Magma

Amagmafelszín alatti, olvadtkőzetanyag.Földtani megközelítés szerint többkomponensű, nyílt rendszerű szilikátos kőzetolvadék, változatos (és változó) kristály- és könnyenilló-tartalommal, változó hőmérséklettel, sűrűséggel, folyási jellemzőkkel és viszkozitással.Az elnevezés a görög magma (μάγμα = gyurma, dagasztott pép) szóból ered.

Felszínilávafolyás

Felszíni lávafolyás

Származhat közvetlenül aköpenyés/vagy aföldkéregrészleges olvadásából (ilyenkor anyamagmáról beszélünk), vagy ezen olvadékok differenciálódásából és/vagy keveredéséből (leánymagma, utódmagma, maradékmagma a neve).

A magma megszilárdulása során keletkezett kőzeteketmagmás kőzeteknekvagy magmatitoknak is nevezik. A felszínre kerülő magma (mely közben elveszíti könnyenilló-tartalmát) neveláva,a felszínen (vagy víz alatt) megszilárduló magmás kőzetek a kiömlési-, vagy más néven a lávakőzetek. A föld alatt megszilárduló magmás kőzetek a mélységi magmás kőzetek.

A magma tevékenységeinek összessége amagmatizmus.

A magma jellemzői

A magma az átlag 36 km vastagságú kéreg és a köpeny határán alakul ki. Mélység szerint megkülönböztetjük anagymélységi magmát(5 km alatt), akismélységi magmát(vagy szubvulkáni, 0–5 km), illetve avulkanikus magmát(kiömlési, felszínre jutó).

Mivel a magma nem egynemű anyag, azaz többféle komponens alkotja (a beolvadt köpeny vagy kéreg összetételétől függően) olvadási sajátosságai (pl.hőmérséklet) nagyon változóak. Az olvadékban a kristályok nem szilárd (esetleg részlegesen szilárd) állapotban vannak jelen és csak a felszín közelébe érve szilárdulnak megszilikátásványokatképezve. Az izzó, felfelé törekvő magma nyílt rendszert alkot, környezetével állandó kölcsönhatásban differenciálódhat.

A magma összetételében találunk ún.fenokristályokatis, melyek már magasabb hőmérsékleten kikristályosodnak (pl. azolivinéspiroxének). Aszilíciumban-gazdag magmákban nagyobb a kristálytartalom, mivel ezek kristályosodási hőmérséklete alacsonyabb. A kristályosodást a vízgőz jelenléte is befolyásolhatja: a víznyomás növekedésével az olvadék alacsonyabb hőmérsékleten szilárdul meg, azaz tovább marad folyékony.

A magmákillóanyag-tartalmaelsődlegesen a köpeny- és a földkéreg megolvadt anyagából származik. A magmában uralkodó nagy nyomásviszonyok miatt túlnyomórészt oldott állapotban vannak és a felszínhez közelítve, a nyomás csökkenésével szabadulnak fel (ami avulkánikitörések robbanásos jellegét befolyásolja). A magmában a leggyakoribb illóanyagok avízgőzés akén-dioxid,de előfordulnak aklórés afluorvegyületei is.

Illóanyag-tartalom alapján ortomagmánaknevezik az 1%-nál kevesebb illóanyagot tartalmazó „száraz” magmát. Ez magas hőfokon (700-1300 °C között felszíni nyomáson) képződik. A „száraz” magma az óceánközépi hátságok magmatizmusára jellemző.

A magmába a mellékkőzetekből (például a szubdukciós övben a köpenybe betolódó litoszféra lemez kőzeteiből) illó léphet be. Ezt a folyamatot Szádeczky-Kardoss Elemér pozitív transzvaporizációnak nevezte. Az illókat a mellékkőzetek hő- és nyomás hatására történő metamorfizálódása után az amfibol és a csillám ásványok hordozzák. Ezekből a nagy hőfokon felszabaduló OH^-ionok fluid állapotú H₂O-vá és szabad, ionos állapotú O^--ionná alakulnak (megnő a magmaolvadék parciális oxigén nyomása - oxigén fugacitása). A szilikát olvadék a karbonátos mellékkőzetekkel történő érintkezése során CO₂-t is felvesz. A CaCO₃900 °C-on disszociál (felszíni nyomáson), a CaMgO₃azonban már 780 °C-on is, amely hőmérsékletet a Na ionok jelenléte tovább csökkenti. Ezért a disszociáció már mintegy 300 °C körül megindulhat. A csillámokban, amfibolokban lévő F^-és Cl^-ionok tovább növelik a magma illó tartalmát.

Az 1-4% közötti illó anyag tartalmú magmáthemi-orto magmánaknevezzük. A 4%-nál több illót tartalmazó magma neve ahipomagma.

Az illók aránya csak kivételes esetben éri el a 10%-ot.

A magmát alkotó szilikát olvadék csak bizonyos szintig képes illóanyagokat fölvenni. Ez atelítettségi szintfügg az olvadék kémiai összetételétől, hőmérsékletétől és nyomásától is. Az illók mennyisége csökken a hőmérséklet növekedésével (mert az illók oldódása exoterm folyamat), és általában nő a nyomás növekedésével. Az illótartalom növekedése az olvadáspont csökkenésével jár, mivel a hosszú szilikát láncok és térrácsok az illók jelenlétében könnyebben töredeznek. Raoult II. törvénye írja le az illótartalomnak az olvadáspontra gyakorolt hatását.

$dTolv=xkRTsz/Qsz$

ahol dTolv az olvadáspont változása R az univerzális gázállandó Tsz az olvadáspont hőmérséklete Qsz az olvadáshő.

Az illóknak az olvadási tartományra (a szilikát kőzeteknek nincs éles olvadás pontjuk, hanem az eutektikumok kivételével egy hőmérséklet tartományban olvadnak meg) gyakorolt hőmérséklet-csökkentő hatását a kőzetek kemizmusa is befolyásolja: Az SiO₂-ben gazdagabb kőzetek olvadáspontját erőteljesebben csökkentik az illók (több SiO₄tetraéderből álló szerkezeti egységek képesek széttördelni kisebb darabokra az illókban lévő anionok), mint az SiO₂-ben telítetlenebbekét.

Hőmérséklet

A litoszféra és az asztenoszféra határán képződő magma hőmérsékletét nem ismerjük, csak a felszíni kőzetek olvasztási kísérleteiből és a lávaömlések hőmérsékletéből következtethetünk rá. A magmák hőmérséklete nagyon változó, annak függvényében, hogy mennyi hő szükséges egy adott kőzettömeg megolvadásához. Alapvetően három tényező határozza meg:

1. Vegyi összetétel– a hőmérsékletet elsősorban aszilícium-tartalom befolyásolja: minél kisebb annál magasabb hőmérsékletre van szükség a kőzet megolvadásához. Például abazaltoskőzetek akár 4500 °C-kal kisebb hőmérsékleten megolvadnak, mint aszilíciumbangazdagriolitok.
2. Nyomás– a nyomás csökkenésével alacsonyabbá válik a beolvadási hőmérséklet.
3. Illóanyag-tartalom– a víznyomás növekedésével az olvadék alacsonyabb hőmérsékleten szilárdul meg.

A felszínre törő magmák hőmérséklete a következőképpen alakul:

• bazalt– 1000-1250 °C
• andezit– 950-1200 °C
• dácit– 800-1000 °C
• riolit– 700-900 °C

Sűrűség

A felszín felé törekvő magma folyamatosan veszíttérfogatából,ami annak tudható be, hogy eltávoznak belőle a gázok. A térfogatcsökkenés azonbansűrűségnövekedésseljár. A hőmérséklet és a sűrűség között fordított arányosság áll fenn. A bazaltos magmák sűrűsége 2600–2800 kg/m³, míg a riolitos magmáké mintegy 2000 kg/m³.

Viszkozitás

A magmákviszkozitásanehezen határozható meg a vegyes (gáz, folyékony, szilárd) halmazállapota miatt. Ezenfelül a felszínre törekvés során, a hőmérséklet és nyomáscsökkenés következtében a viszkozitás változik. A hőmérsékleten és nyomáson kívül kémiai összetételük befolyásolja leginkább a magma viszkozitását. A magasabbszilícium-tartalommal rendelkező magmák viszkózusabbak, és az Al₂O₃tartalom - noha az SiO₂tartalomnál kisebb mértékben, de - szintén növeli a viszkozitást. Általában csökkenti a magma viszkozitását a Fe²⁺,Ca²⁺,Mg²⁺,Na⁺,K⁺ion-tartalom növekedése, de a Mg²⁺⁺tartalom növekedése fordított hatású is lehet: okozhatja a viszkozitás növekedését is.Az ultrabázisos kőzetekben (pl. a dunitben), melyekben az olivin fő elegyrész, a forsterit (MgSiO₄) magas hőmérsékleten kezd kristályosodni, és az olvadékban megjelenő kristályok növelik a magma viszkozitását. A magma képződése során keletkező szilikát olvadékban SiO₄^4-ionok, illetve ezek ionláncai, -csoportjai keletkeznek és töredeznek szét. Az ásványok megolvadása során először akationoklépnek ki az ásványok kristályrácsából, a szilikát váz csak ezután bomlik szét ionokra. Mivel az SiO₄^4-ionban a belső kötések erősenkovalensjellegűek, ezért ezek az ionok nem esnek szét elemeikre. A nagy méretű,polimernekis tekinthető n[Si₂O₆], n[Si₄O₁₁], n[SiO₄] stb. ion láncokról, hálókról a hőmérséklet növekedésével vagy a nyomás csökkenésével csak fokozatosan szakadnak le az SiO₄^4-ionok. Az így egyre kisebbé váló szilikát polimer láncok méretcsökkenése okozza valójában az olvadék viszkozitásának csökkenését a hőmérséklet növekedésével, illetve a nyomás csökkenésével. A fentiek tükrében érthető, hogy az SiO₂-tartalom a szilikát polimerek méretét növelő szerepén keresztül növeli a magma viszkozitását. Hasonló az Al viszkozitás növelő szerepe is, minthogy a Si atomot helyettesítheti a szilikátok SiO₄tetraédereiben. Ha az olvadék képződésében részt vevő kőzetek jelentős mennyiségű fémoxidot is tartalmaznak, ezek elbomlásakor oxigén szabadul föl. Az atomos állapotú oxigén megbontja a szilikát polimereket, ezzel csökkenti az olvadék viszkozitását. Hasonló a hatása a képződő magma viszkozitására a kőzetekben kristályvízként jelenlévő H₂O-nak, valamint a F^-,Cl^-- tartalmú ásványoknak (csillámok), melyekből az olvadék képződése során felszabaduló anionok elősegítik a szilikátpolimerek méretcsökkenését.

Szilárdság

A magmaszilárdságaa deformációjának mikéntjét jelenti. Beolvadáskor a szilárdság gyorsan csökken, felszínre töréskor pedig folyamatosan nő, emelkedik a kristálytartalma.

Folyása

A magma (illetve a felszínen a láva) a viszonylag nagy viszkozitás és kis sebesség miatt általában laminárisan folynak. Ez a jelenség megőrződik a riolitos lávák rétegzett szerkezetében, melyeketfolyási sávnakneveznek.

A magma differenciációja

Amagma differenciációja(magmatikus differenciáció) azon kőzettani-geokémiai folyamatok összességét jelenti, amelyek elváltozásokat okoznak az elsődleges, anyamagmához képest. A magma keletkezhet olvadt köpenyanyagból, vagy visszaolvadt felszín alá kerülő kőzetekből (palingenézis).

A magma differenciációját befolyásoló tényezők:

1. Likvidmagmás szétkülönülés– ez jelenti azt a folyamatot, amely során a hőmérsékletcsökkenés miatt a folyadék két vagy több eltérő összetételű részre különül el. Ilyen folyamat lehetett a földmag és a földköpeny kezdeti szétválása is. A kísérleti adatok szerint a folyamat 1100 °C-on megy végbe. A szétkülönülés többféle lehet:szilikát-szulfid,szilikát-szilikátésszilikát-karbonát.
2. Termogravitációs diffúzió– a magma belső, konvekciós áramlásai által létrehozott hőmérsékleti különbségek, amelyek összetételbeli különbségekhez vezetnek.
3. Frakcionális kristályosodás– mely azt jelenti, hogy a magasabb olvadáspontú ásványok korábban kiválnak. A kristályosodást számos tényező befolyásolhatja: pl. nyomásváltozás, kémiai összetétel.
4. Folyási differenciáció– az a részben az eddigieket is magába foglaló folyamat, amikor a felfelé mozgó magma összetétele megváltozik. A változás a kristályosodásra és a korán képződő kristályok lehagyására (illetve azok lesüllyedésére), a kürtő falán való kristályképződésre, a magmának a környezettel való kölcsönhatására, végül a gázok megszökésére vezethető vissza.
5. A magmakamra alakja és mérete
6. A magmakamra mélysége
7. A magma fizikai állapotának változásai

A magma típusai

A SiO₂tartalom alapján a következőmagma-típusokkülönböztethetők meg:

• Ultramáfikus(pikrites)

SiO₂< 45%

hőmérséklet: 1500 °C-ig

viszkozitás:nagyon alacsony

kitörési viselkedés: kiömléses vagy nagyon robbanásos

előfordulása:divergens lemezszegélyeken,forrópontoknál,konvergens lemezszegélyeken.A legtöbb ultramáfikuslávaazarchaikumbankerült a felszínre. Napjainkból nem ismertek.

• Máfikusvagybázisos(bazaltos)

SiO₂< 50%

hőmérséklet: 1300 °C-ig

viszkozitás:alacsony

kitörési viselkedés: kiömléses

előfordulása:divergens lemezszegélyeken,forrópontoknál,konvergens lemezszegélyeken.

• Átmenetineutrális(andezites)

SiO₂~ 60%

hőmérséklet: 1000 °C-ig

viszkozitás:átmeneti

kitörési viselkedés: robbanásos

előfordulása:konvergens lemezszegélyeken.

• Felszikussavanyúvagyacidikus(riolitos)

SiO₂>70%

hőmérséklet: 900 °C-ig

viszkozitás:magas

kitörési viselkedés: robbanásos

előfordulása:divergens lemezszegélyeken,forrópontoknál,konvergens lemezszegélyeken.

Magmás kőzetek

Amagmás kőzeteka magma felszínalatti megszilárdulása során keletkeznek.

Források

AWikimédia CommonstartalmazMagmatémájú médiaállományokat.

• Báldi Tamás: Általános földtan, egyetemi jegyzet, ELTE Budapest, 1997
• Karátson Dávid: Vulkanológia I., egyetemi jegyzet, ELTE Budapest, 1997
• http://petrology.geology.elte.hu/
• John D. Winter: An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology, Prentice Hall (February 19, 2001),ISBN 978-0-13-240342-9
• Petrology: Igneous, Sedimentary, and Metamorphic by Harvey Blatt, Robert Tracy, and Brent Owens (Hardcover - Nov 11, 2005)