzettestekből, majd a földkéregben megindult az idegen kristályok és a bazaltos olvadék közötti reakció. Bár az olivin kristályok kémiai összetételváltozásából az derül ki, hogy a magma gyorsan a felszínre ért, mégis a teljes kőzet nem egy bazaltos magmát képvisel, hanem bazaltos magma és idegen kristályok keverékét. A teljes kőzet kémiai összetételből tehát nem vonhatunk le petrogenetikai értékelést.

A nyílt rendszerű folyamatok azonban sokkal gyakoribbak a szilíciumgazdag magmás rendszerekben, így különösen az andezitek és dácitok esetében beszélhetünk arról, hogy a teljes kőzet változatos eredetű ásványfázisok (fenokristályok, antekristályok és xenokristályok) keverékéből áll. Mindezt kiválóan demonstrálja a Kárpát-Pannon térség legfiatalabb vulkáni képződménye a csomádi dácit.

II.84. ábra – Egy csomádi dácit vágott felülete kristálygzdag kőzetet mutat, plagioklász, bitotit és amfibol fenokristályokkal. Ezek nagy része azonban nem fenokristály, hanem antekristály, azaz korábban, más összetételű magmából kristályosodott ásványfázis. A nagyobb, fehér színű kristálycsomók egy egykori már közel szolidusz hőmérsékletű granodioritos kristálypép darabjait képviselik.

A csomádi dácitban rendkívül változatos ásványfázisok fordulnak elő, amit Kiss Balázs részletes vizsgálatai alapján sikerült rendszerezni. A leggyakoribb amfibolok és plagioklászok között is van valódi fenokristály, de ugyanabban a kőzetben előfordulnak antekristályok is, amelyek egy korábbi, hosszú időn keresztül fennálló graodioritos kristálypépből származnak. Ugyanennek a kristálypépnek voltak részei a kvarc és káliföldpát kristályok és a biotitok egy része is, továbbá a titanit és cirkon. A kőzetben emellett megjelennek nagy magnéziumtartalmú ásványok is, mint például olivin, klinopiroxén és ortopiroxén. Ezek egyértelműen bazaltos magmából kristályosodtak ki. Összefoglalóan, egyetlen kristályban benne van bazaltos és granodioritos magma anyaga, továbbá egy hibrid dácitos olvadékból kristályosodó ásványegyüttes. A dácit tehát egy többlépcsős keveredéssel alakult ki 8-13 km mélységben lévő magmatározóban.

II.85. ábra – Egy csomádi dácit egy nikollal készített mikroszkópos képe különböző megjelenésű amfibol, plagioklász, biotit és kvarc ásványfázisokkal. A kristálygazdagság és változatos szöveti megjelenés egy komplex, nyílt rendszerű magmafejlődés eredménye.

A magmás differenciáció egy része a magma felemelkedése során zajlik, azonban legfőbb helye a földkéregben kialakuló magmakamra. A magmakamra természetéről a 21. század elején jelentősen megváltozott a felfogás. Korábban úgy vélték, hogy a magmakamra egy kőzetolvadékkal teli üreg, amelyben a kristályosodás történik vagy úgy, hogy a kristályok szuszpenzióban vannak a kőzetolvadékban („klasszikus” felfogás) vagy a magmakamra fala mentén zajlik a kristályosodás, miközben a magmakamra belseje nagyrészt olvadék állapotú, amiben konvekciós áramlások jöhetnek létre. A falmenti kristályosodás modelljét Bruce Marsh dolgozta ki az 1990-es évek második felében. Ennek a lényeges, hogy a kristályosodás a legnagyobb hőmérsékleti gradiens mentén történik, azaz ott, ahol a magma a mellékkőzettel érintkezik. A kristályosodási front kialakulását befolyásolja a magmakamra alakja is, valamint függ attól is, hogy alulról milyen időközönként érkezik újabb magmaanyag. Marsh az úgynevezett megszilárdulási fronton belül a következő részeket különítette el:

  1. Merev kéreg (a kritikus kristályossági foktól - 50-55% - a 100%-os kristályosságig tart. A Hawaii lávatavak esetében ez a kéreg fúrható.)

  2. Kristály-pép zóna (a szuszpenziós zónától az elfogási front választja el. A kristálysűrűség 50-55%-os, a kristályok mozgása erősen korlátozott.)

  3. Elfogási front (a magma viszkozitása itt legalább egy 10-es faktorral növekszik, ezért a kristályok mozgása e határon keresztül erősen korlátozott; nincs elszökés, illetve ülepedés)

  4. Szuszpenziós zóna (itt kezdődik a kristályok nukleációja és növekedése. A kristályok mennyisége <25%. A kristályok szabadon mozoghatnak az olvadékban)

II.86. ábra – A magmakamra természete balra a „hagyományos” felfogásban, jobbra pedig Marsh falmenti kristályosodás modelljével.

A falmenti kristályosodással jellemzett magmakamra modell egy új szemléletet honosított meg, amit 2003-ban egy paradigmaváltás követett. Egy szilíciumgazdag magmatározókkal foglalkozó tematikus konferencián Wes Hildreth terjesztette elő új modelljét, aminek a lényege az volt, hogy a magmakamrákban nincsenek nagy kiterjedésű, összefüggő kőzetolvadék testek, hanem alapvetően kristálypépből állnak. Továbbá, ez a kristálypép tömeg nem egy egyszerű magma benyomulás során alakul ki, hanem többszöri magma utánpótlással fokozatos épül fel, terjeszkedik, növekedik. A földkéreg alsó részén kialakuló szilíciumgazdag magmák, ahogy a felsőkéregbe érkeznek ott, sokkal inkább oldalirányban elnyúlt magmatesteket hoznak létre mintsem háromirányban kiterjedt magmával kitöltött üregeket. Ezekben a teleptelérszerű benyomulásokban a geometria adta lehetőség szerint in situ kristályosodás indul meg. A magmakamrában zajló további folyamatokat Hildreth nyomán a svájci Olivier Bachmann és munkatársai finomították tovább. A konvekciós mozgás egy 30-40%-os kristályossági fokú magmás testben már egyre inkább korlátozott, azaz a kristályok egyre kevéssé tudnak elmozdulni helyükről. Kialakul tehát egy kristálypép állapot, amelyben a részben összeérő kristályok között fejlett kőzetolvadék csapdázódik. A kristályváz saját súlya alatti összetömörödése időszakonként kipréseli a differenciált kőzetolvadékot, ami a magmatározó felső részén halmozódik fel. E folyamat ismétlődésével létrejöhet egy kiterjedt, összefüggő olvadéklencse. Ennek jelentőssége abban van, hogy míg a kristálypép tömeg egy kitörésre nem képes magmaanyagot képvisel, addig a fejlett, szilíciumban gazdag olvadéklencse potenciálisan már elindíthat vulkáni kitörést.

A kristálypép testekből fokozatosan felépülő magmakamrák a cirkon kristályokon végzett kormeghatározás alapján akár 1-2 millió évig is fennállhatnak. Van, amikor szolidusz hőmérséklet közeli állapotban már majdnem kőzetté válnak, de egy újabb magma felnyomulás újramobilizálhatja ezeket a kristálygazdag anyagokat. Adott esetben egy teljes plutoni anyag is jelentős részt újraolvadhat és ez a kristályokban gazdag magmatömeg felszínre törhet. Bachmann és munkatársai szerint a legnagyobb ismert vulkáni kitörés anyaga, a Fish Canyon tufa több mint 5000 köbkilométer térfogatú anyaga egy ilyen pluton-újramobilizálással jött létre.

II.87. ábra – Egy kiterjedt magmakamra modellje az Egyesült Államokbeli Long Valley kaldera alatt Wes Hildreth nyomán.

II.88. ábra – A bükkaljai Bogács közelében előforduló szilíciumgazdag ignimbritek keletkezésére Lukács Réka és munkatársai által kidolgozott magmatározó modell. Az ismétlődő magma felnyomulások kristálypép-kristálypép, kristálypép-olvadék, valamint olvadék-olvadék keveredést idéz elő. Egy friss magmafelnyomulás végül előidézője lehet egy nagy térfogatú magma részvételével jellemzett vulkánkitörésnek. A magmatározó modell kialakítását kogenetikus kőzetekben megjelenő ásványfázisok nagy felbontású, integrált szöveti és ásványkémiai elemzése alapozta meg.

A kristálypép magmakamra modellt a legújabb geofizikai vizsgálatok, szeizmikus tomográfiai modellek is alátámasztják. A földrengéshullámok sebességcsökkenése ugyanis nem olyan mértékű, még az aktív vulkánok alatt sem, ami nagy kiterjedésű, összefüggő kőzetolvadék jelenlétére utalna. A sebesség értékek sokkal inkább összhangban vannak a kristálypép modellel. Ez az egyre gyarapodó, növekvő kristálypépes, alapvetően nyílt petrogenetikai folyamatokkal jellemezhető szemlélet a magmakamra, illetve magmatározó elnevezést is újragondolásra készteti. Az alábbiakban két hasonló szemléletű, de némileg eltérő nevezéktant használó kutatói pár besorolási elvét mutatjuk:

II.89. ábra – Magmakamra és magmatározó elnevezések használata Hildreth és Wilson, illetve Bachmann és Bergantz felfogása alapján.

A magmás differenciáció folyamata tehtá úgy tűnik jóval bonyolultabb, mitn azt korábban gondolták és abban nagy szerepet játszanak a nyílt rendszerű folyamatok, mint az újratöltődés, magmakeveredés, hibridizáció. Ennek vizsgálatában a fő szempontok, illetve kérdések:

  1. A kőzetben megjelenő ásványfázisok egyensúlyban vannak-e a kitörő magmával (kőzetolvadékkal)?

  2. A kőzetben megjelenő ásványfázisok egyensúlyban vannak-e egymással?

  3. Ha nem, akkor mi az eredetük, kogenetikusak-e, ugyanannak a magmás rendszernek a részei?

  4. Milyen folyamatok hozták létre a kőzetszöveti, ásványszöveti jellegeket?

  5. Mi alakította ki az ásványfázisok összetételbeli jellegét, az esetleges kémiai összetételbeli zónásságot?

Mindezeknek a kérdéseknek a megválaszolásához aprólékosan elemezni kell az ásványok megjelenését (alak, kristályperem, zónássági jelleg), valamint a kémiai összetételét. Ehhez a klasszikus optikai mikroszkópos, petrográfiai vizsgálatok, valamint mikroszondás képalkotási vizsgálatok (BSE képek) és kvantitatív mikroszonda elemzések szükségesek.

II.90. ábra – Példa egy kőzet integrált szöveti és geokémiai vizsgálatára (Bükkalja, andezites litoklaszt): a kőzetben rezorbeált, szivacsos megjelenésű plagiklász kristály és sajátalakú ortopiroxén található kőzetüveges alapanyagban. A kőzetüveg riolitos összetételű, amellyel egy 75 mol% anortit tartalmú plagioklász bizonyosan nem tart egyensúlyt, azaz a plagioklászok egy mafikusabb olvadékból kristályosodtak és csak utólag kerültek a szilíciumgazdag olvadékba, ahol visszaoldódtak, felszivacsosodtak. Ezzel szemben az ortopiroxének sajátalakú megjelenése arra utal, hogy egyensúlyi ásványfázisok lehetnek. A 65 mol% ensztatit-tartalom ezzel összhangban van. Az andezites kőzet bizonyára nem képvisel valamikor létező andezites magmát, a benne lévő komponenesek csak a kitörés előtt keveredtek egymással össze. A plagioklászok egy mafikus magmának a részvételét jelzik a magmatározó fejlődésében, a kristályok magmakeveredéssel juthattak a kristályosodó szilíciumgazdag olvadékba. A plagioklászok szilikátolvadék-zárványai megerősítik ezt az értelmezést, mivel összetételük eltér a bezáró kőzetüveg összetételétől, annál mafikusabb jelleget mutat.