Szereg reakcyjny Bowena

Szereg reakcyjny Bowena to model petrologiczny opisujący sekwencję krystalizacji minerałów głównych skał magmowych z typowej magmy bazaltoidowej. Podczas stygnięcia stopu magmowego, w zakresie temperatur od około 1200°C do 600°C, dochodzi do krystalizacji frakcjonalnej kolejnych minerałów, które zaraz po swoim powstaniu wchodzą w reakcje z magmowym stopem resztkowym, doprowadzające do przemian jednych minerałów w drugie. Model został nazwany na cześć petrologa Normana L. Bowena, który na początku XX wieku oparł go na obserwacjach naturalnych skał oraz na eksperymentach laboratoryjnych (Bowen, 1922). Bowen całkowicie topił sproszkowany materiał skalny w piecu, a następnie schładzał stop z wysokich temperatur wyjściowych do zadanych wartości pośrednich i gwałtownie hartował próbki (chłodząc je do temperatury pokojowej), aby „zamrozić” i zbadać pod mikroskopem skład mineralny, jaki zdążył wykrystalizować w określonym momencie stygnięcia. Minerały znajdujące się na górze szeregu charakteryzują się najwyższymi temperaturami krystalizacji (około 1200–1100°C), dlatego krystalizują ze stopu magmowego jako pierwsze. Z kolei minerały z dolnej części szeregu mają niskie temperatury krystalizacji (około 700–600°C) i krystalizują w końcowych etapach dyferencjacji magmowej. Bowen podzielił proces krystalizacji minerałów na dwie główne ścieżki: ciągły i nieciągły szereg reakcyjny.

Dyferencjacja magmowa (zróżnicowanie magmowe) to proces ewolucji magmy polegający na zmianie jej składu chemicznego i mineralnego w trakcie stygnięcia i krystalizacji, w wyniku którego z jednego pierwotnego stopu magmowego powstaje szereg różnych rodzajów skał magmowych. W kontekście petrologii - proces ten zachodzi głównie w komorach magmowych poprzez mechanizmy takie jak krystalizacja frakcjonalna (grawitacyjne opadanie kryształów o wysokich temperaturach topnienia, np. oliwinów i piroksenów na dno komory magmowej), niezmieszalność faz ciekłych, asymilację skał otoczenia oraz dyfuzję składników.

Gałąź nieciągła (po lewej stronie szeregu) składa się z minerałów maficznych, które w miarę ochładzania się magmy ulegają całkowitemu przereagowaniu, tworząc zupełnie nowe fazy mineralne o odmiennych strukturach krystalicznych. W proces ten wchodzi jako pierwszy w temperaturze około 1200°C oliwin, który w dalszym etapie schładzania (około 1050–1000°C) może całkowicie przereagować z magmą i rekrystalizować w piroksen, a ten z kolei (w temp. około 900–800°C) w hornblendę (amfibol), prowadząc ostatecznie (w temp. około 800–700°C) do powstania biotytu. Z tego powodu skała zawierająca obok siebie oliwin i hornblendę nie znajduje się w stanie równowagi termodynamicznej, gdyż minerały te formowały się w różnych warunkach temperaturowych. Stabilnymi parami (paragenezami) mogą być natomiast np. oliwin i piroksen bądź hornblenda i biotyt. Te minerały powstawały w podobnych zakresach temperatur i dlatego mogą współwystępować ze sobą w skałach.

Gałąź ciągła (po prawej stronie szeregu) reprezentowana jest przez ciągły szereg roztworów stałych plagioklazów (skaleni sodowo-wapniowych). Magma bazaltowa krystalizuje początkowo w najwyższych temperaturach (około 1200°C) plagioklazy bogate w wapń (anortyt, bytownit), które w trakcie ciągłego stygnięcia reagują z magmą, wzbogacając się stopniowo w sód i przechodząc w niższych temperaturach (około 800–700°C) w plagioklazy sodowe (albit). W procesie tym wczesne kryształy mogą ulegać jedynie częściowej reakcji z roztworem magmowym bez niszczenia ich podstawowej struktury krystalicznej, co w naturze skutkuje powstawaniem dużych kryształów o jądrach bogatych w wapń i zewnętrznych otoczkach bogatych w sód. W mineralogii struktura taka jest nazywana budową pasową.

Budowa pasowa (strefowość) to struktura krystalograficzna polegająca na występowaniu zróżnicowanego składu chemicznego w obrębie pojedynczego kryształu. W przypadku plagioklazów zjawisko to, w którym bogate w wapń jądro (np. anortyt) otoczone jest narastającymi sukcesywnie w niższych temperaturach coraz bardziej sodowymi strefami (aż do albitu), nosi nazwę strefowości normalnej (normal zoning). Powstaje ono w wyniku braku pełnej równowagi z roztworem magmowym w trakcie krystalizacji frakcjonalnej.

W najniższym zakresie temperatur (około 700–600°C), w dolnej części szeregu, koncentrują się minerały o najwyższej zawartości krzemu i najniższej temperaturze topnienia, które krystalizują jako ostatnie – kolejno skaleń potasowy, muskowit oraz kwarc.

Gdyby układ ten dało się "zamrozić" na dowolnym z 4 głównych etapów ewolucji magmy, odseparowując powstałe kryształy od pozostałego stopu, uzyska się sekwencję skał o zróżnicowanym składzie i chemiźmie:

• Etap ultramaficzny (około 1200°C): Krystalizacja oliwinów i plagioklazów skrajnie wapniowych; powstają skały ultramaficzne (np. perydotyt, pikryt).
• Etap bazaltoidowy / maficzny (około 1100–1000°C): Dominacja piroksenów i plagioklazów wapniowo-sodowych (labrador, bytownit); powstają skały maficzne (np. bazalt, gabro).
• Etap andezytowy / pośredni (około 900–800°C): Krystalizacja amfiboli (hornblendy), biotytu oraz plagioklazów sodowo-wapniowych (andezyn, oligoklaz); powstają skały pośrednie (np. andezyt, dioryt).
• Etap granitoidowy / kwaśny (około 700–600°C): Wysycenie krzemionką i krystalizacja skalenia potasowego, muskowitu oraz kwarcu; powstają skały kwaśne (np. ryolit, granit).

To właśnie spadek temperatury oraz krystalizacja frakcjonalna sprawiają, że poszczególne paragenezy mineralne mogą ze sobą współistnieć w skałach powstałych na danym etapie, podczas gdy minerały z przeciwległych krańców szeregu (jak oliwin i kwarc) są w stanach równowagi termodynamicznej wzajemnie wykluczających się i nie występują razem w jednej skale magmowej.