IV.2. Elemek geokémiai rendszere, csoportosítása

Az elemek geokémiai eloszlását a Földön számos tényező befolyásolja. Az elemek szerkezeti felépítéséből következő tulajdonságaik alapján jól csoportosíthatók és ez alapot ad a geokémiai osztályozásukra is. Dimitrij Mengyelejev 1869-ben alkotta meg az elemek periódusos rendszerét, ami forradalmi változást hozott a tudományban. A periódusos rendszer elvének hasznossága abban rejlik, hogy az elemek tulajdonsága periodikus összefüggésben van az atomtömegükkel és atomszerkezetükkel. Habár 1869-ben még csak 67 elemet ismertek, a periódusos rendszer alapján meg lehetett jósolni egyes elemek felfedezését, mint például a bór, a szkandium, a germánium azonosítását, sőt tulajdonságát is. Természetszerűen Mengyelejev kezdeti periódusos rendszere is jelentős változáson ment keresztül, mint sok más felfedezés. A periódusos rendszerben az elemek ma már atomszámuk szerint sorakoznak, úgy tűnik ugyanis, hogy tulajdonságaikat leginkább az atommag szerkezetük (protonok és neutronok száma) határozza meg. Az atomtömeget a protonok és neutronok száma határozza meg, az elem tulajdonságai pedig leginkább a protonok számától függ. Egy adott protonszám mellett különböző számú neutron helyezkedhet el az atommagban, azaz egy elemnek különböző izotópja létezik. Az elektronok számát az atomszám határozza meg, az elektronok elhelyezkedése (elektronszerkezet) pedig az elem kémiai tulajdonságait szabja meg. Az elektronszerkezet szabályszerűsége határozza meg az elemek elhelyezkedését az egyes periódusokban. A 4. periódus elemeiben például a 4s, majd a 3d, végül a 4p elektronpályák népesülnek be. A kémiai kötésben a legkülső, lazábban kötött elektronok vesznek részt, azaz azok az elemek, amelyeknek azonos számú elektronja van a legkülső elektronhéjon hasonló tulajdonsággal rendelkeznek. Ezek az elemek egymás alatt helyezkednek el a periódusos rendszerben (pl. Be, Mg, Ca, Sr, Ba, Ra) és egy csoportot alkotnak. Az elemek viselkedését, például a geokémiai rendszerekben jobban megérthetjük, ha ismerjük tulajdonságaikat, mint például ionizációs potenciáljukat (elektronok eltávolításához szükséges energia, azaz kation létrehozása), elektronaffinitásukat (elektron-befogóképesség, azaz anion létrehozása), elektronegativitásukat, töltésüket ionos állapotban, valamint ionsugarukat.

IV.13. ábra – Az elemek periódusos rendszere

Az elemek jelenlegi geokémiai csoportosítása hozzávetőleg követi a periódusos rendszerben elfoglalt helyüket, habár vannak ettől eltérő beosztások is. Az elemek földkéregbeli gyakorisága alapján elkülönítünk főelemeket (átlagos földkéregbeli koncentrációjuk nagyobb mint 1t%, pl. Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, O) és nyomelemeket (azok at elemek, amelyekre érvényes a Henry-törvény; átlagos földkéregbeli koncentrációjuk kisebb mint 1t%, pl. Rb, Ba, Pb, Nb, Zr). A főelemek koncentrációját oxidos formában adják meg, mivel ezek többnyire szilikátok fő alkotóiként jelennek meg a földkéregben, míg a nyomelemek részben a főelemeket helyettesítik, részben statisztikus eloszlásban, laza kötésben vannak a szilárd fázisokban. Emellett megkülönböztethetők az illó elemek, amelyek gáz vagy folyadék fázisban fordulnak elő. Az elemek egy másik csoportosítását Victor Goldschmidt alkotta meg a XX. század első felében (1923). Az osztályozás alapja a meteorit típusokban való megjelenésük, illetve a földövekben való elhelyezkedésük, valamint oxigénhez, illetve kénhez való affinitásuk. Ezek alapján Goldschmidt a következő csoportokat különítette el: sziderofil elemek, amelyek fémes fázisban jelennek meg, a vasmeteoritokban és a földmagban gyakoriak (pl. Fe, Co, Ni, Pt, Au, Mo, Sn, As); kalkofil elemek, amelyeknek nagy a szulfid fázishoz az affinitásuk, a troilitekben jelennek meg (pl. Cu, Ag, Zn, Cd, Hg, Pb, Se, Mo, Pb); litofil elemek, amelyeknek nagy az oxigénhez való affinitásuk, főleg szilikátokban fordulnak elő, a kőmeteoritok, továbbá a földköpeny és földkéreg fő alkotói (pl. Na, K, Rb, Be, Mg, Ca, Sr, Ba, B, Al, Si, Ti, Zr, Th, P, V, Nb, O) és atmofil elemek, amelyek erősen illó tulajdonságúak a földfelszínen és főleg az atmoszférában és a hidroszférában dúsulnak (pl. H, N, O, He, Ne, Ar). A felsorolt példákból látható az is, hogy egyes elemek különböző csoportban is megjelenhetnek. A vas, a kobalt és a nikkel például sziderofil elem, de a földkéregben kalkofil tulajdonságú.

IV.14. ábra – Az elemek csoportosítása Goldschmidt szerint (White, 2001 nyomán)

Az elemek egy másik szempontú csoportosítása a kozmokémiai (kondenzációs, illetve illékonysági) sajátságain alapul. Azokat az elemeket, amelyek magasabb hőmérsékleten kondenzálódnak, mint a Mg-szilikátok és a vas-nikkel ötvözet (kb. 1300-1350oK, 10-4 atm nyomáson), refraktórikus elemeknek nevezik. A kozmokémiai szempontból közepesen illó elemek 690oK és 1300oK hőmérséklet között kondenzálódnak, míg a 690oK alatti hőmérsékleten kondenzálódó elemeket illó elemeknek nevezik.

IV.15. ábra – Az elemek kozmokémiai csoportosítása

IV.16. ábra – Az elemek geokémiai csoportosítása (White, 2001 nyomán, kis változtatással)

Az elemek jelenleg általánosan használt geokémiai csoportosítását a fenti ábra mutatja. Az illó elemek nem kötődnek ásványokhoz és kőzetekhez. A nemesgázok lezárt külső elektronhéja kémiailag semleges tulajdonságot ad, a természetben illékony fázisban jelennek meg. Erre vezethető vissza az is, hogy földi gyakoriságuk igen kicsi. Habár közvetlenül nem kötődnek szilárd fázisokhoz, azok felszínén van der Waals kötéssel adszorbeálódhatnak. Az ún. félig illó elemek részben fluid vagy gáz fázisban jelennek meg (pl. Cl, Br), részben illékony vegyületet formálnak (pl. CO2, SO2). A félig illó tulajdonságra legjobb példa a szén viselkedése: a szén elem formában magas olvadáspontú szilárd fázisban fordul elő (gyémánt, grafit), azonban oxigénnel együtt illékony vegyületet formál (CO2). A halogén elemek külső elektronhéja s2p5, azaz egy elektron befogásával telítődik. Ezért ezek az elemek többnyire anionként fordulnak elő. A klór és a bróm elsősorban a tengervízben koncentrálódik.

Az alkáli és alkáli földfém elemek külső elektronhéján egy vagy két elektron található, amelyek viszonylag könnyen eltávolíthatók. Ezekre a kationokra a kis iontöltés (+1 és +2) és nagy ionsugár (0,118-0,188 nm) jellemző. Ezért az alkáli és alkáli földfém elemeket nagy ionsugarú litofil elemeknek (LILE=large-ion-lithophile elements) vagy más néven kis térerejűnyomelemeknek nevezik. Ezeknek az elemeknek elektronegativitásuk kicsi (<1,0), ezért leginkább ionos kötésben szerepelnek vegyületekben. Mivel az ionos kötés vízben könnyen szétszakad, ezért ezek az elemek vizes oldatokban mobilisak, azaz metamorfózis és mállás során könnyen távoznak a kőzetekből. Kozmokémiai szempontból az alkáli fémek a közepesen illékony elemek közé tartoznak, míg az alkáli földfémek refraktórikus elemek. Szilikátos magmában a nagyobb rendszámú LIL elemek (pl. Rb, Ba, Cs, Sr) inkompatibilisen viselkednek, ami azt jelenti, hogy részleges olvadás, illetve frakcionációs kristályosodás során inkább az olvadékban maradnak, mintsem a szilárd fázisba lépnek be. Ez azzal magyarázható, hogy ionsugaruk olyan nagy, ami meghaladja a bazaltos magmából kiváló szilikátos ásványok még legnagyobb méretű oktaéderes helyét is, azaz energetikailag nem kedvező ezen elemek beépülése a kristályos fázisba. Az alkáli földfémek közé tartozó berillium ionsugara kisebb, mint a szilikátos ásványok oktaéderes helye, azonban főelemet való helyettesítése szintén kedvezőtlen energetikailag, mivel azokhoz képest túl kicsi a méretük. Az alkáli fém lítium ionsugara még összevethető a magnézium és vas ionsugarával, azonban iontöltése kisebb náluk. Ezért ez a két elem is inkompatibilisen viselkedik bazaltos magmás rendszerben. A LIL elemek között a K és Rb egyes izotópjai radioaktívan bomlanak. A 40K izotóp 40Ca és 40Ar izotópra bomlik, míg a 87Rb radioaktív bomlása során 87Sr izotóp keletkezik. Mindkét bomlási folyamatot felhasználják kőzetek kormeghatározási vizsgálatában. A stroncium izotópjainak aránya (87Sr/86Sr) zárt rendszerű magmás folyamatok során nem változik, értékét elsősorban az adott kőzet Rb/Sr aránya és az idő befolyásolja, ezért petrogenetikai jelentőssége igen nagy. A földköpeny 87Sr/86Sr izotóparánya jóval kisebb, mint a földkéregé. Ez azzal magyarázható, hogy a Rb erősebben inkompatibilis a Sr-nál, azaz részleges olvadás során a Rb nagyobb mértékben lép a magmába, mint a Sr. A keletkező magma Rb/Sr aránya tehát nagyobb lesz, mint a megolvadó kőzeté, az olvadás után visszamaradt kőzet Rb/Sr aránya viszont kisebb lesz. A több olvadási folyamaton keresztül ment kimerült felsőköpeny Rb/Sr aránya kicsi, azaz jóval kevesebb radiogén Sr képződik (a 87Sr/86Sr viszonylag alacsony; <0,704), mint a földkéregben (a földkéreg tömege a földköpeny olvadása során képződött magmák kikristályosodásával növekszik), aminek nagy a Rb/Sr aránya (87Sr/86Sr viszonylag magas; >0,707). A tengervíz 87Sr/86Sr aránya a földtörténet során különböző mértékben változott, ami a jelentősebb óceáni kéreg képződési, illetve a jelentősebb orogén tektonikai fázisokkal magyarázható. A berrilium izotópjai közül a 7Be és 10Be kozmikus sugárzás következtében képződik a levegő oxigén és nitrogén izotópjaiból. A 7Be izotóp felezési ideje 53,2 nap, azaz hamar elbomlik, a 10Be izotóp felezési ideje azonban 1,5 millió éIV. Mindkét izotóp mennyiségi változását felhasználják a légköri vizsgálatokban, a kozmikus sugárzás mértékének nyomon követésére. A 10Be izotópnak azonban jelentős geokémiai felhasználása is van. A szubdukciós övezetekben képződő vulkáni kőzetekben ugyanis viszonylag jelentős 10Be izotóp mennyiséget mértek. Mivel ez az izotóp az atmoszférában keletkezik, ezért a földköpeny-eredetű magmába csak úgy juthat be, ha a szubdukció során üledékes anyag kerül a mélybe. A 10Be izotóp ugyanis adszorbeálódik a kontinentális és pelágikus üledékekben, azaz ezekben a képződményekben nagy a 10Be izotóp mennyisége. A szubdukciós zónák vulkáni kőzeteiben mért magas 10Be izotóp mennyiség tehát egyértelmű bizonyítéka annak, hogy a földköpenybe üledékes anyag kerül be az óceáni lemez alábukása során.

A bazaltos magmás rendszerekben szintén inkompatibilisen viselkednek az úgynevezett nagy térerejű nyomelemek (HFSE=high-field-strength elements). Kozmokémiai szempontból ezek mind erősen refraktórikus elemek. Ezeknek az elemeknek nagy az iontöltésük (+4, +5, +6), viszont ionsugaruk kicsi (<0,08 nm), azaz ionpotenciáljuk (=iontöltés/ionsugár) nagy (>2). A Zr, Hf, Nb és Ta mellett bizonyos szempontból ebbe a csoportba tartozik a Ti, a Th és U is (nagy az iontöltésük). Ezen elemek inkompatibilitását az adja, hogy nagy töltésük miatt nem tudják helyettesíteni a főelemeket csak akkor, ha további helyettesítések is történnek. Ez viszont energetikailag nem kedvező. A nagy iontöltésű HFS elemek elektronegativitása nagyobb (1,3-1,6), mint a LIL elemeknek, ami miatt az általuk létesített kötések kovalensebb jellegű. Ezért ezeket az elemeket vizes oldatok nem mobilizálják, koncentrációjuk és elemarányuk alapvetően megmarad metamorf átalakulás és mállást követően is. Ez különösen emeli geokémiai fontosságukat, mivel még többé-kevésbé átalakult idősebb kőzetek esetében is utalnak az eredeti összetételbeli sajátságokra. Az óceáni lemez szubdukciója során az alábukó óceáni lemez dehidratálódik, azaz fokozatosan elvesztí víztartalmát. A HFS elemek azonban immobilis tulajdonságuk miatt nem távoznak el az óceáni lemezből. A szubdukciós övekben megjelenő vulkáni kőzetekben ezért viszonylag kicsi a HFS koncentráció a többi inkompatibilis nyomelemhez (pl. LIL elemek, könnyű RFF elemek) képest. A földköpeny mélyebb részeibe jutó egykori óceáni lemezmaradványok a részben a mag-köpeny, részben az alsó és felső köpeny határán (670 km mélyen) halmozódnak fel. Ezekből a rétegekből indulnak ki az úgynevezett köpenycsóvák, amelyekből származó magmák a forró foltok tűzhányóit táplálják. Ezeknek a vulkáni kőzeteknek viszonylag magas a HFS elem tartalma, ami összhangban van a köpenycsóvák forrásaként szolgáló, HFS elemekben gazdag óceáni lemezmaradványok mélybeli felhalmozódásával.

A HFS elemekhez igen hasonlóan viselkednek a ritkaföldfém (RFF) elemek is. A lantanidák mellett ide sorolható az Y és bizonyos mértékben a Th és U is. Ezeknek az elemeknek elektronegativitása 1-1,2 körüli, ezért ionos kötést létesítenek. A RFF elemek közös tulajdonsága, hogy +3 iontöltésük van, csupán a Ce és Eu szerepelhet más iontöltéssel is (+4, illetve +2) bizonyos oxidációs körülmények között. Az ionos kötés ellenére a RFF elemek kevéssé oldódnak vizes oldatokban, azaz alapvetően immobilisak. Ez elsősorban a viszonylag magas iontöltésükkel és nagy ionpotenciáljukkal magyarázható. A RFF elemek nagyon hasonló viselkedése elektronszerkezeti sajátságaikra vezethető vissza. Az átmeneti fémekhez hasonlóan először a külső s elektronpályájuk töltődik fel. Ezután következik az 5d és alapvetően a 4f pályák feltöltődése. Mivel a külső elektronhéjukon az elektronok száma azonos, ezért kémiailag nagyon hasonlóak. Ionsugaruk a lantántól fokozatosan csökken a lutécium felé, aminek következtében a lantán és közelében lévő RFF elemek erősebben inkompatibilisek, mint a nehéz RFF elemek. Ez utóbbiak (például ytterbium, lutécium, valamint az yttrium) bizonyos ásványok (például gránát) esetében helyettesíthetik az alumíniumot. Az Eu reduktív viszonyok között +2 töltésű kation formájában van jelen. Ebben az esetben hasonlóan viselkedik, mint a Sr és helyettesítheti a plagioklászban a kalciumot. A ritkaföldfém elemek hasonló tulajdonsága, azonban kissé eltérő inkompatibilitása miatt érzékenyen használhatók magmás folyamatok nyomon követésére, a Föld nagyléptékű fejlődésének leírására. A primitív köpeny olvadása során az erősebben inkompatibilis könnyű RFF elemek a nagyobb részarányban léptek a magmába, mint a kevéssé inkompatibilis nehéz RFF elemek. A többszörös magmaeltávozás miatt a kimerült felsőköpeny jellemzően könnyű RFF elemekben szegény kémiai összetételt mutat. A RFF elemek között számos radioaktívan bomló izotóp van. Az izotópgeokémiai vizsgálatokban elsősorban a 147Sm izotóp bomlásából származó 143Nd és a stabil 144Nd izotóp arányát használják fel petrogenetikai vizsgálatokban. A kimerült földköpeny 143Nd/144Nd izotóparánya nagyobb, mint a földkéregé, mivel a Sm kevéssé inkompatibilis a Nd-hoz képest, ezért a részleges olvadás során visszamaradt köpenyanyag Sm/Nd aránya nagyobb lesz, mint a magmák által táplált földkéregé. Emellett bizonyos ásványok (pl. gránát) keletkezési korának meghatározásában is használják a 147Sm-143Nd radioaktív bomlási rendszert. Újabban, az analitikai technika fejlődésével egyre szélesebb körben használják a 176Lu-176Hf radioaktív izotóprendszert is.

A thórium és urán az aktinidákhoz tartozik és részben a HFS, részben a RFF elemekhez hasonló tulajdonságot mutatnak, emellett azonban egyedi tulajdonságaik is vannak. Mindkét elem ugyanis radioaktívan bomló izotópokat (pl. 238U, 235U, 232Th) tartalmaz. A hosszú felezési idejű radioaktív izotópok több rövid életű izotóp keletkezésén keresztül bomlanak stabil ólom izotópokra (206Pb, 207Pb, 208Pb). Ezt a folyamatot széles körben használják a kormeghatározási vizsgálatokban. A Föld korát U-Pb izotópok segítségével határozták meg pontosan, a rövid életű izotópokat pedig a viszonylag recens (0-400 ezer éves) üledékes és magmás folyamatok időbeli lefolyásának vizsgálatában használják. A radioaktív bomlás jelentős hőfelszabadulással jár, az urán és thórium radioaktív bomlása a 40K bomlása mellett a Föld radioaktív energiájának jelentős részét adja. A Föld kialakulásának kezdetén a felszabaduló radioaktív energia még jóval nagyobb volt (kb. hatszorosa a mainak), 4,5 milliárd év alatt azonban jelentősen csökkent a radioaktív izotópok mennyisége. A földkéreg kőzeteiben a radioaktív hőtermelődés jóval nagyobb, mint a földköpenyben, mivel a thórium és urán erősen inkompatibilisen viselkedik bazaltos magmás rendszerben, azaz a magmában dúsulnak. A földköpeny többszöri olvadása során tehát a thórium és urán eltávozik a földköpenyből és a földkéregben dúsulnak. Vízben általában nem oldódnak, azonban az urán oxidatív körülmények között mobilizálódik vizes oldatokban, mivel az U6+ jól oldódó UO22- (uranil) komplexet képez. Ez a folyamat elkülöníti az uránt a thóriumtól.

Az átmeneti fémek első sorozatának nyomelemei (FTSE=First-transition-series-elements) a periódusos rendszerben a negyedik sorban helyezkednek el a szkandiumtól (Sc) a cinkig (Zn). Hasonló tulajdonságuk elektronszerkezeti sajátságaikkal magyarázható. Először ugyanis a 4s2 pálya töltődik fel ebben a periódusban, majd a Sc-tól a Zn-ig a 3d elektronpálya telik meg elektronokkal. Ez azt jelenti, hogy a külső elektronhéjon azonos számú elektron van, kémiai tulajdonságaik tehát sok tekintetben hasonló. Ennek ellenére geokémiai tulajdonságaik változó. Ez elsősorban arra vezethető vissza, hogy az FTS elemek többféle iontöltéssel is megjelenhetnek a természetben, azaz tulajdonságaik részben a környezet oxidációs állapotától is függ. Elektronegativitásuk nagyobb, mint a LIL elemeké, azaz kötésükben erősebb a kovalens jelleg (például szulfidokban). Vízben való oldhatóságuk erősen függ az iontöltésüktől. A magmában szintén különbözően viselkednek. A Ti, a Cu és Zn bazaltos magma esetében inkompatibilis, míg a króm, nikkel és kobalt ebben a rendszerben a legerősebb kompatibilitást mutatja. Ezek a nyomelemek ugyanis könnyen helyettesíthetik a magnéziumot és a vasat, így a kristályosodás során a kezdetben kiváló mafikus szilikát ásványokba (olivin, piroxén, spinell) lépnek be.

A platinafémek (PGE=Platinum-group elements) és nemesfémek csoportja viszonylag ritka elemeket tartalmaz. Ezek tipikusan sziderofil tulajdonságúak, a természetben elsősorban a földmagban dúsulnak. Bizonyos esetekben azonban sziderofil tulajdonságot is mutathatnak, az érclelőhelyeken például szulfidos ásványokban jelenhetnek meg. Magmás folyamatok során az Os, Ir, Ru és Rh kompatibilis tulajdonságúak, a Pt és Pd ezzel szemben inkompatibilis nyomelem. Ha azonban szulfid fázis különül el a szilikátos magmából, akkor a platinacsoport elemei a szulfid fázisba lépnek be. E folyamat során jöhettek létre a viszonylag jelentős PGE koncentrációjú szulfid ércek.

Az előbbiekben ismertetett geokémiai csoportoktól néhány elem azonban különbözik. Ilyen például a bór, a foszfor és az ólom, ami egyik csoportba sem sorolható be teljesen. A bór geokémiai tulajdonságai csak az 1980-as évektől vált ismertté. Ennek egyik oka, hogy kimutatása nem egyszerű analitikai feladat, másrészt koncentrációja a kőzetek nagy részében alacsony. A bór elektronegativitása viszonylag nagy (2,0), azaz kötéseiben viszonylag erős a kovalens jelleg. Leggyakrabban borátok (BO33- és BO45- komplexek) formájában jelenik meg a természetben. A borátok vízben könnyen oldódnak, ezért a bór egyik legfontosabb felhalmozódási helye a tengervíz. A vízben hármas koordinációjú B(OH)3-csoport (bórsav) és a négyes koordinációjú B(OH)4--ion (borát) formájában fordul elő, amelyek arányát a víz pH-tartalma határozza meg. A bór tehát fluid-mobilis tulajdonságú, azaz metamorfózis és mállás során - hasonlóan a LIL elemekhez - könnyen távozik a kőzetekből. A bór koncentrációja a földköpenyben és az alsókéregben nagyon kicsi (<3 ppm), ezzel szemben a szubdukciós övezetekben megjelenő vulkáni kőzetekben viszonylag dúsul (B>10 ppm). Ez azzal magyarázható, hogy a szubdukció során a köpenybe lejutó üledékből és az alábukó óceáni litoszféra lemezből viszonylag jelentős mennyiségű bór távozik a felszabaduló vizes oldatokban és jut be a szubdukálódó lemez feletti köpenyékbe, a mészalkáli magmák forrásterületére. Bazaltos magmás rendszerben erősen inkompatibilis tulajdonságú, hasonlóan a káliumhoz és nióbiumhoz.

A foszfort hagyományosan a főelemekhez sorolják, azonban koncentrációja alapján inkább a nyomelemekhez tartozik. Iontöltése nagy (+5), ami miatt inkompatibilis elem bazaltos magmás rendszerben. Járulékos ásványokban PO43- ion formájában jelenik meg (pl. apatit, monacit).

A ólom geokémiailag nagyon fontos elem, mivel mérgező tulajdonságú és a környezetre jelentős veszélyt jelent. Több izotópja (206Pb, 207Pb, 208Pb) radioaktív bomlás során keletkezik. Az ólom alapvetően kalkofil tulajdonságú elem és sok tekintetben hasonló tulajdonságot mutat, mint a LIL elemek (pl. iontöltése általában +2, ionsugara 0,119 nm). Elektronegativitása azonban közel van a bórhoz (1,9), és ez azt jelenti, hogy a kötéseiben a LIL elemeknél erősebb kovalens jelleg mutatkozik. Vízben többnyire jól oldódik, ami más elemekkel való komplexképző sajátságaival magyarázható. Az ólom a nehéz elemek (rendszám>60) közül a leggyakoribb elem a földkéregben (átlagos koncentrációja 16 ppm). Bazaltos magmás rendszerben közepesen inkompatibilis, hasonlóan a könnyű RFF elemekhez és a stronciumhoz. Az ólom elsősorban az üledékekben dúsul. A szubdukció során a köpenybe kerülő üledékek viszonylag jelentős mennyiségű ólmot szállítanak vissza a földköpenybe. Ezért a szubdukciós zónákban megjelenő vulkáni kőzetekben viszonylag magas az ólom koncentráció.