A KŐZETEK OSZTÁLYOZÁSA

Minden geológiai folyamat, ideértve a kőzetképződés folya-matát, energiaváltozással, ill. az energia és tömeg kölcsönhatásával van kapcsolatban. Ezek legfontosabbja, amely a folyamatok többségének hajtóereje a különféle energiákká átalakulni képes hőenergia. A következmény munkában is megnyilvánulhat, ami fizikai, mechanikai munkavégzést jelent. A kémiai reakciók, az atomok mozgása és kristályszerkezetbe történő rendeződése szintén az energiaváltozás egyik formája. Sok földtani jelenségben ezek kombinációját látjuk, de végül is minden lényeges változás a hőeltérésre és gravitációs energiára vezethető vissza.

Arra is gondolnunk kell, hogy e folyamatoknak irányultsága is van, ami azt jelenti, hogy a változás a lehetséges legkisebb energia irányába tart vagyis, hogy stabilis állapot álljon elő. A bennünket most érdeklő kérdés az, hogy a Föld hősugárzása következtében a felső köpeny kéreg alatti részében parciális olvadás révén kialakult magma a felszín közelébe vagy felszínre érkezve milyen összetételű kőzetté alakul. Ha a köpenyanyag egyszerűen üveges formában dermedne meg, összetétele pontosan és egységesen a földköpeny összetételét tükrözné. De a megszilárdulást kísérő differenciációs jelenségek ezt az összetételt sokféleképpen különböző kőzetekké alakítják. Kérdés az, hogy az összetétel alakulásában létezik-e valamilyen szabályszerűség. Kétféle főszabályt figyelhetünk meg. Egyfelől a kémiai komponenseknek van egy alsó és felső határa, pl. a kőzetek SiO₂értékei 30–80%, az alkáliák 0–20% közöttiek. Másfelől e tartományokon belül a komponens összetétele bármilyen értéket felvehet, de ezeken kívüli érték (pl. 30% alkália) nem fordul elő. A megvizsgált vulkáni kőzetek 41 000 minta teljes analitikai adata a TAS-diagramban korra, előfordulási helyre való tekintet nélkül folytonosan töltik ki a reájuk jellemző tartományt. Nincs semmilyen törés, vagy diszkontinutás és a variációs diagramok az elemek bármely kombinációja esetén az összetétel folytonos spektrumát mutatják, ami természetesen gondot jelent a kőzetek osztályozásában.

A földköpeny felső részének összetétele a recirkulációs, szubdukciós folyamatok miatt <45% SiO₂-t és viszonylag sok Mg-t tartalmazó kőzeteknek felel meg (dunit, harzburgit, wherlit, piroxenit), melyeket peridotit néven foglalunk össze.

Nem kétséges, hogy a kőzetek sokfélesége, ideértve a felzikusakat is, kivétel nélkül e bázikus alapkőzetből származik. A peridotit a felszín közelébe érve dekompressziósan részlegesen megolvad és primer (parentális) bazaltmagmává, a kőzetek forrásanyagává válik. Mindezeket a folyamatokat követik az inkompatibilis elemek és ritka földfémek, jellemző alakulásukkal megerősítve a magmaképződés fenti gondolatmentét. Ezek a nyomelemek gazdagodnak az alkáli olivin bazaltokban és némely tholeiitben. Eloszlásuk magyarázatában figyelembe kell venni azt a körülményt, hogy amikor az olvadék levált a köpenyről és lassan emelkedett, gyakran a mellékőzetekkel is reakcióba lép. Megolvasztja a mellékkőzet rendre legkisebb olvadáspontú ásványait, amelyek közé tartoznak az inkompatibilis elemeket tartalmazó ásványok is. Ezt a jelenséget gyakran kell számításba venni a genetikai magyarázatok során, ami egyúttal azt is jelenti, hogy a felszíni kőzet nyomelemtartalma nem azonos az eredeti kiinduló állapotával. Erre utal az is, hogy a nyomelemeloszlás általában nincs összhangban a frakcionális kristályosodás eredményével.

A legtöbb kőzet szolidusz hőmérséklete — víz kizárásával — növekszik a nyomás növekedésével. Így pl. a kristályos peridotit a köpenyben nagyobb hőmérsékletű lehet, mint kisebb mélységben érvényes szolidus hőmérséklete. Ha egy ilyen kőzet konvekció folytán lassan emelkedik, a nyomás csökkenése folytán adiabatikus folyamattal km-enként 0,3 °C-kal hűl.

Kísérleti vizsgálatok szerint a peridotit szolidusz-hőmérséklet növekedése a mélység felé 3–4 °Ckm^–1lehet. Ha a köpenyanyag konvekció során emelkedik, a nyomás csökkenése-folytán olvadni kezd. A részleges olvadás mértéke az emelkedés során — a nyomás csökkenése (dekompresszió) miatt — növekszik és a keletkezett olvadékot primer magmának tekinthetjük. Nagyobb mélységben (>80 km) az olvadás csak néhány %-ra tehető és elsősorban az alkálifémeket tartalmazó ásványokat érinti. Erre a magmára vezethetők vissza az alkálikőzetek. 25–50 km mélységben ahol az olvadás mértéke 6–1. ábra.A peritekikus pont helyzete a fázisdiagramban

(L^EVINet al. 1956)

10–30%-ot érhet el, e felett pedig akár az 50%-ot is és ekkor a primer magma a tholeiites kőzetek forrása. A primer magmák az emelkedés során sokféleképpen módosulhatnak, de néhány nyomelem és izotóp valamint ezek arányai, a lezajlott folyamatokat jól tükrözik. Ezek a nyomelemek gazdagodnak az alkáli olivin bazaltokban és némely tholeiitben.

A magmaképződés ritkán vagy talán sohasem zárt rendszerben zajló egyszerű folyamat. A „mellékkőzet reakció”

mértékében eltérő, de csaknem állandó jelenség. Ezért van nagy jelentősége a bazaltokban található xenolitoknak és xenokristályonak, ezek ugyanis tanúi lehetnek a nagy nyomás mellett fennállott olvadék/szilárd egyensúlynak.

Beigazolódott pl., hogy lherzolit xenolitok tulajdonképpen a peridotitból kivont olivin-alkáli bazalt visszamaradt rezidumai. Ha lherzolitos xenolit thonaliitban van, rendszerint megolvad, teljesen dezintegrálódik, a helyén azonban a tűzálló elemek nagyobb koncentrációja található. Látjuk tehát, hogy a szilárd köpeny dekompressziós olvadása lényeges eleme a földkéreg-összetétel alakulásának. Ez alakítja az óceáni kérget a MORB-bal, előidézi a plum, az óceáni szigetek, a nagy magmás kőzetprovinciák kialakulását és főleg a kontinentális kéreg nyomelem- összetételét.

Az előbb tárgyalt folyamatok révén kialakult magma FARM néven összefoglalt differenciálódási folyamatai (Fractional crystallization Assimilation, Replenishment, Magma mixing) a megszilárdulás során nagyon sokfajta kőzetet hoztak létre.

Az ezekkel kapcsolatos kutatás, mint minden természeti tárggyal kapcsolatosan, szükségessé tette ezek osztályozását, ami különféle szempontok szerint történhet. Ha egy kőzetdarabot szemlélünk legfontosabb kérdés mi volt ennek korábbi állapota, amelyből a jelenlegihez jutott? A megfelelő anyagmozgás kiváltásához milyen geológiai energiatranszfer volt szükséges? Mi okozta a korábbi kőzetalkotó rendszer perturbációját, hogy megbontsa korábbi állapotát és egy új egyensúlyi állapotba vigye át? Ezekből következő kérdés, milyen sajátságok jellemeznek legjobban egy kőzetet.

Legfontosabbak: a kémiai összetétel, amely a kőzetben levő elemek jellegét és mennyiségét fejezi ki, az ásványos és üveges fázis minősége és relatív mennyisége. Gyakorlati szempontból figyelembe kell venni az előfordulás körülményeit, a szöveti felépítést stb. Ezekhez csatlakoznak a kőzetek történelmileg kialakult elnevezései is, melyek még inkább bonyolítják az amúgy is komplikált nómenklatúrát. Az osztályozási szempontok közül az első három a legfontosabb, mint amely a kőzet minden fontos tulajdonságát meghatározza. E helyütt csak a nyomelemkutatással összefüggő legszükségesebb általános osztályozással foglalkozunk

Láttuk, hogy a magma differenciációja a kőzetek összetétele tekintetében folyamatos összetételbeli változatokat produkál, s így kimondhatjuk, hogy két tökéletesen, egyforma magmás kőzet nem létezik. Osztályozás csak önkényesen, de természetesen ésszerűen megállapított határok kijelölésével lehetséges. Az osztályozás szempontjából az is fontos, hogy milyen alapadatokat tartunk lényegesnek. Sokan úgy vélik, hogy az osztályozás jó, csak a természet nem működik helyesen.

Ennek következtében a szerzők egymástól bizonyos mértékig eltérő összetételekhez rendelik a kőzet elnevezését és így az irodalomban sokszor eltérő diagramokat is láthatunk. Ahhoz, hogy legalább az alapkőzetek elnevezésében összhang jöjjön létre az IUGS az elnevezéseket és

osztá-lyokat (ún. „gyökér neveket”) rögzítette. A korábbi ~1500 kőzet elnevezés helyett 297 elismert maradt meg (LEBAS, STRECKEISEN

1991), de ugyanakkor a részletekben szinte szem-pontja az SiO₂-tartalom, amely szerint a 7–1. táblázatban a fő típusokat találjuk. ez az osztályozás fő csoportjait jelölik ki (7–1. ábra).

Az ásványos összetevők nem minden esetben figyelhetők meg szabadszemmel,

* A peralkáli kőzet nem tévesztendő össze az alkáli kőzetekkel. Utóbbiak csupán a SiO₂/ alkália arányt veszik figyelembe.

7–1. táblázat.Eruptív kőzetek felosztása a SiO₂tartalomtól függően

7–1. ábra.Eruptív kőzetek (effuzív és intruzív) ásványos összetétel szerinti osztályozása (N^ELSON2007)

különösen a gyors hűlésű vulkanitokban (eltekintve a porfíros ásványoktól) egyáltalán nem. A kvantitatív vizsgálatokat mindig vékonycsiszolatban kell elvégezni, de az alapanyag finom kristályai szempontjából ez sem vezet mindig eredményre. A problémának kétféle megoldása van: kvantitatív röntgen-diffraktométeres analízis, vagy a kémiai analízis meghatározott szabályok közötti átszámítása modális (normatív) ásványos összetételre (pl. CIPW rendszer). Manapság vulkanitokban előtérbe helyezik a kőzet üvegfázisának elemzését abból a megfontolásból, hogy az üveganyag még nem esett át differenciálódáson, tehát hívebben mutatja a magma eredeti összetételét.

7.1. Osztályozás QAPF alapján

Leggyakrabban használt felosztás a QAPF (kvarc, alkáliföldpát, plagioklász, földpátpótlók) diagramot veszi alapul, melyben a fő kőzettípusok tartományait és elnevezését a mélységi (intruzív) kőzetek esetében a 7–2. ábra, a kiömlési (effuzív) kőzetek esetében a 7–3. ábra, egyszerűsített formában pedig 7–4. ábra szemlélteti.

7–2. ábra. Intruzív kőzetek rendszere a QAPFdiagramban LEM^AITRE(2002, S^TRECKEISENnyomán)

Q = kvarc, A = alkáli földpát, F = földpátpótló, P = plagioklász

7–3. ábra.Effuzív kőzetek rendszere a QAPF diagramban L^E M^AITRE(2002, S^TRECKEISENnyomán)

7–4. ábra.A: az intruzív és B: a vulkáni kőzetek egyszerűsített QAFP diagramja L^EM^AITRE(2002, S^TRECKEISENnyomán)

A kőzetek végső soron a primer magmábólszármaznak, vagyis abból az anyagból, amely a köpeny parciális olvadásával keletkezik és még differenciálódáson nem esett át, MgO-tartalma pedig több mint 10%. Ennek fejlődése parentális (szülő) magmáhozvezet, amelyből valamennyi magmás kőzet levezethető.

A primer magból induló fejlődés ásványösszetevők révén THORNTON, TUTTLE(1960), féle differenciálódási indexszel fejezhető ki:

D.I. = kv + or + ab + ne + ks + lc.

Minél nagyobb a D.I., annál differenciáltabb (fejlettebb) a kőzet.

A szolidifikációs index:

S.I. = 100 MgO/(MgO + FeO + Fe₂O₃+ Na₂O + K₂O).

Minél nagyobb az S.I. értéke, annál fejletlenebb a kőzet.

A fejlődés nyomelemekkel történő indikációját a későbbiekben fejtjük ki, előre bocsátva, hogy a ritkaföldfémek növekedése a differenciálódás biztos jele.

A kőzetek fejlődési irányai:

Kv-tholeiit→Fe-gazdag andezitek →trachiok →riolitok

Olivin-tholeiit →Hi-normatív hawaiit →Hi-normatív mugearit →Kv-normatív trachit

Alkáli olivin bazalt →Ne-normatív hawaiit →Ne-normatív mugearit→Kv-normatív trachit→peralkáli riolit Bazanit →Ne-normatív mugearit →fonolit

Nefelinit →felzikus nefelinit fonolit (Hi= hipersztén, Kv= kvarc, Ne= nefelin)

7.2. Osztályozás a TAS szerint

Gyakori eljárás, hogy a kőzetek osztályozása során a teljes alkáli mennyiséget a SiO₂mennyiségének függvényében ábrázoljuk s e diagramban (TAS) vonjuk (Total alkali/SiO₂) meg az egyes kőzetek kompetenciáját és elnevezését. LE

MAITRE(2002) szerkesztésében számos kiváló petrográfus közreműködésével jött létre a 7–5. ábra.

TAS osztályozást csak akkor használunk, ha az ásványos összetétel valamilyen okból nem határozható meg, amikor tehát a QAPF diagram nem alkalmazható. Az osztályozás

nem használható minden vulkanikus kőzet esetében, mert bizonyos kőzetek nem nevezhetők meg a diagram alapján. A TAS diagramok használata során a kőzet kémiai analízise a víz és CO₂kizárásával 100%-ra átszámítandó.

7.3. Osztályozás a TAS MgO szubdivíziójában Anélkül, hogy a részletekbe bocsátkoznánk, két példát mutatunk be annak érzékeltetésére, hogy milyen minuciózus részletekig jutott el a kőzetek szisztematikus nevezéktana. A 7–6. ábrán nagy MgO-tartalmú kőzetekről van szó, melyek a TAS (összes alkáli/SiO₂) rendszer szerint a bazanitoktól az andezitig terjedő fő típusokon belül 18%-nál nagyobb MgO-tartalmúak. A különbségtétel itt a TiO₂ -tartalomra épül attól függően, hogy ez nagyobb 1%-nál (meimechit), vagy kisebb 1%-nál (komatiit^8*). Ha a MgO tartalom 8% alá csökken, a TiO₂ pedig 0,5% alatti, az ásványt boninitnak nevezik.

7–5. ábra.Kőzetek TAS (Na₂O+K₂O) vs SiO₂) diagramja (LE

MAITRE2002)

B = bazalt, O1 = bazaltos andezit, O2 = andezit, O3 = dácit, R = riolit, T = trachit, Ph = fonolit, S1= trachibazalt (Na/K hawaiit), S2 = bazaltos trachiandezit (Na/K mugearit, shoshonit), S3 =trachiandezit (benmoreit, latit), Pc = pikrobazalt, U1 = bazanit, vagy tefrit, U2 = fonotefrit, U3 = tefrifonolit, F = foidok (földpátpótlók szerinti elnevezés, melilit)

8* A komatiitarchaikus kőzet (idősebb 2 G évnél). Kiömlési hőmérsékletén (1600 °C) vízszerűen folyik. MgO tartalma 39%-ig felmehet.

7.4. Osztályozás a TAS alkáli szubdivíziójában

Hasonló osztályozási eljárást látunk 7–7. ábrán, amelynek a TAS alapján osztályozott fő típusaihoz az alkáliák viszonya alapján a trachibazaltnak a hawaiit, a bazaltos-trachiandezitnak a mugearités a trachiandezitnak a benmoreitelnevezést adja. Ha a K₂O több mint a Na₂O a kőzet neve K-shoshonitvagy ha a TAS szerint trachiandezit összetételű, akkor latit a neve. E részletes osztályozás ellenére vannak kőzetek, melyek a TAS egyik tartományába sem illeszthetők és csak további ásványtani, kémiai és texturális adatok alapján határozhatók meg. Ilyenek pl. a lamprofírok is.

A kőzetek osztályozásának létezik egy teljesen kémiai összetételre alapozott eljárása is (7–8. ábra). Gyakorlati szempontból kevéssé használható, mert a kőzetek tulajdonságai ugyan erősen függnek a kémiai összetételtől, de nem annak oxidos változatától, hanem vegyületeiknek, vagyis az ásványoknak tulajdonságaitól. Bár az ásványos és kémiai összetétel szoros kapcsolatban van egymással, a kristályosodás körülményei folytán ugyanazon kémiai összetételnek általában nem mindig ugyanazon ásványos összetétel felel meg.

Ebből kiindulva különböző osztályozási eljárások megfelelő protokollt írnak elő a kémiai adatoknak normatív ásványösszetevőkké történő átszámítására (pl. CIPW, Osann, Niggli stb.). Az eruptív kőzetek kémiai kompo-nenseinek egymástól függő rendszerét a 7–8. ábrán (l.

később) tüntettük fel. Ebből kitűnik, hogy az SiO₂-höz leginkább az Al (földpátok) a Na és K van kötve, míg a Fe, Ca, Mg nagyjából ellentételesen viselkedik

A kémiai osztályozásnak mégis van bizonyos jelentő-sége, amikor a kőzettani viszonyokat általánosságban kívánjuk jellemezni. A kőzetgenetikában szerepe van egyes kémiai komponensek (pl. Fe, alkáliák) változásainak érzékeltetésére és befolyással vannak a nyomelemeloszlásra is.

A kőzet kémiai jellemzése során sokszor az alumínium és alkáli elemek viszonyát vesszük alapul a következő arányok figyelembe vételével.

7–6. ábra. TAS diagram részlete és a nagy MgO tartalmú kőzetek felosztása L^EM^AITRE(2002)

7–7. ábra. A TAS alapján rendszerezett ásványok szubdivíziókat alkotnak az alkáliák mennyiségi viszonyai szerint (L^EM^AITRE2002)

7–8. ábra. Eruptív kőzetekben a komponensek változását a SiO₂függvényében szokás megkülön-böztetni (N^ELSON2003)

A kőzet:

— peralkálikus Al₂O₃<(Na₂O+K₂O): a peralkálikus kőzeteket a bennük előforduló Na-ásványok, mint aegirin, riebeckit, arfvedsonit és aenigmatit szerint is megkünlöztetik. ACIPW rendszerben az acmit (NaFe³⁺Si₂O₆) és egy Na-szilikát (Na₂SiO₃), mint normatív ásvány szerepel

— peralumíniumos Al₂O₃>(Na₂O+K₂O+ CaO)

— metaalumíniumos (Na₂O+K₂O+ CaO) >Al₂O₃ >(Na₂O+K₂O)

— szubalumíniumos Al₂O₃ =Na₂O+K₂O

Számos más összefüggés is használatos a kőzetek megkülönböztetésére pl. Fe-index=FeO/(FeO+MgO), MALI=módosított alk-Ca-index=Na₂O+K₂O-CaO, ASi=alumímium telítettség = Al (Ca – 1,67P +Na +K) stb.

A 7–2. táblázatban említett tektonikai körülmények időbelisége alapján, a geológiai jelenségek lehetnek szintektonikus és poszttektonikus jellegűek. A mélység tekintetében epizónát (10 km), mezozónát (20 km) és katazónát (30 km) különböztetünk meg.

A kémiai osztályozás egy másik variációját a SiO₂függvényében a FeO+MgO alakulását a könyv 15. táblázata ismerteti.

7.5. Fontosabb mafikus kőzetek és azokat jellemző nyomelemek

A nyomelemek tárgyalása során gyakran szóba kerülnek a kőzetképzés kiindulási anyagaiként tekintett mafikus kőzetek. Ezért a legfontosabbak, továbbiakban használt értelmezését röviden összefoglaljuk.

7.5.1. A bazalt

E leggyakoribb mafikus vulkáni kőzeteket kémiai összetétel, mindenekelőtt a SiO₂telítettség alapján 3 nagy csoportra osztjuk. Az összetételek alakulását célszerűen, egy tetraéderrel szemléltetjük úgy, hogy a tömeg%-os adatokat mol%-ban megadott CIPW adatokká számítjuk át és a bazaltok 4 domináló ásványa (olivin, nefelin, plagioklász és kvarc) egy tetraéder csúcsain foglal helyet (7–9. ábra). A tetraéder térfogatát két sík 3 részre osztja: A Plag-Opx sík a kvarctelítődés kritikus síkja. A Cpx-Plag-Opx-Kv által határolt tér a SiO₂-túltelítettséget jelenti és a kémiai összetétel alapján ide eső kőzet neve kvarc tholeiit. A Cpx-Plag-Ol sík a telítettlenség határa, vagyis az előző síkkkal bezárt tér a kvarctelítettséget jelenti. Az ide tartozó kőzetek az olivin tholeiitek. A telítetlenséget reprezentáló Cpx-Plag-Ol-Ne térfogat az alkáli bazaltokat, bazanitokat, nefeliniteket és más telítetlen bazaltokat foglalja magában. Ebből látszik, hogy a bazaltos kőzetek kizárólag vízmentes ásványokat tartalmaznak s s így a kitörések nem explozívak és kevés illékony komponenst tartalmaznak.

7–2. táblázat.A kőzetek kémiai rendszerezésének egyik változata

7–9. ábra.A bazaltos kőzetek osztályozása Cpx, nefelin, olivin és kvarc rendszerben (Y^ODER, T^ILLEY1962)

A bazaltokkal sok, olvasztással egybekötött egyensúlyi vizsgálatot végeztek. Ezekből számunkra lényegesebbek a következők. Az óceáni szigetek bazaltjai a köpeny plumok közelében történt dekompressziós olvadás révén keletkeztek. Kis nyomáson SiO₂túltelített tholeiites magmák jöttek létre, míg nagy nyomás az alkáli bazaltoknak kedvez.

Mindkét változat a bazaltos kőzetek túlnyomó részét teszi ki, ezért érdemes néhány, a nyomelem eloszlás szempontjából is fontos tulajdonságukkal meg-ismerkedni a 7–10. ábra és 7–3. táblázat segítségével.

Itt említjük meg, hogy a bázikus, ultrabázikus kőzetek gyakran xenolit néven ismert kisebb-nagyobb zárványokat tartalmaznak, melyek a láva felhatolása során a mellékkőzetből kerültek a lávakőzetbe. Az ilyen értelemben vett xenolit összetételének lényegesen kell különböznie a befogadó kőzetétől, ugyanis a láva tartalmazhat egy korábbi kitörés hozzá hasonló összetételű fragmentumát is, amit autolitnek hívnak. A xenolitok alkalmasak a láva származási mélységének megállapítására is a benne levő Al-tartalom ásványai szerint. Ca-plagioklász max. 25 km mélységig, a spinell 25–60 km mélység között, a gránát 60 km-nél nagyobb mélységben stabilis. Egyes kimberlitek eklogit xenolitokat tartalmazhatnak, melyek a szubdukciós zónában nagy nyomású metamorfózis során keletkeztek.

Általában elmondható, hogy a xenolitokban a könnyű ritkaföldfémek (LREE) dúsulnak a nehezekhez képest.

Megfigyelték az U és Pb szelektív dúsulását is. ALARDet al. (1997) a Massif Central-ban észlelte az U-dúsulást és az U_N/Th_N arány némelykor a 50-et is elérte, korrelálva a Pb/Ce valamint a Sr/Ce értékekkel. Meglepő, a peridotitot is tartalmazó xenolitok nagy U- és Pb-tartalma, hiszen ez a kőzet az inkompatibilis elemekben szegényedett MORB köpeny tartozéka. E kivételes sajátság azonban kizárólag a LILE-ben gazdag és a HFSE elemekben negatív anomáliát mutató xenolitokra jellemző, amit karbonátgazdag olvadék köpenyt metaszomatizáló hatásának lehet tekinteni

A DM xenolitokban mért U/Pb, amely a MORB-ban lineárisan korrelál a Rb/Sr értékkel, arra mutat, hogy a DM-ben jelenleg a µ (²³⁸U/²⁰⁴Pb) értéke kisebb 6,33-nál. Azonban a MORB-ban aktuálisan mért ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb valamint a ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb értékek szerint az U/Pb-nek 9-ig terjedően, nagyobbnak kellene lennie. Ebből követlezik, hogy a köpenybe radiogén Pb került (az izotópösszetétel ugyanis több radiogén izo-tópot tartalmaz, mint amit a nyomelemkoncent-ráció megenged). A legvalószínűbb forrása a radiogén komponensnek a mélyebbről érkező köpeny-plum, amely az óceáni kéreg és konti-nentális üledék recirkulációja révén több idős és radiogén Pb-t tartalmaz. A 7–11. ábrából látjuk, 7–10. ábra. Peridotitból különböző víztartalom, mélyég (nyomás) és parciális

olvadás nyomán kialakuló bazaltos kőzetek (H^ARTet al. 1996)

7–3. táblázat. A tholeiites és alkáli bazalt ásványai közötti különbség

7–11. ábra.Bazaltokban találhaó xenolitok Pb/Pb diagramja (W^HITE2003)

hogy a felső köpeny egy dinamikus rendszer be- és kilépő komponensekkel, ellentétben a Nd- és Hf-izotópokkal, melyek a kontinentális kéregből történő egyszerű extrakcióval modellezhetők.

7.5.2. A peridotit

A felső köpeny (400 km fölötti) részében, az általános felfogás szerint, a peridotit a domináns kőzet. Ultramafikus, összetétele <45% SiO₂és Mg-gazdag olivin. Vagy közvetlenül a köpenyből származik kisebb-nagyobb blokkok alakjában, vagy parciális olvadás révén, mint kumulátos kőzet keletkezik változó piroxén-, krómit-, plagioklász- és amfibol-tarta-lommal. A xenolit formájában bazaltokban, kimberlitben 30–200 km mélységből érkező peridotit Os és egyéb nyomelemtartalma a köpeny 3 milliárd éves fejlődésének nyomonkövetését teszi lehetővé. Az alpesi masszív peridotitok, ill.

xenolitok többnyire pirometamorfózison átesett kőzetek és vagy lherzolitok, vagy részben az elszegényedett köpeny kőzetei (harzburgit, dunit). Másrészt az alpesi peridotitok vagy az óceáni kéreg alatti legfelső köpeny képviselői (ofiolitok), vagy orogén területeken, mélytörések mentén felszínre került szubkontinentális köpenyanyagok.

A periodit (ρ=3,3 g cm^–3), 60-80% olivint, piroxént (ensztatit és diopszid), gránát/spinell/plagioklászt tartalmaz.

A peridotit változatai:

— Dunit:olivin >90 + piroxén, Mg/Fe ~9:1.

— Wehrlit:túlnyomóan olivin + klinopiroxén (diallag).

— Harzburgit: túlnyomóan olivin + ortopiroxén (+kevés gránát és klinopiroxén).

— Lherzolit:olivin, ortopiroxén (ensztatit), klinopiroxén (diopszid) + gránát. Parciális olvadása során az eltávozott olvadék utáni maradék: harzburgit. A spinell lherzolit- és harzburgit-xenolitokban a nyomelemek gyakran a kristályok felületein foglalnak helyet. A jelenséget a Colorado-plató xenolitjaiban a Nb, Ta, Zr, Hf, Th, Ti 80%-a, a RFF és Y 50%-a esetében, továbbá a Nb/Ta, Zr/Hf, La/Sm, Nb/Th anomáliát a kristályok érintkezési felületein észlelték. Feltehető, hogy a jelenség metaszomatikus oldatok hatására vezethető vissza (CONDIE2004).

— Piroxenit(korábban websterit): orto-és klinopiroxén>90%, kevés olivinnel. Ha a piroxén augit vagy diopszid, a kőzet klinopiroxenit,ha ensztatit vagy bronzit, akkor ortopiroxenita neve.

7.5.3. Az eklogit

Az eklogit durva szemcsés mafikus kőzet, sajátos megjelenéssel, a köpeny-kéreg határán. Sűrűsége ρ=3,4–3,5 gcm^–3. Ásványos összetételében főkomponensek: a gránát (gyakran almandin-pirop) és a nagy Na-tartalmú piroxén (omfacit).

Járulékos ásvány a kianit, rutil, amfibol, kvarc, coesit, fengit, lawsonit, paragonit, zoisit, dolomit, korund esetleg gyémánt lehet. A plagioklász nem stabilis az eklogitban, míg a glaukofán és titanit a nyomás csökkenése esetén lép fel.

Az eklogit a lefelé haladó szubdukció révén a köpenybe jutva 45 km mélységben (1,2 GPa), 400–1000 °C hőmérsékleten

Az eklogit a lefelé haladó szubdukció révén a köpenybe jutva 45 km mélységben (1,2 GPa), 400–1000 °C hőmérsékleten

In document Budapest, 2012 Nagyrabecsült Professzorom, Papp Ferenc emlékének ajánlom (Pldal 175-183)