A Pannon-medence lemeztektonikai fejlődése

A Pannon-medence lemeztektonikai fejlődése
Szabó Csaba
Litoszféra Fluidum Kutató Labor (LRG)
Földrajz- és Földtudományi Intézet és
Kari Kutató és Műszer Centrum
ELTE
Pázmány Péter sétány 1/C
Budapest, 1117
email: cszabo@elte.hu
http://lrg.elte.hu/oktatas/
1
Telefon
Pontosság
Táplálkozás
2
• Előadás
• Szerda: 11.00-14.00 (Sárfalvy-terem)
• okt. 14, nov. 4, 11, 18 (4 hét)
• Zárthelyi:
ideje: ?
helye: ?
• Jegylezárás: jan. 29. 24.00
3
Geokémiai Geodinamika
Zindler & Hart, 1986
4
Geokémiai Geodinamika
- Kérdések:
Mit tudunk Föld belsejének geokémiájáról?
A köpeny homogén geokémiailag? (ha nem,
hány és milyen geokémiai rezervoir
különíthető el és ezek identitása milyen
hosszan maradhat fenn?)
Milyen geokémiai technikák/eszközök
ismertek, amelyekkel a köpenyről információ
szerezhető?
5
Summary of Earth Differentiation
(nucleosynthesis, mixing)
Solar Nebula
volatiles
(gas-solid equilibria)
refractories
late veneer
Condensation and Accretion
(continuing
cometary
flux?)
(melting; gravity and geochemical affinity)
siderophile (& chalcophile)
Core
lithophile &
chalcophile
Silicate Earth
atmophile
Primitive Atmosphere
(freezing)
Inner
Core
Primitive Mantle
Outer
Core
Lower Mantle
(hotspot plumes)
(catastrophic
impact)
(partial melting;
liquid-crystal partitioning)
(?)
(lost due to
impacts)
Upper Mantle
Moon
degassing
Continental Crust
(plate tectonics: partial
melting, recycling)
Oceanic Crust
degassing
Modern Atmosphere
& Ocean
6
Geophysics
Geochemistry and Geophysics
• Ismeretünk - a föld szerkezétének
történetéről - csupán geokémiai
következtetésekből ered, mivel a
Time Then
Now
geofizika csak a mai Földet tudja
Surface
Geochemistry
tanulmányozni (kivéve a
paleomágnesség)
• A geokémia csak a Föld felszínét tudja
mintázni, így a Föld belsejére levont
Depth
geokémiai következtetések csak
közvetettek, és kiegészítendők geofizikai
és geológiai megkötésekkel, feltételekkel.
Interior
• Köpeny minták (xenolitok, peridotit
marriage
masszívumok, gyémánt: a köpeny
ablakai) ritkán közvetlenül is
rendelkezésre állnak; a bazaltok
(olvadékok) a leggyakoribb anyagok,
amelyekben a köpeny geokémiai
7
tulajdonságai jelen vannak.
?
Geokémia és Geodinamika
• Szintén számos modell ismert/ajánlott a KPR-re…
• Szubdukciós és laminációs lemezvisszagördülési
modell a Kárpátok íve mentén
• Transzpressziós mozgások a Ny-Kárpátok mentén
és szubdukció a K-Kárpátok mentén
• Kárpátok mentén létrejövő gravitációs instabilitás
• Asztenoszféra-áramlás mint a tercier kilökődés és
extenzió hajtóereje
• Szubdukció, extenzió és “hőoszlop” szerepe a
térség fejlődésében
• Posztkolliziós és posztszubdukciós magmatizmus a
KPR DK-i szegmensében
• Stb., stb.,
8
Geokémia és Geodinamika
• Számos globális modell ismert/ajánlott…
9
10
Forró pontok
A Hawaii-Emperor-hatságon található, a
Hawaii forrópontok által létrehozott
vulkánok (korok: Molnar Stock, 1987)
Ugyanaz a hőoszlop, amely a litoszférát
‘átégette’, helyzetét nem változtatta meg.
A forrópontokhoz tartozó összenergia
2300GW (Kis, 2007).
3D perspective view of the Hawaiian
Islands shown in green, with the white
summits of Mauna Loa (4,170 m high)
and Mauna Kea (4,206 m high). The
islands are the tops of massive
volcanoes, most of whose bulks lie
below the sea surface. Ocean depths are
colored from purple (5,750 m deep
northeast of Maui) and blue to light gray
(shallowest). Historical lava flows are
shown in red, erupting from the summits
and rift zones of Mauna Loa, Kilauea,
and Hualalalai volcanoes on Hawai‘i .
Plume fixed
Izland alatti hőoszlop
tomográfiai módszerrel
meghatározott formája
(Wolfe et al., 1997)
Az izlandi és hawaiihőoszlopok forrásmélysége szeizmikus
tomográfia révén
bizonyított, hogy a
köpeny-mag határfelületéig nyomozható.
A D” réteg egyrészt
szeizmikus sebesség,
másrészt viszkozitás
csökkenéssel jellemezhető. Ennek magyarázata
a magból származó
hőfluxus, amely az alsó
köpeny-mag határfelületének szilárdságát
megszünteti.
A hőoszlopok szállított
anyaga bazaltos összetételű.
The Galapagos Archipelago provides another example of
geographic variation of isotope composition in the mantle. The
Galapagos provide an unusually favorable opportunity for
producing a geochemical map of the mantle because they consist of
20 or so volcanoes that have al been active over the past 2 or 3
million years. Combining Nd isotope ratio determined on basalts
from these volcanoes as well as data from previous geochemical
studies of the Galapagos Spreading Center (GSC) just to the north,
White et al. (1993) produced a contour map of Nd isotope ratios
shown in Figure 20.8. The contours reflect regional geochemical
variations in the mantle below.
Figure 20.8: Contour map of End variation in the mantle beneath the Galapagos.
Contouring is based on average End from 21 volcanoes, whose locations are
shown by solid dots (Locations were corrected for plate motion since time of
eruption).
The contouring reveals a horseshoe-shaped region
around the western, northern, and southern periphery
of the archipelago in which low εNd values occur, and a
region in the center in which high εNd values occur. The
high εNd values are more typical of MORB than of OIB.
This pattern is unexpected. From what was observed
along the MAR (Figure 20.6), one might expect εNd to
decrease radially from the center of the archipelago.
The pattern in the Galapagos may reflect the fluid
dynamics of plume-asthenosphere inter-action.
Laboratory experiments have shown that a thermal
plume (i.e., one that rises because it is thermal buoyant
rather than chemically buoyant) will entrain
Figure 20.9: Cartoon illustrating the sheared plume model. Stippled pattern
surrounding asthenosphere if it is bent by
represents lithosphere, cross-hatched pattern is original plume material, grayed asthenosperic motion. This is because the surrounding
patterned is asthenosphere, darker gray is thermally buoyant asthenosphere. a.) asthenosphere is heated by the plume, as a result, it also
East-west cross section beneath the center of the archipelago, b.) North-south
13
begins to rise. This interpretation is illustrated in
cross section at the longitude of Isabela.
Figure 20.9.
Sűrűség
Spinell
peridotit
A Föld belső szerkezete
Ortopiroxén
Gránát
-
Felső
köpeny
Klinopiroxén
Fe
-
Átmeneti
Zóna

Majorit gránát
olivin
Alsó
köpeny
Ferroperiklász
Mg-szilikát
perovszkit
Frakció
spinell
Ca-szilikát perovszkit
Mélység (km)
Gránát peridotit
A felsőköpeny,
az átmeneti zóna és
az alsóköpeny
fázisainak összetétetele a sűrűség
változásával a mélység függvényében
14
One of the problems of plate tectonics is the fate of the
subducting slab. This can be traced, from seismic evidence, to
descend to about 650 km; but the evidence is somewhat
conflicting regarding the extent to which it penetrates the dense
650 km discontinuity. (See references by Jordan and Hilst).
Because the phase changes with depth are now known in some
detail, both for ultramafic mantle material and for subducted
basaltic ocean crust, it is possible to calculate their modal
compositions with depth. For instance, the modal composition of
pyrolite with depth is shown in Fig. 10:
Fig. 11 shows the same calculations for basaltic ocean crust.
Note that the plate which is subducting is not uniform mantle
pyrolite but, because of melting at the ridge axis, it has
segregated into a basaltic ocean crust (ca 5 km thick), residual
harzburgite (from which the basalts were extracted) underlain
by ordinary pyrolite. Knowing the mineral proportions and the
densities of the minerals in each of the main rock types,
undepleted pyrolite, depleted harzburgite, and basaltic ocean
crust, it is then possible to calculate the density changes in
each of these rock types with depth.
Fate of the subducted slab: Ringwood 1991 Model
Basalts and Plate Tectonics (intimate relationship)
Mantle has peridotite (ultramafic) composition.
16
Geokémia és Geodinamika
• Milyen közvetlen információ származik bazaltok
vizsgálatával az olvadék forrás régiójáról?
– Főelem összetétel: parciális olvadás és frakcionáció
(sokszor komplikált folyamat)
– Nyomelemen koncentráció: a megoszlási együtthatók
(D = CS/CL) a koncentrációk az olvadás mértékének és
módjának, továbbá a olvadék forrás régiójának a
függvénye
– Inkompatibilis elemek (= D « 1) aránya: ha mindkét
elem (Nb/U, Ce/Pb) eléggé inkompatibilis, azaz olyan
mennyiségben vonódjék ki a forrás régióból az
olvadékban az arányuk megegyezzenek a forrás
régióban lévő aránnyal.
– Stabil izotópok: talán, ha nagy-T frakcionáció
elhanyagolható (O, B, Li, N)
– Nehéz, hosszúéletű radioaktív izotóp arányok: IGEN.
Diffúziós modellek bizonyították, hogy a bazaltos
olvadék izotópos egyensúlyban van a forrás régiójával.
17
Teljes kőzet geokémia
18
Kéreg és Föld elemi összetétele
A kéreg leggyakoribb elemei,
Winter, 2001
Elem/Oxid
atom%
oxid%
O
60.8
Si/SiO2
21.2
59.3
Al/Al2O3
6.4
15.3
Fe/FeO
2.2
7.5
Ca/CaO
2.6
6.9
Mg/MgO
2.4
4.5
Na/Na2O
1.9
2.8
A Föld összetétele/ leggyakoribb
elemei, Ringwood, 1975
Elem
atom%
Fe
31
O
30
Si
18
Mg
15
Ca
1.8
Ni
1.7
Al
1.4
Na
0.9
atom% < - > oxid%
Nagy mennyiségben előforduló főelemek (>1.0 oxid%)
Kis mennyiségben előforduló főelemek (mikroelemek) (0.1-1.0
oxid%)
Nyomelemek (< 0.1 oxid%)
19
Reprezentatív magmás kőzetek kémiai összetétele (oxid%)
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
Cr2O3
Illó
Peridotit
43.91
0.63
4.40
3.75
6.83
0.41
32.46
5.25
0.49
0.34
0.11
1.27
Bazalt
49.20
1.84
15.74
3.79
7.13
0.20
6.73
9.47
2.91
1.10
0.95
0.08
0.95
Andezit
57.94
0.87
17.02
3.27
4.04
0.14
3.33
6.79
3.48
1.62
0.53
0.83
Riolit
72.82
0.28
13.27
1.48
1.11
0.06
0.39
1.14
3.55
4.30
0.10
Fonolit
56.19
0.62
19.04
2.79
2.03
0.17
1.07
2.72
7.79
5.24
0.67
1.10
1.57
Cr2O3 ha főelem, akkor %-ban pph (part per hundred), konvertálva ppm-be
 tömeg%*104 (ppm)  elemi formában kifejezve: /2 (elemi
formában egy Cr atomra számolunk, viszont két mol Cr szükséges egy
mol Cr2O3 formálásához
20
Nagy mennyiségben előforduló főelemek (major) meghatározzák a(z)
- kőzetek ásványos összetételét és rendszertani helyét,
- olvadási és kristályosodási folyamatokat,
Kis mennyiségben előforduló főelemek, azaz mikroelemek (minor)
- általában helyettesítenek (MnFe; CrFe),
vagy akcesszóriákat formálnak (Papatit; Tiilmenit, rutil, titanit; Crkrómit),
A nyomelemek (trace) koncentrációja (ppm) túl kicsi önálló ásványok formálásához (Zr
kivétel, cirkon is akcesszória, de a Zr nem fő- vagy mikroelem)
- főelemeket helyettesítenek,
- mennyiségük és eloszlásuk a magmák és magmás kőzetek fejlődésére, a
forrás régió és a magmás folyamatok jellemzésére
- metamorf események? (szubdukciós lemez)
21
Petrogenetikai paraméterek
- magnéziumszám (mg#): 100*Mg/(Mg+Fe2+), ahol Mg és Fe atom%,
primitív bazaltos (bázisos) olvadék: mg# > 0.68-0.75
- szilicium telítettség:
- túltelített (savanyú) kőzet (silica oversaturated) normatív q-t tartalmaz
- telítetlen (bázisos/alkáli) kőzet (silica undersaturated) normatív q-val
inkompatibilis fázisokat (ol, ne) tartalmaz
- differenciációs index (D.I.):
= q+ab+or+ne+kp+lc (normatív ásványokból)
- szilifikációs index (S.I.): =
100[Si-(Al+Fe2++Mg+3Ca+11Na+11K+Mn-Fe3+-Ti-4P)/2],
(Si, Al, stb. atom%)
S.I.<0 - ne-gazdag; S.I.~0 - hy-gazdag, S.I.>0 - q-gazdag kőzetek
Normatív ásványok:
q-kvarc, ab-albit, or-ortoklász, ol-olivin, hy-hipersztén, ne-nefelin, lc-leucit, kp-káliofilit
22
Főelem diszkiminációs diagramok bazaltok és szubalkáli vulkanitok
tektonikai környezetének meghatározására
23
Basalts and Plate Tectonics
In late 1960’s it was recognized that basalts formed in
several plate tectonic environments.
24
(OIB+CRB)
25
Pearce diagram plot, the major
elements FeOt MgO and Al2O3 for
subalkali rocks.
26
Mullen diagram plot, the minor
elements TiO2, MnO and P2O5.
27
Nyomelem diszkiminációs diagramok bazaltok, szubalkáli
vulkanitok tektonikai környezetének meghatározására
28
Figure 9-8. (a) after Pearce and Cann (1973), Earth Planet, Sci. Lett., 19, 290-300. (b) after Pearce (1982) in
Thorpe (ed.), Andesites: Orogenic andesites and related rocks. Wiley. Chichester. pp. 525-548, Coish et al.
(1986), Amer. J. Sci., 286, 1-28. (c) after Mullen (1983), Earth Planet. Sci. Lett., 62, 53-62.
29
Klinopiroxén főelem diszkiminációs diagramok bazaltok,
szubalkáli vulkanitok tektonikai környezetének meghatározására
30
Ideal site occupancy of cations in pyroxenes
31
Nisbet - Pearce, 1977
32
CMP, 63, 149-160
Geokémia és Geodinamika
• Milyen közvetlen információ származik bazaltok
vizsgálatával az olvadék forrás régiójáról?
– Főelem (és mikroelem) összetétel: parciális olvadás és
frakcionáció (sokszor komplikált folyamat)
– Nyomelemen koncentráció: a megoszlási együtthatók
(D = CS/CL) a koncentrációk az olvadás mértékének
és módjának, továbbá a olvadék forrás régiójának a
függvénye
– Inkompatibilis elemek (= D « 1) aránya: ha mindkét
elem (Nb/U, Ce/Pb) eléggé inkompatibilis, azaz olyan
mennyiségben vonódjék ki a forrás régióból az
olvadékba, hogy az arányuk megegyezzen a forrás
régióban lévő aránnyal.
– Stabil izotópok: talán, ha nagy-T frakcionáció
elhanyagolható (O, B, Li, N)
– Nehéz, hosszúéletű izotóp arányok: IGEN. Diffúziós
modellek bizonyították, hogy a bazaltos olvadék
izotópos egyensúlyban van a forrás régiójával.
33
Kompatibilis – inkompatibilis elemek
• Azokat az elemeket, amelyek (inkább) a
köpenyásványok rácspontjaiban foglalnak helyet és
olvadás során a szilárd fázisban tartózkodnak
(maradnak)
– kompatibilis elemeknek nevezzük
– pl: Ni, Co, Cr, Co, Os, Mg, Sc
• Azokat az elemeket, amelyeknek töltése és/vagy
mérete a köpenyásványok rácspozicióitól
különböznek és az olvadék fázisba particionálódnak
olvadás során
– inkompatibilis elemeknek nevezzük,
– pl: K, Rb, Sr, Ba, REY, Nb, Ta, Zr, Hf, U, Th, Pb
• Megoszlási koefficiens:
D = CS / CL
ahol CS valamely elem koncentrációja a szilárd
fázisban és CL valamely elem koncentrációja a
olvadék (folyadék) fázisban
– inkompatibilis elemek:
D «1
– kompatibilis elemek:
D»1
Nb/U vs. Nb
Figure 14.6. Nb/U ratios vs. Nb concentration in fresh glasses of both MORBs and OIBs. The Nb/U ratio is
impressively constant over a range of Nb concentrations spanning over three orders of magnitude (increasing
enrichment should correlate with higher Nb). From Hofmann (2003). Chondrite and continental crust values from
Hofmann et al. (1986).
36
Kondrit
If the Sun and Solar System formed from the same material at the same time,
we would expect the raw material of the planets to match the composition of
the Sun, minus those elements that would remain as gases. A class of
meteorites called chondrites shows such composition, which are thought to be
the most primitive remaining solar system material. Chondrites are considered
the raw material of the inner Solar System and reflect the bulk composition of
the Earth.
belső bolygók = Nap – (H és nemes)gázok = kondrit
Normál kondrit (morzsalékos, összetapadt csomók
aggregátuma, nincs mátrix), a csomók/cseppek
több fázisból állnak.
Normál kondritban kondrumok.
Elemental abundances in CI
chondrites compared to
abundances in the solar
photosphere. For comparison
purposes, the abundance of Si is
set at 106 Si. The bulk
compositions of the CI
chondrites and the solar
photosphere show an amazing
correlation, with a few key
exceptions. Combined, these
data sets provide our best
estimate for bulk solar
elemental abundances. H and
the noble gases are not shown.
The highly volatile elements
H, C, N, O and rare gases are
depleted in C1 meteorite
relative to the Sun
photosphere.
Li is depleted in the Sun.
The Sun is basically H+He,
whereas the Earth is dominated
by O, Si, Mg, Fe. Much Fe is in
core, leaving rocky earth
dominated by O, Si, Mg.
Laurette, 2011
Geokémia és Geodinamika
• Milyen közvetlen információ származik bazaltok
vizsgálatával az olvadék forrás régiójáról?
– Főelem összetétel: parciális olvadás és frakcionáció
(sokszor komplikált folyamat).
– Nyomelemen concentráció: a megoszlási együtthatók
(D = CS/CL) a koncentrációk az olvadás mértékének és
módjának, továbbá a olvadék forrás régiójának a
függvénye.
– Inkompatibilis elemek (= D « 1) aránya: ha mindkét
elem (Nb/U, Ce/Pb) eléggé inkompatibilis, azaz olyan
mennyiségben vonódjék ki a forrás régióból az
olvadékban az arányuk megegyezzenek a forrás
régióban lévő aránnyal.
– Stabil izotópok: talán, ha nagy-T frakcionáció
elhanyagolható (O, B, Li, N).
– Nehéz, hosszúéletű izotóp arányok: IGEN. Diffúziós
modellek bizonyították, hogy a bazaltos olvadék
izotópos egyensúlyban van a forrás régiójával.
40
41
Plate 1 Periodic table of the elements. The isotopes most commonly used in isotope geology are indicated.
Allegre, 2009
Radioactive Isotopes and their Daughter Elements
42
Radioactive Decay Systems of Geochemical Interest
& β+
 87Sr/86Sr
147Sm-143Nd,  143Nd/144Nd
232Th-208Pb, 235U-207Pb, 238U-208Pb  208Pb/204Pb, 207Pb/204Pb, 206Pb/204Pb
/Th-U-Pb-(He, Bi, Ra, Rn)/
87Rb-87Sr,
43
Isotope Geochemistry
Izotópok nem frakcionálódnak a parciális olvadás
során, tehát a forrás régió geokémiai jellemvonását
tükrözik
Az OIB nagy kiterjedésben mintázza meg a
szubóceáni köpenyt, ahol a kéreg kontaminációja
minimális, mással össze nem vethető geokémiai
információt hordoz a köpeny természetéről
44
Basalts and Plate Tectonics
In late 1960’s it was recognized that basalts formed in
several plate tectonic environments.
45
Heterogeneity of Oceanic Basalts
•
•
MORB = mid-ocean ridge basalt
OIB = ocean island basalt
Observation: while less diverse than
continental rocks, oceanic basalts do
display a significant diversity of
isotopic compositions in 87Sr/86Sr.
Focus on oceanic basalts because they
are uncontaminated by continents.
46
ZABARGAD (St. John’s Island)
5-10 km2 scale
heterogeneity
for Ronda
47
Isotopic Equilibrium and Disequilibrium
• So heterogeneous isotopic compositions come out of the
mantle. What does this mean about the heterogeneity of
the mantle itself?
• The essential argument for isotopic equilibrium between
source region and mantle melt was presented by Hofmann
and Hart (1978). They consider two cases:
– (1) The mantle is uniform on a regional scale (10-1000 km3) due
to efficient mechanical stirring (movement), but not in chemical
or isotopic equilibrium on a local (cm) scale due to inefficient
diffusion.
• In this case, isotope heterogeneity in erupted basalts might reflect
different degrees of melting, if radiogenic Sr accumulates in phlogopite
and is contributed to the melt only as phlogopite melts.
– (2) The mantle contains regional inhomogeneities that have
survived the stirring process for long times, but is isotopically
equilibrated by diffusion on a local (100 m?, 105 y, @1350 oC)
scale at least during melting.
• In this case, isotope heterogeneity in erupted basalts reflects regionalscale difference in their source compositions only.
48
Dupal (Dupré and Allegre, 1983 (Hart,
1984) large-scale anomaly; nearly all the
isotopically unusual hotspots are between
Equator and 55 oS latitude with three
characteristic isotopic signatures.
Dupal has an enriched lower mantle nature
If this has any geodynamic significance?
/delta values!/
49
50