Magmaképződés a földköpenyben: különböző összetételű bazaltos magmák kialakulásaösszetételű bazaltos magmák kialakulása

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

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

IV.55. ábra – Forszterit-Diopszid-Ensztatit rendszer fázisdiagramja Yoder 1976-os munkája nyomán A fázisdiagram azt mutatja, hogy a lherzolit olvadása ott indulhat meg, ahol a három szilárd ásványfázis érintkezik, azaz a hármaspontokban. Az eutektikus pont helyzete azt is jelzi, hogy az olvadási folyamat során a diopszid nagyobb mértékben lép be az olvadékba, mint amennyi a megolvadó kőzetben a részaránya volt. A megolvadó kőzet modális összetétele folyamatosan változik, a lherzolit diopszid-tartalma egyre csökken (az ábrán Lh1 felé mozog), azaz az összetétel a harzburgit irányba mozdul el. Továbbá, ez azt jelenti, hogy az eutektikus olvadás előrehaladtával a diopszid szükségszerűen el fog fogyni. Ez nagyjából 25-30 %-os olvadás esetén következik be, amikor a földköpeny kőzet modális összetétele az Lh1 pontban van. Ekkor már csak forszterit és ensztatit alkotja a kőzetet. Amennyiben tovább zajlik az olvadás, az olvadék összetétele a forszterit-ensztatit kotektikus likvidusz vonalon mozog el (az ábrán m2 pont). Ebben az olvadási fázisban az olvadék (magma) összetétele folyamatosan változik, miközben a megolvadó kőzet modális összetétele az Lh1 pontból a Forszterit csúcs felé tolódik el. Ez azt jelenti, hogy az olvadásban az ensztatit komponens nagyobb mértékben vesz részt. Mindez addig tart, amíg a kőzetből teljesen felemésztődik az ensztatit (m3 összetétel). Ekkor már csak olivin (forszterit) van szilárd fázisban a kőzetben (dunit), a további olvadás tehát az olvadék + forszterit stabilitási mezőben halad, mindaddig, amíg a kőzet teljesen megolvad.

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

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

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

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

A magyarázat a szövegben olvasható.

Amikor a megolvadó kőzetből teljesen elfogy a diopszid, akkor annak összetétele Lh1 lesz. A rendszer háromkomponensűből kétkomponensű rendszerré (forszterit-ensztatit) változott. További olvadás csak abban az esetben történik, ha a hőmérséklet értéke e kérkomponensű rendszer E2 eutektikus pontjának hőmérséklet értékét eléri, ami nagyobb, mint a kiindulási háromkomponensű rendszer E1 eutektikus pontjának hőmérséklete volt.

Amennyiben ez az állapot előáll, az olvadás tovább folytatódhat, az olvadék összetétele az E2 eutektikus pontnak megfelelő m2 lesz. Ez az olvadás addig tart, amíg a szilárd kőzetben ensztatit van. Mivel az olvadék ismét távozik a rendszerből, ezért ahogy a kőzet összetétele a forszterit pontba jut, az olvadás folyamata megáll. További olvadáshoz ismét nagyobb hőmérséklet kell, ami a forszterit olvadáspontjával egyezik meg. Az egyensúlyi olvadáshoz képest az alapvető különbség tehát az, hogy itt nincsen folyamatosan változó olvadékösszetétel és az m1 összetételből az m2 összetételbe csak akkor ugrik a magma kémiai összetétele, ha megemelkedik a nyomás. Ameddig nem éri el az E2 eutektikus hőmérsékletet nincsen olvadás, nincs magmaképződés.

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

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

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

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

Amennyiben a peritektikus pont m1 olvadékösszetételéből normatív ásványkomponenseket számítunk, akkor 7%

kvarcot, 46% diopszidot és 47% ensztatitot kapunk. A hawaii tholeiites bazaltok átlagos összetételének CIPW normatív összetétele 5% kvarcot, 43% diopszidot és 52% ensztatitot tartalmaz, azaz a két összetétel jó egyezést

mutat. Ez arra utal, hogy az elméleti, termodinamikai úton levezetett bazaltos magma összetétel jól közelíti a természetes bazalt adatokat, azaz jó eredményt ad a részleges olvadás modellezésére.

Ahogy felolvad az összes diopszid, az olvadék összetétele az m1 pontból eltolódik a kotektikus vonalon az m2, majd az m3 összetétel felé, miközben a megolvadó kőzet összetétele is változik. A termodinamikai emelőszabály szerint kiszámítható, hogy milyen mértékű olvadás szükséges, hogy a földköpeny kőzete diopszid-mentes harzburgit legyen. Ez 21%-os, m1 összetételű magma keletkezése során érhető el. Ezután változik az olvadék összetétele m2, majd m3 irányban mindaddig, amíg az ensztatit is elfogy és ekkor már csak olivin és olvadék lesz a rendszerben.

A további olvadás addig tart, amíg az összes kőzet felolvad. Ez a folyamat hasonló a korábban megismerttel, a különbség csupán abban van, hogy az olvadás elindulása peritektikus és nem eutektikus ponton történik. Ez tükröződik a keletkező olvadék összetételében, egy másik fontos következmény pedig az, hogy az olvadás során olivin keletkezik. Ezt az elsőre furcsának tűnő eredményt olvadási kísérleti munkák eredményeivel ellenőrizhetjük.

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

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

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

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

nyomán)

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

Ez a termodinamikai környezet, az ensztatit inkongruens olvadását is figyelembe vevő rendszer, a természetes adatokkal és további kísérleti adatokkal való jó hasonlósággal alátámasztva leírja a Si-telített tholeiites bazaltos magma keletkezését. A kérdés az, hogy miképpen magyarázható az alkáli bazaltos magma kialakulása? A fentiekben bemutatott hőmérséklet-kémiai összetétel fázisdiagramok likvidusz görbéi megadott nyomásra és víztelítettségre

érvényesek (a példánkban víztelített rendszerre és 2 GPa nyomásra, ami kb. 75 km mélységnek felel meg). Nézzük, mi történik, ha változtatjuk a nyomást és az illótartalmat!

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

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

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

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

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

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

A főelemek közül tehát az alkáliák érzékenyen jelzik a részleges olvadás mértékét. A vas és magnézium ezzel szemben a kompatibilis nyomelemekhez hasonlóan viselkedik azaz inkább a szilárd fázisban marad és bizonyos olvadékmennyiség elérése után mennyiségük már nem változik jelentősen. Ezzel magyarázható, hogy bár a bazaltok alkália tartalma meglehetősen változó, a primitív, azaz az elsődleges magma összetételt őrző bazaltok vas és magnézium tartalma meglehetősen hasonló egymáshoz. Ezek az elemek sokkal inkább érzékenyek az olvadás

nyomás és hőmérséklet körülményeire. Hirose és munkatársainak kísérleti eredményei szerint a vas például érzékeny jelzője a magmaképződés mélységének, azaz nyomásának. A forszterit-nefelin-kvarc diagramon azt is láttuk, hogy a nyomás növekedésével nemcsak sziíciumban telítetlenebbé válik a keletkező magma, hanem kis mértékben elmozdul a nagyobb forszterit érték felé is. Ez azt jelenti, hogy nagyobb nyomáson (> 3 GPa) már jellemzően magasabb Mg-tartalmú magma alakul ki (MgO>15 tömeg%), aminek pikrites vagy komatiites az összetétele.

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

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