IV.7. Bevezetés a petrogenetikai modellszámításokba

IV.7.1. Nyomelemek viselkedése magmás folyamatokban: részleges olvadás

A nyomelemek összetétele magmás kőzetekben érzékenyen jelzi azt, hogy milyen folyamatokon mentek keresztül. Ezek közül a legfontosabbak a kiindulási kőzet összetétele, ami részleges olvadást szenved, a részleges olvadás folyamata és a kristályosodás módja. A magmás folyamatok első lépése a részleges olvadás. A vulkánokat tápláló magmák jelentős része 60 km-nél mélyebben keletkezik, a felső köpeny anyagának részleges megolvadásával. Magma akkor képződik, amikor a felső köpeny vagy a földkéreg adott részén a hőmérséklet a kőzetet alkotó ásványok olvadáspontja fölé emelkedik. A természetben a hőmérséklet emelkedése többnyire nem közvetlenül hőátadás miatt történik, hanem közvetetten, a nyomás csökkenése miatt. Ha a mélység függvényében figyeljük a hőmérséklet és a nyomás változását, akkor azt tapasztaljuk, hogy normál körülmények között a hőmérséklet nem éri el azt az értéket, ami a földköpeny peridotit anyagának olvadását eredményezné. Ez magyarázza azt, miért nincs mindenhol vulkáni tevékenység, miért csak jól meghatározott területeken folyik vulkanizmus. Magmaképződés akkor következik be, ha a normál vagy a köpenycsóva felemelkedés miatt némileg magasabb hőmérsékletű köpenyanyag felemelkedik, azaz kisebb nyomás alá kerül. Ebben az esetben a fölköpeny peridotit anyagának szolidusza metszheti az adott nyomásra jellemző hőmérséklet értéket, azaz a geotermát és megindulhat a részleges olvadás. Az, hogy mindez milyen mélységben következik be attól is függ, mekkora a földköpeny hőmérséklete. Köpenycsóva feláramlás esetében már nagyobb mélységben (80-100 km) megindulhat a részleges olvadás, normál hőmérsékletű (1300oC) asztenoszféra anyag azonban csak 40 km-nél sekélyebb mélységben kezd el olvadni. A részleges olavdás mélységét és elindulását a könnyen illók is befolyásolják: már kis mennyiségű víz vagy CO2 is lejjebb viszi a peridotit olvadáspontját, azaz hamarabb elkezdődhet az olvadás. Az olvadás mértéke a földköpenyben, a Föld jelenlegi hőtermelését figyelembe véve, nem haladhatja meg a 20%-t (azaz egységnyi szilárd kőzet 20%-a olvad meg), a Föld korai fejlődési szakaszában azonban az olvadás mértéke jóval nagyobb is lehetett (40-45% - pl. komatiit magmák képződése)

A részleges olvadás két fő típusát különítik el: egyensúlyi és frakcionációs olvadás. Az egyensúlyi olvadás során a képződő magma folyamatosan reagál a megolvadó földköpeny anyagával, azaz folyamatosan egyensúly áll fenn az olvadék és a szilárd fázis között. Végül, amikor a mechanikai körülmények megengedik a magma elhagyja az olvadás színterét és kisebb sűrűsége miatt felfele kezd nyomulni. A frakcionációs olvadás során egyszerre csak kis térfogatú olvadék keletkezik, ami rögvest elhagyja az olvadás helyét. A felszálló magmacsomagok végül feljebb összeállnak és haladnak tovább a földkéreg felé. Az olvadás folyamata mindkét esetben történhet modálisan és nem-modálisan. Az első esetben az ásványok olyan részarányban olvadnak meg, amilyen arányban a szilárd kiindulási kőzetben szerepeltek. A másik esetben eltér a kiindulási kőzet modális összetétele és az olvadékba lépő ásványok viszonylagos mennyisége, azaz a kisebb olvadáspontú ásványok hamarabb és nagyobb részarányban olvadnak meg (például a klinopiroxén és a gránát hamarabb és nagyobb mértékben olvad meg, mint az olivin vagy az ortopiroxén)

Az ásvány/olvadék megoszlási együtthatók és a részleges olvadás típusainak ismeretében a nyomelemek koncentrációváltozása az olvadási folyamat során számszerűen is megadható. Ehhez a következő paramétereket használjuk fel:

Nyomelem koncentrációja:

Cli = i elem koncentrációja az olvadékban

Co,si = i elem koncentrációja a kiindulás kőzetben

CRSi = i elem koncentrációja az olvadás után visszamaradt szilárd kőzetben

Nyomelem megoszlási együtthatója:

Dα/li = i elem α ásványfázisra vonatkoztatott megoszlási együtthatója

Doi = i elem teljes megoszlási együtthatója a megolvadó kőzet kiindulási ásványfázisaira vonatkoztatva

Poi = i elem teljes megoszlási együtthatója az olvadékba lépő ásványfázisokra vonatkoztatva

DRSi = i elem teljes megoszlási együtthatója az olvadás után visszamaradt kőzet ásványfázisaira vonatkoztatva

Olvadás mértéke:

F = magma (t%) / megolvadó kőzet (t%)

Ásványok részaránya:

X o/αi = α ásványfázis viszonylagos mennyisége a megolvadó kiindulási kőzetben

X l/αi = az olvadékba lépő α ásványfázis viszonylagos mennyisége

X RSi = α ásványfázis viszonylagos mennyisége az olvadás után visszamaradt kőzetben

A számolásokhoz a következő matematikai egyenletek nyújtanak segítséget:

Modális egyensúlyi olvadás:

Nem-modális egyensúlyi olvadás:

Nem-modális frakcionációs olvadás:

Nézzünk ezek után néhány példát, hogyan használhatók ezek az egyenletek? Először vizsgáljuk meg a kompatibilis elemek viselkedését részleges olvadás során. Bazaltos rendszerben kompatbilis elem például a króm, a nikkel és a kobalt. A króm koncentrációja a földköpenyben 3000 ppm körül van. Egy átlagos spinell-lherzolit és gránát-lherzolit modális összetétele (%-ban) a következő (Kostopoulos és James, 1992):

spinell-lherzolit

gránát-lherzolit

olivin

57

60.1

ortopiroxén

25.5

18.9

klinopiroxén

15

13.7

spinell

2.5

gránát

7.3

Ha az olvadás nem-modális, akkor ezek az ásványok a következő részarányban (%-ban) lépnek be az olvadékba (Kostopoulos és James, 1992):

spinell-lherzolit

gránát-lherzolit

olivin

1.21

1.3

ortopiroxén

8.06

8.7

klinopiroxén

76.37

36

spinell

14.36

gránát

54

Ezek után következhet a számolás! Először a króm megoszlási együtthatóit kell kiszámolnunk. Ehhez azonban ismernünk kell a króm ásvány/olvadék megoszlási együtthatóit. McKenzie és O’Nions (1991) munkája alapján ezek a következők:

olivin

ortopiroxén

klinopiroxén

gránát

spinell

0.3

1.5

3

5.5

300

A teljes megoszlási együtthatók a következők: spinell-lherzolit esetében 8,5035, gránát-lherzolit esetében pedig 1,2763. A jelentős különbség oka az, hogy a króm erősen kompatibilis a spinellre nézve. Ha az olvadás nem-modális, akkor az olvadékba lépő ásványfázisokra számolt teljes megoszlási együttható: spinell-lherzolit esetében 45,496, gránát-lherzolit esetében pedig 4,1844.

A króm koncentrációja ppm-ben kifejezve a keletkező magmában, különböző típusú olvadás esetén (a jelek a 14. ábrára vonatkoznak):

Olvadási mód:

F:

Cr

Olvadási mód:

F:

Cr

Olvadási mód:

F:

Cr

spinell-lherzolit forráskőzet, modális egyensúlyi olvadás

0.01

356

spinell-lherzolit forráskőzet, nem-modális egyensúlyi olvadás

0.01

372

spinell-lherzolit forráskőzet, frakcionációs olvadás

0.01

362

0.03

362

0.03

418

0.03

384

0.05

369

0.05

478

0.05

409

0.10

387

0.10

740

0.10

501

0.15

407

0.15

1640

0.15

701

0.20

428

gránát-lherzolit forráskőzet, nem-modális egyensúlyi olvadás

0.01

2411

gránát-lherzolit forráskőzet, frakcionációs olvadás

0.01

2380

gránát-lherzolit forráskőzet, modális egyensúlyi olvadás

0.01

2356

0.03

2541

0.03

2444

0.03

2366

0.05

2686

0.05

2513

0.05

2376

0.10

3132

0.10

2717

0.10

2403

0.15

2429

0.20

2457

A következő ábrán a részleges olvadás mértékének függvényében ábrázoltuk a Cr koncentráció változását. Ezek alapján három fontos megállapítást tehetünk:

  • Az elsődleges mafikus magmákban a króm koncentrációja attól függ, hogy milyen mélységben történt a részleges olvadás, azaz spinell-lherzolit vagy gránát-lherzolit kőzet olvadt meg.

  • A króm koncentrációja adott forráskőzet esetében alapvetően független az olvadás típusától, csupán nagy mértékű olvadás esetében változik koncentrációja.

  • A króm koncentrációja nem túl nagy mértékű (<10%) részleges olvadás esetében független az olvadás mértékétől.

Mindezek a megállapítások közül a második és a harmadik minden erősen kompatibilis nyomelemre (pl. Ni, Co) fennáll. Az első megállapítás oka az, hogy a Cr megoszlási együtthatója erősen különbözik a spinell és a gránát esetében.

IV.37. ábra – A króm koncentráció változása különböző típusú olvadás esetében.

A következő - hasonló számolás sorozat után - az erősen inkompatibilis lantán koncentráció változását mutatja különböző típusú olvadás esetében. A lantán becsült koncentrációja a felső köpenyben 0,21 ppm (McKenzie és O’Nions, 1991). Ennek az ábrának a tanulmányozása után is értékes következtetéseket vonhatunk le nemcsak a lantán, hanem általában az erősen inkompatibilis elemekre (pl., Rb, Ba, Nb, Th stb.) vonatkozóan:

  • A lantán koncentrációja felső köpeny kőzet megolvadásából származó elsődleges mafikus magmákban független attól, hogy milyen mélységben történt az olvadás, azaz spinell-lherzolit vagy gránát-lherzolit kőzet olvadt meg.

  • A lantán koncentrációja független attól, hogy milyen típusú volt az olvadás, azaz modális vagy nem-modális, illetve csak igen kis koncentráció különbség figyelhető meg nagyon kis mértékű (<1%) olvadás esetében az egyensúlyi és frakcionációs olvadás között.

  • A La koncentrációja az elsődleges magmában erősen függ az olvadás mértékétől. Kis mértékű olvadás esetén a kiindulási kőzet koncentrációjának többszöröse lesz a lantán mennyisége a keletkező olvadékban, 10% fölött azonban már nincs jelentősebb különbség és a La értéke közelít a kiindulási kőzet koncentráció értékéhez.

IV.38. ábra – A lantán koncentráció változása különböző típusú olvadás esetében.

Végül a következő ábra a ritkaföldfém tartalomban való koncentrációváltozást mutatjuk be spinell-lherzolit és gránát lherzolit forráskőzet esetében. A megfigyelések most a következők:

  • Spinell-lherzolit forráskőzet növekvő mértékű olvadása során az össz-ritkaföldfém tartalom – mind a könnyű, mind a nehéz RFF elemek koncentrációja hasonló mértékben – csökken.

  • Gránát-lherzolit forráskőzet növekvő mértékű olvadása során a könnyű és nehéz ritkaföldfémek frakcionálódnak, azaz a könnyű RFF elemek koncentrációja csökken, míg a nehéz RFF elemek koncentrációja közel állandó marad. Ez azt jelenti, hogy kis mértékű olvadás esetében a képződő magma La/Yb aránya nagy lesz, ami a kiolvadás mértékének növekedésével csökken. Ez azzal magyarázható, hogy az ytterbium kompatibilis a gránátra vonatkozóan, azaz a magmás rendszerben csak közepesen inkompatibilisen viselkedik. Ez a megállapítás általánosan is igaz tehát, ha egy erősen és egy közepesen/gyengén inkompatibilis nyomelem arányát vizsgáljuk a részleges olvadás folyamatában.

  • Továbbá, a könnyű és nehéz RFF elemek (erősen inkompatibilis/gyengén-közepesen inkompatibilis nyomelemek) aránya erősen különbözik kis mértékű olvadás (<10%) során spinell-lherzolit, illetve gránát-lherzolit esetében.

IV.39. ábra – A ritkaföldfém koncentráció változása különböző típusú olvadás esetében kondritra normált sokelemes diagramon.

IV.40. ábra – A La/Yb arány változása különböző típusú forráskőzet esetében.

IV.7.2. Nyomelemek viselkedése magmás folyamatokban: frakcionációs kristályosodás

A részleges olvadás során a keletkező magma a peridotitnál kisebb sűrűsége miatt felfele hatol. A felhajtóerő egészen a földköpeny-földkéreg határig hajtja, ahol a sűrűség különbség megszűnik, hiszen a földkéreg sűrűsége jóval kisebb a földköpeny peridotit anyagánál. A földköpeny-eredetű magmák jelentős része ezért nem is éri el a felszínt, hanem a földköpeny-földkéreg határon megreked, és ott kristályosodik ki. A magmák egy része, főleg a kis térfogatú, illó elemekben gazdag magmák a földkérget is gyorsan átszelik, míg a kicsit lomhábbak megállnak a földkéregben és kitörés előtt magmakamrában pihennek meg. Vannak magmák azonban, amelyek nem mennek tovább a magmakarából, hanem helyben kristályosodnak ki. Így alakulnak ki a mélységi magmás kőzetek. Amikor a magma felfele nyomul vagy megáll a magmakamrában, hőmérséklete csökkenni kezd és megkezdődik a kristályosodása. A kristályosodás folyamata, hasonlóan az olvadáshoz két különféle módon mehet végbe: (1) egyensúlyi kristályosodás során az olvadékból kiváló ásványegyedek folyamatos kémiai egyensúlyt tartanak az olvadékkal, azaz homogén összetételű kristályok keletkeznek. (2) frakcionációs kristályosodás során az olvadékból kiváló kristályegyed rövid egyensúlyi szakaszt követően fizikailag elkülönül a kristályosodás helyétől, azaz a vele egyensúlyt tartó magmától és egy más összetételű magmával kerül fizikai, majd kémiai kapcsolatba. Ezt a folyamatot az úgynevezett Rayleigh-törvény (Rayleigh-frakcionáció) írja le. A kristályosodás továbbfolytatódása esetén egy némileg különböző összetételű darab növekedik a kristályon, azaz zónás összetételű ásványok keletkeznek. Az elkülönülés oka lehet sűrűségbeli különbség, gravitációs lemerülés vagy felfele mozgás vagy okozhatja a magmakamrában zajló konvekció is (ún. konvektív frakcionáció). A természetben gyakoribb a frakcionációs, mint az egyensúlyi kristályosodás folyamata. Az elmúlt bő egy évtizedben azonban újabb elméletek születtek arra vonatkozóan, hogyan történik a kristályosodás a magmakamrában és hogyan történik a kristály-magma elkülönülés. A magmakamra és a vele érintkező kőzetegység között jelentős hőmérsékleti különbség van, aminek következtében egy lényeges hőmérsékleti gradiens (jelentős hőmérsékletváltozás kis távolságban) alakul ki a magmakamra szegélyi zónájában. A kristályosodás tehát itt, a magmakamra fala mentén zajlik, ahol egy úgynevezett ’kristálykása’ zóna alakul ki. Ennek helyzete alapvetően attól függ, hogy milyen a magmakamra alakja. Ha horizontálisan megnyúlt, akkor a kristálykása zóna a magmakamra alsó és felső részén alakul ki. Ha azonban a magmakamra meglehetősen vastag, akkor ez inkább az oldalsó szegélyeken jön létre. Ezt a kristályosodási módot Langmuir (1989) javaslatára in-situ kristályosodásnak nevezik. Az in-situ kristályosodás folyamata némileg eltér a frakcionációs kristályosodásétól. A kristályok között lévő maradékolvadék, aminek az összetétele akár jelentősen eltérhet a magmakamra belsejében lévő olvadékétól vagy kisebb sűrűsége miatt feláramlik a magmakamra fala mellett (ekkor a magmakamra tető zónájában egy sűrűségszerint elkülönült Si-gazdag magma halmozódhat fel), vagy nem tud kiszabadulni a sűrű kristálykása zónából. A kristálykása zóna és a magmakamra belseje között egy úgynevezett megszilárdulási zóna jön létre, ahol szabadabb az olvadékmozgás.

A részleges olvadáshoz hasonlóan, a kristályosodás folyamata is követhető a nyomelemek koncentrációváltozásának segítségével. A számolásokhoz ugyanazok a paraméterek használhatók, mint a részleges olvadás esetében definiáltak, ami mellett még a következők szükségesek:

Nyomelem koncentrációja:

Co,li = i elem koncentrációja a kiindulás magmában (ez alapesetben, ha az elsődleges magmából indulunk ki, akkor megegyezik Cli értékével)

Csci = i elem koncentrációja a kumulátum fázisban

Cfi = i elem koncentrációja a megszilárdulási zónából visszatérő olvadékban

CLi = i elem koncentrációja a magmában in-situ kristályosodás esetén

Kristályosodás mértéke:

f = maradékmagma (t%) / kiindulási magma (t%)

f = a megszilárdulási zónában lévő maradékmagma mennyisége

fT = a kristálykásában visszamaradó (csapdázódó) magma mennyisége

fA = a magmakamra belsejébe visszatérő maradékmagma mennyisége

a kristályosodás előrehaladtát tehát a maradékmagma részarányával mérjük. A kristályosodás növekvő mértékét a csökkenő f (maradékmagma arány) jelzi. In-situ kristályosodás esetében fT + fA = f

Ásványok részaránya:

X αi = az α ásványfázis viszonylagos mennyisége a kikristályosodó szilárd fázisban

Magmafluxus a megszilárdulási zóna és a magmakamra belseje között:

dMI = a megszilárdulási zóna felé történő magmafluxus

dMA = a megszilárdulási zónából a magmakamra belseje felé történő magmafluxus

Mo = a magmakamrában lévő teljes magma mennyiség

ML = a magmakamrában lévő összes maradékmagma mennyiség

Ezek után lássuk a számoláshoz szükséges matematikai összefüggéseket!

Egyensúlyi kristályosodás:

Frakcionációs kristályosodás:

In-situ kristályosodás:

Ha a magma és a kristálykása (kumulátum) zóna egy zárt rendszert képvisel, akkor az olvadékáramlás a magmakamrában a megszilárdulási zóna felé és onnan kiáramló magmafluxus különbsége:

dML = dMA – dMI = dMI · (fA-1), mivel dMA = fA · dMI

az i elem magmabeli és a magmatestbe visszatérő olvadékban lévő koncentráció hányadosa legyen:

E = Cfi / CL

E értéke a megoszlási együtthatótól és a megszilárdulási zónában való kristályosodás módjától függ. Ha ez az utóbbi egyensúlyi kristályosodás, akkor:

A továbbiakban terjedelmi okok miatt, csak a frakcionációs kristályosodás folyamatával foglalkozunk kicsit részletesebben. Általánosságban, az in-situ kristályosodás során kevésbé gazdagodnak az inkompatibilis nyomelemek és kevéssé szegényednek a kompatibilis nyomelemek, mint a frakcionációs kristályosodás folyamatában. Ha f nagyon kicsi, azaz a kristályosodás a kristálykása zónában szinte teljesen végbemegy, akkor a magma összetétele közel állandó marad. Az f minél inkább közelít 1-hez (azaz nincs kristályosodás a kristálykása zónában), annál inkább közelít a rendszer a frakcionációs kristályosodás folyamatához. Hogyan viselkednek a kompatibilis és inkompatibilis nyomelemek a frakcionációs kristályosodás során? Erre is nézzünk példát! Induljunk ki egy gránát-lherzolit 5%-os olvadásával keletkezett magmából. Ennek a magmának az összetétele a következő (nyomelemek ppm-ben kifejezve):

La

3.60

Nb

6.37

Zr

75

Cr

2376

A lantán és nióbium erősen inkompatibilis nyomelem, a cirkónium közepesen inkompatibilis, míg a króm erősen kompatibilis. A mafikus magma kristályosodása során először olivin, majd klinopiroxén és plagioklász válik ki. A kikristályosodó ásványok egymáshoz viszonyított részaránya (tömegszázalékban kifejezve) a következő:

olivin

40

klinopiroxén

40

plagioklász

20

Szükségünk van még az adott elemek ásványokra vonatkoztatott megoszlási együtthatójára is, amit a szakirodalomból (pl. Bacon és Druitt, 1988) vagy internetes adatbázisokból nézhetünk ki (pl. http://earthref.org/GERM/):

olivin

klinopiroxén

plagioklász

La

0.0013

0.05

0.07

Nb

0.005

0.05

0.01

Zr

0.015

0.17

0.07

Cr

4

1.7

0.04

Ezek után már csak számolnunk kell! A vizsgált elemek teljes megoszlási együtthatója a feltüntetett adatok alapján a következő:

La

0.03452

Nb

0.024

Zr

0.088

Cr

2.288

Mindez tükrözi a korábban elmondottakat, miszerint a antán és nióbium erősen inkompatibilis nyomelem, a cirkónium ezeknél némileg kevésbé inkompatibilis, míg a króm erősen kompatibilis sajátságú. A következőkben számoljuk ki ezen elemek koncentrációját, ha a kristályosodó ásványfázisok részaránya 10, 40, 60, illetve 80% (f=0.9, 0.6, 0.4, 0.2). Meg kell azonban jegyezni, hogy a példa igen számtani, mint földtani gyakorlat, ugyanis ilyen összetételű ásványkiválás a kristályosodás csupán egy rövidebb szakaszában (mondjuk f=0.9-0.75) zajlik, amit újabb ásványok kiválása követ. A frakcionációs kristályosodás képletét használva a maradékmagmában a következő koncentráció értékeket kapjuk:

f:

0.9

0.6

0.4

0.2

La

3.99

5.90

8.72

17.03

Nb

7.06

10.49

15.58

30.65

Zr

82

119

172

324

Cr

2075

1231

730

299

Ezek a koncentráció értékek tükrözhetik annak a kőzetnek a kémiai összetételét, ami 90, 60, 40 vagy 20% részarányú maradékmagma megszilárdulásával jött létre (pl. differenciált bazalt, andezit, dácit, trachit kőzetek). Ahhoz, hogy általános következtetéseket levonjuk a frakcionációs kristályosodás során történő nyomelem összetétel változására, ismét ábrázoljuk ezeket az adatokat. A 18. ábrán az erősen inkompatibilis La és az erősen kompatibilis Cr koncentrációváltozását figyelhetjük meg a kristályosodás előrehaladtával (f csökkenésével). A lantán koncentrációja exponenciálisan növekszik, azaz a lantán egyre jobban dúsul a maradékolvadékban, míg a Cr koncentrációja exponenciálisan csökken, azaz a maradékmagma egyre inkább kimerül krómban. Ennek a magyarázata az, hogy a korán kristályosodó mafikus ásványfázisok beépítik kristályrácsukba a kompatibilis nyomelemeket (pl. a nikkelt és a krómot), ezzel elvonva őket a magmából, míg az inkompatibilis nyomelemek méretük vagy töltésük miatt nem tudnak ezekbe az ásványfázisokba belépni, ezért a maradékmagmába dúsulnak fel. Egy kogenetikus, komagmás kőzetsorozat esetében tehát a bazaltok kompatibilis elemekben (pl. Ni, Cr) viszonylag gazdagok, inkompatibilis nyomelemekben (pl. La, Nb, Rb, Ba) a kiindulási magma összetételétől függően viszonylag szegények, míg a differenciált kőzetekben fordított a helyzet.

IV.41. ábra – Az erősen inkompatibilis La és az erősen kompatibilis Cr koncentrációváltozását figyelhetjük meg a kristályosodás előrehaladtával (f csökkenésével). A kőzetnevek hozzávetőleg jelzik az adott kristályosodási foknak megfelelő kőzetet.

A következő ábrákon a mecseki alsókréta vulkáni kőzetsorozat geokémiai változékonyságára és annak lehetséges petrogentikai magyarázatára mutatunk be példát. A kőzetsorozat bazaltos és fonolitos kőzetekből épül fel és a keleti Mecsek területén bukkan a felszínre (Harangi, 1993; 1994). Az első ábrán a nikkel koncentrációváltozását figyelhetjük meg az SiO2 függvényében:

IV.42. ábra – A Ni koncentrációváltozása az SiO2 tartalom függvényében a mecseki alsókréta vulkáni sorozaton belül.

A nikkel nulla (azaz értéke a kimutatási határ alatti) és 250 ppm között változik és az SiO2 értékének növekedésével koncentrációja rohamosan csökken. Mindez összhangban van a frakcionációs kristályosodási folyamat által előidézett változással: ahogy az olivin kristályosodása elkezdődik, a nikkel koncentrációja a maradékmagmában erősen lecsökken. A közel 250 ppm nikkel tartalmat mutató két kőzet összetétele feltehetően közel áll az elsődleges magma összetételéhez, mivel részleges olvadás során a nikkel koncentrációja a keletkező olvadékban 250-350 ppm, függetlenül az olvadás mértékétől. Az ábráról az is leolvasható, hogy még a bazaltos kőzeteken belül is viszonylag jelentős a nikkel koncentráció változás. Ez a különböző mértékű olivin kristályosodással magyarázható.

A bárium inkompatibilisen viselkedik bazaltos magmában. A következő ábra azt mutatja, hogyan változik koncentrációja egy bazalt-fonolit sorozatban:

IV.43. ábra – A Ba koncentrációváltozása az SiO2 tartalom függvényében a mecseki alsókréta vulkáni sorozaton belül.

A bárium koncentrációja kezdetben nő, ami összhangban van azzal, hogy nincs olyan ásványfázis, amibe betudna lépni, azaz inkompatibilisen viselkedik és a maradékmagmában dúsul. A magmafejlődés során azonban értéke hirtelen csökkenni kezd. Ez azzal magyarázható, hogy elkezdődött egy olyan ásványfázis kristályosodása, ami már befogadta a báriumot. Ez az ásványfázis például az alkáli földpát, ami megtalálható a fonolit kőzetekben, azaz a bárium ebben a rendszerben már kompatibilisen viselkedett. A következő ábra a bazaltos rendszerben szintén erősen inkompatibilis tórium koncentrációváltozását mutatja a bazalt-fonolit kőzetsorozatban:

IV.44. ábra – A Th koncentrációváltozása az SiO2 tartalom függvényében a mecseki alsókréta vulkáni sorozaton belül.

A tórium értéke fokozatosan növekszik, törés nélkül, a bazalt kőzetektől a fonolit kőzetekig, ami azt jelenti, hogy a tórium végig a kristályosodás során inkompatibilis volt, azaz nem vált ki a magmából egy olyan ásványfázis sem (pl. cirkon, allanit, monacit), ami kristályába építette volna.

Végül, még egy kérdést feltehetünk: milyen folyamat okozta a bazalt-fonolit sorozat geokémiai összetétel változását. Ezt legérzékenyebben az inkompatibilis nyomelemek arányai jelzik (Harangi et al., 2003):

IV.45. ábra – A mecseki alsókréta vulkáni sorozat kialakulásának petrogenetikai modellen alapuló értelmezése (Harangi et al., 2003)

Az előző fejezetekben ismertetett petrogenetikai modellszámítások alapján a bazaltok elsődleges magmái gránát-peridotit földköpeny kőzet különböző mértékű (4-6%-os) részleges olvadásával keletkeztek. Ezek a magmák frakcionációs kristályosodása vezetett részben a differenciált bazaltok, illetve a fonolitok kialakulásához.

IV.7.3. Nyomelemek viselkedése magmás folyamatokban: egyéb petrogenetikai folyamatok (asszimiláció, magmakeveredés)

Az előző fejezetekben ismert magmás folyamatok zárt rendszerben zajlottak, azaz a magmával érintkező mellékkőzet kémiailag nem befolyásolta a geokémiai változásokat, továbbá a kialakuló, majd kristályosodó magma nem keveredett újabb magmatömeggel. A természetben azonban valószínűbbek a nyílt rendszerű folyamatok. A kristályosodás során például hő szabadul fel, ami elősegítheti, hogy a magmával érintkező mellékkőzet egy része asszimilálódjon (beleolvadjon) a magmatestbe (Bowen, 1928; DePaolo, 1981). Ezt a folyamatot egyidejű asszimiláció és frakcionációs kristályosodási folyamatnak nevezik (AFC=Assimilation and Fractional Crytsallization). A nyomelemek ebben az esetben a következőképpen változnak:

Abban az esetben, ha r értéke kicsi (azaz az asszimiláció csak kis mértékű a frakcionációs kristályosodás fokához viszonyítva; r<0,2), akkor az inkompatibilis nyomelemek hasonlóképpen viselkednek, mint a frakcionációs kristályosodás során. A kompatibilis nyomelemek viselkedése függ a beolvadó kőzetben lévő mennyiségüktől. Ha viszonylag nagyobb a koncentrációjuk, mint a magmában, akkor a kompatibilis nyomelem csökkenése nem lesz olyan jelentős mértékű, mint a frakcionációs kristályosodás során. Ha az r értéke nagy, azaz jelentős mértékű az asszimiláció, továbbá a beolvadó kőzetben a nyomelemek koncentrációja viszonylag alacsony, akkor némileg eltér az erősen, illetve gyengébben inkompatibilis nyomelemek gazdagodási sebessége a maradékmagmában.

A nyílt rendszerű magmás folyamatok másik jellemző formája, amikor egy magmakamrába egy újabb magmatömeg érkezik és a friss magma keveredik a már kristályosodó magmával. Ebben az esetben aszerint változik meg a kevert (hibrid) magma összetétele, hogy a két magmakomponens milyen kémiai összetételű volt:

Tovább bonyolítja a helyzetet, amikor a magmakeveredés során a magmakamrában lévő olvadék egy része elhagyja a magmakamrát, azaz vulkáni kitörés következik be Ezt a folyamatot RTF folyamatnak nevezik (RTF=refilled, tapped and fractionated; O’Hara, 1977; O’Hara és Matthews, 1981), ami magma utántöltődést, periodikus olvadékeltávozást jelent egy folyamatosan frakcionálódó magmakamrában. Tegyük fel, hogy minden ciklusban, a magmakamrába bejutó friss olvadék mennyisége megegyezik a kristályosodás során eltűnő magma (C) és a magmakamrát elhagyó (T), azaz a vulkáni kitörésben részt vevő magma mennyiségével (=C+T). Frakcionációs kristályosodási folyamatot feltételezve a következő módon alakul ekkor a nyomelemek koncentrációja:

ahol Cissl az i elem koncentrációja a többszöri utántöltődés során állandósuló (steady-state) magmában, Cio az i elem koncentrációja a magmakamrába benyomuló friss, elsődleges magmában, X a frakcionációs kristályosodás során kikristályosodó magma (azaz a kristályosodás során felemésztődő magma) tömegaránya, T a magmakamrából távozó (azaz a

vulkáni kitörésben részt vevő) magma tömegaránya, D pedig az i nyomelem teljes megoszlási együtthatója. A folyamat során feltételezzük, hogy X, T és D állandó. Ha X + T =1, azaz a magmakamra kiürül az új magma benyomulása előtt, akkor megkapjuk a frakcionációs kristályosodás egyenletét:

ahol f = 1 – X.

A számolás során a T értékét kell rögzíteni (pl. T=0.1) és a Cissl értéket különböző X (1-f) értékre adjuk meg (Rollinson, 1993):

IV.45. ábra – RTF folyamat modellezése: i elem koncentrációjának relatív dúsulása a többszöri utántöltődés során állandósuló (steady-state) magmában

Az RTF folyamat során az inkompatibilis nyomelemek koncentrációja kisebb mértékben növekszik, mint a frakcionációs kristályosodás során, a kis-közepes mértékben kompatibilis nyomelemek (D=2) koncentrációja pedig egy közel állandó értékre áll a kristályosodás jelentős szakaszában.

IV.7.4. Magmás kőzetek kémiai összetétele különböző tektonikai környezetekben

A magmás kőzetek kémiai összetételét a zárt és nyílt rendszerű folyamatokon túl még egy fontos paraméter határozza meg: a megolvadó forráskőzet jellege. A földköpeny felső részét alkotó peridotit kőzetek kémiai összetétele különböző lehet aszerint, hogy a konvektív asztenoszféra anyagát alkotják vagy a litoszféra köpeny részét képezik. Az asztenoszféra kémiai összetétele meglehetősen homogén, amire az óceánközépi hátság bazaltok (N-MORB) igen hasonló kémiai összetétele utal attól függetlenül, hogy az Atlanti-óceán menti, vagy a Csendes-óceán menti hátságon képződtek. Ezzel szemben a litoszféra köpeny peridotit anyaga geokémiailag heterogén, ugyanis a merev kőzetburokban nincs lehetőség a kémiai homogenizációra, ott hosszú ideig megmaradnak a mélybeli folyamatok ujjlenyomatai. A litoszféra köpeny kémiai összetétele alaphelyzetben hasonló az asztenoszférához, azonban a periodikusan érkező kisebb-nagyobb térfogatú magmák és fluidumok átjárják ezt a köpenyanyagot, kémiai reakcióba lépnek az ottani ásványokkal és megváltoztatják nyomelem tartalmukat. Ezek az átalakító folyamatok különösen gyakoriak a szubdukálódó óceáni lemezek feletti zónában. A magmás kőzeteket létrehozó olvadékok forráskőzetének jellege tehát függ a tektonikai környezettől is. Ebben a fejezetben a különböző tektonikai helyzetek jellemző magmás kémiai összetételét kialakító folyamatokról szólunk röviden.

A bevezetőben már említettük, hogy a távolodó lemezek mentén kialakuló óceánközépi hátság bazaltok kémiai összetétele nagyon hasonló. Nyomelem tartalmukat általánosságban az erősen inkompatibilis nyomelemekben való szegénység jellemzi, ami hasonló a kimerült földköpeny geokémiai jellegéhez. A következő ábra a közép-Atlanti hátság bazaltjainak primitív földköpeny összetételre normált sokelemes diagramját mutatja. A minták viszonylag nagy változatosságot mutatnak az erősen inkompatibilis nyomelemekben való kimerültségben, ami alapján N-MORB (normál-MORB: erősen inkompatibilis nyomelemekben kimerült kőzetek) és E-MORB (gazdagodott-MORB: erősen inkompatibilis nyomelemekben enyhén gazdagodott kőzetek) típusokat különítettek el.

IV.46. ábra – A közép-Atlanti hátság MORB kőzeteinek és az átlagosN-MORB (üres rombusz), E-MORB (telt rombusz), valamint kimerült földköpeny primitív köpeny összetételre (McDonough és Sun, 1995) normált nyomelem eloszlási diagramja. Adatok: petdb adatbázis (http://www.earthchem.org/petdb) és adatok: Sun és McDonough, 1989

A nyomelem eloszlásban a forráskőzet összetétellel tükröződő hasonlóság azzal magyarázható, hogy az N-MORB kőzetek elsődleges magmái viszonylag nagy mértékű részleges olvadással keletkeznek, aminek nyomán – hacsak nincs egy olyan ásvány a forráskőzetben, ami valamely elemet visszatartaná – a forráskőzethez hasonló nyomelemeloszlást kapunk. A N-MORB magmák viszonylag sekély mélységben keletkeznek, mégpedig alapvetően a spinell-peridotit stabilitási zónában. A spinell-peridotit kőzetében lévő ásványokra nézve egyik inkompatibilis nyomelem sem mutat eltérő affinitást, tehát ezek az elemek nem frakcionálódnak egymástól. Az óceáni hátságok mentén azonban a normál MORB kőzetek mellett megjelennek anomális MORB kőzetek is, amelyeket E-MORB (E=enriched=gazdagodott) néven illet a szakirodalom. Az E-MORB kőzetekre a normál MORB-okhoz nagyon hasonló közepes és gyenge inkompatibilis elemtartalom jellemző, azonban erősen inkompatibilis nyomelemekben viszonylag gazdagodnak. Ezek a kőzetek különösen gyakoriak Izland környékén, ahol a hátság alatt a földmag-földköpeny határáról kiinduló köpenycsóva (plume) található. A köpenycsóvák összetétele eltér a sekély asztenoszféra anyagától, az egyik fő különbség a HFS elemekben (pl. Nb, Ta, Zr) való gazdagság. Izland alatt a köpenycsóva anyaga feltehetően keveredik az aszetnoszféra anyagával és ebből származnak az E-MORB kőzeteket létrehozó magmák. Az alábbi ábrán az E-MORB minta nyomelem eloszlásában megfigyelhető a kissé kiugró Nb értéke (gyenge pozitív anomália). Az erősen inkompatibilis elemekben való gazdagodás másik oka a kisebb mértékű részleges olvadás lehet.

IV.47. ábra – Átlagos N-MORB (üres rombusz) és E-MORB (telt rombusz) primitív köpeny összetételre (McDonough és Sun, 1995) normált nyomelem eloszlási diagramja. Adatok: Sun és McDonough, 1989

A Földön számos úgynevezett forró folt (hot spot) található elsősorban kőzetlemezek belsejében. Óceáni lemezek forró folt területeit vulkáni szigetek jelzik (pl. Hawaii, St. Helena, Kanári-szigetek). Az óceáni szigetek bazalt kőzeteinek (OIB=Ocean Island Basalt) kémiai összetétele erősen különbözik a MORB-októl:

IV.48. ábra – Átlagos N-MORB (üres rombusz) és OIB (üres kör) primitív köpeny összetételre (McDonough és Sun, 1995) normált nyomelem eloszlási diagramja. Adatok: Sun és McDonough, 1989

Az OIB kőzetek erősen inkompatibilis nyomelemekben jobban gazdagodottak, amihez képest a közepesen inkompatibilis nyomelemekben (például nehéz ritkaföldfémekben) viszonylag szegények. Emellett kiugró Nb-koncentráció értéket mutatnak, ami általában erőteljesebb, mint a MORB kőzetek esetében. Ez a jelleg részben eltérő forráskőzet összetétellel (inkompatibilis nyomelemekben gazdagodott gránát-peridotit), részben eltérő (igen kis mértékű) részleges olvadással magyarázható. Az OIB kőzetek nyomelem összetétele azonban nem teljesen hasonló egymáshoz, hanem jelentős változatosságot mutatnak:

IV.49. ábra – Két OIB típus, St. Helena – HIMU (üres kör) és Gough – EMI (telt kör) nyomelem eloszlása. Adatok forrása: GEOROC adatbázis (http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/Start.asp)

Az úgynevezett HIMU (nagy 238U/204Pb, azaz nagy μ köpenykomponens) OIB kőzetekre különösen jellemző a pozitív Nb (és HFS elem) anomália. Az EMI (gazdagodott köpenykomponens I.) bazaltok kevéssé mutatják azt az anomáliát, viszont kiugró a Ba koncentrációjuk. Az EMII (gazdagodott köpenykomponens II.) bazaltokra általában az erősen inkompatibilis nyomelem gazdagság jellemző. Mindezek a geokémiai különbségek a bazaltok forráskőzetének különböző előéletével áll összefüggésben. A pozitív HFS elemtartalom a földmag és földköpeny határán felhalmozódó idős, egykori szubdukció során visszamaradt kőzetanyag geokémiai jellegét mutatja, a pozitív Ba anomália e köpenykomponens és a földköpenybe lejutó pelágikus üledék keveredéséből származtatható, míg az EMII bazaltok forráskőzetében a HIMU komponens a földköpenybe lejutó kontinentális üledékkel keveredhetett (Weaver, 1991).

Az üledékes anyag a földköpenybe alapvetően szubdukció során kerül le. A szubdukciós zónák mentén történik a legjelentősebb geokémiai differenciációs folyamat, ami megmutatkozik a szubdukciós zónákban előforduló magmás kőzetek kémiai összetételében. Mint az a következő diagramon látható, a típusos vulkáni ív bazalt nyomelem eloszlása erősen különbözik az N-MORB összetételétől, jóllehet mindkét kőzettípus az asztenoszféra spinell-peridotit kőzetanyagából származik. A Mariana bazalt, mint általában a szubdukció zónákhoz kapcsolódó vulkáni kőzetek erősen inkompatibilis nyomelemekben (elsősorban LIL elemekben: Rb, Ba, K, Sr) viszonylag gazdag, azonban a HFS elemekben (Nb, Ti, Zr) szegény. Ez utóbbit jelzi a Nb negatív anomáliája a sokelemes diagramon. Emellett relatív gazdagodást mutat az ólom is.

IV.50. ábra – A Mariana vulkáni szigetív bazaltjának (telt kör) és az átlagos N-MORB (üres rombusz) primitív köpeny összetételre (McDonough és Sun, 1995) normált nyomelem eloszlási diagramja. Adatok: GEOROC adatbázis (http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/Start.asp); Sun és McDonough, 1989

Ez a geokémiai jelleg a szubdukciós zónákban zajló elemdifferenciációs folyamatokkal magyarázható. Az alábukó óceáni lemez (ami tengervízzel való kölcsönhatás miatt átalakult N-MORB kéregből és ugyancsak átalakult – szerpentinesedett – ultrabázisos köpenyrészből áll) a növekvő hőmérséklet és nyomás hatására fokozatos metamorf átalakuláson megy keresztül. A zöldpala-amfibolit-eklogit fáciesű metamorf átalakulás során az alábukó lemez kőzetanyagából eltávozik a víz. A vizes oldatok magukkal viszik a fluid-mobilis nyomelemeket (bór, antimon, arzén, ólom és a LIL elemek: rubídium, bárium, stroncium, kálium), az immobilis nyomelemek (HFS elemek: Nb, Ta, Zr, Hf, Ti és a Th) viszont az alábukó lemezben maradnak. A felszabaduló fluid-mobilis nyomelemekben gazdag oldatok átjárják a szubdukálódó lemez feletti köpenyék peridotit anyagát és átalakítják kémiai összetételét. Az illó-gazdag peridotit olvadáspontja kisebb lesz és sekélyebb mélységbe jutva részlegesen megolvad. Az olvadás során a keletkező magma kémiai összetételében tükröződik a forráskőzet átalakult jellege, azaz a fluid-mobilis nyomelemekben való gazdagsága. A tovább süllyedő HFS elemekben gazdag litoszféra lemez lejuthat egészen a földmag és földköpeny határára, ahol hossz időn keresztül felhalmozódik. Ha az alatta lévő külső mag konvektív áramlásai miatt ez a határréteg destabilizálódik, akkor ennek anyaga köpenycsóva formájában emelkedik fel, hogy táplálja a forró foltok tűzhányóit. A következő ábra ezt a körforgást mutatja, aminek folyamatai tükröződnek a Föld magmás kőzeteinek geokémiai összetételében is.

IV.51. ábra – Vulkáni tevékenység lemeztektonikai és mélyföldtani kapcsolata

A Kárpát-Pannon térségben e körforgás minden mozzanatára találunk vulkáni kőzetekbe zárt geokémiai kódot, azaz e kőzetek kémiai összetétele jól tükrözi a Föld mélyében zajló folyamatokat:

IV.52. ábra – A Kárpát-Pannon térség mezozoós vulkáni kőzeteinek jellegzetes nyomelem eloszlása

A Bükk környezetében – főleg felszín alatt, míg a felszínen a Darnóó zónában és a Bódva-árokban - előforduló főleg triász korú mafikus kőzetek egy egykori óceánközépi hátság mentén keletkezhettek (Harangi et al., 1996). A keleti Mecsekben alsókréta korú bazalt-fonolit sorozat található. A bazaltok kémiai összetétele alapján kontinentális lemezen belüli vulkanizmus termékei, a magmaképződésben esetlegesen egy felemelkedő köpenycsóvának is szerepe lehetett (Harangi, 1994; Harangi et al., 2003). Hasonló geokémiai összetételt mutatnak a kisalföldi, a balaton-felvidéki és a nógrádi neogén alkáli bazaltok is (Embey-Isztin et al., 1993; Dobosi et al., 1995; Harangi et al., 1995). A Börzsöny mintegy 15 millió éves bazaltos andezit kőzete a szubdukciós zónákra jellemző geokémiai összetételt mutatja, ami arra utal, hogy a forráskőzete szubdukciós folyamat során metaszomatizálódott és gazdagodott LIL elemekben és Pb-ban, illetve szegényedett HFS elemekben. Hasonló geokémiai jelleget mutatnak a Visegrádi-hegységben, a Cserhátban, a Mátrában és a Tokaji-hegységben előforduló andezit-dácit kőzetek is (Downes et al., 1995; Karátson et al., 2000; Harangi et al., 2001).