Previous PageNext Page

12. A magmás tevékenység

Bevezetés
A vulkanizmus valószinűleg az a földtani jelenség, amelyet majdnem mindenki hallomásból ismer, s nagyon kevesen találkoztak vele a valóságban. A vulkanizmus a földkéreg fejlődésének egyik alapvető formája, és anyagforrása. A vulkáni tevékenységet, és ennek mélyben folyó párját, a plutonizmust együttesen magmás  tevékenységnek nevezzük. A vulkánok jelentős része tengeralatti, ezekről kevés tudomásunk van. Ismereteink jelentős része attól a mintegy 800 aktív vulkántól származik, amelyek napjainkban illetve a történeti időkben működtek.

Vulkáni és intruzív (plutoni) tevékenység

A fenti ábra a magmás működés különböző szintjeit mutatja be. A diagram függőleges tengelye mintegy 6-8 km horizontális tengelye kb 50 km hosszúságú.

A magmás működés felszínen ismert része a vulkáni szint. A vulkáni szinten a kitörési centrum (kráter) körül  a feltört láva és piroklasztit anyagok halmozódnak fel. A vulkáni szint alatt (néhány 10 –néhány km mélység között) a szubvulkáni szint található. Az itt kialakult formák (kürtő, tömzs, kőzettelér-dike, lakkolit, teleptelér-szill) a nagyobb mélységből feltörő magmás anyag megrekedt, felszín alatt megszilárdult részei, a kialakult kőzetek a vulkáni és a mélységi kőzetek közötti átmenetet mutatják (pl porfiros szövet). A szubvulkáni formák kis (max 1-2 km átmérő) méretűek.  A batolitos szint 2 km-nél nagyobb kristályosodási mélységű zóna. A keletkezett kőzetek a lassú és teljesen végbement kristályosodási folyamatot tükrözik, jellegzetesen durvakristályos "mélységi" szövetűek. A tipikus batolitok többezer négyzetkilométer felületű, számos benyomulás együtteséből kialakult olyan kőzettestek, amelyek többezer méter kőzettömeget eltávolitó erózió és kiemelkedés során kerültek a mai felszínre. Koruk a legtöbb esetben prekambriumi.

A szubvulkáni és intruzív formákról természetesen csak a földtörténeti múltban lezajlott vulkánosság lepusztulás révén felszínre emelkedett mélységi gyökereivel kapcsolatosan lehetnek ismereteink.

Vulkáni kürtő képződmények, dómok a nagyobb vulkáni területek centrális részeire  jellemző kisformák. Az egyik legjellemzőbb, önálló  kürtőket feltáró vulkáni területünk a fiatal bazalt vulkánok sorából felépült Balatonfelvidék (egyik legjobban megőrzött példája a zánkai Hegyestű). A dómszerkezetre jó példa a Nógrád községben található Várhegy dácitkúpja.

 A vulkáni kőzettelérek  vastagsága m-es nagyságrendtől több km –t elérhet, hossza (pl. Great Dyke, Zimbabwe) akár 500 km is lehet. Szillnek nevezzük a lapos dőlésű kőzetteléreket. A vulkáni centrumok körül általában sugárirányú és körkörös (gyűrűs) telérek jellemzőek. A nagyobb szubvulkáni testek kisebb telérszerű kiágazásait apofizáknak nevezzük. Magyarországon a Mátra és a Cserhát andezit vulkanitjaihoz kapcsolódnak jelentős hosszúságú és vastagságú andezit kőzettelérek.


Kipreparálódott kőzettelér – egy vulkáni kürtőből radiálisan kiinduló törés mentén, Arizona, USA

A magmás működés jellegzetességeit a jobban ismert vulkáni szinten megfigyeléseivel ismertetjük. A mélységi és szubvulkáni kőzetekkel kapcsolatos bővebb ismeretekra csak röviden utalunk.

A vulkánok földrajzi helyzete
A vulkanizmus során a földkéreg és a köpeny felső részén keletkező olvadék kerül a felszínre, s ezért a vulkánok olyan területeken alakulnak ki, ahol a felvezető csatornák kialakulását valamilyen nagyszerkezeti elem léte elősegíti. Így a vulkanizmus elsősorban kéreglemez szegélyekhez, kéreglemez érintkezési zónáihoz, transzform töréseihez, a kialakuló tágulási központok riftesedő területeihez kapcsolódik. Ezért érthető, hogy az aktív vulkáni területek egyútal nagy szeizmicitású területek. A különböző szerkezeti zónákban jelentkező vulkanizmus eltérő jellegű, úgy a kitörés módját, mint kémizmusát és a keletkezett kőzetek fajtáját tekintve.

Három fő területi csoportba oszthatjuk az aktív vulkáni területeket:

            - tágulási zónák vulkanizmusa    bazalt               Izland, Jáva,
            - ütközési zónák vulkanizmusa   andezit              Andok
            - kontinentális vulkanizmus, riftek          alkáli bazalt       Kelet-Afrika


 



A vulkáni működés módja, vulkáni morfológia – szárazulati vulkánok

A kontinentális pajzs területek általában inaktívak. Az óceáni hátságok területén állandó vulkanizmus zajlik (folytonos új kéregképződés), míg az ütközési zónákban a vulkanizmus szakaszos.

A tágulási zónák vulkanizmusa általában a zónák törésvonalaihoz szorosan kötött, s így több km hosszú hasadékvulkánok, résvulkánok keletkeznek. A szubdukciós övek feletti vulkanizmus szerkezetileg a sokkal nagyobb torlódásos igénybevételt tükrözve nem lineáris szerkezetek, hanem különálló centrumok – kráterek - mentén alakul ki – centrális, központi vulkánok keletkeznek. A centrális vulkánon fő- és parazita kráterek alakulhatnak ki.

A vulkánok centrális része a kaldera – katlan – amely legtöbbször a lávaanyag távozása után beszakadással jön létre, az egykori krátert is magába foglalva. A vízzel elöntött kalderákat maar-nak  nevezzük.

Izlandi vulkáni területek a közép atlanti hátság vonalában

Szárazulati vulkánok a vulkáni anyag kémizmusától, illetve a kitörés energiájától függően erősen eltérő alakban fejlődhetnek ki.

A SiO2-ben szegény változatok kis viszkozitású olvadékok, jó gázleadó képességüek, gáztartalmuk 0,5-1,0 %. Ezek könnyebben folyva szélesebb területre szétterjedhetnek és lapos vulkáni platókat (Dekkán bazalt, India), vagy pajzsvulkánokat (Mauna Loa, Hawaii) alkotnak. Működésük során, többnyire "csendes", lamináris áramlás – effúzió - során elsősorban lávát szolgáltatnak, s a kevéssé viszkózus láva folyadékként lávaárakat alkot, s folyik le a gravitációnak engedelmeskedve. Helyenként (pl. Nyirangongo Kelet-Afrika, Kilauea, Hawaii) csak a kráterben kialakult lávató jelzi az aktív vulkánosságot, melyből állandóan gáz távozik (a vulkán tehát ilyenkor csak gázt szolgáltat, 1100 C körüli hőmérsékleten).

Az SiO2-ben gazdag (savanyú) változatok sokkal nagyobb viszkozitásúak, gázleadó képességük kisebb. A lehűlő lávában bennrekedt gáztartalom nyomása miatt a kitörés módja explozív, az anyag áramlás lényegében turbulens jellegű, s a felszínre került anyag szilárd – folyékony és gáznemű anyagok keveréke. A savanyú összetételű kőzetek (pl gránit) olvadáspontja alacsony, 550 C körüli. Így a hőmérséklet növekedése során egy savanyúhoz közeli eredeti kőzetből elsősorban  gránitos kőzetolvadék keletkezik. A szilárd anyag légi szállítású törmelékként viselkedik, s a kitörést követően sorsa nagyjából a törmelékes üledékes kőzetekkel azonos módon alakul – légi illetve vízi szállitás utján felhalmozódik, esetleg többször áthalmozódik. A léterjövő vulkánok un. vegyesvulkánok, illetve rétegvulkánok.

Izzófelhő a Fülöp szigetek Pinatubo vulkánjának 1991-es kitörése során

A savanyú, nagy viszkozitású magma gyakran hoz létre lávakúpokat, un. dagadókúpokat, dómokat, lávatűket. Egy ilyen dóm kialakulásához kapcsolódott az USA Washington állam Mt St Helen 1980-as kitörése, ennek kialakulása látható az alábbi ábrán:

A szórt anyagban a  törmelék szemcsenagysága lehet akár méteres – többméteres átmérőjű (bomba), vagy mm-cm nagyságrendű (lapilli). A vulkáni törmelékanyag neve tefra, az ebből kialakult kőzetek neve agglomerátum, tufa, tufit – a csökkenő szemcseméret függvényében. Egyes rendkivül gázdús változatokból szétrobbanás után felfúvódott, igen könnyű szilikáthab keletkezik, mely a levegőben repülve vagy vízen úszva kerül később felhalmozódási helyére. Ezek a horzsakövek (pumisz). A vulkáni por és gázanyag igen magas hőmérsékletű keveréke rendkivüli sebességgel mozoghat, un. izzófelhőt alkotva. Az izzófelhő (nuée ardente) a gáztartalmát elveszítve, de még izzó állapotban leülepedhet, s ekkor a helyben való lehülés során a folyásos lávához hasonló összesült tufa, ignimbrit keletkezik. A izzófelhő tipusú kitörések okozták az eddig ismert legnagyobb, vulkánokhoz kapcsolódó katasztrófákat. Az egyik legismertebb újkori kitörés a Martinique szigetén 1905-ben kitört Mount Peléhez kapcsolódó katasztrófa, ahol egy teljes város 35 000 főnyi lakosságát pusztította el az izzófelhő. Az izzófelhő csapadékvízzel is keveredő változata az iszapár (lahar), melyekből un. ártufa keletkezik.

Martinique fővárosa a Mt Pelé 1902-I kitörése után

A gáz fázis összetétele H, O, C, S elemekből áll, a hidrogén és oxigén főleg vizgőz, a kén főleg kénhidrogén, a szén széndioxid formájában jelentkezik. A kénhidrogén a légkörbe lépve kéndioxiddá, a széndioxid szénsavvá alakul. Egyéb kisebb komponensek a gázokban: B, N, Ar, Cl, F. Az oxigén izotóp aránya tanusága szerint a vulkánok gázanyagában jelentős mértékben szerepet kap a meteorikus –környezetből származó víz. A gáztartalom és a hőmérséklet csökkenésével a víz kondenzálódva savas kémhatásal, folyékony állapotban jelenik meg – fumarolákat alkot – melyek jelentős mennyiségű nehézfémet (pl Fe, Cu, Zn, Hg) és nemesfémet (Au, Ag) hozhat a felszínre.

A kitörések során keletkező finom eloszlású vulkáni por az atmoszférába kerülve szétterjedő réteget, övet alkothat, s a Földet akár többször megkerülheti, jelentős éghajlati anomáliákat okozva. A bal oldali képen a Pinatubo 1991-es kitörése után a müholdak mérései mutatták a légkör alábbi szulfát eloszlását, amely a kitörésből származó por egyenlitő menti kiterjedését jelzi.

 A feltörés módja
Kevés adat ismert a feltörés módjára vonatkozóan. Általánosan elfogadott feltételezés, hogy a  vulkánok alatti kéregrészben olvadéktároló – magmakamra – alakul ki, s az itt összegyűlt magma kerül a felvezető csatornán – kürtőn – keresztül a felszínre.

Az Etna, Mauna Loa környezetében a  szeizmikus mérések szerint a felvezető csatorna egy összetett repedésrendszer, amelybe az olvadék nagy nyomás alatt injektálódik. A Kamcsatkai vulkánoknál végzett szeizmikus megfigyelések azt mutatták, hogy az S hullámok  kb 50-60 km-es mélységben elnyelődnek – folyadék jelenlétét jelezve.

A feltörés energiája a gravitációból származik. Az olvadék a környező kőzetnél kisebb sűrüségű, s ezért a litosztatikus nyomás alatti környezetben felhajtó erő lép fel. A bazaltos olvadékok sűrüsége pl. 2.8 kg/cm-3, míg a bazaltos kőzeteké 3,3 kg/cm-3. Így például a Hawaii Mauna Loa teljes 8,000 méteres magassága (a tengeralatti résszel együtt) jól magyarázhatóolvadék és a bazaltos kőzet sűrüség különbségével.

A felszabaduló energia hatalmas mértékű lehet. A Krakatau 1883-as kitörését 5,000 km távolságban hallani lehetett. Az energia felszabadulás mértéke 1026 erg volt, 18 km3 anyag került a felszínre, a kitörés porfelhője az atmoszférában 20 km magasságban többször megkerülte a Földet.

A vulkáni működés megindulását lokális szeizmikus aktivitás előzi meg, de ennek hossza és intenzitása nincs összefüggésben a működés megindulásának időpontjával.

A víz szerepe

A nyomás a magmakamrában 102 – 103 bar nagyságrendű. A víz oldhatósága szilikát olvadékban a nyomás négyzetgyökével arányosan nő –

                                                H2O + O2 = 2 (OH-)
                                                olvadék            olvadék

1100 C-on és 1000 bar nyomáson 3% víztartalom mellett, 100 bar a víz parciális nyomása. Ennél magasabb , pl. 5 Kbar nyomáson a magma víztartalma akár 30 % is lehet.Kristályosodó és víztartalmú szilikát olvadék létezhet együtt szuperkritikus állapotban.

A víz nem lép reakcióba a korai kiválású ásványokkal – Ol, Px, Pl, Ti+Feoxid ásványokkal, így koncentrációja és parciális nyomása a kristályosodás késői fázisai felé nő. Nyomáscsökkenés esetén a víz forrás útján távozik az olvadékból.

A magma

A magma többfázisú szilikát olvadék. A keletkezése vagy a felső köpeny anyagának vagy az alsó kéreg anyagának megolvadásához kapcsolódik. A megolvadás oka lehet részben nyomás csökkenés (pl a tágulási zónában), lehet fokozódó hőmérséklet (pl a kéreglemez betolódásához kapcsolódva, szubdukciós övekben). A tágulási zónák többnyire jó térbeli egybeesést mutatnak a köpeny konvekciós cellák felfelé irányuló áramlási ágaival.

A korábbi kéregkőzetek részleges megolvadásával keletkező kőzetek SiO2-ben gazdag, savanyú összetételű, alacsony olvadáspontnak megfelelő kőzetváltozatok. A felső köpeny anyagából "kiolvadás" révén keletkező kőzetek magas olvadáspontú, bázisos kőzetváltozatok.

A  többfázisú rendszer jelentős része olvadék, más része gáz. Megszilárdulása kristályosodás, a gázfázis távozása, a szilikátok frakcionális differenciációja útján történik.

A magma ásványos összetétele

A szilikát olvadék számos oxidban kifejezett komponenst tartalmaz (Si, Al, K, Na, Ca, Mg, Fe, Ti, Mn). A magma összetétele helyről helyre, s azonos helyen időről időre változó. A jelentős változékonyság mellett meglepően kis számú ásványi kőzetalkotó elegyrész alkotja a magmás kőzeteket:

- világos elegyrészek:
- bázisos (Ca-) és alkáli (Na, K) plagioklászok
- földpátpótlók (nefelin, leucit)
- kvarc

- színes elegyrészek
- olivin
- piroxén (monoklin és rombos)
- hornblende
- csillámok – biotit, muszkovit

- járulékos elegyrészek
- magnetit
- apatit
- titanit, rutil
- cirkon

Megolvadás - Kristályosodás

Az olvadékok kristályosodása (olvadáspontja) a nyomás és hőmérséklet függvénye. Egy-komponensű rendszerekben ez egy adott nyomáson állandó hőmérsékleten történik. Többkomponensű rendszerekben az olvadáspont változik a rendszer összetevőinek jellegétől, és azok koncentrációjától függően. A változást fázis diagramok ábrázolják. A fázis diagramokon a magasabb hőmérsékleten futó görbe a likvidusz, amely fölötti hőmérsékleten csak olvadék, alatta olvadék + szilárd kevert fázis létezik. Az alsó görbe a szolidusz, amely alatt a teljes anyag kristályos állapotú. A lezajló folyamat mindig azt a menetet követi, amely az entrópia maximális növekedése felé mutat.

Az egyszerübb összetételi modellek két komponenst tartalmaznak. Három fő tipust különböztetünk meg a kristályosodás menete szerint ezekben a szilikát rendszerekben:

- eutektikus kristályosodású rendszerek
            a keverék rendszer olvadáspontja alacsonyabb (eutektikus pont), mint a rendszert alkotó "tiszta" összetevők olvadáspontjai külön-külön. Ilyen rendszer például az albit-fayalit (olivin) rendszer.

- inkongruens kristályosodású rendszerek
            a keverék rendszerben két különböző összetételnek megfelelő eutektikus pont van, azaz a keverékrendszer két eutektikus alrendszerre bontható. Ilyen pl. a Leucit – SiO2 rendszer.

- izomorf elegysorokat alkotó rendszerek
a keverék rendszernek nincs eutektikus pontja, az olvadáspont az összetétel függvényében folyamatosan és monoton módon változik. Ilyen például a plagioklász rendszer (albit-anortit).

Magma differenciációja

-  korai szakaszban vízmentes, magas olvadáspontú ásványok kristályosodnak először:
     járulékos elegyrészek, Fe-Ti oxidok, olivin, piroxén, anortit
- a magma alkáliákban gazdagodik – egyre több földpát és kvarc válik ki
- a plagioklászok összetétele a Ca – Na, a szines elegyrészek összetétele a Mg –Fe dúsulási irányt mutatja.
- a víz mennyisége és nyomása nő -  a késői szakaszban víztartalmú fázisok – hornblende, csillámok – keletkeznek.
- a nyomelemek a késői szakaszra koncentrálódnak, s a vizes fázisba lépnek be.
- a magasabb hőmérsékletű bazalt olvadékok differenciácója szélesebb, mint az alacsonyabb kristályosodású – pl. gránitos összetételű – magmáké.

A bazaltos összetételű olvadékból keletkezett magmákat, és kőzeteket primitív magmáknak nevezzük, szemben az ujraolvadás utján keletkezett gránitos magmákkal és származékaikkal.

Kristályosodás menete

A kristályosodás menetét a Bowen-féle kiválási sorrend diagramja is tükrözi:



Magmás kőzetek

A magmás kőzetek nevezéktana első látásra bonyolult, valójában az alábbi grafikonon ábrázolt fő változatok az átlagos geológus számára elegendőek:

A felső sor a vulkáni, szubvulkáni szintet képviseli. A vulkáni szinten a kőzetek szövete porfíros. A porfíros szövetben változó mennyiségű nagyobb, sajátalakú, korai kiválású kristályos fázis mellett (porfíros elegyrészek) nem kristályos – amorf -  vulkáni üveg alkotja az alapanyagot. A vulkáni üveg instabil, az idővel kristályos fázissá alakulhat, devitrifikálódik. A diagram jobboldalán található bázisos összetételű változatok erősebben porfíros, a jobboldalán lévő változatok erősebben üveges összetételűek. A savanyú összetételű lávákból helyenként teljesen üveges vulkanit (hialinos szövet, pl. obszidián, vagy vízfelvétellel perlit) keletkezik. A szubvulkáni szintek szövete mindig porfíros, a nagyobb megmerevedési mélységekben az üveg komponens aránya jelentéktelenné válik. A mélységi kőzetek szövete teljesen kristályos (holokristályos).

A szöveti jellemzés alatt az ásványos összetétel látható. Az ultrabázisos összetételű kőzetek túlnyomórészt olivin+piroxén társulásból, s ezek mellett megjelenő bázisos plagioklászból állnak.   A bázisos összetételű kőzetekben a bázisos plagioklász jelentős szerepet kap. Az un átmeneti -  intermedier – összetételi tartományban (andezit, dácit) az egyre savanyúbb plagioklász összetétel mellett olivin már nem jelentkezik, a piroxén mellett vízben gazdag környezetben hornblende és biotit(amfibol) jelentkezhet. A savanyú összetételű kőzetekben a savanyú plagioklász mellett káliföldpát és kvarc található világos elegyrészként, piroxén már hiányzik, a szines elegyrészeket biotit, muszkovit képviselheti.

Az alábbi diagramon az bázisos - átmeneti-savanyú összetételű változatok (bazalt -andezit-riolit) az un. mészalkáli tartományt képviselik, és feltételezhetően döntően idősebb üledékes kőzetek, illetve bazalt megolvadásával (az óceáni kéreg szubdukciója során) keletkeznek.  Ezekben a kőzetekben a CaO komponens a Na2O+K2O komponensekkel közel azonos mennyiségű, és keletkezésük a  lemezszegélyek vulkanizmusához kötött. Az ebbe a csoportba sorolható bazaltot toleites tipusunak is nevezik.

Az alkáli kőzetek ezen a diagramon nem láthatóak. Hozzávetőlegesen az alábbi módon párhuzamosithatók az alkáli kőzetfajták  a mészalkáli vulkanitokkal:

Riolit                            Dácit                            Andezit                         Bazalt

                                                Trachit                             Na-bazalt (keratofir)
                                                Fonolit                                                              nefelinit

Gránit                           Granodiorit                   Diorit                            Gabbro                        Peridotit

                                                Szienit
                                                Nefelinszienit

Az alkáli kőzetekben a földpátok mellett az alkáli túlsúly miatt földpátpótlók is megjelennek (az alkáliák mennyisége több, mint amely a rendelkezésre álló SiO2-vel földpátot képes alkotni). Az alkáli kőzetcsoport jellemzően kontinentális területen jelenik meg.

A  SiO2 tartalom szempontjából az első csoportot "telített" vagy "túltelitett" csoportba sorolhatjuk (az utóbbiban szabad kvarc kristályosodott), mig a második csoportot "telítetlennek" nevezzük.


Magmás kőzetek kémiai összetétele

Az alábbi három táblázat szolgáltat információkat a kőzetnevek mögött lévő kémiai összetételre. Az első táblázatban alkáli és mész-alkáli kőzetek láthatók. Az első két oszlop alkáli bázisos kőzeteket, a következő oszlopok egyre savanyúbb összetételű vulkanitokat, a jobboldali szélső oszlop gránitos összetételű mélységi kőzetet reprezentál.

Az alábbi táblázat a közép-atlanti hátság alkáli bazaltjainak és differenciátumainak összetételét mutatja be, a toleites bazaltok átlagához (1. oszlop) képest. A táblázat oszlopainak alsó fele  a kőzetek normativ (számított ásványos) összetételét mutatja be.

A következő táblázat egy tipikus mészalkáli kőzetsorozat változatainak összetételét mutatja be:

 Kérdések: 

1. Sorolj fel 10 aktív vulkánt, s jelöld meg a földrajzi helyüket.
2. Hol csoportosulnak a mai aktív vulkánok?
3. Sorold fel a szubvulkáni vulkáni formákat
4. Melyik kristályosodott mélyebb helyzetben: a batolit vagy a lakkolit?
5. Milyen kőzettelér elrendezés alakulhat ki centrális vulkánok közponjta körül?
6. Milyen méretű vulkáni anyagszolgáltatás kapcsolódhat nagyméretű vulkáni kitörésekhez?
7. Milyen vulkanizmus jellemzi a riftesedés zónáit?
8. Hol ismersz lávatavakat?
9. Melyik várost pusztította el a Vezúv i.sz 79-es kitörése?
10. Mi a különbség a résvulkánok és a centrális vulkánok között?
11. Vannak-e a vulkánnak is parazitái?
12. Mond már, mi a maar?
13. Melyik övhöz tartoznak az izlandi vulkánok?
14. Milyen olvadáspont körül kristályosodik a bazalt?
15. Milyen olvadáspont körül alakulhat ki gránitos magma?
16. Mi a különbség a vegyesvulkán és a pajzsvulkán között?
17. Minek a keveréke az izzófelhő, és milyen áramlással "közlekedik"?
18. Mi a lapilli és a pumisz?
19. Hogy függ össze a tefra és a tufa?
20. Mi a lahar?
21. Melyik szegtiven található a Mt Pelée?
22. Mik a fumarolák?
23. Miért hat a magmára a keletkezés helyén a felhajtóerő?
24.  Milyen kőzetnyomás uralkodik 2 km mélységben?
25. Melyek a korai kiválású szines szilikát ásványok?
26. Milyen ásványi csoportba tartozik a nefelin és a leucit?
27. Milyen olvadáspontú egy 30Ab + 70Fa összetételű olvadék?
28. Milyen állapotú egy 10Ab+90Fa összetételű olvadék 1150 C-on?
29. Mi jellemzi az izomorf elegsorok kristályosodását?
30. A kristályosodás melyik szakaszában keletkezik olivin?
31. Milyen vulkáni kőzetekben nincs szabad kristályos kvarc?
32. Mik a víztartalmú színes kőzetalkotó szilikátok?
33. Milyen diagnosztikus értékű ásványi összetevők találhatók az alkáli kőzetekben?
34. Milyen szempontból telítetlenek az alkáli kőzetek?
35. Mi a gránit felszíni vulkanit párja?
36. Milyen összetételű mélységi kőzet keletkezik bazaltos vulkáni centrumok alatt?
37. Milyen mélységi kőzetekben jelennek meg káliföldpátok?
38. Melyik kőzet oxidációs öve fölött lehet vörösebb a talaj: a bazalt illetve a riolit felett?
39. Melyek a jelentősebb víztartalmú szines szilikátok?
40. Milyen kovasav tartalom jellemzi az ultrabázitokat?

Ajánlott weboldalak

http://pubs.usgs.gov/publications/text/dynamic.html
http://www.casdn.neu.edu/~geology/department/staff/colgan/iceland/welcome.htm
http://seis.natsci.csulb.edu/VIRTUAL_FIELD/vfmain.htm
http://www.geolab.unc.edu/Petunia/IgMetAtlas/mainmenu.html
http://volcano.und.nodak.edu/vwdocs/current_volcs/kilauea/kilauea.html
http://www.soest.hawaii.edu/mauna_loa/shade.html
http://ads.harvard.edu/books/bvtp/toc.html
http://jan.ucc.nau.edu/~wittke/Tibet/Tibet.html



Irodalom, ha többet akarsz tudni:

Grove N (1992): Volcanoes - Crucibles of creation. National Geographic, 182. no. 6. 5-41

Némedi Varga Z. (1990): Általános és szerkezeti földtan. Tankönyvkiadó, Budapest, 336 p.

Vadász E (1955): Elemző földtan: Akadémiai Kiadó Budapest, 516 p.

Verhoogen, J., Turner, F.J., Weiss L.E., Wahrhaftig C., Fyfe W.S.(1970): The Earth. An Introduction to Physical Geology. Holt, Rinehart and Winston, Inc. New York. 748 p.