Magmás kőzetek kémiai összetétele különböző tektonikai környezetekben

Átírás

1 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:

2 24. ábra - A kimerült földköpeny peridotit anyagának (üres kör) és a belőle származó N-MORB kőzet (telt kör) primitív köpeny összetételre (Sun és McDonough, 1989) normált nyomelem eloszlási diagramja. A nyomelem eloszlásban 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. 25. ábra - Átlagos N-MORB (telt kör) és E-MORB (üres háromszög) primitív köpeny összetételre (Sun és McDonough, 1989) normált nyomelem eloszlási diagramja

3 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: 26. ábra - Átlagos N-MORB (telt kör), E-MORB (üres háromszög) és OIB (telt háromszög) primitív köpeny összetételre (Sun és McDonough, 1989) normált nyomelem eloszlási diagramja. 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: - 2 -

4 27. ábra - Különböző jellegű OIB kőzetek primitív köpenyre normált nyomelem diagramja (Weaver, 1991). HIMU=nagy μ köpenykomponens bazaltja, EMI és EMII=gazdagodott köpenykomponens bazaltjai Az úgynevezett HIMU (nagy 238 U/ 204 Pb, 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 spinellperidotit kőzetanyagából származik. A Maraiana 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

5 28. ábra - A Mariana vulkáni szigetív bazaltjának (üres háromszög) és az átlagos N-MORB (telt kör) primitív köpeny összetételre (Sun és McDonough, 1989) normált nyomelem eloszlási diagramja. 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

6 29. ábra 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: 30. ábra A Bükk környezetében főleg felszín alatt, míg a felszínen a Darnóó zónában és a Bódvaárokban - előforduló főleg triász korú mafikus kőzetek egy egykori óceánközépi hátság mentén keletkezhettek (Harangi et al., 1996). A keleti Mecsekben alsókréta korú bazaltfonolit 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 - 5 -

7 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 Tokajihegységben előforduló andezit-dácit kőzetek is (Downes et al., 1995; Karátson et al., 2000; Harangi et al., 2001)