A VILLÁNYI-HEGYSÉG BÁZISOS TELÉREINEK ...doktori.bibl.u-szeged.hu/325/1/de_2971.pdfA...
Transcript of A VILLÁNYI-HEGYSÉG BÁZISOS TELÉREINEK ...doktori.bibl.u-szeged.hu/325/1/de_2971.pdfA...
SZEGEDI TUDOMÁNYEGYETEM
ÁSVÁNYTANI, GEOKÉMIAI ÉS K ZETTANI TANSZÉK
NÉDLI ZSUZSANNA
A VILLÁNYI-HEGYSÉG BÁZISOS TELÉREINEK
PETROGRÁFIÁJA, GEOKÉMIÁJA ÉS PETROGENETIKÁJA
PhD értekezés
Témavezet
DR. M. TÓTH TIVADAR
SZEGED, 2004
BEVEZETÉS
Kijelenthetjük-e vajon, hogy ismerjük Magyarország maradék földjének mezozóos
fejl déstörténetét, amikor ahhoz, hogy alapjaiban kelljen megváltoztatnunk a mezozóos
vulkanizmusról alkotott korábbi elképzeléseinket, elég egy, geológiai térképen alig
látható méret feltárás, amelynek anyaga, pár lelkes ember leletment tevékenysége
nélkül a medd ben végezte volna? Bár a Villányi-hegységet els sorban karbonátos
k zetek építik fel, az itt el forduló, még kevéssé ismert bázisos magmás telérek
egyedülálló információval rendelkeznek a Tiszai egység mezozóos fejl déstörténetér l.
Jelent ségük több szempontból is felbecsülhetetlen:
1) A beremendi alkáli bazalt telér xenolitjai és xenokristályai a Tiszai egység
magyarországi részében egyedülálló módon megmintázták a fels köpenyt és a kérget,
ezáltal fontos ismereteket hordozva a vulkanizmus idején a régió alatti köpeny és kéreg
kémiai összetételér l, fizikai tulajdonságairól, szerkezetér l, állapotáról. A földköpeny
megismerésének közvetlen lehet ségei igen korlátozottak, egyedül a nagy mélységb l
származó magmák által felszínre szállított köpeny xenolitok révén juthatunk els dleges
közvetlen anyagokhoz és adatokhoz, annak ellenére, hogy maguk a magmák is
számtalan értékes (integrált) információt hordoznak magukban a forrásk zetükr l. A
mezozóos vulkanitokból igen kevés ismeret származik a Pannon-medence alatti
litoszféra és fels köpeny viszonyairól (Szabó, 1984; 1985; Embey-Isztin et al., 1989;
Downes et al., 1995), a Tiszai egység magyarországi területér l pedig nem ismertek
fels köpeny xenolitok és a Magyarországon kívüli részeir l is igen kevés vulkanizmus
juttatott a felszínre hasonló zárványokat (Kräutner, 1969; Marza & Egri, 1971; Downes
et al., 1995).
2) A Villányi-hegység alkáli bazalt telérei a múlt század óta aktívan kutatott mecseki
vulkanizmussal szemben alig ismertek. A legnagyobb magmás k zet-el fordulást a
babarcsz l si teleptelért és a magmás szempontból vele teljesen megegyez Turony-1
fúrást évtizedekkel ezel tt írták le (Rakusz & Strausz, 1953; Fülöp, 1966). Szintén
régóta, ám alig ismert volt a máriagy di k fejt alkáli bazalt telérje (Harangi, 1993). A
beremendi cementgyári mészk fejt ben található alkáli bazalt telér viszont csak a 90-es
évek közepén tárult fel (Mangult, 1996; Molnár & Szederkényi, 1996) a
mészk bányászat eredményeként, és a bányam velés el rehaladtával egyre több
ismeretet és kérdést szolgáltatott a Villányi-hegység kréta vulkanizmusáról. Az utóbbi
1
években id szer vé vált tehát az alkáli bazalt telérek szisztematikus kutatása és
újraértelmezése.
3) A beremendi telér els leírásával párhuzamosan (Molnár & Szederkényi, 1996)
felvet dött a telér nem mecseki rokonságának, egy új, a régióban eddig ismeretlen,
fels -kréta korú, a mecsekit l eltér genetikájú magmatizmusnak a lehet sége. Ezen
felvetés nyomán kezdtem meg a többi villányi telér újravizsgálatát, amely kutatásokkal
egyid ben el térbe került a villányi-hegységi teléreknek a Pannon-medence egyéb kréta
magmás el fordulásaival való kapcsolatának lehet sége.
4) A telérek mindegyikében nagy számban és változatosságban fordulnak el az illódús,
bázisos magmákra jellemz , sajátos, gömbszer struktúrák, azaz ocellumok, amelyek
petrogenetikája jelenleg is vitatott. A villányi telérek ocellumaiban pedig megjelenik
egy ocellumokból mindezidáig egyetlen helyr l (Sabatier, 1999) leírt ásvány, a rhönit,
amelynek keletkezési körülményei alapvet en hozzájárulnak az ocellumok
petrogenetikájának megismeréséhez, és az ocellumok petrogenetikája újabb adatokat
szolgáltat a rhönit keletkezési p-T viszonyainak meghatározásához.
Jelen dolgozat a korábbi szakdolgozati, majd a doktori kutatásaim eredményeit
foglalja össze, amelynek els dleges célja a villányi alkáli bazalt telérek megismerése és
az általuk nyújtott petrológiai, petrogenetikai információk beillesztése a terület
fejl déstörténetébe. Elvégeztem a Villányi-hegységben található bázisos telérek - a
babarcsz l si, máriagy di és beremendi ill. a Turony-1 fúrás magmás el fordulásának -
leírását, petrogenetikai értelmezését, különös figyelmet fordítva a xenokristályok,
xenolitok és ocellumok jelent ségére; a telérek tektonikai pozíciójának meghatározására
és magmás rokonságának kiderítésére. Továbbá a kapott eredményeket igyekeztem
beilleszteni a Tiszai egység déli peremén, a krétában lezajlott földtörténeti események
sorába és a Pannon-medence alatti köpeny régió fejl désének eddig ismert modelljébe.
2
1. FÖLDTANI HÁTTÉR
A Villányi-hegység vulkanitjainak kutatástörténete
A Villányi-hegységben mezozóos magmás k zetek összesen három kisebb telérben
bukkannak a felszínre, mindhárom feltárásban a mészk bányászatnak köszönhet en.
Természetes kibukkanásuk eddig nem ismert. Továbbá egy fúrás (Turony-1) határolt a
hegység közvetlen közelében mezozóos magmatitot (1.1 ábra).
A hegység legnagyobb, feltárásban tanulmányozható magmás k zet-el fordulása a
babarcsz l si teleptelér, amelyet a múlt század közepén tanulmányoztak (Rakusz &
Strausz, 1953; Fülöp, 1966). Fülöp (1966) tanulmánya alapján a kés -anizuszi dolomitba
nyomult teleptelér a települési mód, a k zettani összetétel és a hegység fejl déstörténetéb l
levezethet en a mecseki alkáli bazalt vulkanizmus villányi-hegységi megnyilvánulásának
tekinthet és képz dése a valangini korszakra tehet . E munka alapján a Turony-1 sz.
fúrás kora-anizuszi dolomitösszletében harántolt bázisos telér is a Babarcsz l snél
feltáruló teleptelérrel hozható összefüggésbe; k zettani, ásványtani és kémiai összetételbeli
hasonlósága alapján.
Évtizedek óta ismert, ám kevésbé kutatott a máriagy di Vízügyi k fejt teléres
magmás k zete. Egyetlen publikált adat a telér alkáli bazaltjának 69±3,6 millió éves teljes
k zeten mért K/Ar koradata (Harangi & Árváné Sós, 1993), illetve hozzáférhet a Dobosi
(nem publikált) által készített mikroszondás méréssorozat a bazalt piroxén
fenokristályairól.
A beremendi cementgyári mészk fejt bázisos telérk zetét a bányászati
robbantások tárták fel a 90-es évek közepén. A telér els petrográfiai és geokémiai
leírásában Molnár & Szederkényi (1996) a k zetet pikrobazaltként értelmezte és a bazalt
K/Ar korát er s bizonytalansággal 76±3 millió évben, a xenolitok korát még nagyobb
bizonytalansággal 129,5±14,2 millió évben adták meg; következtetésként felvetették a
beremendi bázit a Popovac környéki (Dráva-Száva köze) miocén andezit vulkanizmussal
vagy a Podravska Slatina és Vo in környéki (Papuk hg., Dráva-Száva köze) bazalt és
andezit-bazalt vulkanizmussal való petrogenetikai kapcsolatának lehet ségét.
A Mecsek és a Villányi-hegység között Somberek-1, Báta-3 és Nagykozár-2
fúrásokban szintén ismertek teléres bázitok, amelyek petrográfiai és K/Ar izotópos
3
vizsgálata (Árváné & Ravaszné, 1992) megállapította, hogy a hegységek közötti
telérvulkánosság azonos genetikájú és korú a mecsekivel.
K-Alp
ok
Kár
páto
kan
izus
zi m
észk
, dol
omit
bath
-kal
lovi
cep
halo
podá
s ho
mok
k, m
észk
vala
ngin
i-ha
uter
ivi b
auxi
ttel
epek
apti
-als
ó al
bai p
achy
odon
tás-
orbi
toli
nás
més
zkba
rrém
i mil
ioli
nás-
ostr
acod
ás,c
uneo
liná
s-or
bito
lina
psis
osm
észk
alsó
tito
n-ki
mm
erid
gei l
omba
rdiá
sm
észk
oxfo
rdi
més
zk
közé
ps a
lbai
for
amin
ifer
ásal
euri
t
ladi
ni m
észk
alká
li b
azal
ttel
ér
neog
én k
épz
dmén
yek
Ber
emen
d
km
54
32
10
Tur
ony-
1
Sikl
ós
Nag
yhar
sány
Már
iagy
d
N
Szla
vóni
ai s
zige
thg.
Mec
sek
Bab
arcs
zl
s
min
tavé
teli
pont
ok
1.1 ábra Mezozóos képz dmények felszíni el fordulása a Villányi-hegységben (földtani térkép Fülöp, 1966;
áttekint térkép Fodor et al., 1999 alapján)
4
A Villányi-hegység környezetében el forduló kréta vulkanitok kutatástörténete
A Villányi-hegység tágabb környezetében, a Tiszai egységen belül, két területen találunk a
felszínen nagyobb bázisos vulkanit el fordulást: a Szlavóniai-szigethegységben (Pami ,
1993; 1997; Pami et al., 2000) és a Mecsekben (Harangi, 1993; Harangi & Árváné Sós,
1993; Huemer, 1993; Harangi, 1994; Huemer, 1997; Demény et al., 1997) (1.1 ábra).
A kelet-mecseki vulkanizmus nagy kiterjedés , kutatása jelent s múltra tekint
vissza, a magmatizmus átfogó, legújabb leírása és értelmezése Harangi (1993, 1994),
Harangi & Árváné Sós (1993) és Huemer (1993, 1997) tollából származik. A mecseki
vulkanitokat Harangi & Árváné Sós (1993) két eltér fejl dés k zetsorozatba, egy Na-
bazanit – fonotefrit – tefrifonolit – fonolit és egy alkáli ankaramit – alkáli bazalt –
trachibazalt sorozatba sorolta be. A k zetsorozatok nem származtathatók ugyanazon
magma frakcionált kristályosodásával (Harangi, 1994), az alkáli bazaltok gránát peridotit
köpeny forrásanyag kisfokú parciális olvadásával keletkeztek (Huemer, 1993; Harangi,
1994); az els dleges O-izotóp összetétel alapján kontinentális alkáli bazaltok (Demény et
al., 1997). A Na-sorozat k zetei eltér összetétel kiindulási olvadékból, illóban gazdag
környezetben, magasabb oxigén-fugacitáson keletkeztek (Harangi & Árváné Sós, 1993).
A vulkanizmus az európai kontinentális lemez déli peremén lejátszódott, extenziós
tektonikai eseményhez köthet (Harangi, 1993; Huemer, 1993). A Mecsek hegységben a
vulkanizmus paroxizmusa K/Ar radiometrikus vizsgálatok alapján 100 - 135 millió évre
tehet (Harangi & Árváné Sós, 1993).
A Szlavóniai-szigethegységben található kés -kréta - paleogén bazaltok K/Ar
radiometrikus kora 72-76 millió év (Pami , 1997) és 48-66 millió év (Pami , 1993) közé
tehet . A bazaltok magas illótartalmú, vezikuláris szövet alkáli bazaltok, amelyek
geokémiailag egy vulkáni szigetív mögötti medencében keletkezett bazaltokhoz (BAB)
hasonlíthatók (Pami et al., 2000). Pami (1997) szerint a Požega és Vo in környéki kés -
kréta - paleogén bazaltok, az egykori Tethys északi peremén elhelyezked szubdukciós
vulkáni szigetív mögötti medencében, metaszomatizált spinell lherzolit fels köpeny anyag
feláramlásával keletkeztek, majd a vulkáni rögök a legészakibb Dinaridák vonulatáról
leszakadva a Pannon-medence poszt-szubdukciós, kollíziós folyamatai során helyez dtek
át mai helyükre.
5
2. ALKALMAZOTT VIZSGÁLATI MÓDSZEREK
Mintagy jtés
A beremendi, máriagy di és babarcsz l si mészk bányák alkáli bazalt telérjeib l a
mintagy jtést 1997 és 2003 tavasza között, több terepbejárás alkalmával végeztem. A
beremendi bányában a mintagy jtés évente többször történt és véletlenszer volt, mivel
a telér a robbantásos m velés alatt álló bányafalban helyezkedik el, ezért a gy jtés csak
a lerobbantott törmelékb l volt lehetséges, a begy jtött anyag nagy része Pongrácz
László leletment tevékenységének köszönhet . A kutatások során nem volt lehet ség
a szisztematikus mintagy jtésre, hanem félévente, többször havonta tudtunk újabb és
újabb, gyakran igen eltér k zetváltozatokat begy jteni (összességében Beremendr l
kb. 80 kg minta került begy jtésre). A babarcsz l si bázisos telért viszont egy
alkalommal mintáztuk meg, tekintve hogy a telért feltáró bányában nincs m velés. A
babarcsz l si teleptelér igen jó feltártsága és a többi telérnél kevésbé mállott jellege a
rendszeres mintavételt is lehet vé tette, így bel le teljes sorozat, irányított mintát
vettünk, amelyb l aztán 5 cm-ként készültek vékonycsiszolatok és porminták. A
máriagy di alkáli bazalt telér a bányában a m velés felhagyása miatt megmintázásra
alkalmatlan volt az elmúlt években, így a telérr l egy értékelhet kézipéldányhoz Péró
Csaba (ELTE) segítségével juthattam, a mikroszkópos és kémiai elemzések tehát az
évtizedekkel ezel tt begy jtött mintákról készültek. Rálischné Felgenhauer Erzsébet
szintén rendelkezésemre bocsátotta a csiszolatait egy korábbi gy jtéséb l, Dobosi
Gábor pedig a máriagy di telér piroxénjeir l, az általa elvégzett, publikálatlan
mikroszondás elemzési adatait tette elérhet vé számomra. A Turony-1 fúrás anyagából
Szabó Csaba (ELTE) bocsátott rendelkezésemre egy kézipéldányt, amelyr l a kémiai
elemzések és a vékonycsiszolatok készültek.
Optikai mikroszkópos és röntgendiffrakciós vizsgálatok
A petrográfiai megfigyelések több mint 100 vékonycsiszolat megvizsgálásán alapulnak.
A babarcsz l si teleptelér esetében a csiszolatok a telér bels , kevésbé mállott magját
képviselik, mivel a küls , mállott szélekr l nem lehetett vékonycsiszolatot készíteni. A
beremendi telér esetén a véletlenszer en begy jtött mintákról úgy készültek csiszolatok,
hogy azok az összes el forduló k zetváltozatot képviseljék.
6
Az er sen átalakult mintákon, els sorban a xenolitok esetében, az optikai
mikroszkópos vizsgálatokat szeparált mintákon végzett, röntgendiffrakciós
elemzésekkel egészítettem ki az ásványos összetétel meghatározása céljából. A teljes
k zetet porítása után karbonátmentesítésnek vetettem alá, amelyet 3%-os ecetsavval
végeztem, a mintákat 14 órán át 40°C-on tartva. Ezek után bromoformmal
szétválasztottam a könny és nehéz frakciót, amelyekb l a továbbiakban binokuláris
mikroszkóp alatt, kézi szeparálással szétválogattam az egyes fázisokat, amelyeket
egyesével meghatároztunk (spinell, ensztatit, Cr-diopszid, montmorillonit, kvarc)
DRON UM1 típusú röntgendiffraktométerrel, 2-75° tartományban, 0.03° vagy 0.05°
lépésközzel, Cu-K sugárforrással.
K zetkémiai elemzések
A Villányi-hegység bazaltteléreir l korábban igen kevés kémiai elemzés készült.
Mindössze a babarcsz l si telérr l és a Turony-1 fúrás anyagáról készült nedves kémiai
f elem meghatározás (Fülöp, 1966) és a beremendi bazalt szintén nedves kémiai f elem
elemzési adatai (Molnár & Szederkényi, 1996) álltak rendelkezésemre a kutatások
kezdetén.
Azokból a begy jtött mintákból, amelyekb l vékonycsiszolat készült, az elmúlt
években számos f - és nyomelem elemzést végeztünk. Az elemzések több helyen, több
id pontban, különböz módszerekkel készültek. A minták kémiai elemzésekre történ
kiválasztásakor tovább bonyolította a helyzetet, hogy az általános, nagyfokú átalakulás
miatt a mintákat nagymértékben szelektálni kellett. A megfelel anyag kiválasztását és
el készítését minden esetben személyesen végeztem. A beremendi, babarcsz l si és a
Turony-1 fúrás mintájáról a Padovai Tudományegyetemen készült f elem
meghatározás, Dr. Piera Spadea segítségével, XRF módszerrel. A f elemeket és a Cr-ot
Li-tetraboráttal kevert olvasztott pormintákon mértük. A mátrixhatás elkerülése
érdekében 1/10 minta/adalékanyag arányt használtunk. A nyomelemek (V, Ni, Cu, Zn, Rb,
Ba, Sr, Nb, Zr és Y) mennyiségét préselt pormintákon határoztuk meg. A máriagy di
mintáról f - és nyomelem, a babarcsz l si és beremendi mintákról, illetve xenolitjairól
nyomelem (Sc, Cr, Ta, Hf, Th, U, La, Ce, Nd, Sm, Eu, Tb, Yb, Lu) meghatározás készült az
XRAL Laboratories-ban (Ontario, Kanada) XRF és neutronaktivációs módszerrel,
préselt pormintákon. A mérési határok a következ k voltak: Zn - 50 ppm; Cr, Nd - 10
ppm; Ce - 3 ppm; Sc, Ta, Hf, La - 1 ppm; Th, U, Sm, Tb, Yb, 0.5 ppm; Eu - 0.2 ppm;
7
Lu - 0.05 ppm). Az izzítási veszteséget (LOI) 1000°C-os izzítás után, gravimetriás
meghatározással végeztem az Udinei és a Szegedi Tudományegyetemen.
Ásványkémiai elemzések
A beremendi bazaltról és ultrabázisos xenolitjairól készültek mikroszondás elemzések a
Leobeni Montänuniversitäten, ARL-SEMQ 30 hullámhossz-diszperzív spektrométerrel,
15 kV gyorsító feszültség, 12 nA mintaáram mellett, kb. 1 µm átmér j sugárral, 5-20 s
id intervallumban. A kalibráció természetes és szintetikus ásványstandardok
felhasználásával történt. A spinellek esetében a Fe3+ mennyiségét a spinellekre
feltételezett, ideális R2+R3+2O4 formulán alapuló sztöchiometriai eloszlással számoltam
ki.
Spinellek egykristály-röntgendiffrakciós vizsgálata
Egykristály-röntgendiffrakciós mérések készültek a beremendi ÁGK 6817 és ÁGK
6819-es minták xenolitjából kiválasztott egykristály spinell szemcséir l a Trieszti
Tudományegyetem Földtudományi Tanszékén, automatizált, K-geometriájú, grafit
monokromátoros KUMA-KM4 diffraktométerrel, Mo-K sugárforrást használva. Az
adatfeldolgozás folyamata Lenaz et al. (2004) publikációjában leírtak alapján, a
szerkezeti finomítás SHELX-93 programmal történt (Sheldrick, 1993). Ugyanazon
szemcséket a továbbiakban mikroszondás elemzésnek vetettük alá, amelyek a Modenai
Tudományegyetemen készültek, ARL-SEMQ hullámhossz-diszperzív spektrométerrel,
15 kV gyorsító feszültség, 20 nA mintaáram mellett, kb. 1 µm átmér j sugárral, 5-20 s
id intervallumban. A szemcséken, mérett l függ en, 8-10 mintapont mérése történt. A
kiértékelésekre a PROBE program segítségével, természetes és mesterséges standardok
felhasználásával került sor. A kristályszerkezeti és kristálykémiai paraméterek
összevetése a mikroszondával mért pontok átlagával történt; a paraméterek számítása
Marocco (1999) publikációjában közöltekkel megegyez .
Karbonátok stabilizotópos mérése
Az ocellumokból és karbonáterekb l kézzel vagy kis fordulatszámú fúróval szeparált
karbonátok stabilizotópos mérése a MTA Geokémiai Kutatólaboratóriumában történt,
8
Finnigan MAT delta S típusú stabilizotóp-mér tömegspektrométerrel. A m szer és
m ködési elvének ill. a mintael készítés részletes leírása Demény (1999)
publikációjában található. A kapott adatokat nemzetközi standardokhoz (Pee Dee
Belemnite – PDB, és Standard Mean Ocean Water – SMOW) viszonyítva adtam meg.
9
3. PETROGRÁFIA
Makroszkópos leírás
Beremendi telér
A Beremendi Cementm vek mészk fejt jében az elmúlt évek aktív fejtése nyomán két
helyen tárult fel magmás telér: egy nagyobb telér a fels bányászati szinten, az É-i
falban, amelyr l els kibukkanása után leírás készült (Mangult, 1996; Molnár &
Szederkényi, 1996) és egy kisebb az alsó bányászati szinten, szintén az É-i falban. A
telérek azonos d lés ek és az ÉÉNy-i falban fordulnak el . Mindkét telér folyamatosan
fejtés alatt áll, ami jelent s mértékben hozzájárul újabb minták el kerüléséhez, de
egyben a telér anyagának fokozatos elt nését is jelenti a rekultivációra használt
törmelékben. A robbantások utáni törmelékb l való mintagy jtés azonban
mindenképpen lehetetlenné tette a minták pontos helyének meghatározását és a telér
esetleges változatosságának rekonstruálását
Mindkét telér 80-90 -os áld léssel apti-albai korú (Fülöp, 1966)
mészk rétegeket tör át, anyaguk er sen átalakult. Az alsó szint telérje vékonyabb, 50-
70 cm széles és teljes egészében agyagásványok és karbonát töltik ki. Ép minta nem
került el bel le, ezért részletesebb vizsgálatokra nem használtuk fel. A fels szint
telérje 2-3 m széles, kontakt udvar nem, vagy csak vékonyan (10-15 cm széles sávban)
övezi (3.1/a ábra). A kontaktuson fehér-világosszürke, er teljesen aprózódó k zetanyag
fordul el . A telér anyaga nagymértékben átalakult sárga-vörös-zöld szín mállékony,
magas karbonát- és agyagtartalmú. A robbantások után el került üde kézipéldányok
változatosak, de mindegyikre jellemz a másodlagos karbonáterek igen gazdag
hálózata.
A legüdébb minták szürkésfekete, apró szem vulkanitban 5-10 cm átmér j ,
gömbölyded, csepp alakú, világoszöld, er sen mállott k zetzárványokat tartalmaznak
(3.1/b ábra). A xenolitok, ha el fordulnak, a mintáknak nagy részét alkotják, gyakran
elérik a 20-30 térfogatszázalékot is. El kerültek azonban szép számmal olyan
telérk zetek is, amelyek egyáltalán nem tartalmaznak xenolitokat, ellenben igen
gazdagok felzikus ásványokat tömörít , gömbszer szerkezetekben, ocellumokban
(3.1/c ábra). A mintákra jellemz apró, 1-2 mm-es kvarckristály csoportok megjelenése
10
is, amelyek nem túl gyakran, de a xenolit-dús minták kivételével mindenhol
el fordulnak.
a
1 cm
b
1 cmc
3.1 ábra a) Mállott telér terepi képe a beremendi mészk fejt fels szintjében b) Kalciterekkel átsz tt,
xenolit-dús kézipéldány a beremendi telérb l (fotó: G zsy Gáborné) c) Ocellum-gazdag
kézipéldány a beremendi telérb l. Jól megfigyelhet k a kör átmetszet ocellumok, fehér-sárga
karbonátos maggal (fehér nyíl) és sötétebb szilikátos köpennyel (fekete nyíl) (fotó: G zsy
Gáborné)
11
Máriagy di telér
A Máriagy dt l északnyugatra elhelyezked Vízügyi k fejt a Villányi-hegység
Tenkes pikkelyének legfels részét (alsó-kréta, albai mészk ) és a Csukmai pikkely
legalsó néhány dolomitos padját tárja fel (Rakusz & Strausz, 1953). A k fejt ben
uralkodóan er teljes horizontális elmozdulást szenvedett kréta rétegösszlet
tanulmányozható.
A k fejt jében feltárt telér a bánya északi falában található, a területet
felszabdaló ÉÉK-DDNY irányú törések egyikében (3.2/a ábra). Az alsó bányászati
szint fels részében a legjobban megfigyelhet , de alsó része törmelékbe temetkezik, a
bánya fels szintjeiben folytatódni látszik: itt a telérre a törmelékben található vörös
elszínez dés , valószín leg a telérb l származó k zetdarabok utalnak, a telér és
törmeléke azonban ezen a szinten megközelíthetetlen. A telér a k fejt pereme alatt pár
méterrel kiékel dik. Az északi falon kívül a telér folytatódni látszik déli irányban is. A
törmeléklejt n észak-déli irányban, az északi falban lév telérrel közel egy síkban a
telér anyaga és törmeléke található, mintegy a folytatását adva az északi fal
telérk zetének. A déli falban azonban már nem található meg. E két kibúvás síkjába
közelít leg beilleszthet a fels szint el fordulása is. Az egyes kibukkanások
összefüggéseinek részletesebb feltárása azonban a terep sajátosságai miatt nem
megvalósítható, mintát venni is csak az északi fal alsóbb szintjének anyagából volt
lehetséges.
A telér igen meredek d léssel (85-90°) települ az apti-albai korú mészk rétegek
közé. Vastagsága 1 méter és 50 centiméter között változik. 10-20 centiméteres, az
átalakulást nem szenvedett mészk nél sötétebb szürke, igen kemény mészk b l álló
„udvar” övezi. A két, határozottan elkülönül sötétebb mészk sáv között a telér anyaga
magas karbonát- és agyagtartalmú, sárga-vörös-világoszöld szín , kaotikusan
gyüredezett, a d léssel közel párhuzamosan futó sávok összessége (3.2/b ábra).
Helyenként akár ökölnyi méret k zetzárványok is el fordulnak benne, amelyek anyaga
karbonát. A telérk zet igen er sen átalakult, mállékony, másodlagos karbonáterekkel
s r n átjárt.
12
a b
3.2 ábra a) A máriagy di telér a bánya alsó szintjében b) A telér er sen mállott anyaga közelr l
Babarcsz l si teleptelér
A babarcsz l si Várhegy oldalában
felhagyott k fejt ben található bazalt
teleptelér 20-25 m hosszan húzódik a
fels -anizuszi dolomitrétegek (Fülöp,
1966) közé települve (3.3 ábra).
Legnagyobb szélessége kb. 190 cm,
helyenként pár deciméteresre sz kül
össze. Er sen átalakult, vörös majd
fehérbe átmen , 10-20 cm széles,
szimmetrikusan elhelyezked kontaktussal
érintkezik a befogadó karbonátos k zettel.
A telér üde anyaga sötétszürke, aprószem
bazalt, gyakoriak az akár 1-1.5 cm átmér t
is elér kvarckristály csoportok a telér
bármely részében. Makroszkóposan jól
láthatók a felzikus ásványokat tömörít
csomók, ocellumok. A teleptelérben jól
megfigyelhet a zónásság, amelynek
legf bb jellemz je az ocellumok központi
részeken történ koncentrálódása.
A teleptelért gazdag karbonátér-hálózat
szövi át, amelynek jellemz je, hogy a
bazaltot behálózó erek a befogadó
mészkövet elérve elhalnak, abba már nem
hatolnak be.
3.3 ábra A babarcsz l si teleptelér (fotó: M.Tóth T.)
mészk
teleptelér magja
mállott kontakt zóna
mészk
mállott kontakt zóna
13
Turony-1. fúrás
A Turony-1. fúrásból mintát Szabó Csaba (ELTE) bocsátott rendelkezésemre. A bazalt
szintén alsó-anizuszi dolomitot tör át (Fülöp, 1966). A kézipéldány sötétszürke bazalt,
amelyben egy 1.5 cm átmér j kvarc xenokristály figyelhet meg szabad szemmel.
Mikroszkópos leírás
Beremendi telér
A beremendi minták mikroszkóposan porfíros bazaltból állnak, amelyben részlegesen
átalakult piroxén és teljesen átalakult olivin fenokristályok mellett klinopiroxén vázú
alapanyag figyelhet meg, benne akcesszórikus ásványokkal és elszeparáltan
el forduló, felzikus ásványokat tartalmazó csomókkal, ocellumokkal. A mintákra
általában jellemz a mindent átszöv kalciterek s r hálózata.
A vulkanit fenokristályai között uralkodik a színtelen, idiomorf klinopiroxén
(3.4/c, d ábra). A xenokristály magú klinopiroxének megjelenése igen gyakori, az
el forduló xenokristályok orto- vagy klinopiroxének, er sen rezorbeáltak, helyenként
átkristályosodtak (3.4/c ábra). A klinopiroxének kétfajta el fordulása különíthet el
szövetileg és méret szempontjából; a fenokristályok mellett jóval kisebb méretben is
el fordulnak az alapanyagban (3.4/g,h ábra), gyakran amfibol szegély övezi ket. A
fenokristályok másik csoportját alkotják a teljes átalakulást szenvedett idiomorf olivin
szemcsék (3.4/a, b ábra), amelyeket kalcit, talk, szerpentin, opak ásványok töltenek ki,
jellegzetes hálós („mesh”) szerkezetet alkotva.
Az alapanyagban megfigyelhet idiomorf, hipidiomorf, táblás plagioklász is
(3.4/h ábra), amelynek mennyisége és átalakulásának foka mintánként igen eltér .
Egyes mintákból a plagioklász teljesen hiányzik, de el fordulhat kivételes esetben akár
20-30 tf% is az alapanyagban. Az alapanyag plagioklászai részben, k zetüvege teljesen
átalakult. Kis mennyiség idiomorf biotit és amfibol is megfigyelhet a csiszolatok
alapanyagában (3.4/g ábra), egyenletesen elszórva a k zetben mindenhol el fordulnak
apatitt k (3.4/g ábra) és opak, idiomorf, hipidiomorf vagy xenomorf Fe-Ti-oxid
szemcsék (3.4/g, h ábra).
14
A k zet szöveti sajátossága egyes felzikus ásványok alapanyagtól élesen
elkülönül , 1-5 mm-es kerek, ovális cseppekbe, ocellumokba tömörül megjelenése az
alapanyagban, amelyek vagy csak karbonátásványokat (3.4/e ábra)vagy karbonát
magot/magokat és azt övez szilikátos köpenyt tartalmaznak (3.4/f; 3.9/e; 3.10/b, c, e
ábra).
A k zetben találhatók kisméret (max. 1 mm) kvarc xenokristályok és néhány
nagyobb méret (3-5 mm) kvarcit zárvány (3.13/g ábra). A xenokristályokat jellemz en
klinopiroxén koronák övezik, a nagyobb kvarcit xenolitnak jellegzetes rezorbciós
szegélye van, piroxén korona nélkül. A telér gazdag különböz bázisos és ultrabázisos
xenolitokban is (3.11, 3.12 ábra), amelyek részletes leírását A xenolitok petrográfiája c.
fejezet tartalmazza.
15
16
Máriagy di telér
A k zet szövete porfíros pilotaxitos, helyenként a glomeroporfíros kifejl dés is
megfigyelhet . Uralkodóan teljesen átalakult olivin és részben átalakult klinopiroxén
fenokristályok fordulnak el benne, klinopiroxén, Fe-Ti-oxid és átalakult k zetüveg
mátrixban. Jellemz a kvarc xenokristályok és ocellumok megjelenése. A csiszolatokat
utólagos kalciterek szelik át.
A minták nagy mennyiségben tartalmaznak idiomorf klinopiroxén (optikailag
augit) fenokristályokat, amelyekben helyenként opak zárványok fordulnak el , néhol
pedig a fenokristály közepén eltér összetétel piroxén magot találhatunk (3.5/a, b;
3.6/c, d ábra). A penetrációs ikrek gyakoriak, egyes helyeken piroxén kumulátumok is
el fordulnak (3.5/b ábra). Gyakori a szektorzónásság (3.5/a, h; 3.6/a, b ábra), a
homokóra-szerkezet kioltás is megfigyelhet (3.5/c ábra). Egyes kristályok szegélyén
uralitos elváltozás látható. A klinopiroxénen kívül találhatók teljesen átalakult
fenokristályok is, amelyek jelenleg kalcitból, szerpentinásványokból, opak ásványokból
állnak, alakjuk és jellegzetes „mesh” szerkezetük alapján olivin utáni pszeudomorfózák
(3.5/e, f ábra).
Az alapanyagot uralkodóan idiomorf, klinopiroxén mikrofenokristályok
alkotják, plagioklász csak minimális mennyiségben fordul el , igen apró t k
formájában, a jelenlév k zetüveg átalakult. Az opak ásványok közül idiomorf, közel
négyzet alakú magnetit szemcsék egyenletes el fordulása jellemz .
A csiszolatokban jellemz a felzikus ásványokkal kitöltött ocellumok
megjelenése is, amelyek vagy csak karbonát ásványokkal kitöltöttek (3.5/g ábra), vagy
idiomorf plagioklászt, amfibolt, biotitot, rhönit vázkristályokat tartalmaznak átalakult
k zetüveg mátrixban (3.5/h; 3.9/ f, h; 3.10/d ábra).
A k zetben található több kvarc xenokristály és egy nagy méret (3-5 mm)
kvarcit zárvány (3.13/h ábra). A xenokristályokra jellemz klinopiroxén korona
kifejl dése, a nagyobb kvarcit xenokristálynak jellegzetes rezorbciós szegélye van,
piroxén korona nélkül.
17
18
19
Babarcsz l si teleptelér
A babarcsz l si teleptelért mikroszkóposan meglehet sen homogén ásványos összetétel
és porfíros szövet jellemzi. Fenokristályként teljesen átalakult olivin és részben
átalakult klinopiroxén fordul el , egy klinopiroxénb l, plagioklászból, átalakult
k zetüvegb l, opak ásványból (Fe-Ti-oxid), biotitból, amfibolból, apatitból álló
alapanyagban. Gyakoriak a felzikus ásványokkal kitöltött ocellumok és a félig
beolvasztott kvarc xenokristályok is. A kalciterek el fordulása jellemz , bár a
beremendi és máriagy di teléreknél kisebb mennyiségben.
A vizsgált mintákban mikroszkóposan 0.5-1 mm nagyságú klinopiroxén
fenokristályok ismerhet k fel (3.7/c, d ábra), amelyek közül néhánynak optikailag
eltér , reliktum jelleg , rezorbeált magja van (3.7/e ábra). Egyes klinopiroxén
szemcsék magja teljesen átalakult, másodlagos ásványokkal kitöltött, míg a szegélyük
optikailag a kisebb piroxén fenokristályokhoz hasonló. A klinopiroxénen kívül, a
fenokristályok között el fordulnak olivin utáni pszeudomorfózák, amelyeket
szerpentinásványok, kalcit, magnetit tölt ki (3.7/a, b ábra). Jellegzetes „mesh”
szerkezetük alapján egyértelm en azonosítható az egykori olivin. Bázisos plagioklász
változó mennyiségben fordul el a mintákban, néhol a mátrixot szinte kizárólagosan
plagioklász alkotja, máshol az átalakult k zetüveg mellett minimális a mennyisége. Az
alapanyagban uralkodnak a fenokristályoknál jóval kisebb méret , 0.2-0.5 mm
nagyságú idiomorf klinopiroxén szemcsék (3.7/f ábra). Szintén nagy mennyiségben
fordulnak el idiomorf Fe-Ti-oxid (magnetit, ilmenit) szemcsék, 0.1-0.5 mm-es
apatitt k. Kis mennyiségben (1-2 tf%) apró, idiomorf biotit és amfibol szemcsék is
megjelennek. A másodlagos ásványok között röntgen vizsgálatok alapján kalcit és
nontronit dominál.
Az alapanyagban élesen elkülönül felzikus csomók (ocellumok) ebben a
telérben is el fordulnak, vagy csak karbonátásványokat (3.9/b ábra) vagy karbonát
magot/magokat és azt övez szilikátos köpenyt tartalmaznak (3.9/c, 3.10/a ábra). Több
helyen ocellumokra jellemz kitöltéssel rendelkez szabálytalan erek is el fordulnak az
alapanyagban (3.7/g, 3.9/g ábra) és ritkán opak magú ocellumok is megfigyelhet k
(3.9/a ábra).
A telepteléren belül az egyes alkotók különböz mértékben fordulnak el . Az
ocellumok igen jellegzetesen dúsulnak a telér központi részeiben és nagyobb méretük,
összetettebb felépítésük is jellemz , míg az olivin és els sorban a klinopiroxén
20
fenokristályok el fordulása gyakoribb (9-11 tf%) a telér alsó részeiben, mint az
ocellum-gazdag középs zónában (4-5 tf%).
Turony-1 fúrás
A Turony-1 fúrásból származó minták igen nagymértékben hasonlítanak a korábban
leírt babarcsz l si telérhez. Uralkodóan teljesen átalakult olivin (3.8/a ábra) és részben
átalakult klinopiroxén fenokristályok fordulnak el az alapanyagban (3.8/b ábra). Az
egykori idiomorf olivin helyét kalcit és opak ásványegyüttes foglalja el, „mesh”
szerkezetet mutatva. A klinopiroxén optikailag augitos összetétel , sok szemcse magja
rezorbeált xenokristály (3.8/b ábra), a szemcsék gyakran alkotnak kumulátumokat. Az
alapanyag vázát kisebb méret klinopiroxén, plagioklász alkotja, amelyben elszórtan
el fordulnak apró, idiomorf amfibol, biotit kristályok, opak (Fe-Ti-oxid) szemcsék és
apatit t k (3.8/c, d ábra). Több rezorbeált, félig beolvasztott kvarc xenokristály is
megjelenik az alapanyagban, igen jól fejlett k zetüveg-klinopiroxén koronával (3.8/e, f,
3.13/e, f ábra). A k zet szövete porfíros, a rendelkezésre álló kis számú (3 csiszolat)
mintában ocellumot nem találtam.
21
22
23
Az ocellumok petrográfiája
Ocellumoknak, Rock (1991) leírása alapján, a minták alapanyagában el forduló, 1-5
mm átmér j , többnyire kerek, ovális vagy szabálytalan alakú, felzikus szilikát vagy
karbonát ásványokat tömörít , az alapanyagtól elkülönül szerkezeteket nevezem.
Az ocellumok igen jól elkülöníthet k az alapanyagtól több jellegzetesség miatt
is. Els sorban a magas felzikus ásvány tartalom adta világosabb színük miatt, ami f leg
a makroszkópos felismerésben segít. Mikroszkóposan is élesen elválnak az
alapanyagtól, mivel az ocellumokon belül az el forduló ásványok szemcsemérete
(els sorban a plagioklászé) jellegzetesen nagyobb, mint az ocellumokat övez
alapanyagban. Mindezek mellett az alapanyag ásványai jellegzetesen nem n nek át az
ocellum - alapanyag határon, igen ritkán figyelhet k csak meg az ocellumba nyúló
klinopiroxén szemcsék, amelyek az ocellum határain belül amfibol továbbnövekedést
mutatnak. Az ocellumok éles elkülönülését az alapanyagtól sok helyen az alapanyag
klinopiroxén szemcséinek az ocellum - alapanyag szegély küls részén történ dúsulása
és ott irányított, tangenciális elhelyezkedése is hangsúlyozza.
Az ocellumok szilikátos vagy karbonátos összetétel ek, sok esetben összetettek.
A szilikátos összetétel ocellumokat idiomorf, sötétbarna amfibol, apró biotit szemcsék,
sötétbarna vagy opak, t s rhönit vázkristályok, az alapanyagban hipidiomorf plagioklász
és általában átalakult k zetüveg alkotja (3.9/f ábra). Klinopiroxének ritkán fordulnak
el bennük, az alapanyagból az ocellum belsejébe nyúló klinopiroxének legtöbbször
amfibolos továbbnövekedést mutatnak (3.10/b, e ábra), más ásvány nem nyúlik át az
ocellum - alapanyag határon. Gyakran el fordulnak igen gyors kih lésre utaló
szerkezet (quenched) plagioklászok (3.10/c ábra), az amfibol szemcsék magja néhol
üreges (3.10/c, d ábra). A karbonátos összetétel ocellumokat teljes egészében karbonát
alkotja (3.9/b ábra). Az összetett ocellumokban az alaktalan, am baszer karbonát
magot vagy magokat a fent leírt szilikátos zóna körkörösen, köpenyként veszi körül
(3.9/c, 3.10/a-e ábra). A karbonátos mag és a szilikátos köpeny aránya nagyon eltér
lehet, el fordulnak a szilikátos köpenyhez képest igen kicsi méret magok, ám egyes
ocellumokban a karbonátos mag az ocellum teljes térfogatának akár 90 %-át is
kitöltheti. Ezek a különbségek azonban látszólagosak is lehetnek, amelyek abból
adódnak, hogy a csiszolatban az ocellumoknak nem minden esetben a magot átszel
metszetei látszódnak. A mintákban el fordulnak a komplex ocellumokéval megegyez
összetétel , szabálytalan lefutású és szegély erek is (3.8/g, 3.9/g, h ábra). Ritkán
24
megjelennek opak magú (3.9/a ábra), vagy különböz méret karbonátmaggal, de
zeolitos köpennyel rendelkez ocellumok is (3.9/d, e ábra).
Az egyes telérek ocellumai között nem figyelhet meg jelent s különbség,
valamennyi telérben éppúgy el fordulnak karbonátos ocellumok, mint szilikátosak. Az
egy teléren belül el forduló ocellumok között nagyobb különbség tapasztalható, mint az
egyes lel helyek között.
25
26
27
A xenolitok petrográfiája
A beremendi és máriagy di teléres bazaltokban számos ultrabázisos, bázisos xenolit és
felzikus xenokristály található. A beremendi bazalttelér helyenként jelent s
mennyiségben (akár a térfogat 1/3-át is elérve) tartalmaz 5-10 cm átmér j , világoszöld,
csepp vagy gömbölyded alakú, er sen átalakult xenolitokat. A xenolitok és a vulkanit
között kontakt zóna nem található, jellemz viszont a xenolitot és a befogadó bazaltot is
átszel kalciterek megjelenése. Makroszkóposan ásványok nem ismerhet k fel bennük,
a vékonycsiszolati és a röntgendiffrakciós elemzések alapján azonban a xenolitok
összetétele ultrabázisos, jelenleg túlnyomóan másodlagos ásványokból állnak. A
xenolitok több típusa különíthet el a mintákban.
Spinell lherzolit xenolitok
A bazalt xenolitjaiban leggyakrabban porfíroklasztos szövetet alkotó ortopiroxén
(ensztatit), klinopiroxén (diopszid), Fe-Cr spinell és olivin fordul el . Nagyon ritkák
ezen ásványok üde megjelenési formái, ami különösen az olivinre igaz. A legtöbb
minta szövete hálós, „mesh” textúrát mutat, ami utal az olivin átalakulás el tti domináns
jelenlétére (3.11/e, g ábra). A vizsgált mintákban az olivinb l csak szerpentinásványok,
kalcit és magnetit-hematit alkotta pszeudomorfózák maradtak vissza. Az ortopiroxén
szintén részben átalakult és kalciterekkel átsz tt a hasadások mentén. Optikailag két
megjelenési formája különíthet el a mintákban: az egyik típusba nagyméret , 1-2 mm-
es, rezorbeált, deformált porfírok tartoznak, amelyek apró szételegyedett klinopiroxén
lamellákat tartalmaznak, els sorban a hasadások vonalai mentén. A második típusú
ortopiroxének jóval kisebb méret ek, szinte hasadásmentesek, deformációmentesek,
nem mutatnak szételegyedést (3.11/b ábra). Ez utóbbiak jellemz en ekvigranuláris
szövetet alkotnak az alapanyagként el forduló klinopiroxén szemcsékkel (3.11/e ábra és
olivin utáni pszeudomorfózákkal. A spinellek, amelyek a paragenezis legépebb
ásványai, szintén kétféle formában találhatók meg a mintákban: egyrészt nagy méret
(2-3 mm), sötétbarna, repedezett, szemcsék közti tereket elfoglaló, újrakristályosodott
xenomorf szemcsékként (3.11/a; 3.12 ábra, illetve apró (kb. 100 mikron méret ),
gömbölyded zárványokként átalakult olivin vagy klinopiroxén szemcsékben (3.11/ d
ábra), néha klinopiroxénnel társulva (3.11/c ábra).
28
A mintákban több helyen megfigyelhet - gyakran a vasas erek segítenek az
azonosításukban - az egykori szemcsék „triple junction” típusú érintekezése (3.11/f, g
ábra).
Amfibol-tartalmú spinell lherzolit xenolitok
Az OH-tartalmú spinell lherzolit xenolitok a spinell lherzolitokban el forduló
ortopiroxén (ensztatit), klinopiroxén (diopszid), Fe-Cr spinell, olivin pszeuomorfóza
paragenezisen túl tartalmaznak amfibol szemcséket is (3.11/f ábra). Az amfibol
jellegzetesen intersticiálisan fordul el klinopiroxén és olivin szemcsék között, alakja
szabálytalan, mérete 0.5-1 mm. A spinell szemcsék bimodális szöveti eloszlása
jellemz ezekben a xenolitokban is: egyrészt el fordulnak nagy méret , xenomorf
szemcsékként másrészt zárványként, apró, világosbarna, kerekded szemcsék
formájában, de ezen mintákban a klinopiroxéneken és az olivineken túl amfibolban is.
Gabbró xenolit
A beremendi bazaltból mindezidáig egy gabbró összetétel xenolit került el . A minta
részben átalakult, kalicterekkel s r n átsz tt, tartalmaz nagy (1-2 mm-es) ortopiroxén
szemcséket, hasonló méret , xenomorf plagioklászt (3.11/h ábra) és teljesen
átkalcitosodott, nem azonosítható kristályokat. Akcesszóriaként szabálytalan alakú,
opak, Fe-Ti-oxid szemcsék és nagy, 100-300 mikron méret , idiomorf, hordó alakú
vagy hatszöges átmetszet apatit fordul el . Szövete ekvigranuláris. A bazalttal való
érintkezési határon egy kalcitsáv helyezkedik el.
29
30
31
A xenokristályok petrográfiája
Valamennyi villányi-hegységi bazaltban el forduló kvarc xenokristályról elmondható,
hogy megjelenésükben igen hasonlóak egymáshoz, kisebb eltérések figyelhet k csak
meg az egyes lel helyek között.
A beremendi bazaltban gyakoriak a kis méret (1-2 mm), er sen rezorbeált,
lekerekített alakú kvarc xenokristályok, amelyeket az esetek többségében klinopiroxén
korona övez, ritkán nagyobb méret , korona nélküli kvarcit xenolitok is megjelennek
(3.13/g ábra). A máriagy di bazaltban is megjelennek 1-2 mm-es kvarc xenokristályok
és nagyobb kvarc xenokristály csoportok, amelyek rezorbeált szél szemcsék 1-1.5 cm
hosszú, megnyúlt alakú halmazát alkotják a k zetben. A máriagy di mintában több
kisebb xenokristály mellett egy, a többinél jóval nagyobb kvarc zárvány csoport
figyelhet meg, amelyet nem övez piroxén korona (3.13/h ábra). A babarcsz l si
bazaltban igen nagy mennyiség kvarc xenokristály fordul el (3.13/a-d ábra),
helyenként a méretük eléri az 1-1.5 cm-t is, általában azonban 1-5 mm átmér j ek. A
Turony-1 fúrás szintén gazdag kvarc zárványokban, ezekre jellemz az igen jól fejlett,
széles k zetüveg-klinopiroxén korona megjelenése (3.13/e, f ábra).
Valamennyi xenokristályra jellemz azonban, hogy a kvarc zárványok és a
befogadó bazalt között különböz reakciózónák kialakulása figyelhet meg. A magot
közvetlenül üde vagy átalakult k zetüvegb l álló, 10-30 mikron széles zóna övezi,
amelyben kisebb ásványszemcsék (opak ill. karbonátásványok, zeolit) is el fordulnak
(3.13/d ábra). A magtól távolodva a következ 50-100 mikron széles zónát
klinopiroxén szemcsék alkotják, amelyek koronaként az üveg zónához, annak hiánya
esetén pedig közvetlenül a kvarchoz kapcsolódnak (3.13/a-f ábra). A piroxén korona
minden kisebb kvarc zárvány körül megjelenik, egyes esetekben maga a kvarc, vagy
annak egy része annyira felemészt dött, hogy már nem figyelhet meg, a piroxén
korona azonban ebben az esetben is bizonyítja egykori jelenlétét. Ritkán
megfigyelhet k a máriagy di és a beremendi mintákban az átlagosnál nagyobb, kvarcit
zárványok, amelyeket nem övez piroxén korona (3.13/g, h ábra). A koronát alkotó
klinopiroxén szemcsék mérete a magtól távolodva n (3.13/a-f ábra), 5-10 mikronos
méret jellemz a bels részeken, ami kifele haladva eléri a 30-50 mikronos
átlagméretet. A koronában a szemcsék elhelyezkedése nem irányított, a szemcseméret
kifele haladva n , a befogadó k zet alapanyagába nyúló piroxén szemcsék kifejl dése
jellemz . A korona klinopiroxénjei optikailag hasonlóak az alapanyag
32
klinopiroxénjeihez (3.13/b, f ábra). Megfigyelhet k a máriagy di bazaltban teljesen
beolvasztott xenolitok vagy xenokristályok is, amelyek helyét kizárólag k zetüveg és
igen apró kristálykezdemények foglalják el, klinopiroxén korona nem övezi ket,
alakjuk szabálytalan, rezorbcióra utaló.
A telércsoporton belül eltérések figyelhet k meg a xenokristály- és xenolit-
tartalomban: a kvarc xenokristályok mennyisége É-ról D-felé (Babarcsz l s -
Beremend) csökken, a xenokristályok méretével párhuzamosan, ezzel ellentétesen n
azonban az ultrabázisos xenokristályok és xenolitok száma és mérete.
33
34
4. K ZETKÉMIA
A bazaltok teljes kémiája
A beremendi és a máriagy di bazaltok különböz mértékben átalakultak, amit
makroszkópos illetve mikroszkópos petrográfiai megfigyelések és a teljes kémiai
elemzés adatai (1. táblázat a Mellékletekben ) is alátámasztanak. Valamennyi minta
könnyenilló tartalma nagy, a babarcsz l si telér (tejesen átalakult zónák nélküli)
magjában 8-13 % között változik, a beremendi mintákban 12-18 % közötti, aminek
nagy része bizonyosan másodlagos hatások következménye, annak ellenére, hogy alkáli
bazaltok illetve lamprofírok magas könnyenilló tartalma nem kirívó (lamprofírokban a
CO2 – tartalom elérheti az 5-6 %-ot is; Rock, 1993). Kiugróan nagy egyes minták CaO
tartalma, ami els sorban a beremendi k zetekben tapasztalható jelent s (18-28 %)
karbonát-tartalommal együtt a telérek er s karbonátosodását támasztja alá és
petrográfiailag a k zeteket finoman átszöv és a porítás során is eltávolíthatatlan kalcit
erek jelenlétében mutatkozik meg. Az átlagos alkáli bazalt összetételénél (Fitton et al.,
1991) jóval alacsonyabb (a beremendi bazaltban kirívóan alacsony) a k zetek MgO
(Babarcsz l s: 7-9 %, Beremend: 5-10 %) és alkália Na2O (0.7-2 %), K2O (0.6-1.3 %)
tartalma, ami szintén a minták mállottságára utal, figyelembe véve, hogy ezen elemeket
hordozó ásványok (olivin, földpátok) a legérzékenyebbek az átalakulásokra. A
viszonylag immobilisnak tekinthet (Shervais, 1982) TiO2 és P2O5 magas értékei a
bazaltok alkáli jellegére utalnak, habár valószín leg relatív dúsulást is szenvedtek az
átalakult ásványokból mobilizálódott elemekhez képest. Ennek eldöntésére és a vizsgált
bazaltok geokémiai jellegének meghatározására azonban a f elemek nem alkalmasak. A
magas P2O5 tartalom az alapanyagban gazdagon el forduló apatit t khöz kapcsolódhat,
a magas TiO2-tartalom (2-3%) pedig a klinopiroxének Ti-gazdag összetételére ill. a Fe-
Ti-oxidok jelenlétére utalhat.
Az átalakulás mértékét és trendjét a Nesbitt & Young (1989) által javasolt CaO*
+ Na2O – Al2O3 – K2O ill. CaO* + Na2O + K2O – Al2O3 – FeOtot + MgO diagramok
segítségével becsülhetjük meg. Valamennyi telér bazalt anyaga a CaO* + Na2O –
Al2O3 – K2O diagramon (4.1 ábra) a feltételezett „átlagos gabbró” összetételt l eltérést
mutat a „szmektit” összetétel felé, ám az egyes minták igen eltér fokú átalakulást
mutatnak. A diagramon megfigyelhet trend összhangban áll a Nesbitt & Young (1989)
35
által a gabbró összetétel k zetekre leírt általános mállási trendjével, amelyben az Al-
csúcs felé történ eltolódást és az alkáliák és a Ca összegének csökkenését a k zetekben
els sorban a földpátok mállása okozza. A CaO* + Na2O + K2O – Al2O3 – FeOtot +
MgO diagramon azonban a villányi minták jelent sen eltérnek a bazaltokra
meghatározott klasszikus mállási trendt l, ami jelzi, hogy a mállás során a k zetek
átalakulását legnagyobb mértékben a Fe-Mg vesztés jellemzi, ami összhangban áll a
mintákban a mafikus ásványok, els sorban az olivin, nagyfokú átalakulásával. Az
olivin valamennyi telér valamennyi mintájában megfigyelt teljes átalakulása viszont
kevésbé tulajdonítható utólagos mállási folyamatoknak, inkább a magmában jelent s
mennyiségben jelenlév , saját illó autometaszomatikus hatásának, mint azt pl.
Destrigneville et al. (1991) hasonló bazaltokon végzett vizsgálatai is alátámasztják.
Cpx
Plag szmektit
bazalt átlag
4.1 ábra A villányi bazaltok, a mállási trendek követésére Nesbitt & Young (1989) által javasolt CaO* +
Na2O – Al2O3 – K2O ill. CaO* + Na2O + K2O – Al2O3 – FeOtot + MgO diagramokon. (A nyilak a
szerz k által leírt normális mállási trendeket reprezentálják. CaO* = a szilikát fázisokban kötött
CaO; Plag = plagioklász, Cpx = klinopiroxén)
A klasszikus f elem diszkriminációs diagramokat, amelyek f képpen a Si és alkáliák
mennyiségén alapulnak, a minták átalakultsága miatt nem használtam k zettípus és
geotektonikai környezet meghatározására. A mintákban lezajlott frakcionációs
folyamatok követésére a Harker-diagramok nyújtottak lehet séget. A vizsgált
k zetekre a hagyományos, SiO2, MgO vagy mg#-on alapuló diagramok szintén nem
voltak használhatók az átalakulások miatt. Viszont a Zr-ra, mint inkompatibilis,
immobilis nyomelemre vonatkoztatott adatok tükrözhetik az egyes elemek megoszlását,
36
viselkedését a minták között (4.2 ábra), habár valószín , hogy az átalakulások jelent s
mértékben elmosták az els dleges magmás trendeket.
A diagramokon f leg a CaO és MgO esetében figyelhet meg a tendenciák
hiánya, amely az átalakulásra vezethet vissza. A SiO2 és Na2O + K2O esetében a
babarcsz l si mintákban nem figyelhet meg trend, amíg a beremendi mintákban a Zr
növekedésével ellentétes csökkenés jellemz . A Zr vs. Al2O3 diagramon azonban éppen
ellentétes a lefutás, a beremendi minták nem fejeznek ki trendeket, amíg a babarcsz l si
minták a Zr-mal pozitív korrelációt mutatnak. A Zr vs. inkompatibilis elemek (Ti, P)
ill. FeOtot diagramokon a babarcsz l si minták igen gyenge, míg a beremendi minták
er sebb pozitív korrelációja jellemz , ami jelezheti ezen elemek frakcionációval fellép
párhuzamos dúsulását a mintákban, ám valószín leg nem zárható ki az átalakulás során
bekövetkezett relatív dúsulásuk sem. Valamennyi diagramon a máriagy di telér
reprezentálja a legfrakcionáltabb mintát. Nem egyértelm azonban ez a trend, ha
összevetjük a 4.1 ábrával ezt az elképzelést, mivel azt látjuk, hogy a máriagy di minta a
legátalakultabb, így valószín leg az inkompatibilis elemekben (így a Zr-ban is) relatíve
leginkább dúsult, ám mobilis elemekben a leginkább elszegényedett minta is. Általában
jellemz azonban, hogy a telérek azonos mez ben helyezkednek el a diagramokon, a
Turony-1 fúrás a babarcsz l si telérrel teljesen azonos összetételt mutat, míg a
máriagy di telér a beremendihez áll közelebb. A telérek egymáshoz képest nem
mutatnak jelent s frakcionációs trendet, a teléren belüli frakcionáció azonban nem
meglep , s t elvárható a makroszkóposan is megfigyelt ásványos változásokkal
összhangban.
37
4.2 ábra A villányi telérek Harker diagramjai Zr-ra vonatkoztatva
38
A spinell lherzolitok teljes kémiai összetétele
A bazalt mintáknál még nehézkesebb az ultramafikus xenolitok geokémiai értelmezése
a f elemek alapján, mivel valamennyi minta er sen átalakult. Ezért a f elemzési
adatokat az alábbi megfontolásokkal igyekeztem nagy körültekintéssel és minimális
mértékben felhasználni. A f elemzés adatai er s karbonátosodást mutatnak, a minták
nedves kémiai elemzése 31-35 % CaO-t és 22-25 % CO2–t mutatott ki (Molnár &
Szederkényi, 1996). A Mellékletek 1.2 táblázatában bemutatott adatok ezen mérések
utólagos karbonátmentesítéssel kapott adatait tartalmazzák.
A beremendi xenolitokban az elemmobilitás vizsgálatokra a Gresens (1967) és
Grant (1986) által javasolt „izokon” módszer t nt alkalmasnak.
Az izokon módszer elméleti alapjai
Gresens egyenlete szerint (Gresens, 1967), ha egy olyan metaszomatikus átalakulást veszünk figyelembe,
amelyben A ásvány átalakul B ásványba, felállíthatók a következ egyenletek:
(1a) fvVA=VB
(1b) fv=(a/gA)=(b/gB)
(1c) a=1/fv(gA/gB)b
(1d) b=fv(gB/gA)a
ahol fv=a térfogati tényez
VA=A ásvány térfogata
VB=B ásvány térfogata
Ha fv=1, az átalakulás közben az ásvány térfogatváltozást nem szenvedett (volume for volume
replacement)
Ha fv>1, az ásvány térfogata csökkent
Ha fv<1, az ásvány térfogata n tt
(2) b(cB1)-a(cA
1)=x1
(3) b(cB2)-a(cA
2)=x2
ahol cnZ jelenti az n elem tömegszázalékos arányát Z ásványban
a és b jelenti minden egyes ásvány tömegét (grammban)
X jelenti a teljes anyagveszteséget vagy nyereséget (grammban). Felosztható x1 és x2-re.
Tehát van 3 egyenletünk 5 ismeretlennel (a, b, x1, x2, fv). A (2) és (3)- egyenleteket kombinálva és
behelyettesítve az (1d) egyenletet is, a következ egyenleteket kapjuk:
(4) x1=a[fv(gB/gA)cB1–cA
1]
(5) x2=a[fv(gB/gA)cB2–cA
2]
a és b a legtöbb esetben adottnak tekinthet (100 g), mert a kémiai analízis adatait általában 100
tömegszázalékban adják meg. Így az ismeretlenek száma 3-ra csökken. De még ez is túl sok ahhoz, hogy
39
meg tudjuk oldani az egyenletrendszert. Ezért minden esetben még egy ismeretlenre fel kell tételeznünk
egy értéket. Feltételezhetjük például, hogy az átalakulás során a térfogat nem változott (volume for
volume replacement), ebben az esetben fv=1. Vagy feltételezhetjük, hogy az elemek egyike immobilis,
ekkor x1=0 vagy x2=0.
Grant (1986) Gresens alapegyenleteib l [(4) és (5)] kiindulva egy más típusú, egyszer bb, grafikus illetve
számítógépes megoldást javasol az egyenletekre:
(6) fv(gB/gA)=MA/M°=(VA/V°)( A/ °)
ahol M° = a kiindulási k zet tömege
MA = az átalakult k zet tömege
V = a k zet térfogata
= a k zet s r sége
Tetsz leges kiindulási k zettömeget választva igaz, hogy egy adott elem tömege az átalakult k zetben
megegyezik az elem kiindulási k zetben mért tömegének és az átalakulás során bekövetkez
tömegváltozásának összegével:
(7) MiA=Mi°+ Mi
ahol i jelenti az egy elemre vonatkozó adatokat.
Ha a (7) egyenletet elosztjuk M° –val:
(8) MiA /M° = Mi° /M° + Mi/M°
Ha ezt az egyenletet megszorozzuk M° /MA –val, a (9) egyenletet kapjuk:
(9) MiA/MA=(M° /MA)(Mi
A/M°)=(M°/M)(Mi°/M°+ Mi/M°)
Koncentrációkat alkalmazva ez a következ képp néz ki:
(10) CiA = M°/MA(Ci°+ Ci)
Az izokon módszer alkalmazásának a (10) egyenlet a továbbiakban az alapja. Ha az egyenletet egy k zet
minden elemére elvégezzük, M° /MA konstans lesz.
(11) CiA = Ci°+ Ci
Ezt az egyenletet átrendezve megkapjuk Gresens egyenletének alternatíváját:
(12) Mi =[(MA/M°)CiA –Ci°]M°
Ha meghatározzuk az átalakulás során immobilis elemeket ( Ci =0), megkapjuk M°/MA arányt, amelynek
ismeretében az alapegyenlet grafikus megoldása egyszer : egy kéttengely diagram x tengelyén
feltüntetjük a kiindulási k zetet alkotó elemek koncentrációit, az y tengelyen az átalakult k zetéit. Az
M°/MA arány pedig kijelöli az izokon meredekségét. Az izokon az origóból induló egyenes lesz,
amelynek minden pontján Ci=0. Az izokon két területre osztja a diagramot. Az izokon feletti területen
azon elemek pontjai helyezkednek el, amelyeknek a koncentrációja n tt az átalakulás után, az izokon
alatti területen pedig azokéi, amelyek távoztak a rendszerb l.
Grant (1986) módszerét a beremendi xenolitokra alkalmazva azonban nem állt
rendelkezésemre eredeti, kiindulási k zet összetétel, ezért egy átlagos spinell lherzolit
összetételét (Maaløe & Aoki, 1977) vettem fel az x tengelyre és két beremendi minta
adatait az y tengelyre (4.3 ábra). A diagramon feltüntetett egyenes a spinell lherzolit
40
átlag átalakulás-mentes állapotát, a két változó azonos koncentrációját tünteti fel. A
spinell lherzolit átlaggal összehasonlítva a beremendi xenolitokat megállapíthatjuk,
hogy az átalakulások során a vizsgált minták (relatív) dúsultak SiO2-, K2O-, CaO-ban,
míg jelent s MgO és Na2O vesztést szenvedtek. Egyes elemek (Al2O3, FeOtot,) közel
esnek a feltételezett izokonhoz vagy mintánként eltér en viselkednek (TiO2), ezek
feltételezhet en közel immobilisen viselkedtek az átalakulások során. Az elemek
koncentrációiban megfigyelt változások összhangban állnak a petrográfiai
megfigyelésekkel: a xenolitokat er sen felszabdalják a karbonáterek; ép olivin, amely a
Mg f hordozója, nem található a mintákban és egyes piroxének is nagyfokú átalakulást
szenvedtek, hozzájárulva a mafikus elemek mobilizálásához. A Ti széles fizikai-kémiai
körülmények között immobilisen viselkedik (Shervais, 1982), a Fe pedig jól láthatóan
felszabadult az egyes ásványok mállásakor, ám a xenolit szemcséi mentén kicsapódott
(3.11/g ábra), valószín leg Fe3+ formájában, így az FeOtot állandósága alapján
immobilisnek t nik.
Mg
Na
Na
Si
Ti
Ti
K
FeCa
CaAl
Al átlag spn lh.
Beremend
4.3 ábra A beremendi xenolitok és spinell lherzolit átlag Grant-féle izokon diagramja (Si=SiO2/2,
Ti=TiO2*100, Al=Al2O3, Fe=FeOtot, Mg=MgO, Ca=CaO, Na=Na2O*100, K=K2O*100)
41
A bazaltok nyomelem kémiája
A nyomelemeknek azokat az elemeket nevezzük, amelyek a k zetekben 0.1%-nál
kisebb mennyiségben vannak jelen (Rollinson, 1993). A modern petrológiának
nélkülözhetetlen elemeivé váltak az elmúlt évtizedekben, mivel bebizonyosodott, hogy
petrológiai folyamatok értelmezésére kiválóan (a f elemeknél jóval hatékonyabban)
alkalmazhatók, másrészt a f elemeknél jóval nagyobb nagyságrendben változik a
koncentrációjuk, így a magmás folyamatok igen érzékeny indikátorai. A nyomelemek
tulajdonságaikat illet en jól elkülöníthet csoportokba tömörülnek, ami számos szerz t
késztetett különböz szempontú osztályozásukra. A nyomelemek egyik legelterjedtebb
kett s felosztása az olvadékhoz illetve szilárd fázisokhoz való viszonyukon alapul.
Azokat az elemeket, amelyek adott körülmények között els ként vonódnak ki a
kristályrácsból és ezáltal els sorban az olvadékban dúsulnak (KD<<1, ahol KD a
megoszlási együttható), a köpeny ásványegyütteshez képest inkompatibilis elemeknek
hívjuk, míg az olvadékkal szemben a kristályrácsot el nyben részesít elemeket (KD >
1) kompatibilis elemeknek nevezzük (Cox et al., 1981). Az nyomelemek ionpotenciálon
(iontöltés/ionsugár) alapuló felosztását Cartledge vezette be 1928-ban, ez a
csoportosítás azóta is a geokémia egyik alapját képezi. A villányi bazaltok
nyomelemeinek bemutatása ezen osztályozás alapján a következ kben lehetséges. (Az
adatokat a Mellékletek 2. táblázata tartalmazza.)
Nagy térerej nyomelemek (HFSE- high field strenght elements)
A nagy térerej nyomelemek kis méret ek és nagy töltés ek; ebbe a csoportba tartoznak
a Ti, Zr, Nb, Hf, Ta (Pearce & Norry, 1979; White, 2001). A nagyon hasonló
geokémiai viselkedése miatt az Y-ot leggyakrabban a ritkaföldfémekkel közösen
kezelhetjük (White, 2001), ebben a fejezetben azonban a HFS elemekkel közös
diszkriminációs szerepe miatt tárgyalom ket. A modern geokémiában igen nagy
szerepet töltenek be ezek az elemek, annak köszönhet en, hogy általában immobilisnek
és inkompatibilisnek tekinthet k (Pearce & Norry, 1979), bár a kompatibilitásuk eltér :
amíg a Hf és a Zr mérsékelten inkompatibilisek, a Ta és Nb er sen inkompatibilis
(White, 2001). Az immobilitás különböz mértékben átalakult k zetek értelmezésekor
nagyon fontos és értékes tulajdonságuk, mivel koncentrációik átalakult k zetek
esetében is utalnak az eredeti összetételre. Ezen tulajdonságuk igen fontos és
42
messzemen en kiaknázott volt a villányi bazaltok esetében, mivel a változatos
átalakulás miatt a f elemeken alapuló diszkriminációs diagramok igen szerény
információkat nyújtottak a bazaltok eredeti petrológiai jellegér l, amit viszont a HFS
nyomelemek alapján történ petrotektonikai értelmezés jól kiegészített. A villányi
bazaltokban a HFS elemek koncentrációja viszonylag sz k határok között mozog (4.1
táblázat).
Zr Hf Nb Y
Babarcsz l s 148-201 4-6 49-66 28-48
Beremend 170-230 4-5 51-90 29-37
Máriagy d 264 5 82 31
4.1 táblázat HFS elemek tartománya a Villányi-hegységi bazaltokban (ppm)
Alkáli lamprofírok nyomelem adataival (Rock, 1987) összehasonlítva a villányi
bazaltokban mért koncentrációkat azt tapasztaljuk, hogy Zr-ban szegényebbek
(344±127 ppm) és Nb-ban is a lamprofírokra jellemz tartomány (102±55 ppm) alsó
felében helyezkednek el, amíg Hf-ban és Y-ban megegyeznek a koncentrációik. Alkáli
bazaltokkal (Pearce & Cann, 1973) összehasonlítva a mintákat, kit nik, hogy a vizsgált
k zetek az alkáli bazalt tartományon belül a Nb-ban gazdag, de Y-ban és Zr-ban
szegényebb változatok közé tartoznak. Az egyes HFS elemek között különböz mérték
korreláció figyelhet meg (4.4 ábra), a Zr és Nb igen er sen korrelál (r = 0.9), amíg a Hf
és Y korrelációja a Zr-mal gyenge (r = 0.3).
A HFS nyomelemek arányainak vizsgálata lehet vé teszi a minták k zettani
besorolását és a bazaltok eredeti kémiai jellegének meghatározását. A villányi
mintákban az Y/Nb arány minden esetben kisebb 1-nél (Y/Nb = 0.33-0.7; a
babarcsz l si minták esetében magasabb, a beremendi minták esetében alacsonyabb
értékekkel), ami egyértelm en jelzi a bazaltok alkáli jellegét (Pearce & Cann, 1973). A
minták k zettanilag a Winchester & Floyd (1977) által kidolgozott Nb/Y vs. Zr/TiO2
diszkriminációs diagramon (4.5/b ábra) az alkáli bazalt mez be esnek, egy beremendi és
a máriagy di minta kivételével, amelyek átcsúsznak a bazanit-nefelinit mez határára.
A Zr/TiO2 vs. SiO2 diagramon (Winchester & Floyd, 1977) szintén nagy vonalakban az
alkáli bazalt mez be esnek, némi átmenettel a szubalkáli bazalt felé (4.5/a ábra), a
minták szóródását a diagramon azonban okozhatja a SiO2 mobilitása is.
43
4.4 ábra Egyes nyomelemek korrelációja a villányi-hegységi bazaltokban
44
a
b
4.5 ábra Winchester & Floyd (1977) által ajánlott a) Zr/TiO2 vs. SiO2, b) Nb/Y vs. Zr/TiO2
diszkriminációs diagramok
A HFS elemek sajátos lefutást kölcsönöznek a primitív köpenyre normált nyomelem
görbéknek (4.6 ábra) is, mivel a HFS elemek általános negatív anomáliája jellemz
valamennyi villányi mintára. Az átlagos (OIB) óceáni sziget bazaltokhoz (Sun &
McDonough, 1989) képest alacsonyabb a villányi bazaltok primitív köpenyhez
viszonyított Ta, Hf, Zr, Ti dúsulása, míg a Nb és Y dúsulás közel azonos mérték a
vizsgált és referencia adatokban. Jól látszik a villányi telérek negatív Nb-Ta
anomáliája, amely az átlagos óceáni sziget bazaltok pozitív anomáliájával ellentétes
tendencia. A negatív Nb-Ta anomália jellegzetesen jelzi a szubdukciós anyagnak a
bazalt forrásk zetében való jelenlétét (Saunders et al., 1988; Sun & McDonough, 1989;
Defant et al., 1991), ám a teljesség kedvéért jegyzem meg, hogy hasonló negatív
anomáliát okozhat a flogopit visszatartása is a forrás régióban, mint azt pl. magas K-
45
tartalmú kontinensen belüli platóbazaltok esetében megfigyelték (Wilson, 1989), vagy
akár a szomszédos (La, Th) elemek relatív dúsulása a forrásanyagban, esetleg Ta-Nb-
Ti-gazdag fázis (perovszkit, rutil) visszamaradása az olvadás után a reziduumban
(Rock, 1991). k
zet/p
rim
itív
köpe
ny
4.6 ábra Primitív köpenyre normált nyomelem görbék (norma értékek és OIB (óceáni sziget bazalt) Sun &
McDonough (1989) alapján; Beremend és Babarcsz l s = a rendelkezésre álló adatok átlaga,
Máriagy d = az egyetlen rendelkezésre álló adat)
Ritkaföldfémek (REE – rare earth elements)
Ritkaföldfémek címszó alatt, hasonló geokémiai viselkedésük miatt, a lantanidákon (La-
tól a Lu-ig) kívül az U Th és Y elemeket is tárgyalhatjuk (White, 2001). A
ritkaföldfémekre a nagy töltés és nagy méret miatt általánosan jellemz az
inkompatibilitás, annak ellenére, hogy annak mértéke a sorozaton belül változó: a
leginkompatibilisebbek az U-on és a Th-on kívül a könny ritkaföldfémek (La-Sm),
míg a nehéz ritkaföldfémek (Yb-Lu) felé haladva, az ionméret csökkenésével
összhangban, csökken a köpeny ásványegyütteshez viszonyított inkompatibilitás
(White, 2001). A ritkaföldfémek a modern petrológia egyik leggyakrabban alkalmazott
csoportját alkotják, mivel alapvet en inkompatibilis jellegük, de a sorozaton belüli kissé
eltér kompatibilitásuk révén els rend indikátorai a forrásk zetnek, frakcionált
kristályosodási folyamatoknak; immobilitásuk viszont biztosítja nagyfokú
megbízhatóságukat, így alkalmazhatóságuk kiterjedhet az átalakult k zetekre is.
46
A 4.7 ábra a villányi minták ritkaföldfém koncentrációinak a primitív köpenyre
normált értékeit mutatja be, jól tükrözi a görbe alkáli bazaltokra jellemz , folyamatosan
lejt lefutását. Az ábrán jól megfigyelhet a különböz lel helyr l származó bazaltok
igen hasonló, egymást átfed lefutása, ami a minták szoros rokonságára utalhat. A
villányi bazaltokat igen er s gazdagodás jellemzi a könny ritkaföldfémekben
(LaN=100-200), amely azatán a nehéz ritkaföldfémek tartományában csökken (YbN=5-
15). Átlagos óceáni sziget bazalttal (Sun & McDonough, 1989) összehasonlítva a
villányi-hegységi adatokat megfigyelhet a vizsgált minták OI bazaltoknál jóval
nagyobb mérték dúsulása könny ritkaföldfémekben, amelyhez hasonló LREE
dúsulásokat lemezen belüli petrotektonikai környezetb l származó bazanitokra és
nefelinitekre jellemz ek (Kay & Gast, 1978). A mintákat jellemzi a La és Yb gyenge
negatív korrelációja (r = -0.45) ill. a könny és a nehéz ritkaföldfémek er s
frakcionációja is (La/YbBabarcsz l s = 46-75, La/YbBeremend = 60). Ez utóbbi gyengén
korrelál a Zr-mal (4.4 ábra), nem egyértelm en jelezve, hogy mind a Zr, mind a La/Yb
eloszlása a frakcionáció el rehaladtával arányosan változna. Hasonló dúsulások
jellemzik azonban a referencia OI (Sun & McDonough, 1989) és vizsgált bazaltokat a
közepes és a nehéz ritkaföldfémek tartományában. A Lu esetében az adatok igen er s
szórása figyelhet meg, ami összefüggésben állhat az eltér ásványos összetétellel,
valószín bb azonban, hogy ebben a tartományban az igen alacsony koncentrációk miatt
a mérések megbízhatósága csökkent.
4.7 ábra Primitív köpenyre normált ritkaföldfém eloszlások (norma értékek és OIB (óceáni sziget bazalt)
Sun & McDonough (1989) alapján; Beremend és Babarcsz l s = a rendelkezésre álló adatok átlaga)
47
Kis térerej nyomelemek (LFS - low field strenght vagy LILE - large ion lithophile
elements)
A kis ionpotenciálú elemek csoportja a nagy méret és kis töltés nyomelemeket
foglalja magába, ide sorolható a Rb, Ba, Sr, K (White, 2001). Ezen elemekre jellemz ,
hogy a nagy méret megnehezíti számukra a kristályrácsba való beépülést, az alacsony
ionpotenciál viszont vizes oldatokban igen jól oldhatókká teszi ket, ezáltal er sen
inkompatibilisek és mobilisek lesznek. Ezek a tulajdonságaik egyes magmafejl dési
folyamatok értelmezését lehet vé teszik, de az átalakult bazaltoknál az
alkalmazhatóságuk eléggé limitált, nagy körültekintést igényel (Rollinson, 1993). Ezért
a villányi bazaltokban is minimális mértékben és csak más adatok által meger sített
folyamatokra próbáltam figyelembe venni az általuk hordozott információkat. A LIL
elemek igen nagyfokú szóródást mutatnak a villányi alkáli bazalttelérekben (4.2
táblázat), amiben nagy valószín séggel szerepet játszik a minták különböz jelleg és
mérték átalakulása is.
Rb Ba Sr
Babarcsz l s 19-52 790-2100 410-1200
Beremend 22-28 260-500 380-1100
Máriagy d 17 1490 660
4.2 táblázat LIL elemek tartománya a Villányi-hegységi bazaltokban (ppm)
Alkáli bazaltokban és lamprofírokban igen jelent s, els dleges LIL elemdúsulás is
megfigyelhet (Rock, 1991), pl. az Alcsútdoboz-2 fúrás lamprofír telérjében a Ba
koncentráció eléri a 2500-3000 ppm-t is (Szabó et al., 1993). Ez azonban kapcsolódhat
a k zet igen magas flogopit-tartalmához is, amelyhez hasonló nem figyelhet meg a
villányi mintákban. A vizsgált telérekben a LIL elemek els dleges eredetét
alátámasztaná a LIL elemek és a könny ritkaföldfémek dúsulásának korrelációja, a
hasonló inkompatibilitásuk miatt, ám ez nem jellemz a mintákra (r = -0.15 -0.37
között). h
Jellegzetesen eltér en viselkednek azonban az elemcsoport f bb elemei: a Ba és
Sr között enyhe (r = 0.56) pozitív korreláció tapasztalható, míg a Ba a Rb-mal teljesen
ellentétes, ugyanolyan mérték negatív korrelációt (r = -0.55) mutat (4.4 ábra). Ez
jelezheti, hogy a Ba-dúsulás nem káliföldpátokhoz kapcsolódik, mert abban a Rb és Ba
egyaránt dúsulna. A Sr és Ba plagioklászokban való dúsulásának ellentmond az Eu és
48
Sr közötti korreláció teljes hiánya (r = -0.08), a Sr és CaO enyhe pozitív korrelációja (r
= 0.32) viszont a Sr és Ba karbonátokban történ dúsulására utalhat.
Átmeneti fémek els sorozata (FTS – first transition series)
Az átmeneti fémek els sorozatába tartozó elemek Rollinson (1993) munkája alapján a
Sc, Ti, V, Cr, Mn, Fe, Co, Ni, Cu és a Zn. A Ti-t geokémiailag hasonló viselkedése
miatt a legtöbb szerz a HFS elemekhez sorolja, részletes tárgyalására én is ott
kerítettem sort, ebben a fejezetben a V-mal közös diszkriminációs szerepe miatt kapott
helyet. Az FTS elemek vegyérték és geokémiai viselkedés alapján változatosak. A
kémiájuk több okból is jóval bonyolultabb a korábban tárgyalt elemekénél: els sorban
mivel a csoport legtöbb tagja többféle vegyértékkel is rendelkezhet; másodszor, mert
nagyobb elektronegativitásuk révén a kovalens kötés nagyobb szerepet játszik
viselkedésükben (White, 2001). Kompatibilitásuk foka eltér , a Cr, Ni és Co a csoport
jellegzetesen kompatibilis tagjai. Mobilitásuk is igen változó, alapvet en függ az
iontöltésükt l és azon anionok elérhet ségét l, amelyekkel képesek kapcsolatot
létesíteni. Mivel a csoport els sorban mafikus ásványokban dúsuló elemeket tartalmaz,
f leg a bazaltos k zetek petrológiai vizsgálatára alkalmazzák ket széles körben: a Ni és
Cr koncentrációk anomális viselkedése általában jelzi az olivin szerepét a magmás
folyamatokban, a Sc gyakran dúsul klinopiroxénekben, a Cr utalhat spinell jelenlétére, a
Ni és Cu pedig szulfid olvadékok indikátora lehet. Az FTS elemekr l általában
elmondható, hogy nagy mennyiségben vannak jelen mindegyik mintaterületr l
származó mintában, ami viszonylag primitív olvadékot jelez.
Ni Co Cr Sc V
Babarcsz l s 180-240 15-65 230-320 18-22 185-230
Beremend 230-770 30-45 260-440 15-19 180-196
Máriagy d 318 50 354 24 -
4.3 táblázat FTS elemek tartománya a Villányi-hegységi bazaltokban (ppm)
Az FTS elemek primitív köpenyre normált diagramján (4.8 ábra) megfigyelhetjük, hogy
valamennyi telér közel azonos lefutású görbével rendelkezik, ami jelzi, hogy nem
történt lényeges frakcionáció az egyes lel helyek anyaga között. A beremendi telér
enyhén dúsultabb Cr, Ni elemekben, amit az olivin és klinopiroxén eloszlásának
különbségei okozhatnak. A görbék Ti-tól a Ni-ig folyamatosan csökken tendenciája és
49
a Cu, Zn emelkedése a Ni után megegyezik a MOR bazaltokban megfigyelt trendekkel
(Langmuir et al., 1977).
4.8 ábra FTS elemek primitív köpenyre normált eloszlásai (norma értékek McDonough & Sun (1995)
alapján; Beremend és Babarcsz l s = a rendelkezésre álló adatok átlaga)
Az átmeneti fémek sorozatán belül a V (a Ti-nal párosulva) különleges
petrológiai szerepet tölt be, ami egyrészt annak köszönhet , hogy ezen elemek tág
h mérsékleti és k zet-víz arányok között ellenállóak, így metamorf és átalakult
k zetekben is alkalmazhatók petrológiai következtetések levonásásra; másrészt mivel a
V megoszlási együtthatója a növekv O2-fugacitásssal arányban változik >1 és <<1
között (vagyis kompatibilistól er sen inkompatibilisig), míg a Ti inkompatibilis minden
környezetben (Shervais, 1982). Így együtt az O2-fugacitás kiváló indikátorai, amivel
pedig lehet séget nyújtanak a különböz magmatípusok közötti diszkriminációra.
A Shervais (1982) által javasolt Ti/1000 vs. V diszkriminációs diagramon a
villányi minták az „alkáli bazalt – OIB” mez egy sz k tartományába esnek (4.9 ábra),
ami jelzi a bazaltok hasonló és alkáli jellegét, magas O2-fugacitáson való keletkezését.
A minták, összehasonlítva tipikus alkáli bazalt adatokkal (Shervais, 1982) a
referenciaterület alsó részében helyezkednek el, az átlagnál alacsonyabb V- és Ti-
tartalmú alkáli bazaltokat képviselve.
50
100
50
2010
Ti/1000
V
alk.bazalt
4.9 ábra A villányi bazaltok eloszlása a Ti/1000 vs. V diagramon (Shervais, 1982), összehasonlítva alkáli
bazaltok mezejével (szintén Shervais, 1982 alapján)
51
A babarcsz l si teleptelér nyomelem-zonációja
A babarcsz l si teleptelérben a szisztematikus mintavétel lehet vé tette a kémiai
változások 5 cm-enkénti nyomon követését, ami a telér zonációját kialakító els dleges
magmás ill. utólagos folyamatok értelmezésére nyújtott lehet séget. A 4.10 ábra a telér
függ leges szelvényében mutatja be az egyes nyomelemek koncentrációjának
változását. A nyomelem görbékben drasztikus törések, amelyek több, különböz
generációjú anyagot jeleznének, nem figyelhet k meg, mégis jelent s változások, a
különböz nyomelemek sajátos viselkedése és zonáció jellemzi a szelvényt.
Alapvet en eltér a telér ép magjától a kontaktuson el forduló 10-15 cm-es
k zetanyag nyomelem-tartalma. Ezt a két szimmetrikusan elhelyezked zónát általában
a LIL elemek közül a Sr és Ba-tartalom csökkenése, ám a Rb koncentrációjának
növekedése jellemzi, összhangban az FTS elemek csökkenésével, amelyet azonban a
telér alsó felében „eltakar” ezen elemek lefelé történ folyamatos növekedése. A
kontaktzónában dúsulnak a ritkaföldfémek, Zr, Nb is, míg a k zetanyag Y-ban
jellegzetesen elszegényedik.
A telér ép magjának tekinthet szelvényrészletben jellemz a FTS elemek közül
a Ni és Cr már említett folyamatos, lefelé történ dúsulása, egyben megfigyelhet ezen
elemek közel párhuzamos lefutása. A Sc ellenben nem mutat jelent s eloszlásbeli
változást a szelvényben, míg a Co nagy vonalakban követi a Cr és Ni lefutását, azonban
nem jellemz a telér alsó felében a dúsulása. Mindez jelzi a Ni-t és Cr-ot koncentráló
ásványok (olivin, klinopiroxén) gravitációs dúsulását a telérben illetve utal arra, hogy a
Co-ot nem ezen ásványok hordozzák meghatározó mértékben. A HFS elemek közül a
Zr és Nb korábban említett pozitív és ezen elemeknek az Y-mal negatív korrelációja a
szelvényen is megfigyelhet . A Hf eloszlása ellenben közel egyenletes a szelvény
mentén. Valamennyi HFS elem enyhe dúsulása a telér alsó harmadában hasonló a Cr és
Ni elemekéhez, bár nem valószín , hogy ugyanazon folyamathoz köthet és kiugró az
Y 100-120 cm közötti dúsulása. A ritkaföldfémek szintén kisfokú változékonyságot
mutatnak, a kontaktusokhoz közel dúsulnak, míg a magban közel állandó
koncentrációban szerepelnek.
52
4.10 ábra Az egyes nyomelemek koncentrációjának változása a babarcsz l si telér függ leges
szelvényében (x-tengely: elemek ppm-ben, y-tengely: távolság a telér tetejét l cm-ben)
53
A 4.11 ábra az összes mért minta primitív köpenyre normált nyomelem görbéjét
mutatja be. A nyomelem görbék lefutásából kit nik, hogy a teléren belül kis
változékonysággal jelennek meg a HFS elemek (a Ta kivételével, amely nagyobb
szórást mutat) és a ritkaföldfémek; igen nagy a szórása azonban a LIL elemeknek,
els sorban a Ba- és Sr-nak. Megállapítható továbbá, hogy a legalacsonyabb Ba, Sr
dúsulások a telér széleinek er sen átalakult zónáira jellemz k, míg a legmagasabb
értékek a telér tetejét l 90-100 cm-re lév zónájára jellemz k.
kze
t/pri
mit
ívkö
peny
4.11 ábra A babarcsz l si teleptelér szelvénymenti mintapontjainak primitív köpenyre normál nyomelem
görbéje (norma értékek Sun & McDonough (1989) alapján)
54
A xenolitok nyomelem kémiája
A vizsgált k zetek közül a xenolitok a legátalakultabbak (20-25% CaO, 60% SiO2), ami
teljes mértékben érintette az olivint és részben a piroxéneket. Mivel e mafikus
ásványokban dúsul a legtöbb mobilis, kompatibilis átmeneti fém, ezen elemek esetében
várható a legnagyobb mérték eltérés az eredeti, magmás jellegt l. Az inkompatibilis,
immobilis nyomelemek viszont (REE, HFS) általában a detektálási határon lév
koncentrációban fordulnak el , így a mérések csak félkvantitatívnak tekinthet k. A
nyomelem adatok a Mellékletek 2.2 táblázatában találhatók.
Összehasonlítva a beremendi xenolitokat az I. típusú spinell lherzolitok
nyomelem átlagával (Frey & Prinz, 1978) és az izokon elméletet alkalmazva,
megfigyelhet , hogy az FTS elemek eltér tendenciákat követnek (4.12/a ábra).
4.12 ábra A beremendi xenolitok nyomelemeinek izokon diagramja (Beremend = minták átlaga, átlag
spn lh = I. típusú spinell lherzolitok átlaga Frey & Prinz (1978) alapján). a) FTS elemekre b)
ritkaföldfémekre
A Ti és a geokémiailag hasonló viselkedés Y esik a legközelebb a feltételezett azonos
koncentrációjú pontokat összeköt izokonhoz, ami a Ti általában immobilis voltának
ismeretében (Shervais, 1982) jelezheti, hogy a feltételezett izokon a beremendi
xenolitokat ért átalakulás közel valós izokonjának tekinthet . Ezt a feltételezést a
diagramon összehasonlításként feltüntetett FeOtot teljesen hasonló viselkedése is
alátámasztja. A feltételezett izokon alatt található a legtöbb FTS elem, ami
55
összhangban áll az olivin és piroxének átalakulásával és a Ni, Sc, Co mobilizációjával.
Az izokon felett található azonban az általános FTS trendnek ellentmondva a Cr, ami
jelezheti a spinellek rezisztens voltát és a Cr relatív feldúsulását az átalakult
k zetanyagban. Az FTS elemekkel ellentétesen viselkednek a ritkaföldfémek,
amelyekre nem valószín , hogy a Ti = áll. izokon valós izokonnak lenne tekinthet ,
mivel a ritkaföldfémek igen alacsony koncentrációjuk és emiatt kismérték változások
túlreprezentálása miatt a vizsgálatban nem adnak valós képet a tényleges változásokról.
Másrészt a különböz xenolitok ritkaföldfémek tartalmának igen nagy a szórása,
Downes et al. (1992) ill. Dobosi (2003) pl. dunántúli xenolitok vizsgálata alapján a
nehéz ritkaföldfémek primitív köpenyhez viszonyított dúsulásában 20-szoros, a könny
ritkaföldfémekében akár 100-szoros különbségeket is megfigyelt. Számos szerz (pl.
Eggins et al., 1998; Dobosi, 2003) kimutatta, hogy a ritkaföldfémek hordozói
fels köpeny xenolitokban els sorban a klinopiroxének, amelyek a legkevésbé átalakult
fázist alkotják a beremendi bazaltokban, ezáltal a legtöbb els dleges információt
hordozhatják a xenolitok által reprezentált köpenyszegmensr l. A ritkaföldfémekre
alkalmazott izokon diagram (4.12/b ábra) tehát kevésbé jelzi az átalakulás fokát vagy
jellegét, inkább utal a beremendi xenolitok nagymértékben dúsult jellegére, els sorban a
könny ritkaföldfémek tartományában.
A kondritra normált nyomelem lefutás (4.13 ábra) szintén jól mutatja a
beremendi xenolitok jelent s LREE dúsulását, ami a köpenyrégió nem kimerült, vagy
kimerült, de kés bbi metaszomatikus folyamatok által gazdagított jellegére utal.
Jellegzetes negatív anomáliákat is mutat a nyomelem lefutás, a Nb, Zr, Ti elemeknél.
Nyugat- és közép–európai, neogén alkáli bazaltok által a felszínre szállított köpeny
xenolitok szisztematikus vizsgálata során Downes (2001) írt le Rb, Ba, LREE
dúsulással és Zr, Nb, Hf negatív anomáliával jellemezhet xenolit csoportot, amelynek
képz dését szubdukciós anyagnak a köpenyanyaghoz keveredésével magyarázza, bár
megjegyzi, hogy hasonló lefutású nyomelem görbét, Ionov et al. (1993) megfigyelései
alapján, karbonatitos olvadék metaszomatizáló hatása is kialakíthat. Dobosi (2003)
vizsgálatai alapján pedig hasonló lefutás figyelhet meg a pannon-medencei, ún. LREE-
dús xenolitok klinopiroxénjei esetében, amelyeknek jellemz i az U, Th jelent s
dúsulása, és negatív anomáliák a Sr, Zr, Hf, Ti elemeknél. A beremendi hasonló lefutás
utalhat a beremendi xenolitokban a klinopiroxén, mint egyedüli, átalakulásokat túlél ,
els dleges információhordozó szerepét is.
56
4.13 ábra A beremendi xenolitok átlagának kondritra normált nyomelem lefutása (norma értékek Sun &
McDonough (1991) alapján)
A REE dúsuláson túl a könny és nehéz ritkaföldfémek er s frakcionációja (La/Yb=14)
is jellemzi a xenolitokat, amely hasonló mérték a bazaltokban megfigyelt
frakcionációhoz. Hasonlóan magas La/Yb arányt írt le Frey & Prinz (1978) San Carlos
magmás provincia Cr-diopszidos sorozatából és bazanitjából és megállapította, hogy a
ritkaföldfémek xenolitokban és bazanitokban való hasonló mérték frakcionálódásának
oka a hasonló ásványos összetételben rejlik, mivel a xenolitokban a ritkaföldfémek
els dleges hordozói a klinopiroxének (pl. Eggins et al., 1998; Dobosi, 2003), amely
ásványok modálisan azonos mennyiségben vannak jelen a bazaltokban és a
xenolitokban egyaránt. Számos megfigyelés szerint (Shimizu, 1975; Ridley & Dawson,
1975) a legmagasabb LREE/HREE aránnyal a legkimerültebb, peridotit zárványok
rendelkeznek és a pannon-medencei peridotit xenolitok vizsgálata nyomán is
általánosan elfogadottá vált (Szabó et al., 1995; Downes et al., 1992; Downes, 2001;
Dobosi, 2003), hogy konzekvens összefüggés figyelhet meg a szövet és LREE-
tartalom között, amennyiben a legnagyobb mérték LREE dúsulás a legdeformáltabb
xenolitokhoz kapcsolódik.
57
5. ÁSVÁNYKÉMIA
Bazalt
A beremendi és máriagy di alkáli bazalt fenokristályairól és alapanyagáról készült
mérések els sorban klinopiroxéneken történtek, amely lehet vé teszi a kristályosodás
folyamatának megismerését. A beremendi mérési adatokat a Mellékletek 3.1 táblázata,
a máriagy dieket (Dobosi, nem publikált adatok) a 3.2 táblázat tartalmazza.
A mindkét bazalt el fordulás klinopiroxénjei a CaMgFe (Quad) piroxének
csoportjába tartoznak, a magok összetétele az IMA nevezéktan (Morimoto, 1988)
szerint az Fe-diopszid mez be, egyes peremek a Mg-gazdag augit tartományába esnek
(5.1 ábra). A minták Fe3+ tartalma elhanyagolható, a Papike et al. (1974) által javasolt
Fe3+ becslési módszert alkalmazva a piroxénekben nincs jelen Fe3+.
diopszid hedenbergit
Fe-gazdag augit
45
20
45
20
50 50
En Fs
Wo Wo
Mg-hedenbergit
Mg-gazdag augit
Fe-diopszid
5.1 ábra A beremendi bazaltban és ocellumaiban és a máriagy di bazaltban el forduló piroxén
fenokristályok összetétele a) a Q-J, b) az En-Wo-Fs diagramon (A nyilak a magtól a szegély felé
történ változásokat mutatják.)
A klinopiroxének összetétele tükrözi a magma jellegét, a zonáció a magma
összetételében, a P-T viszonyokban beállt változásokról tanúskodik. Valamennyi
beremendi mintában jól fejlett zónásságot mutatnak a klinopiroxén szemcsék, ami azt
jelzi, hogy a kikristályosodásuk során jelent s fizikai-kémiai változások zajlottak le a
magmában. A beremendi mintákra általában jellemz a mag-szegély átmenetben a Fe-
diopszidtól a Mg-gazdag augit felé történ eltolódás, amely frakcionációs trendbe nem
illeszkedik az ocellumok klinopiroxénje, amely a Ca-dúsabb összetétel felé tolódik el. A
máriagy di bazaltban jellemz ellenben a szektorzónás piroxének megjelenése,
58
amelyekben egyértelm frakcionációs trendek nem határozhatók meg, általánosságban
jellemz azonban a Ca-tartalom növekedése a kristályosodás el rehaladtával. A Cr-
tartalom jellegzetesen a magban koncentrálódik, a szegélyeken teljesen elt nik, ami a
magok nagyobb mg#-ával korrelálva (5.2/a ábra) magasabb h mérsékletet, primitívebb
olvadékot jelez a kristályosodás korai szakaszában. A piroxén magok jelent s Cr-
tartalma utal a korai olvadék magas Cr koncentrációjára, mivel a Cr3+ a kristályosodás
korai szakaszában el szeretettel lép be az oktaéderes pozícióba, ellensúlyozva az Al3+-
Si4+ helyettesítéssel fellép töltéskülönbséget, egészen addig, amíg a kristályosodás
kés i szakaszában a Cr elfogy az olvadékból és helyét a Ti4+ veszi át (Wass, 1979).
1:4
2:1
5.2 ábra a) A máriagy di és beremendi bazaltok és utóbbi ocellumai klinopiroxénjeinek mg# vs. Cr
diagramja, b) Al(IV) vs. Ti diagramja, c) Al(IV) vs. Al(VI) diagramja (felosztás Aoki & Shiba
(1973) alapján, összehasonlításként feltüntetve az alcsútdobozi lamprofír klinopiroxénjeinek
mezeje és frakcionációs trendje, Dobosi & Horváth (1988) és Szabó et al. (1993) alapján), d) Ti
+ Al(IV) vs. Si diagramja.
59
A bazalt klinopiroxénjeire jellemz továbbá a Ti, Al, Fe és az alkáli elemek növekedése
a szegély felé haladva, a Si, Mg és a Ca folyamatos csökkenésével szemben, amely
tendenciák összhangban állnak bazaltok klasszikus frakcionációs trendjeivel. Az
Al(IV) vs. Ti diagramon (5.2/b ábra) a Ti és Al(IV) egyenletes növekedése szintén egy
normál frakcionációs trendet támaszt alá, hasonló tendenciák megfigyelhet k
természetes (Tracy & Robinson, 1977) és kísérleti (Sack & Carmichael, 1984)
körülmények között kristályosodott klinopiroxéneken, és Wass (1979) vizsgálatai
alapján csökken P-T viszonyok melletti frakcionált kristályosodás összetett hatásának
felelnek meg. Wass (1979) szerint a frakcionáció el rehaladtával csökken a piroxénbe
beépül Si4+ mennyisége, amivel párhuzamosan n a tetraéderes pozícióban az Al3+
mennyisége. A töltéskülönbség miatt további helyettesítések lépnek fel, amelyekben a
Ti4+ alapvet szerepet kap: frakcionációval egyre több épül be a piroxénbe. Az alábbi
folyamat a villányi mintákban is jól követhet az Al(IV) ill. a Ti+Al(VI) növekedésében
az Al(VI) és a Si csökken tendenciái mellett (5.2/c és 5.2/d ábra). Vizsgálatai alapján
Wass (1979) felveti az Al(IV)-Al(VI) eloszlás geotermométerként való alkalmazását is,
ám az alkalmazhatóság legf bb akadályát a szerz a frakcionáció el rehaladása és a
nyomás csökkenése hatásainak szétfésülhetetlenségében összegzi. Így bár az Al(IV)-
Al(VI) arány a nyomásviszonyok egzakt meghatározására nem alkalmas, kvalitatív
nyomásbecslést tesz lehet vé. Az 1:4 arányt jelz határvonal alatt általában a vulkáni
k zetek alacsony nyomású piroxénjei találhatók, efelett helyezkednek el viszont a
granulit- és xenolit-tartalmú bazaltok (Aoki & Shiba, 1973) és itt találhatók a nagy
nyomású megakristályok ill. a Cr-diopszid és Al-augit sorozatba tartozó xenolitok
piroxénjei is (Wass, 1979). A beremendi klinopiroxének jellemz en az 1:4 –es
határvonal feletti mez be esnek, ami nem jelez alacsony nyomású kristályosodást.
Kvalitatív nyomásbecslésre a Ti/Al arány is alkalmas, ugyanis alacsony nyomáson
kedvez bbek a feltételek a Ti beépülésébe a piroxén szerkezetbe (Yagi & Onuma, 1967;
Sack & Carmichael, 1984). Ezek alapján a beremendi bazaltokra jellemz 0.21-0.23
közötti értékek nem jeleznek alacsony nyomást, bár a nagy nyomáson kristályosodott
piroxénekt l, amelyekben 0.5 körüli értékek dominálnak (Dobosi et al., 1991), is
eltérnek.
A két különböz telért összehasonlítva megállapítható továbbá, hogy a
máriagy di telér általában primitívebb, kevésbé frakcionált jelleggel rendelkezik, amely
kifejez dik a magasabb mg#, Si- és Cr-tartalomban, ill. a frakcionációs trendeket
kifejez diagramokon is (5.2/a, b, d).
60
Ocellumok
Az ocellumokban található klinopiroxén, amfibol és rhönit kémiai összetételét a
Mellékletek 3.1 táblázata tartalmazza. A klinopiroxén szemcsék a Fe-diopszid mez
(Morimoto et al., 1988) fels részébe esnek (5.1/a, b ábra), s t egyes szemcsék 50%
feletti Wo-tartalmukkal kívül esnek a Fe-diopszid mez n, amihez hasonlóan magas Ca-
tartalmat figyelt meg Wass (1979) bazaltok kés i kristályosodású, alacsony nyomású
piroxénjeiben is. Az ocellumokban található diopszidok összetétele többnyire hasonló a
bazalt alapanyagában mért klinopiroxén szemcsékéhez, bár azoknál gazdagabbak Ca-
ban és Fe-ban. Megállapítható továbbá az ocellumokban el forduló és a bazalt
fenokristály piroxénjeinek átfedése, az En-Fs-Wo diagram kivételével valamennyi
diagramon, ami csökken P-T viszonyok között végbemen , folyamatos frakcionált
kristályosodást mutat, ám nem utal az olvadék azonos kemizmusára. Az ocellumban
található klinopiroxének nem a k zetben megjelen fenokristályok szegélyének
összetételével mutatnak hasonlóságot, mint azt pl. Szabó et al. (1993) az alcsútdobozi
lamprofírok esetében megfigyelte, hanem az ocellumban található klinopiroxén mag
inkább a bazalt fenokristályok magjának összetételéhez hasonlít. Az ocellumok és a
bazalt klinopiroxénjei között nem figyelhet meg összetételbeli szakadás (5.2/b, c, d
ábra), ami a kristályosodás folyamatosságát jelzi. A klinopiroxén szemcsék szegélyén
minden esetben amfibol továbbnövekedés figyelhet meg az ocellumokon belül éppúgy,
mint a bazalt alapanyagában.
A piroxéneket övez amfibol összetétele az IMA nevezéktan (Leake et al., 1997)
alapján tschermakit. Jellemz a maximális Al-tartalma a tetraéderes pozícióban és a
magas Ti és (Na+K)A is. A klasszikus nyomás indikátorok, a NaM4 (Thieblemont et al.,
1988) és AlVI (Leake, 1965, 1971; Raase, 1974; Spear, 1981), nem utalnak alacsony
nyomáson való képz désre, a magas Ti-tartalom pedig magas h mérsékletet jelez
(Raase, 1974; Ernst & Liu, 1998).
A legtöbb ocellumban jelent s mennyiségben el fordulnak félig opak vagy
opak, apró rhönit vázkristályok. A rhönit általános képlete:
Ca2(MgFe2+)4Fe3+Ti4+Si3Al3O20 , el fordulása ocellumokban világszerte ritka, a
szakirodalomban legjobb tudomásom szerint egyetlen leírásban történik említés
(Sabatier, 1999). Magyarországon gyakori szilikátolvadék zárványokban (Kóthay &
61
Szabó, 1999; Kóthay et al., 2001; 2003; Török, nem publikált adat) és el fordul a
nógrádi bazaltok amfibol utáni csomóiban is (Dobosi, nem publikált adat).
A rhönit els leírása a német Rhön-hegységb l történt (Soellner, 1907), számos
magmás el fordulása ismert, gyakran jelenik meg telítetlen alkáli k zetekben (melilit,
nefelin bazalt, bazanit, alkali szienit), akcesszóriaként (pl. Kylie Price, 1975;
Magonthier Velde, 1976; Johnston Stout, 1985; Downes et al., 1995; Prestvik et
al., 1999; Fodor Hanan, 2000). Ezen kívül meteoritokból (Nazarov et al., 2000;
benne ld. további referenciák), piroxenit xenolitokból (Grapes et al., 2003) és olivin
fenokristályok szilikátolvadék zárványaiból (Kóthay & Szabó, 1999; Kóthay et al.,
2001; 2003; Török, nem publikált adat) is ismert, valamint másodlagos képz dése Ti-
tartalmú amfibolokból (Kunzmann, 1999).
A leírt paragenezisek és geológiai környezetek közül az alkáli vulkanitok
alapanyagában kivált rhönitek lehetnek a leghasonlóbbak az ocellumbeli
el fordulásokhoz, ezért a további összehasonlításban a világszerte alkáli bazaltok
alapanyagában el forduló rhönitek adatait tüntettem fel. Összehasonlítva a villányi
rhöniteket a világszerte, telítetlen mafikus k zetek alapanyagában el forduló
rhönitekkel (Downes et al., 1995; Prestvik et al., 1999; Fodor & Hanan, 2000), némi
különbséget figyelhetünk meg: a villányi minták magasabb SiO2, FeO és Na2O3-
tartalommal ám alacsonyabb TiO2, Al2O3 és CaO-tartalommal rendelkeznek.
Kunzmann (1989) nevezéktanának megfelel en a villányi-hegységi rhönitek és
összehasonlításként irodalmi adatok szerepelnek az alábbi (5.3/a, b) ábrákon.
a
62
ideális rhönit
b
5.3 ábra A villányi-hegységi rhönitek összetétele A: IVSi-Na vs. Ti4+; B: Ca+IVAl vs. Na+IVSi
diagramokon Kunzmann (1999) nomenklaturájának megfelel en, összehasonlításként irodalmi
adatok világszerte el forduló, bázikus magmatitok alapanyagbeli rhönitjeir l. “ideális”
Ca2(Mg3Fe2+Fe3+Ti)(Si3Al3)O20 rhönit (Kunzmann, 1999) alapján.
A villányi adatok a rhönit mez be esnek, de az irodalmi adatoknál magasabb Na + IVSi
és alacsonyabb Ti-tartalommal rendelkeznek. A (Na + IVSi) vs.(Ca + IVAl) diagramon
szintén eltérnek a többi minta által behatárolt mez t l, a magasabb Na + IVSi és
alacsonyabb Ca + IVAl tartalmuknak köszönhet en, csak egy Kyle & Price (1975) által
leírt minta esik a közelükbe. Földi körülmények között keletkezett rhönitek
összehasonlítása alapján szisztematikus kapcsolatot figyelt meg Grapes et al. (2003) az
összetétel és a keletkezési körülmények között: magas Na + IVSi és alacsony Ca + IVAl
jellemzi azon rhöniteket, amelyek kaersutit szétesésével keletkeztek köpeny
xenolitokban vagy gabbró-k zetekben, míg mafikus vulkanitok alapanyagában
el forduló fenokristályok és mikrofenokristályok jellemz je az alacsonyabb Na + IVSi
de magasabb Ca + IVAl tartalom. A beremendi alkáli bazalt ocellumaiban megfigyelt
rhönitek összetétele ennek ellentmond, ezért feltételezhet , hogy hasonló empirikus
kapcsolatból nem vonhatók le egyértelm következtetések a genetikára; Grapes et al.
(2003) szintén hangsúlyozza, hogy a rhönitek összetétele alapvet en az olvadék
kemizmusától függ. A rhönit szemcsékre szintén jellemz a kismérték zonásság: a Si,
Al és Mg csökken a szegély felé haladva, amíg Ti és Fe növekv trendet mutat.
63
Spinell lherzolit xenolitok
A beremendi bazalt spinell lherzolit xenolitjainak ásványai nagymértékben átalakultak,
ami nehezítette a mérések kivitelezését. Számos mérési eredményb l szelektálva a
spinell és az ortopiroxén szemcsék összetételének elemzései t nnek elfogadhatónak, ép
olivinr l és klinopiroxénr l az er teljes átalakulásuk miatt nem sikerült értelmezhet
mérést készíteni. A mikroszonda mérések adatait a Mellékletek 4.1 és 4.2 táblázata
tartalmazza.
Ortopiroxén
A xenolitokban el forduló ortopiroxén szemcsék összetétele igen homogén, az IMA
nevezéktan (Morimoto et al., 1988) alapján ensztatit (5.4 ábra), amelynek összetétele
igen kis tartományban ingadozik (En 87.3-89.6, Fs 9.6-11.4, Wo 0.6-1.3; mg# 0.88-
0.90). Jellemz jük továbbá az igen alacsony Al-tartalom (2.6%) is. A különböz
kifejl dés ortopiroxén szemcsék (porfiroklasztok és neoblasztok) kémiai összetétele
identikus, a Wo-Fs-En diagramon (5.4 ábra) teljesen azonos mez be esnek. Az
ortopiroxén szemcsékben jellemz a klinopiroxén szételegyedés is, az egyetlen mérési
adat alapján a lamella pigeonit, ám nem bizonyított a mért pont megfelel mérete és
homogenitása.
En Fs
pigeonit5
2020
5
50
Wo Wo
ferroszilitensztatit
5.4 ábra A beremendi bazalt xenolitjában el forduló piroxének összetétele az En-Wo-Fs diagramon.
Spinell
A lherzolitban a spinell bimodális szöveti eloszlása jellemz : vagy nagy, xenomorf
szemcsékként, az olivin és a piroxén közötti terekben helyezkedik el; vagy a 2. típusú
klinopiroxén és teljesen átalakult olivin szemcsékben apró, idiomorf zárványként.
Elemzések a nagyméret , interszticiálisan elhelyezked spinell szemcsékr l készültek,
64
amelyek kémiai összetételük alapján Cr-spinellek, viszonylag alacsony cr#-mal (0.16-
0.25) és magas, de igen homogén mg#-mal (0.75-0.8). (cr# = Cr/(Cr+Al), mg# =
Mg/(Mg+Fe2+)). A beremendi spinellek kémiailag hasonlóak az alkáli olivin bazaltok
xenolitjai spinelljeihez (Basu MacGregor, 1975) és az alkáli bazaltokban el forduló
tipikus xenolitok tartományában (Barnes Roeder, 2001) helyezkednek el. A Kárpát-
Pannon régióban el forduló pliocén-pleisztocén alkáli bazalt vulkanizmushoz
kapcsolódó ultramafikus xenolitok spinelljeinek tartományába szintén jól illeszkednek
az adatok, bár a mg# tekintetében a jellemz tartomány (0.53-0.72: Embey-Isztin et al.,
2001; Dobosi, 2003) ill. (0.6-0.71: Embey-Isztin et al., 1989) maximális értékeihez
esnek közel. A cr#-ot tekintve pedig az igen széles sáv (0.06-0.48: Dobosi, 2003) ill.
(0.06-0.56: Embey-Isztin et al., 1989) közepén találhatók (5.5 ábra).
A spinelleket jellemzi kismérték zónásság, amely alapvet en a Cr szegély felé
történ növekedésében és az Al csökkenésében mutatkozik meg, miközben a Fe és Mg
mennyisége nem változik. A beremendi mintákban megfigyelthez hasonló zónásságot
írt le Dick Bullen (1984) alpi-típusú spinell lherzolitokból is.
5.5 ábra Mg# vs cr# a beremendi spinell lherzolitokban összehasonlítva a Pannon-medencéb l leírt
xenolitok tartományával (Embey-Isztin et al., 1989). Az „átlag” az egykristály-röntgen
diffrakciós vizsgálatokhoz készült szemcsék méréseinek átlaga
65
A spinellek több szerencsés tulajdonságuk miatt is alkalmasak petrogenetikai
következtetések levonására; széles fizikai, kémiai körülmények között megjelennek
mafikus és ultramafikus k zetekben, a metamorf hatásoknak és mállási folyamatoknak
nagymértékben ellenállnak és számos mérési adat áll rendelkezésünkre róluk a világ
minden tájáról. Barnes Roeder (2001) mintegy 26000 spinell mérési adatot gy jtött
össze és osztályozott. A beremendi spinelleket alacsony cr# (0.16-0.25) jellemzi,
amelyekhez hasonlót Dick Bullen (1984) írt le, nagyszámú abisszális és alpi-típusú
peridotit vizsgálata nyomán. A szerz k azt állapították meg, hogy hasonló összetétel
spinelleket f leg Al-gazdag piroxéneket és Fe-gazdag szilikátokat tartalmazó
lherzolitok tartalmaznak, amelyek a szubkontinentális köpeny fragmentumait
képviselik. Dick Bullen (1984) szerint a cr# alkalmas a lherzolitot szolgáltató
köpenyszegmens kimerülési folyamatának becslésére is: az alacsony cr# (<0.6) a
köpeny viszonylag kisfokú parciális olvadását jelzi, míg a magas cr# (>0.6) nagyfokú
kimerülés indikátora. Ezt alátámasztják a paragenezisre vonatkozó megfigyelések is,
amelyek szerint a magas cr#-mal rendelkez spinellek általában piroxénszegény
k zettípusokban (harzburgit, dunit) fordulnak el .
Olivin
Mivel ép olivint nem sikerült bemérni a mikroszonda mérések során, a vele egyensúlyi
paragenezisben el forduló ásványok kémiai összetételéb l próbáltam következtetni az
olivin összetételére. SMACCR (Si, Mg, Al, Ca, Cr) rendszerben elvégzett kísérletek azt
mutatták, hogy ha egy paragenezisben a spinell az egyetlen Al-fázis, a cr# a rendszer
nyomásától és h mérsékletét l független, csak a kémiai összetételt l függ (Nickel,
1986). A Cr és Al aktivitása er sen befolyásolja a Fe2+ - Mg megoszlást az olivin és a
spinell között (Dick Bullen, 1984), ami azt eredményezi, hogy egy cr# 0.2 és mg#
0.7-tel rendelkez spinell egy Mg-gazdag olivinnel (Fo90-94) áll egyensúlyban.
Hasonlóan alacsony cr#-ú spinellek Fo90-91 olivinnel társulva leírásra kerültek a Kárpát-
Pannon régió számos lherzolitjából is (pl. Embey-Isztin et al., 1989; Dobosi, 2003) és
világszerte el forduló lherzolitokból (Dick Bullen, 1984). Az Fo94 – hez hasonlóan
Mg-dús olivinek viszont igen er sen kimerült köpenyszegmensre utalnak, amit a
beremendi xenolitok alacsony cr#-a nem támaszt alá. Ez a látszólagos ellentét
feloldható, ha figyelembe vesszük, hogy Embey-Isztin et al. (1989, 2001) és Dobosi
66
(2003) összefoglaló munkáikban hangsúlyozzák, hogy a f sorozattól eltér , speciális
szövet xenolitok - amelyeknek egyik meghatározó jellemz je a spinell zárványok
el fordulása a különböz szilikátásványokban – nem csak szövetileg különlegesek,
hanem a f sorozat által meghatározott kémiai trendekt l is eltérnek. Mivel hasonló
szöveti bélyegeket a beremendi minták is hordoznak, és ezáltal szöveti hovatartozásuk
nem egyértelm , nem jelenthet ki egyértelm en, hogy az olivin Mg-tartalma és a
spinell Cr-tartalma közötti megoszlást más tényez nem befolyásolhatta. Így az olivin
feltételezett összetételén alapuló petrogenetikai következtetések sem vonhatók le az
adatok kés bbi meger sítése nélkül.
KARBONÁTOK STABILIZOTÓPOS VIZSGÁLATA
A telérekben el forduló karbonátok különböz generációinak elkülönítésére és a
petrográfiailag els dlegesnek látszó ocellumok és karbonáterek genezisének
meghatározására eltér kifejl dés beremendi és babarcsz l si karbonát mintákról
stabilizotópos vizsgálatok készültek a Geokémiai Kutatólaboratóriumban. Mérések
els sorban az ocellumokról és a petrográfiailag els dlegesnek feltételezett karbonáterek
anyagáról készültek. A mérések eredményeit a Mellékletek 6. táblázata tartalmazza.
A karbonátok d13C értékei sz k határok között mozognak (többnyire – 3.5‰ és
–5.5‰ között), nagyobb ingadozás jellemzi ellenben az oxigénizotópos adatokat (20-
24.7‰ SMOW). A karbonátok szénizotópos összetételér l általában elmondható, hogy
a magmás karbonátokkal mutat hasonlóságot, a Taylor et al. (1967) által a primér
karbonátitokra meghatározott értékekt l (-4.5 - -8‰) csak kismértékben térnek el. Az
oxigénizotópos adatok azonban a primér magmás karbonátoktól (7-10‰ SMOW) jóval
pozitívabb értékeket mutatnak. Ezen eltérések jelent ségére a diszkusszió fejezetben
térek ki részletesebben.
67
6. DISZKUSSZIÓ
ALKÁLI BAZALT VAGY LAMPROFÍR?
Petrográfiailag és kémiailag valamennyi vizsgált villányi-hegységi telér anyaga hasonló
egymáshoz, ami az egy csoporként való vizsgálatukat igazolja. A k zetanyag
alapvet en bazaltos összetétel , azonban számos petrográfiai és kémiai jellegzetességük
az alkáli lamprofírokhoz teszi hasonlóvá a teléreket. A lamprofírokra jellemz (Rock,
1987; 1993 alapján) és a villányi telérekben is fellelhet jellegzetességeket az
alábbiakban foglaltam össze:
-a legtöbb lamprofír általában rajokban megjelen teléreket, telepteléreket alkot,
a lamprofír lávák, tufák, piroklasztitok nem jellemz ek;
-szövetük jellegzetesen porfíros, gyakran pánidiomorf, a kumuloporfíros,
glomeroporfíros aggregátumok el fordulása jellemz , nem tartalmaznak kvarc, földpát
vagy melilit fenokristályokat ill. olivint az alapanyagban;
-felzikus, gömbszer , karbonát-analcim, földpátos vagy karbonát-kloritos
összetétel szerkezetek, ún. ocellumok, el fordulása gyakori;
-a gyakori autometaszomatózisnak köszönhet en szelektív átalakulás jellemzi a
lamprofírokat: ha a mafikus fenokristályok épek, az alapanyag felzikus ásványai
általában átalakultak, vagy fordítva;
-a lamprofírok gyakran hoznak a felszínre különböz eredet xenolitokat,
xenokristályokat;
-a lamprofírokban jellegzetesen el fordulnak alkáli- vagy Ti-gazdag amfibolok
és piroxének, Ba-K-földpátok, Ba-Ti-flogopitok, földpátpótlók és Fe, Ti, Zr, Nb-gazdag
szilikátok;
-a lamprofírokra alapvet en jellemz az OH-tartalmú ásványok, amfibol, biotit,
flogopit megjelenése, és gyakran tartalmaznak jelent s F, Cl, SO3, CO2 – tartalmú
ásványokat (karbonátok, halidok, szulfátok, zeolitok) is;
-a lamprofírok F, Cl, CO2, H2O – ban és a LIL, LRE, P, Rb, Ba és Th elemekben
a MORB-ra jellemz értékeknél 2-3-szor gazdagabbak, de MORB-hoz hasonló az Y,
Ti, HREE és Sc-tartalmuk; Sr és Ba tartalmuk a magmás k zetek átlagát jóval
meghaladja;
68
-a tipikus alkáli lamprofír nyomelem (alapvet en a ritkaföldfém) görbe lefutása
hasonló az alkáli bazaltéhoz, ám ahhoz képest 1.5-2-szeres gazdagodást mutat.
Mindezek alapján elmondható, hogy a villányi telérekben petrográfiailag
fellelhet számos lamprofír tulajdonság és nincs olyan tulajdonságuk, amely
ellentmondana a lamprofír besorolásnak, bár a lamprofírokat a bazaltoktól
megkülönböztet OH-tartalmú ásvány tartalmuk alacsonyabb (max. 5%), mint az
átlagos lamprofíroknak, annak ellenére, hogy a lamprofírokban el forduló tartomány 2-
50% között változhat (Rock, 1991). Mivel azonban a lamprofíros jellegek egyrészt az
alkáli bazaltokra is jellemz k, tekintve, hogy a magas illótartalmú alkáli bazaltok és a
lamprofírok közötti átmenet elmosódik (Rock, 1991); másrészt a villányi telérekben a
mállási folyamatok során meghatározhatatlanná váltak az els dleges megkülönböztet
bélyegek, mint pl. az eredeti, primér LOI-tartalom, ezért a villányi telérek
petrográfiailag nem sorolhatók egyértelm en a lamprofírok közé, hanem lamprofír
jellegekkel rendelkez alkáli bazaltként határozhatók meg. A villányi telérek azonban
kémiai szempontból er sebb rokonságot mutatnak a lamprofírokkal, nyomelem-
eloszlásuk hasonlósága a lamprofírokhoz jóval jellegzetesebb, mint az átlagos alkáli
bazaltokéhoz (6.1 ábra). Annak ellenére, hogy egyes kémiai jellemz ikben eltérnek a
lamprofíroktól, negatív Nb-Ta anomáliájuk és Ti-ban való gazdagságuk elüt a
lamprofírokra jellemz ekt l, kémiai szempontból mégis az alkáli vagy ultramafikus
lamprofírokkal mutatnak rokonságot.
6.1 ábra A villányi alkáli bazaltok nyomelem-eloszlásának összehasonlítása alkáli lamprofírok (AL),
ultramafikus lamprofírok (UML) (Rock, 1991), óceáni szigetbazaltok (OIB) (Sun & McDonough,
1989) és az Alcsútdodoz-2 fúrás lamprofírjának (Szabó et al., 1993) átlagával
69
PETROTEKTONIKA
A f -és nyomelem kémia fejezetekben részletezett vizsgálatok alapján az immobilis,
inkompatibilis elemek voltak a legalkalmasabbak petrotektonikai következtetések
levonására. A petrotektonikai helyzet meghatározására alkalmas HFS diagramokon
(6.2/a, b, c ábra) valamennyi minta egy sz k mez be, a lemezen belüli helyzetben
keletkezett bazaltok mezejébe esik.
a b
A
Zr (ppm)
BC
Zr/
Y
10 100 1000
10
20A: Within plate basaltsB: Island arc basaltsC: Mid-ocean ridge basalts
c
6. 2 ábra Diszkriminációs diagramok a petrotektonikai helyzet meghatározására. a) Zr-Y-Nb (Meschede,
1986) b) Zr-Y-Ti (Pearce & Cann, 1973) c) Ti/Y-Zr/Y (Pearce & Gale, 1977) (WPT = lemezen
belüli tholeiit, WPA = lemezen belüli alkáli bazalt, MORB = óceánközépi hátság bazalt, VAB =
vulkáni szigetbazalt, OFB = óceánfenéki bazalt, LKT = alacsony K-tartalmú tholeiit)
70
Bazaltok petrotektonikai helyzetének meghatározására a nyomelemeken túl, kiválóan
alkalmasak az alapanyagban és fenokristályként el forduló piroxének, mivel akár az
alapanyag mállása vagy kisfokú metamorfózisa során is megtartják genetikai
információikat (Nisbet & Pearce, 1977). A módszer nagy biztonsággal alkalmas a
lemezen belüli petrotektonikai környezet elhatárolására a többi (óceáni hátság és
vulkáni szigetív vulkanizmus) jellemz bazaltképz dési környezett l, több
magyarországi mezozóos magmás sorozat képz dési környezetének meghatározására is
eredményesen alkalmazta Dobosi (1986). A beremendi bazalt piroxénjeinek adatait
ábrázolva az MnO-TiO2-Na2O diszkriminációs diagramon (6.3/a ábra) és az
elkülönülést leginkább meghatározó faktorok XY diagramján (6.3/b ábra) azt
figyelhetjük meg, hogy az összes fenokristály éppúgy, mint az ocellumok piroxén
mikrofenokristályai a lemezen belüli alkáli bazalt mez be esnek, tehát a telérek
egyértelm en kontinentális k zetlemezen belüli vulkanizmushoz kapcsolhatók, és
többnyire átfednek a mecseki alkáli bazalt ill. a Velencei- és Budai- hegységekb l leírt
lamprofírok által lehatárolt mez kkel.
A
B
F
G
D E
C
a
VAB
VAB+OFB
WPT+OFB
WPTWPA
b
Velencei-Budai-hg.
M
Mecsek
V-B
6.3 ábra a) A beremendi bazalt piroxénjeinek MnO-TiO2-Na2O diszkriminációs diagramja (A = VAB, B
= OFB, C = WPA, D = bármilyen, E = VAB+WPT+WPA, F = VAB+WPA, G = WPA)
b) F1 – F2 diagramja (F1 = -0,012 SiO2 - 0,0807 TiO2 + 0,0026 Al2O3 - 0,0012 FeO* -
0,0026 MnO + 0,0087 MgO - 0,0128 CaO - 0,0419 Na2O; F2 = -0,0469 SiO2 - 0,0818 TiO2 -
0,0212 Al2O3 - 0,0041 FeO* - 0,1435 MnO - 0,0029 MgO + 0,0085 CaO + 0,0160 Na2O).
Összehasonlításként feltüntetve a mecseki bazalt és a velencei- ill budai-hegységi lamprofírok
mezeje (Dobosi, 1986 alapján)
71
PETROGENEZIS
Kéreg- és köpenykontamináció
A kéreg- és köpenykontamináció vizsgálata igen fontos annak eldöntése szempontjából,
hogy a vizsgált bazalt kémiai jellege mennyire tükrözi a forrásk zet kémiai jellegét,
illetve a magma összetétele mennyiben módosult a fels köpenyen és a kérgen való
áthaladás során. Egyben a kéreg- és köpenyzárványok értékes információkat hordoznak
a terület alatti, a magma által megmintázott kéreg- és köpenyszegmensek ásványtani,
kémiai viszonyiról, a bazalt keletkezési régiójáról, feláramlási körülményeir l. A kéreg-
és köpenykontamináció két úton vizsgálható: petrográfiai és geokémiai módszerekkel.
A kéregkontamináció vizsgálata petrográfiai bélyegek alapján - felzikus xenolitok és
xenokristályok értelmezése
A máriagy di bazalttelér nagyszámú karbonátos xenolitot tartalmaz és valamennyi
villányi bazaltra jellemz a magas felzikus xenokristály tartalom (3.13 ábra), bár a
térbeni eloszlásuk változatosságot mutat: a beremendi bazaltok kvarc xenokristályainak
mérete kisebb és el fordulásuk ritkább, mint a máriagy di vagy babarcsz l si bazaltok
xenokristályaié. A xenokristályok túlnyomó többsége kvarc, egyes mintákban teljesen
beolvasztott xenokristályok nyomai ismerhet k fel. A kvarc xenokristályok rezorbciós
szegélyei részleges beolvasztásról tanúskodnak, a zárványok nagy mérete és a tény,
hogy nem volt idejük beolvadni a felemelkedés során arra utal, hogy a magma
feláramlása viszonylag gyorsan történhetett. Alkáli bazaltokból leírt, hasonló felzikus
xenolitok eredetér l általánosan elfogadott az alsó kéreg kontaminációjának
feltételezése (pl. Luhr et al., 1995; Watson, 1982; Kovács et al., 2003).
A xenokristályok a magmába kerülés után a jelent s h mérsékleti és kémiai
gradiensek következtében olvadáson mentek keresztül, amelynek mértékét több tényez
határozta meg: például a h mérsékleti gradiens értéke, a magmában tartózkodás ideje
(vagyis a magma feláramlási és h lési sebessége), a magma mozgásának intenzitása,
amely el segíti a kémiai gradiens fenntartását. A különböz mértékben beolvadt
xenokristályok petrográfiailag is elkülöníthet k: az olvadás el rehaladtával n a
rezorbció, a kristály egyre inkább am bához hasonló alakot vesz fel, xenolitok esetében
72
az olvadéknak a szemcsék közti térbe való benyomulása figyelhet meg. A kristály
felemészt désének végs fázisában a xenokristály teljes beolvasztása egy piroxén
csomó megjelenésével azonosítható. Az olvadással párhuzamosan megindul azonban a
kémiai gradiens kiegyenlítésére irányuló elem-áramlás a xenolit/xenokristály és a
magma között, amely diffúziós korona kialakulásához vezet. Bazaltok felzikus
xenokristályait jellegzetesen piroxén diffúziós korona övezi, amely a kvarcból származó
Si és a magmából származó bazaltos elemek felhasználásával jön létre (Holmes, 1936;
Sato, 1975; Watson, 1982),
olivinnel egyensúlyban lév olvadék + SiO2 = piroxén
reakció során. A kikristályosodó piroxén kémiai összetétele a továbbiakban jelent s
mértékben függ a magmából és a xenokristályok olvadékából rendelkezésére álló
elemek koncentrációjától, így alkáli xenolitok (káliföldpát) olvadékából alkáli piroxén
korona alakulhat ki, mint pl. a nógrád-gömöri alkáli bazaltokban (Kovács et al, 2003)
míg tholeiites magmákban ortopiroxén korona kikristályosodása fordulhat el , mint pl.
antarktiszi tholeiitekben (De Marchi, szóbeli közlés). A leggyakrabban leírt korona
azonban Ca-gazdag klinopiroxénb l áll, amelyet Sato (1975) a CaO – (FeO+MgO) –
SiO2 rendszerben a kvarc - klinopiroxén - olivin között fennálló kémiai potenciál
átmenettel magyaráz. A piroxén korona és a bezárt kvarc kristály között gyakran
k zetüveg zóna figyelhet meg, amely azért alakul ki, mert a magma gyors leh lése
miatt az olvadék nem tudott kikristályosodni. Hasonló piroxén- és k zetüveg koronák
megfigyelése és az anyaguk diffúzióval (vagy transzfúzióval), de mindenképpen a
xenokristály megolvadt anyagának és a bazaltos magmának a keveredésével való
magyarázata igen messzire nyúlik vissza (Holmes, 1936) és a modern petrológiában
általánosan elfogadott elvként alkalmazott (Cox et al., 1981; Watson, 1982; Hall, 1987).
El fordulnak igen összetett diffúziós koronák is, Sato (1975) például harmadid szaki
andezitekb l és bazaltokból olyan összetett diffúziós koronákat írt le, amelyben 4
egymást követ és jól elhatárolható zóna fordul el : I. Ca-gazdag klinopiroxén +
k zetüveg, II. Ca-gazdag klinopiroxén, III. k zetüveg, IV. felzikus alapanyag.
Megállapítása szerint a II. zóna minden esetben el fordul a xenokristályok körül, míg az
I, III, IV zónák kialakulása esetleges, ami szintén hangsúlyozza a piroxén korona
kialakulásának petrológiai jelent ségét.
A villányi bazaltokból leírt kvarc zárványok eltérnek azonban számos egyéb
leírástól, amennyiben a kvarcokat övez koronában a piroxénszemcsék radiálisan
helyezkednek el és a méretük a magtól távolodva n (3.13/a-f ábra). Ezzel ellentétben
73
számos leírás a piroxén korona - alapanyag határtól a kvarc kristály felé növekv , a
k zetüveg zónába nyúló piroxén szemcséket említ (Sato, 1975; Luhr et al., 1995;
Kovács et al., 2003). A kristályméret kifelé történ növekedése arra utalhat, hasonlóan
a rezorbeált, majd továbbnövekedett porfírokhoz, xenokristályokhoz (Cox et al, 1981),
hogy a xenokristályt, pontosabban a magma és a xenokristály kölcsönhatásából
kialakult piroxén koronát az alapanyagbeli klinopiroxének a kristályosodásukkor
továbbnövekedési felületként használták fel. Blatter & Carmichel (1998) kvarc-
xenokristály tartalmú bazaltos andeziteken végzett kísérletei bebizonyították, hogy
kísérleti úton, a természetes k zetekben el forduló piroxénkoronákhoz teljesen hasonló
köpeny alakul ki a magmában véletlenszer en elszórt kvarc szemcsék körül és arra is
rámutattak, hogy kevesebb, mint 24 óra elegend hasonló koronák kifejl déséhez. A
kísérleti eredményeiket összehasonlítva Edwards & Russell (1996) által, különböz
ásványokra, bazaltos olvadékban meghatározott oldódási rátákkal, arra a
következtetésre is jutottak, hogy a kvarc rendellenesen átöröklött fázis a magmában,
ugyanis más ásványokkal szemben nagyobb az oldódási rátája, ezért el bb fel kellene
emészt dnie, mint pl. egy azonos méret olivin kristálynak, amelynek a jelenlétét az
asszimilált k zetanyagban Blatter & Carmichel (1998) valószín síti, ám egyetlen olivin
xenokristályt sem találtak a vizsgált mintákban. A kvarc be nem olvadását az okozhatja,
hogy a kialakuló korona meggátolja a kvarc-magma reakció folytatódását, ezáltal
megakadályozza a kvarc teljes felemészt dését (Blatter & Carmichel, 1998) és a
továbbiakban a magmából kiváló piroxének továbbnövekedési központjaként szerepel a
rendszerben.
A fent leírt reakciók jellegéb l következik, hogy a k zetüveg zóna vastagsága
egyenes arányban áll az olvadás és diffúzió sebességével, ami lehet vé teszi, hogy a
magma h mérsékletének és a kísérleti úton meghatározott (Donaldson, 1985; Watson,
1982) diffúziós sebességek ismeretében következtetéseket tudjunk levonni a
xenokristályok magmában tartózkodási idejére, ami közvetlenül utal a magma
feláramlási sebességére. A számításokat 1200°C körüli magma h mérsékletet
feltételezve végeztem el a villányi bazaltokra, amely összhangban állt az alkáli bazaltok
likvidusz h mérsékletére feltételezett 1200-1250°C körüli értékekkel (McKenzie &
Bickle, 1988). A Watson (1982) és Donaldson (1985) által meghatározott diffúziós
állandók legnagyobb értékével (10-6 mm/s) számolva, a számítások eredményeként azt
kapjuk, hogy azok a villányi kvarc xenokristályok, amelyek 0.1-0.3 mm széles
k zetüveg zónával rendelkeznek a kvarc xenokristály és a piroxén korona között,
74
minimum 28-83 órát töltöttek a magmában. Mivel nem tudjuk pontosan meghatározni a
beágyazódás helyét, feltételezzük a legextrémebb esetet a továbbiakban, vagyis hogy a
xenokristályok a kéreg legmélyebb részén ágyazódtak a magmába, tehát átlagos
kéregvastagság esetén 25-30 km-t tettek meg a felszínközelbe kerülés el tt. Így
kiszámíthatjuk a magma feláramlási sebességét a kérgen keresztül, ami a villányi
bazaltok esetében maximálisan 10-30 cm/s-nak adódik. Habár ez az adat csak becslés
érték - figyelembe véve a számításban alkalmazott adatok bizonytalanságát -
összhangban áll számos alkáli bazalt feláramlási sebességével: Spera (1984) lherzolit-
tartalmú bazanitok feláramlási sebességét 10-2 és 5 m/s közöttire becsülte, Luhr et al.
(1995) Los Encinos-i (Közép-Mexikó) hawaiitokra 8-30 cm/s maximális felemelkedési
sebességet becsült, Szabó & Bodnár (1996) a nógrád-gömöri alkáli bazaltok kérgen való
áthaladási sebességét folyadékzárvány-vizsgálatok alapján 5 m/s-ban határozta meg,
amelyet Kovács et al. (2003) is valószín sített a fent leírtakhoz hasonló, felzikus
xenokristályokat övez k zetüveg zóna vastagságán alapuló becslésekkel. Alkáli
bazaltok viszonylag nagy felemelkedési sebességét alátámasztja az a tény is, hogy ezen
magmák gyakran hoznak a felszínre fels köpeny eredet ultramafikus, mafikus
zárványokat, amelyek jelenléte, mivel az olvadék áthelyez dése során nem volt idejük
felemészt dni, alátámasztja a magma kérgen való áthaladási sebességér l korábban
említetteket.
További vizsgálatokat igényel a vizsgált villányi bazalttelérekben a
xenokristályok eltér mennyiségben való el fordulásának értelmezése: a felzikus
xenokristályok a legdélebbi, beremendi telérben találhatók meg a legkisebb
mennyiségben, a máriagy di telérben n az arányuk és itt el fordulnak piroxén korona
nélküli változatban is, míg a babarcsz l si teleptelérben vitathatatlanul elérik a
maximális gyakoriságot. Egy ilyen térbeli változékonyság utalhat arra, hogy a telérek
eltér sebességgel áramlottak fel, vagy a h mérsékletük volt különböz , esetleg a
magma feláramlás különböz szakaszaiból származó telérek, de a telérek eltér
morfológiája is okozhat hasonló eltéréseket. Kérdéses például, hogy a máriagy di
bazaltban megfigyelhet teljesen megolvadt xenolit maradványok lehettek-e kéreg
eredet , káliföldpát vagy plagioklász zárványok, amely ásványoknak kísérleti munkák
alapján (Donaldson, 1985; Watson, 1982) nagyobb a diffúziós együtthatójuk, mint a
kvarcnak, ezért a teljes olvadásuk gyorsabban bekövetkezhetett? Vagy lehettek kisebb
kvarc xenokristályok, amelyek a hosszabb magmában tartózkodási id (vagyis lassúbb
h lés) következtében teljes beolvadást szenvedtek? Ez utóbbi feltételezést támaszthatja
75
alá, hogy ebben a mintában el fordul a k zetüveg zóna teljes hiánya a xenokristály és a
piroxén korona között (3.11/h ábra), amit egyes szerz k (Luhr et al., 1995) a lassúbb
leh lésnek tulajdonítanak, amely során az olvadék képes teljesen kikristályosodni.
A kéregasszimiláció vizsgálata nyomelemek alapján
Kéreganyag asszimilációja petrográfiai bizonyítékok helyett inkább kémiai bélyegeket
hagy maga után a megszilárdult bazaltban, ezek a bélyegek többé-kevésbé nyomozhatók
a geokémia segítségével. Felzikus kéreganyag asszimilációjának nyoma fedezhet fel
olyan nyomelem arányokban, amelyek egy kéregben akkumulálódott és egy
inkompatibilis elemb l állítunk fel. Bár ezen elemarányok kifejezik a kéreganyag
jelenlétét a magmában, nem alkalmasak arra, hogy a szubdukció során visszakeveredett
illetve a kontaminált kéreganyagot megkülönböztessék (Menzies & Kyle, 1990). Így
például a Th/La arány növekedése az átlagos kondrit arányhoz képest (0.12) utalhat a
kéreg anyagának beolvasztására (Taylor & McLennan, 1985). A beremendi bazaltban
el forduló 0.13-0.16 körüli, a babarcsz l si bazaltban 0.15-0.18 közötti értékek tehát a
magma által a felfelé áramlás során kismennyiség asszimilált kéreganyagról
tanúskodhatnak, de nem zárható ki az sem, hogy a Th mennyisége már a
köpenyforrásban dúsult. Hasonlóképpen alkalmas a kéreganyag szerepének
vizsgálatára a Th/Ta arány is (Menzies & Kyle, 1990), amely egy Ta/Yb vs. Th/Yb
diagramon (6.4 ábra) kifejezve szintén kismérték kéreganyag hozzáadódását mutatja a
vizsgált bazaltok eredeti magmájához, ám nem ad felvilágosítást a kéreganyag
eredetér l.
6.4 ábra A villányi telérek Ta/Yb vs. Th/Yb diagramja, összehasonlításként feltüntetve alkáli lamprofírok
(AL), ultramafikus lamprofírok (UML) (Rock, 1991) és az Alcsútdoboz-2 fúrás lamprofírjának
(Szabó et al., 1993) átlaga
76
A diagramon összehasonlításként szerepel az alkáli és ultramafikus lamprofírok ill. az
Alcsútdoboz-2 fúrás lamprofírjának (Szabó et al., 1993) átlaga is. Az el bbiek a
kontamináció nélküli, MORB + WPB mez be találhatók, amíg az alcsútdobozi átlag a
villányi mintapontok mellé esik. Figyelembe véve az átlagos lamprofírokban, a
klasszikusan a szubdukciós anyag jelenlétéhez kötött Ta-Nb negatív anomália hiányát
(6.1 ábra), ám a két magyarországi telércsoportban való megjelenését, az utóbbi k zetek
hasonló Th gazdagságát inkább köthetjük a forrásanyagban, már az olvadék
keletkezésekor jelenlév fosszilis szubdukció anyagához, mint a feláramlás közben
beolvasztott kéreganyaghoz.
A köpenykontamináció vizsgálata - az ultrabázisos xenolitok petrogenezise
Fels köpeny xenolitok a Villányi-hegység telérjei közül csak a beremendi telérb l
ismertek (3.11-12 ábra), ám a minták változatossága egy horizontálisan vagy
vertikálisan kis területen belül is jelent s heterogenitást mutató fels köpeny jelenlétét
jelzi a régió alatt, amelyhez hasonló jelenséget számos szerz leírt a Pannon-medence
fiatal bazalt vulkanizmusa által a felszínre szállított köpeny xenolitok vizsgálata
nyomán (Embey-Isztin et al., 2001; Dobosi, 2004). Az OH-tartalmú xenolitokban
megjelen amfibol szemcsék a köpeny modális metaszomatózisának egyértelm
bizonyítékai. A xenolitok ásványos és kémiai összetétel alapján a Cr-diopszidos
sorozathoz (Wilshire & Shervais, 1975) vagy a I. típusú lherzolitok közé (Frey & Prinz,
1978) sorolhatók. Izotópos és kémiai vizsgálatok alapján általánosan elfogadott, hogy
az I. típusú xenolitok idegen eredet ek, tehát a befogadó k zettel nem kogenetikusak.
Ebbe a típusba tartozó xenolitokat a világ számos tájáról leírtak, mind OH-mentes mind
OH-tartalmú változatokban (pl. O’Reilly & Griffin, 1987), a csoportba általában spinell
lherzolitok, kisebb mennyiségben piroxenitek és websteritek tartoznak. Jellemzi ket a
k zetanyag kimerült jellege és az ásványos alkotók Mg-ban és Cr-ban való gazdagsága,
amivel összhangban áll a beremendi minták kompatibilis nyomelem tartalma, amely
annak ellenére magas, hogy az olivin teljes és a piroxének részleges mállása utáni
mobilizáció a nehézfémek nagy részét eltávolította. A reziduális jelleg f - és
kompatibilis nyomelem tartalommal ellentétes a beremendi xenolitok LIL elemekben
való gazdagsága (4.13 ábra), amit számos, hasonló jelleg xenolit esetében leírtak
világszerte (Frey & Prinz, 1978) és a Pannon-medencében is (pl. Downes, 2001;
Dobosi, 2003). Ezzel összhangban áll Frey & Prinz (1978) elmélete hasonló kémiai
77
jelleggel rendelkez xenolitok petrogenezisér l, ami egy nagy tömeg , kimerült jelleg
köpenyforrás kismérték , de LIL elemekben és illókban gazdag olvadék által történ
metaszomatizációjával magyarázza a keletkezésüket. A metaszomatizáló olvadék
eredetét kutatva Wass & Rogers (1980) arra a következtetésre jutott, hogy némely alkáli
k zetben el forduló amfibol-apatit sorozatba tartozó xenolit karbonatitos/kimberlites
olvadékokkal geokémiai hasonlóságok mutat. Ilyen olvadékok a fels köpeny alsóbb
régióiból (110-180 km mélységb l; Wyllie, 1979) feláramló, olyan metaszomatizáló
ágenseket képviselhetnek, amelyek ahelyett, hogy eljutottak volna a felszínre
kimberlites/karbonatitos olvadék formájában, megrekedtek a fels köpenyben és az ott
el forduló kimerült köpenyanyagot metaszomatizálták vagy éppen ereket formáltak az
interszticiális terekben. Hasonló olvadékoknak a gránát lherzolit mez ben történ
megrekedése olyan metaszomatizált köpeny régiót hozhat létre, amely a továbbiakban
alkáli bazaltok forrásrégióját alkothatja; kisfokú (3-10%) parciális olvadásával
levezethet tipikus alkáli bazaltok LILE és LREE-ben gazdag geokémiája. A villányi
bazaltok kémiailag megfeleltethet k egy hasonló jelleg forrásk zet, hasonló fokú
olvadásának (ld. kés bb), feltételezhetjük tehát, hogy az olvadék által megmintázott
köpenyrészlet ásványos-kémiai összetételben extrapolálható a mélyebben található
köpenyszegmensekre is, ami a Tiszai egység alatt jelent s, metaszomatizált gránát-
lherzolit köpeny el fordulására utal, amelynek kés -kréta jelenlétér l a beremendi
xenolitok az els bizonyítékok.
Az ultrabázisos xenolitok termobarometriája
A beremendi bazalt nagy mennyiség , fels köpeny eredet ultrabázisos xenolitja,
lehet séget biztosít azon köpenyrégió h mérsékleti és nyomási viszonyainak becslésére,
amelyet a bazaltos magma felfelé áramlása közben megmintázott. Fels köpeny eredet ,
lherzolit xenolitok nyomásának meghatározására egyel re nem állnak rendelkezésünkre
pontosan kalibrált barométerek, ezért csak a xenolitokban megjelen paragenezis adta
becslésekre van módunk. Általánosan elfogadott barometriai becslést tesz lehet vé a
lherzolitban megjelen Al-fázis, ami a növekv nyomással változik plagioklász, spinell
és gránát között. A beremendi xenolitokban a gránát és a plagioklász hiánya, és a
spinell, mint kizárólagos Al-fázis jelenléte arra utal, hogy a zárványok a fels köpeny
spinell lherzolit stabilitási tartományából származnak. A spinell stabilitási tartomány
kiterjedését különböz szerz k, kis eltérésekkel, általában 8-15 kbar közötti nyomással
78
rendelkez régiókra becsülik: 6-15 kbar, 850-1000 C (Bucher & Frey, 1994), 10-25
kbar (Hall, 1987), 8 kbar felett (Tracy, 1995), 6-14 kbar (Schmadicke, 2000), 8-20 kbar,
1200°C -on (Klemme & O'Neill, 2000). Normál h áram mellett ez a régió 25-60 km
mélységben található (Green & Ringwood, 1970).
Az utóbbi évtizedekben igen nagy számú, lherzolitokra kidolgozott termométert
publikáltak különböz szerz k. Az egy ásványon belüli elem-megoszláson alapulók
közül spinell lherzolitokban gyakran az egy piroxén termométerek alkalmazottak (pl.
Obata, 1976; Mercier, 1976, 1980; Kretz, 1982; Lindsley, 1983; Finnerty & Boyd,
1984, 1987, Brey & Köhler, 1990; Witt-Eickschen & Seck, 1991; Nimis & Taylor,
2000). A több ásvány közötti elem-megoszláson alapuló termométereket számtalan
ásvány-paragenezisre kalibrálták, gyakran alkalmazottak a két piroxén (pl. Wells, 1977;
Brey et al., 1990), ortopiroxén-spinell (pl. Liermann & Ganguly, 2003), olivin-
klinopiroxén (pl. Köhler & Brey, 1990) termométerek.
Az irodalmi termobarométerek beremendi köpeny xenolitokon való
alkalmazhatóságát csökkentette az átalakulás hatása és az egyensúlyi paragenezisben
koegzisztens ásványok alacsony száma. Deformált, porfiroklasztokat és neoblasztokat
egyaránt tartalmazó xenolitok esetén jelent s petrográfiai biztosítékokat igényel az
interkristályos termométerek alkalmazása, mert nagy a valószín sége, hogy az egyes
fázisok nem érték el az egyensúlyi állapotot, mint ahogy azt például Witt & Seck (19),
er sen nyírt xenolitokon végzett vizsgálatai is bizonyították. A beremendi xenolitokra
alkalmazott ortopiroxén termométerek (Obata, 1976; Brey & Köhler, 1990; Witt-
Eickschen & Seck, 1991) által becsült h mérsékleti adatokat a 6.1 táblázat tartalmazza.
en 2 (mag) en 2 (szegély) en 1 (mag) en 1 (szegély)
Al in opx (Obata, 1976) 875 (±25°C) 875 875 825
Ca in opx (Brey & Köhler, 1990) 785 (±19°C) 913 785 785
Cr-Al in opx (Witt-Eickschen & Seck, 1991) 869 (±16°C) 882 854 842
6.1 táblázat Az ortopiroxénekre alkalmazott termométerek h mérsékleti adatai (°C). Zárójelben a
termométerek bizonytalansága.
Az egyes termométerek eredményei között néha igen nagy a szórás, bár Obata (1976) és
Witt-Eickschen & Seck (1991) módszere igen hasonló eredményeket adott, annak
ellenére, hogy Obata (1976) termométere grafikus, ezért nagyobb bizonytalansággal
terhelt. Embey-Isztin et al. (2001) és Dobosi (2003) viszont igen jó egyezést mutatott ki
79
pannon-medencei xenolitok vizsgálata során Witt-Eickschen & Seck (1991) és a
négyfázisú lherzolitokra leginkább elfogadott és használt, Brey & Köhler (1990)
piroxének közötti Ca-megoszláson alapuló termométere között, ami a két piroxénre
vonatkozó mérések hiányában alkalmazott Witt-Eickschen & Seck (1991) módszerének
megbízhatóságát igazolja. Ezen termométer további el nye, hogy a szerz k szerint
kiválóan alkalmas er sen nyírt köpeny xenolitok ortopiroxén porfiroklasztjainak
h mérsékleti becslésére. A beremendi xenolitok 950°C alatti h mérsékletét Sachtleben
& Seck (1981) grafikus termometriai becslése (6.5 ábra) is alátámasztja, amelynek
továbbfejlesztett, numerikus változata Brey & Köhler (1990) Ca-in-opx termométere.
950°C
1150°C
Al O2 3
Cr O2 3
6.5 ábra Sachtleben & Seck (1981) grafikus termometriai becslése ortopiroxének Cr2O3 és Al2O3 tartalma
alapján
A szerz k szerint a Ca-in-opx termométer adatai kevésbé megbízhatók, mint a két
piroxén termométereké, mivel az ortopiroxének Ca tartalmára a fizikai tényez kön túl
hatással van a Na és Al tartalom is, amelyek korrigálására jelenleg nem áll
rendelkezésünkre kidolgozott, egzakt eljárás. A vizsgált ortopiroxénekben nem volt
detektálható Na, ám a kis mennyiség jelenlév Al csökkenthette a Ca mennyiségét,
ami alacsonyabb becsült h mérsékletekhez vezethetett. Mindezek ellenére, a Ca-in-opx
termométer adatait jó közelítésnek tekinthetjük.
Az újrakristályosodás el tti ásványparagenezis egyensúlyi h mérsékletét még
nehezebb megbecsülni, mint a xenolitok végs egyensúlyba kerülésének h mérsékletét,
az egyetlen lehet séget az újrakristályosodást túlél ortopiroxének és a spinell porfírok
nyújthatják. Az ultramafikus xenolitokban található szételegyedett piegonit lamellák és
az ket befoglaló ortopiroxén porfírok egyensúlyán alapuló ortopiroxén-klinopiroxén
80
szételegyedési egyensúlyi h mérséklet (Brey & Köhler, 1990) 1150°C körüli értékeket
adott, amely értékek reprezentálhatják a xenolitok újrakristályosodás el tti állapotát, ám
a lamellák igen kicsi mérete miatt kérdéses a mért pont homogén volta és a
h mérsékleti adat petrológiai tartalma. Az ortopiroxén-spinell közti Fe2+ - Mg
megoszláson alapuló termométer (Liermann & Ganguly, 2003) szintén lehet séget
nyújtott a porfíros paragenezis h mérsékletének becslésére, ami 1194-1250°C
közöttinek adódott. Habár ezek az adatok nagy bizonytalansággal terheltek a fázisok
közötti egyensúly petrográfiai bizonytalansága miatt, közelít leg megegyezhetnek a
valós h mérséklettel, mivel Witt & Seck (1981) az Eifel hegységb l származó,
petrográfiailag igen hasonló porfíroklasztos xenolitokra hasonló (1100°C)
újrakristályosodás el tti h mérsékleti minimumot határozott meg, amíg a deformációt
szenvedett és újrakristályosodott neoblasztok alapján az újra egyensúlyba került xenolit
h mérsékletét 950°C alattinak becsülte. Egy ehhez hasonló fejl déstörténetnek a
beremendi xenolitok sem petrográfiailag, sem termobarometriailag nem mondanak
ellent, bár mindenképpen további meger sítést igényel a kvantitatív
termobarometriájuk.
Az elmúlt években számos kísérlet és alkalmazás történt intrakristályos,
empirikus spinell termométerek kidolgozására is (Princivalle et al., 1989; 1999; Carraro,
2003). Ezen termométerek alapja, hogy a spinellekben a cellaparamétereket kizárólag
az ásvány kémiai összetétele befolyásolja, míg az x-oxigén paraméter az ásvány
keletkezésének fizikai paramétereit l függ (Della Giusta et al., 1986).
A beremendi xenolitokból kipreparált egykristályon elvégzett mérések
kristályszerkezeti koordinátái (ao, u) tökéletes egyezést mutattak (csak a 4.
tizedesjegyben volt eltérés) egy predazzói spinell lherzolit xenolitból származó és az
etiópiai Assa-hegységb l származó spinell kristályok hasonló koordinátáival
(Princivalle et al., 1989; Carraro, 2003), ami alapján a minták azonos kémiai összetétele
feltételezhet . A teljesen megegyez kristályszerkezeti paraméterekb l (a Mellékletek
5. táblázata) tehát következtethetünk arra, hogy a beremendi minta kémiai összetétele
igen hasonló a predazzói és az Assa-hegységb l (Etiópia) származó mintákhoz,
amelyeknek a Princivalle et al. (1989) módszere alapján becsült h mérséklete 762°C ill.
774°C. Ezek az értékek meglehet sen alacsonynak t nnek és alacsonyabbak a piroxén-
termométerekkel becsült értékeknél és számos egyéb lherzolit komplexumra
meghatározott értéknél (800-900°C között) is. Carraro (2003) megfigyelése szerint a
predazzói minták esetében az alacsonyabb h mérséklet a xenolitok eltér felemelkedési
81
sebességével magyarázható. Az összehasonlításként használt lel helyek (Mt. Leura,
Mt. Noorat (Ausztrália), ÉK Brazília) esetében ugyanis a befogadó k zet vulkáni láva,
amíg a predazzói xenolitok szubvulkáni kamptonit testekben kerültek a felszínközelbe,
ami ez utóbbiak esetében lassúbb h lési sebességet és így hosszabb ideig fennálló
diffúzió lehet ségét okozhatta. Erre utal a predazzói spinellekben tapasztalt nagyobb
fokú rendezettség is. Spinellekben tapasztalt rendezettség jellemz mértékben függ a
h lés sebességét l, a Mg és Al rendezetlensége a T és M helyek között arányosan n a
h mérséklettel és a rendezetlenség növekedésével arányosan csökken a kristályokban az
x-oxigén paraméter 0.2637 és 0.2618 között (Della Giusta et al., 1996). Princivalle et
al. (1999) szerint ez az összefüggés a jöv ben emelkedési ráta becslésére is lehet séget
nyújthat, jelenleg azonban nem áll rendelkezésünkre elegend adat egy ilyen jelleg
becsléshez. Mivel spinell kristályokban a rendezettség alapvet en az x-oxigén
paraméterrel áll összefüggésben, a beremendi bazaltokban tapasztalt alacsony, 0.2628
x-oxigén paraméter a k zet lassú h lését bizonyítja. Ezzel összhangban áll a predazzói
mintáknak a beremendiekével teljesen megegyez x-oxigén paramétere és Carraro
(2003) által tett megfigyelés a szubvulkáni testekben illetve vulkáni lávákban talált
xenolitok h mérsékletének különbségér l és.
A Pannon-medence fiatal alkáli bazaltjai által a felszínre hozott, a köpeny
xenolitok f sorozatába tartózó mintáinak h mérséklete Embey-Isztin et al. (2001) és
Dobosi (2003) vizsgálatai alapján általában 900-1150°C közé esik, ett l a tartománytól
csak a speciális szövet , poikilites vagy mozaikos xenolitok h mérséklete tér el, amely
általában alacsonyabb, mint a f sorozatba tartozó xenolitoké. Embey-Isztin et al.
(2001) szerint a Pannon-medence nyugati felében el forduló xenolitok h mérséklete
758 és 1175°C közé esik, amely tartomány alsó felében f leg a mozaikos és
ekvigranuláris szövet xenolitok fordulnak el . Az Alcapa és a Tiszai egység alatti
köpenyrégió h mérsékletében azonban jelent s különbségeket figyelt meg Szabó et al.
(1995), vizsgálataik alapján a Pannon-medencében a Tiszai egységb l származó
xenolitok rendelkeznek a legalacsonyabb h mérsékleti értékekkel. Az Alcapa egységb l
származó xenolitokkal is hasznos azonban a vizsgált villányi minták összehasonlítása,
mivel a medence középs részeib l és a széleir l származó xenolitok között
kemizmusban és deformációs fokban jelent s különbségek figyelhet k meg (Szabó et
al., 1995; Embey-Isztin et al., 2001; Dobosi, 2003), és a Tiszai egység központi
részeir l nem ismertek xenolitok.
82
A beremendi spinell lherzolitokra vonatkozóan összességében elmondható, hogy
a különböz termométerek adatait figyelembe véve elfogadhatjuk a 800-900°C körüli
h mérsékletet. Ez az érték a Pannon-medence xenolitjai által meghatározott igen széles
tartományok alacsonyabb h mérséklet részébe illeszkedik, amelyben f leg a medence
nagyobb mérték deformációt szenvedett xenolitjai találhatók és összhangban áll a
Tiszai egységb l származó köpeny xenolitoknak az Alcapából származóknál
alacsonyabb h mérséklet tendenciáival. Figyelembe véve azt a megfigyelést is, hogy a
beremendi lherzolitok petrográfiailag és deformációs fokukat tekintve hasonlóbbak a
deformáltabb, speciális szövet xenolitokhoz, mint a medence kevésbé deformált, f leg
a f sorozatba tartozó, a medence peremeir l származó xenolitokhoz, a beremendi
minták alacsonyabb h mérséklete jól illeszkedik a Pannon-medencér l jelenleg
rendelkezésünkre álló ismeretekbe. Bár annak a feltárása, hogy a beremendi
fels köpeny xenolitok milyen módon illeszthet k be a Pannon-medence ismert
xenolitjainak rendszerébe vagy a medence krétánál fiatalabb vulkanitok által
megmintázott köpenyének fejl dés- és deformációtörténetébe, további vizsgálatokat
igényel.
A telérek xenolit- és xenokristály tartalmában megfigyelhet különbségek petrológiai
jelent sége
Alkáli bazaltok xenokristály- és xenolit tartalmának egymással összefügg változása
alkalmas petrogenetikai következtetések levonására is. Extenziós vulkáni sorozat korai
fázisának termékeiben a jelent s felzikus xenokristály tartalom és az ultrabázisos
xenolitok hiánya arra utalhat, hogy felemelkedés az extenzió korai szakaszában
többször megszakított, lassúbb lehet, mint az érettebb fázisban (Luhr et al., 1992). A
lassúbb felemelkedés nagyobb fokú kéregkontaminációt eredményezhet, míg az
extenzió el rehaladottabb fázisához a felmelegedett, elvékonyodott kérgen keresztül
gyorsabb, megszakításoktól mentes, kisebb fokú kéregkontaminációval járó
felemelkedés köthet , amelyre jellemz a peridotit/granulit xenolitokban való
gazdagság és a felzikus xenolitok hiánya. Mindezen megfigyelések alapján
feltételezhetünk egy hasonló összefüggést a Villányi-hegység bazalttelérei között,
amennyiben a beremendi, fels köpeny xenolit-tartalmú telér tekinthet a vulkanizmus
83
legérettebb fázisának, míg a kéreg eredet xenokristályokban gazdag máriagy di egy
korábbi eseményt reprezentálhat.
Forrásk zet - parciális olvadás
Kísérleti k zettani tanulmányok bizonyították, hogy telítetlen, alkáli-gazdag magmák
(bazanitok, nefelinitek) egyensúlyban állnak gránát-, és H2O- tartalmú peridotitokkal
(Green, 1973), ami ahhoz az általános szemlélethez vezetett, hogy az alkáli bazaltok
forrásk zete leggyakrabban igen kisfokú parciális olvadást szenvedett gránát lherzolit
(Kay & Gast, 1978). A forrásk zet gránát-tartalmának egyik bizonyítéka a bazaltok
nehéz ritkaföldfémekben való er sen kimerült jellege, mivel a gránátok igen magas
megoszlási együtthatóval rendelkez ásványokként akkumulálják a HREE elemeket
(Rollinson, 1993). A villányi minták esetében a spidergramokon (4.6 ábra) jól
megfigyelhet a HREE-ben való igen kismérték (a primitív köpenyhez képest 10-
szeres) gazdagodás, amihez hasonló olvadék néhány % gránátot tartalmazó lherzolit
igen kis mérték (1-3%-os) parciális olvadásával képz dhet (Kay & Gast, 1978).
A mintákat jellemzi a könny és a nehéz ritkaföldfémek er s frakcionációja is
(La/YbBabarcsz l s = 46-75, La/YbBeremend = 60). Frey & Prinz (1978) vizsgálata szerint a
LREE/HREE aránya igen érzékeny a forrásk zet összetételére és magas La/Yb arány (=
5-12, San Carlos magmás provincia, Arizona, USA) a nehéz ritkaföldfémek
visszatartását jelezi a kiindulási k zet reziduális gránát fázisában. A villányi
bazaltokban a LREE/HREE arány igen magas, ennél jóval magasabb, ami jelzi, hogy a
magma LREE-ben jóval nagyobb mértékben gazdagodott, mint HREE-ben. A LREE-
ben való gazdagodás azonban önmagában nem bizonyítja, hogy a magma gránátot
tartalmazó kiindulási k zettel egyensúlyban fejl dött, mivel annak mértékét
befolyásolhatja mind az olvadás mértéke (Kay & Gast, 1978), mind a forrásk zet
metaszomatizált jellege (Wendlandt & Harrison, 1979). A LREE-ben való gazdagodás
azonban, bár a LREE/HREE arány kialakításában els rend szerep , nem befolyásolja a
HREE-ben való gazdagodást, mert az teljes mértékben független az olvadás mértékét l
- kismérték (0.5-3%) olvadás mellett - csak az olvadást szenved k zet gránát-
klinopiroxén aránya határozza meg (Kay & Gast, 1978). A HREE-ben való kismérték
gazdagodás tehát reziduális gránát visszatartását jelzi a villányi bazaltok
forrásk zetében. Ez esetben a bazaltok képz désének minimális mélysége a gránát
84
peridotit megjelenésének minimum mélységével jellemezhet , ami átlagos köpeny
esetén 60-80 km mélységre tehet (Watson & McKenzie, 1991)
A LREE/HREE arány a forrásk zet összetételén túl utal az olvadás mértékére is:
Kay & Gast (1978) modellszámításai azt bizonyítják, hogy a könny ritkaföldfémek
gazdagodásának mértékét az olvadékban, a nehéz ritkaföldfémekkel ellentétben, csak az
olvadás mértéke befolyásolja. Így minél kisebb mérték az olvadás, annál inkább
dúsulnak a LIL és LREE elemek az olvadékban. A villányi bazaltok nyomelem
arányait összehasonlítva a Kay & Gast (1978) által vizsgált nefelinitek és alkáli
bazaltok nyomelem görbéivel (6.6 ábra) megfigyelhetjük, hogy a villányi minták
közelebb állnak a nefelinitekhez nyomelem tartalmukban, mint az alkáli bazaltokhoz.
Modellszámításaik szerint a különböz magmák nyomelemekben való gazdagodását
els sorban az olvadás mértéke határozza meg, vagyis a nefelinitek gazdagabb jellegét az
alkáli bazaltokra jellemz 2%-os olvadás helyett kisebb, kb. 1%-os parciális olvadás
alakította ki.
k zet/primitív köpeny
6.6 ábra A villányi bazaltok nyomelem görbéinek összehasonlítása a Kay & Gast (1978) által vizsgált
nefelinitek és alkáli bazaltok átlagával
Wendlandt & Harrison (1979) szerint azonban nagyméret LREE gazdagodás írható
metaszomatizált (CO2 és H2O-tartalmú) köpenyforrás olvadásának számlájára is, mivel
kísérleteik alapján a könny ritkaföldfémek karbonátos olvadékra vonatkoztatott
megoszlási együtthatója 2-3-szor nagyobb, mint az alkáli aluminoszilikátos olvadékra
vonatkoztatott. A villányi bazaltok extrém gazdagodása könny ritkaföldfémekben és
85
LIL elemekben (4.6 ábra) tehát egyrészt a gránát-peridotit forrásk zet igen kisfokú
(kb.1%-os) parciális olvadását támasztja alá, amit a nehéz ritkaföldfémekben való
kisfokú gazdagodás is jelez, másrészt metaszomatizált köpenyforrást jelez, amire
számos egyéb nyomelem jelleg is utal. A beremendi bazaltok gránát lherzolit
forrásk zetének feltételezésével összhangban állnak Harangi (1993, 1996) és Huemer
(1993, 1997) vizsgálatai is, amelyek kimutatták, hogy az alsó-kréta korú, mecseki
vulkanitok OIB-típusú gránát lherzolit forrásk zet kisfokú olvadásával képz dtek.
A magmák lehetséges köpenyforrása
A villányi bazaltok sokelemes nyomelem diagramját összehasonlítva a tipikus OIB és
lamprofírok átlagával (6.1 ábra) kit nik, hogy a vizsgált minták köpenyforrása hasonló
lehetett az OIB-típusú vulkanitokéhoz, bár az OIB átlag és a villányi minták között
jelent s különbség is látszik, ami a villányi mintákat a lamprofírokhoz teszi hasonlóbbá.
A villányi teléreknek a lamprofírokkal mutatott megegyez nyomelem kémiai jellege
hasonló forrásra és magmafejl désre utal. Alkáli ill. ultramafikus lamprofíroknak az
alkáli bazaltokkal leginkább rokonságot mutató M1 magmatípusa azonban jelent s
izotópkémiai hasonlóságot mutat az OI bazaltokkal (Rock, 1991). Ez lehet vé teszi az
óceáni szigetbazaltok lehetséges forrásk zeteit kutató, széleskör izotópos és nyomelem
kémiai vizsgálatok felhasználását a villányi telérek petrogenetikájának értelmezésében.
Az elmúlt évtizedekben számos szerz megállapította, hogy az OIB típusú
bazaltokat szolgáltató köpenyforrás nem egységes, több végtag keveredésével írható le,
amelyek a következ k: DMM (depleted MORB mantle), HIMU (high 238U/204Pb (µ)
mantle), és két gazdagodott komponens az EM I (enriched mantle I) és EM II (enriched
mantle II) (Zindler & Hart, 1986; Hart, 1988; Weaver, 1991/a,b). Ezen
köpenyszegmensek elkülönítése alapvet en a radiogén izotóp adatok különbségén
alapult, bár Weaver (1991/a,b) megállapította, hogy a HIMU és EM típusú
köpenyforrások különböz geokémiai jelleg elemek aránypárjaival ugyanolyan
hatékonyan elkülöníthet k, mint a radiogén izotópok felhasználásával, és a nyomelemek
sokkal tágabb sorozatát használva meghatározta a HIMU és EM (amelyet tovább
bontott EMI és EMII altípusokra) köpenyforrások nyomelem-eloszlásainak általános
jellemz it. A különböz köpenyszegmensekben, a szubdukcióhoz kapcsolódó
folyamatok során lezajló nyomelem mobilizációk és frakcionálódási folyamatok alapján
megállapította, hogy a HIMU szegmensek LIL és LREE elemekben való viszonylag
86
kimerült jellegével, de jellegzetes pozitív Ta-Nb anomáliájával ellentétben az EM típusú
köpenyszegmensekre jellemz a LIL és LREE elemekben való gazdagodás illetve ezzel
párhuzamosan a HFS elemekben való elszegényedés. Ez a folyamat ezen elemek
egymástól való er s frakcionálódását vonja maga után, ezáltal az EM komponensben a
LIL/HFS vagy LREE/HFS elemek aránya (La/Nb, Ba/Nb, Ba/Th, K/Nb, Th/Nb és
Ba/La) általánosan magasabb a HIMU típusú köpenyszegmensekre jellemz értékeknél.
Sun & McDonough (1989) szintén ugyanerre a következtetésre jutott, a Nb/Th arányt
felhasználva a kétfajta OIB forrás elkülönítésére. A típusos HIMU, EM I és EM II
típusú köpenyszegmensek spidergramja a villányi minták adataival összehasonlítva a 6.
ábrán látható. Összehasonlítva a típusos EM típusú köpenyszegmensek
spidergramjainak lefutását a villányi bazaltokéival, azt tapasztaljuk, hogy az EM típusú
köpenyforrás valószín síthet egy HIMU köpenyszegmenssel szemben.
6.7 ábra A típusos HIMU, EM I és EMII típusú köpenyszegmensek primitív köpenyre (Wood et al., 1981)
normált spidergramja (Weaver, 1991/b, b alapján) a villányi minták adataival összehasonlítva
87
A villányi bazaltokban megvizsgálva a jellegzetes (Weaver, 1991/a, b) LIL/HFS és
LREE/HFS elem párokat (6.2 táblázat) szintén azt tapasztalhatjuk, hogy mindegyik
érték a HIMU köpenyre jellemz érték felett, az EM szegmensre jellemz értékek
közelében van. A legtöbb esetben még az EM II típusú (gazdagodottabb) köpenyre
jellemz értékeket is meghaladják az elemarányok.
Babarcsz. Beremend Máriagy d OIB HIMU EM I EM II
La/Nb 2,79 1,48 1,57 0,77 0,66-0,77 0,64-1,19 0,89-1,09
Ba/Nb 13,73 12,27 11,55 9,46 5,4-6,5 5,6-17,7 7,3-10,9
Th/Nb 0,46 0,22 0,24 0,08 0,078-0,101 0,105-0,122 0,111-0,157
Ba/La 13,73 12,27 11,55 9,46 6,8-8,7 8,8-16,9 8,3-11,3
Ba/Th 82,84 81,42 74,87 87,50 64-77 103-154 67-71
Rb/Nb 0,60 0,40 0,21 0,65 0,35-0,38 0,88-1,17 0,59-0,85
Th/La 0,17 0,15 0,15 0,11 0,107-0,133 0,107-0,128 0,122-0,163
6.2 táblázat A villányi bazaltok és jellegzetes OIB és köpeny végtagok (Weaver, 1991/a alapján)
nyomelem arányainak összehasonlítása.
Ezek a kiugróan magas értékek a LIL elemek extrém dúsulását jelzik a vizsgált
mintákban, ami bekövetkezhet egyrészt a kéreganyag asszimilációjával, amely a
kéregkontaminációt vizsgáló fejezet alapján kismértékben befolyásolhatja a villányi
telérek nyomelem összetételét. Másrészt igen kisfokú, metaszomatizált köpenyanyag
olvadása is okozhatja, aminek hatása a vizsgált telérekre bizonyított a parciális olvadást
vizsgáló fejezetben. Jelent s dúsulás bizonyos LIL elemek nagyfokú utólagos
mobilitásának is köszönhet lehet. A dúsulás az általában mobilisnek tekintett elemek
(Ba, Rb) elhagyásával, csak az immobilis elemeket (La, Th) figyelembe véve is igen
jelent s. A Th jelent sen feldúsulhat a magmában kéreganyag asszimilációja révén
(Taylor & McLennan, 1985) és mivel korábbi vizsgálatok felvetették, bár nem
valószín sítették jelent s kéreganyag asszimilációjának lehet ségét a villányi bazaltok
esetében (6.4 ábra), a Th-ot visszaszámoltam a kondritnak megfelel átlagra. Azonban
még ez után a korrekció után is olyan magas értékeket kaptam (Th/Nb = 0.16-0.2), ami
EM típusú forrásk zet jelenlétével áll összhangban. A La viszont jelent sen dúsulhat a
magmában igen kisfokú parciális olvadás (Kay & Gast, 1978) vagy köpeny
metaszomatózis (Wendlandt & Harrison, 1979) során, ezért felvet dött a kérdés, hogy a
magas La/Nb arányt befolyásolhatták-e ezek, a forrásk zetben és az olvadáskor nagy
valószín séggel ható folyamatok. Sun & McDonough (1989) vizsgálatai szerint
88
azonban a parciális olvadás során a Nb inkompatibilisebb, mint a La; tehát kisebb
mérték olvadás, alacsonyabb La/Nb arányt eredményezne. Elfogadott, hogy az EM I
és EM II-típusú OIB köpenyforrásokban általánosan el forduló magas La/Nb arány
forrásbélyeg, és a köpenyben jelen lév szubdukálódott üledékek hatására vezethet
vissza (Weaver et al., 1986; Sun & McDonough, 1989).
Az EM komponens képz désére többféle magyarázat is el fordul az irodalomban:
- keletkezhet konvergens lemezszegélyekhez kapcsolódó folyamatok, mint pl.
szubdukciós üledékek beolvasztása során (Hawkesworth et al, 1979; Cohen &
O’Nions, 1982; White, 1985). Weaver et al. (1991/b) szerint kis mennyiség
(3%), szubdukálódott üledék hozzáadása, HIMU-típusú végtaghoz elegend EM
jelleg köpenyforrás kialakulásához.
- létrejöhet metaszomatizált, gazdagodott kontinentális litoszféra delaminációja
vagy termális eróziója során (Richardson et al., 1982; McKenzie & O’Nions,
1983; Hawkesworth et al, 1986).
- kialakulhat CO2-gazdag szilikát olvadék (kimberlit, nefelinit) infiltrációja
révén (Menzies, 1983), vagy
- szubdukciós zóna felett elhelyezked litoszféra vagy köpeny ék anyagából
(Sun & McDonough, 1989).
A villányi bazaltokról mindezidáig rendelkezésünkre álló adatok nem teszik
lehet vé, hogy a fenti folyamatok közül egyet vagy többet egyértelm en
meghatározzunk a telérek által jelzett EM-típusú köpenyforrás képz désének
magyarázatára, annak ellenére, hogy a bazaltok nyomelem kémiájának bizonyos
jellemz i (Ta-Nb negatív anomália, kismérték HFS elem dúsulás, igen er s LILE és
LREE dúsulás (6.1 ábra)) a szubdukciós üledék jelenlétével a köpenyforrásban igen jó
egyezést mutatnak. Másrészt, amíg az OI bazaltok forrásk zetében kevésbé jellemz a
szubdukciós komponens jelenléte, addig kontinensen belüli alkáli magmatizmushoz
kapcsolódó bazaltok forrásában világszerte elterjedt (Sun & McDonough, 1989).
Hasonló LIL és LRE dúsulás az EM típuson belül is inkább az EM II típusra
jellemz . A köpenyforrás pontosabb meghatározása, az EM I és EM II köpenyanyag
közti geokémiai elkülönítés (Weaver, 1991/a,b) azonban nem lehetséges, mert a
különbségek els sorban a (Ba, Rb, Th)/HFS elemek arányain alapulnak és a villányi
mintákban ezen elemek a mobilitásuk ill. kéregasszimilációra való érzékenységük miatt
önmagukban megbízható következtetések levonására nem alkalmasak. Az EM II
köpenyszegmens el fordulása másrészr l a déli hemiszférára korlátozódik és a
89
Gondwana szubdukciós zónákhoz kapcsolódó, metaszomatizált, kontinentális
litoszférájának delaminációjával vagy szubdukciós zónák feletti köpenyék anyagának
visszaforgatásával keletkezhetett (Zindler & Hart, 1986), ami valószín tlenné teszi a
jelenlétét a villányi bazaltok forrásában. Egyben azonban meger síti a villányi bazaltok
forrásanyagában szubdukciós komponens jelenlétét.
A régió alatti, kréta korú fels köpenyr l igen kevés információ áll
rendelkezésünkre, és mindezidáig nem írtak le EM-típusú köpenyszegmens a területr l.
Harangi (1993) vizsgálatai alapján az alsó-kréta, mecseki vulkanitok forrásrégiójaként
egy HIMU komponenshez hasonló, asztenoszféra-eredet köpenyszegmens határozható
meg, amelyek kémiai szempontból jóval eltérnek, és nem kapcsolhatók egy EM
típushoz. Wilson & Downes (1991) a nyugat- és közép-európai alkáli bazalt
vulkanizmust vizsgálva kimutatta egy litoszférikus eredet , gazdagodott, EM-típushoz
hasonló komponens jelenlétét is, azonban mindezidáig ez a komponens csak a
harmadid szaki vagy fiatalabb vulkanizmusban jelent meg. Ismert viszont gazdagodott
köpenykomponens a fels -kréta korú, észak-dunántúli lamprofírokból (Szabó et al.,
1993), kérdéses tehát, hogy mennyiben lehet szó ugyanarról a gazdagodott
komponensr l, vagy egy eltér szubdukciós folyamat befolyásolta a Tiszai-egység alatti
fels köpenyt, és ha igen, milyen korú lehetett? A korban legközelebbi szubdukciós
esemény az Adriai mikrolemez fels -júrában kezd dött szubdukciója a Tethys északi
karbonátplatformja alá (Tari & Pami , 1998; Pami , 2003), amely hatásának a
megjelenése azonban nem ismert magyarországi vulkanitokból. A jöv ben radiogén
izotópos vizsgálatok elvégzésével további finomítás lenne lehetséges a villányi telérek
köpenyforrásának meghatározásában, de a minták átalakult volta ezen vizsgálati
módszer eredményességét megkérd jelezi.
90
Frakcionált kristályosodás a telérekben
A vizsgált villányi telérekben lezajlott frakcionált kristályosodási és magmafejl dési
folyamatok, petrográfiai bizonyítékok alapján, hasonlóan zajlottak le, habár
feltárásonként kismértékben eltér módon fejl dtek ki. A kifejl désbeli különbségeket
els sorban a magmát befogadó telérek méretéb l, morfológiájából adódó különbségek
határozhatták meg.
Általában elmondható, hogy a vizsgált bazaltok porfíros szövete összhangban áll
teléres kifejl désükkel, és a magma megszilárdulása során bekövetkezett frakcionált
kristályosodásra utal. Az olvadékból, a kristályosodás kezdetén, a lassú h lés során
nagyméret , kevés, idiomorf olivin és zónás klinopiroxén porfír (a klinopiroxének els
generációja) vált ki. Lindsley (1983) piroxén termométerén alapuló számítások alapján
a klinopiroxén porfiroklasztok 1020-1120°C ± 50 °C közötti kristályosodási
h mérsékleteket mutatnak, ami azt jelzi, hogy a bazalt kristályosodása a spinell lherzolit
stabilitási mez ben kezd dött, amit egyes olivin fenokristályokban talált, apró, idiomorf
spinell kristályok jelenléte is igazol. A h mérséklet folyamatos csökkenésével
párhuzamosan a nyomás folyamatos csökkenését mutatja Nimis (1995) klinopiroxén
barométere a bazalt kristályosodása alatt, a kezdeti 15 kbar nyomásról a fenokristályok
kristályosodásának végs fázisában jellemz 8-9 kbar nyomásig. Egyes klinopiroxén
porfírok rezorbeált, klinopiroxén, esetenként ortopiroxén magja vagy véletlenszer
xenolit ill. xenokristály, tehát a bekebelezett köpeny xenolitok félig felemészt dött ill.
átkristályosodott maradványa, vagy kogenetikus, a korábbi kristályosodási fázisban,
nagy nyomáson kivált, majd az új, alacsony nyomású olvadékkal nem egyensúlyba
lév , ezért átkristályosodott kristálymaradvány. Hasonló magok számos alkáli
bazaltban el fordulnak és általában nagy nyomáson keletkeznek, akár kogenetikusak,
akár xenolitok. A kezd d olvadás nyomai egyes szemcsékben jelzik, hogy az új p-T
viszonyok között nem voltak egyensúlyban a magmával, a kés bbiekben azonban, a
magmában a kristályosodás megindulásával az új klinopiroxének nukleációs
központjaiként szolgáltak (Wass, 1979).
A magma felfelé nyomulásakor az olvadék viszonylag rövid id alatt jelent s
mérték h lést szenvedhetett, amit a kvarc xenokristályokat övez zónák kifejl désén
alapuló becslések is alátámasztanak. Ekkorra tehet az alapanyagban a jóval kisebb
91
méret , második generációs klinopiroxén és a plagioklász kristályok kiválása, ezzel
egyid ben kerülhetett sor a Fe-Ti oxidok kiválására is.
A felfelé áramló magma kis mélységbe érve teléreket alkotott, amely folyamat
során újabb leh lés érte az olvadékot, ami a maradék magma kikristályosodásához,
illetve k zetüvegként való megszilárdulásához és a könnyenillók kiválásához vezetett.
Ez a folyamat lassabban zajlott le, mint a vulkáni lávák leh lése, teret engedve a magma
és az általa hordozott xenolitok – xenokristályok - könnyenillók eltér s r ségéb l
adódó elkülönülésnek, és ebben a fázisban jelent s szerephez jutottak a teléreket
befogadó k zettestek sajátosságai is. A teléreken belüli frakcionáció a beremendi és a
babarcsz l si feltárásoknál makroszkóposan is világosan megfigyelhet , sajnos a
máriagy di bazalt esetében a k zetanyag igen nagyfokú átalakulása miatt nem
tanulmányozható. A beremendi telér esetében a terepen szintén rekonstruálhatatlan
bármiféle zónásság, de a robbantások után begy jtött k zetanyagban egyértelm en
megkülönböztethet k xenolit-dús, ocellummentes és ocellum-dús, xenolitmentes
típusok, amelyek a telérben is térben elkülönülve kellett hogy megjelenjenek. Az
elkülönülés okaként, ismerve a xenolit-dús és az ocellum-dús k zettípus közti jelent s
s r ségbeli különbséget, gravitációs differenciációt tételezhetünk fel.
Ocellumok – a magma könnyenillóinak cseppjei
Az ocellumok petrológiájának kutatástörténete
A bazaltok megszilárdulásának végs fázisa tanulmányozásához kiváló lehet séget
biztosítanak a Villányi-hegység valamennyi telérjében igen nagy számban és
változatosságban el forduló ocellumok (3.9, 3.10 ábra), ezért a vizsgálatukra nagy
hangsúlyt fektettem a kutatásaim során. Ocellum név alatt az irodalomban számos eltér
petrográfiai bélyeggel rendelkez csomót említenek különböz szerz k. Valamennyi
ocellumként leírt gömbszer szerkezetre jellemz azonban, hogy az alapanyagtól élesen
elkülönülnek, amit megnyúlt ásványoknak az ocellum-befogadó k zet határon való
érint -menti elrendez dése is hangsúlyozhat. További jellemz ik: a befogadó k zetnél
alacsonyabb színindex, a gömbszer alak (Rock, 1991). Ocellumok els sorban magas
illótartalmú k zetekben fordulnak el , leggyakrabban lamprofírokban (Rock, 1991).
Különböz szerz k több lehetséges magyarázatot fogadnak el a képz désüket illet en;
mandulakövekként, leukokrata ásványok nukleációs magjaként, a kristályosodás kés i
92
fázisának szegregációs vagy pegmatitos szételegyedés folyamatainak termékeként vagy
szételegyed olvadékokként értelmezik ket (Smith, 1967; Philpotts, 1976; Cooper,
1979; Bogoch & Magaritz, 1983; Foley, 1984; Sabatier, 1999).
Els ként Smith (1967) írt le spilitesedett bazaltból ocellum-szer szerkezeteket,
amelyekben egy kalcit-prehnit-klorit-pumpellit magot övez sötét szín , vázkristály-
szer plagioklászokat tartalmazó köpeny volt megfigyelhet . Értelmezése szerint ezen
ocellumok szegregáció eredményeképp alakultak ki, amely folyamatban a befogadó
bazalt alapanyaga és az ocellum közti határ az els dleges, korai frakcionáció
eredménye, míg az ocellum magja és köpenye közti másodlagos határ kés bbi, a
szegregálódott olvadék és a gázfázis közti elkülönülés eredménye. Maga az ocellum
úgy keletkezett, hogy a magmafejl dés korai szakaszában egy gázbuborék képz dött
amelybe a kés bbiekben koncentrálódott az alapanyagban elszeparálódott anyag.
Az elmúlt évtizedekben számos tanulmány jelent meg ocellum-tartalmú
bazaltokról és lamprofírokról, a Monteregian Vulkáni Régió (Quebec) er sen
megkutatott területér l. Philpotts (1976) e területen végzett vizsgálatai, Smith (1967)
eredményeivel szemben, ocellum-szer szerkezeteknek olvadék nem-elegyedéssel
(liquid immiscibility) történ kialakulását preferálták. A területr l származó k zeteken
végzett olvasztási kísérletek (Philpotts, 1971, 1976) azt igazolták, hogy az ocellum és a
befogadó bazalt alapanyagának magas h mérsékleten történ homogenizálása után a két
olvadék hidrotermális h mérsékleten a kiindulási alapanyagokhoz hasonló összetétel
olvadékokba elegyedik szét. Ocellumok karbonátjainak petrográfiai és stabilizotópos
vizsgálatával alátámasztott megfigyelései alapján Bogoch & Magaritz (1983) szintén a
nem-elegyedés mellett érvelt, azzal a különbséggel azonban, hogy szerintük az
ocellumok karbonátja nem primér magmás eredet , hanem a magma felfele nyomulása
közben került az olvadékba, a kéreg k zeteinek beolvasztásával. Bédard (1994)
azonban a Monteregian Vulkáni Régió k zeteinek újravizsgálata során megállapította,
hogy nem áll elegend , megalapozott bizonyíték az ocellumoknak nem-elegyedéssel
való értelmezése mellett, ellenben valószín bbnek tekinthet az illó-dús olvadéknak a
kristályosodás el rehaladott fázisában történ szegregációja.
Cooper (1979) szintén arra a következtetésre jutott, hogy valószín bb az
ocellumoknak és ocellum-anyagú ereknek a kristályosodás kés i fázisában lezajló
szegregációval való keletkezése, mivel valószín tlen, hogy nem-elegyedés során
ugyanolyan összetétel legyen a lamprofír alapanyaga, mint az ocellumé, amely
jelenséget több helyen is megfigyelte. Teljesen magyarázható ellenben az ocellumok
93
keletkezése a gyorsan felemelked magmában, a környezet nyomáscsökkenése miatt
bekövetkez vezikulációval, amely a könnyenillókat buborékokba szegregálja, majd
ezen fázis megszilárdul ocellumokban. A végs , megszilárdulási fázisban azonban
szerepet játszhat a nem-elegyedés is, amely a karbonát magot elválasztja a szilikátos
köpenyt l.
Foley (1984) ocellumokon végzett vizsgálatai szintén a kés i szegregáció
elméletét támasztották alá a leggyakrabban el forduló ocellumok képz désére,
amelynek lényege, hogy az ocellumok az olvadéknak buborékokba történ
szegregációjával keletkezhetnek a magma megszilárdulásának kés i fázisában, mikor az
alapanyag nagy része már kikristályosodott. Ezen ocellumok bels magjában az
eredetileg gázfázisú könnyenillók szilárdulnak meg, amíg a küls zóna a maradék
olvadékot reprezentálja. A magok anyagának egykori gáz fázisként való értelmezését a
jellegzetes am baszer alakjuk is alátámasztja (Smith, 1967; Foley, 1984). Foley (1984)
vizsgálatai azonban azt is kimutatták, hogy az ocellumok egy másik, igen ritkán
el forduló típusa képz dhet azonos k zetekben nem-elegyedéssel is. Ezen ocellumok
jellemz je a mafikus ásványoknak a magban való tömörülése, az alapanyagukban
nefelin, analcim, káliföldpát el fordulása.
Sabatier (1999) Massif Centralból származó bazalt el fordulásban szintén két
eltér típusú szegregációt figyelt meg: a) pegmatoid típusú, nagy szemcseméret ,
gabbró-jelleg és b) amfibol-gazdag, ocellum-szer csomókat. Megállapítása szerint a
nagyon sok azonos tulajdonság és a kétféle típus közös, egy k zeten belüli el fordulása
alapján azonos vagy kapcsolódó genetikával alakulhattak ki: a szegregátumok a
bazalttal azonos olvadékból származnak, de annak nem egyszer reziduumai, amit
bizonyít a pegmatoid csomók széleinek benyomulása a bazalt anyagába. Ez ugyanis
csak két egyid ben létez olvadék esetében megjelen petrográfiai jellegzetesség.
Sabatier (1999) tehát az olvadék keletkezésének folyamatát egy ún. pegmatitos
szételegyedéssel magyarázza, amely alapvet en eltér az egyszer szilikát nem-
elegyedést l: akkor következhet be, amikor egy magas illótartalmú magma illódús (wet)
és illómentes (dry) frakcióra osztódik a kristályosodás során. Alapvet en meghatározó
a kifejl d szegregáció szempontjából a ható fluidum jellege: ha a fluidum CO2-gazdag,
akkor kamptonitos jelleg szegregáció valósul meg, ami a végs fázisban K-gazdag
olvadékba differenciálódik. Ha a ható fluidum viszont H2O-gazdag, pegmatitos
szegregáció zajlik le, ami azután agpaitos differenciációt követve fejl dik tovább.
94
Az ocellumok petrológiai jelent sége a villányi bazaltokban
Az villányi bazaltokban az ocellumok el fordulása, több más petrológiai bélyeggel
együtt, bizonyítja a magma magas illótartalmát, amely a megszilárdulás valamely
fázisában elszeparálódott az illószegény olvadéktól. A klasszikus ocellumokhoz
(Cooper, 1979; Foley, 1984; Bédard, 1994; Sabatier, 1999) igen hasonlóak a villányiak,
amennyiben a befogadó alapanyagtól minden esetben élesen elhatárolódnak, amelyet
sok esetben az ocellum-bazalt határon tangenciálisan elhelyezked , koronát alkotó
klinopiroxén kristályok is hangsúlyoznak. A koronakristályok tangenciális
elrendez dése az ocellumok körül a gáz buborékoknak a félig megszilárdult magmában
való expanziójával magyarázható (Phillips, 1973). A buborék expanziója
mindenképpen a bazalt alapanyagának részleges kikristályosodása után történhetett,
különben a gázfázis nem tudta volna átalakítani a már kikristályosodott klinopiroxének
alkotta szerkezetet (Foley, 1984). A koronapiroxének kialakulása Cooper (1979) szerint
azzal magyarázható, hogy az illók nukleációja exoterm folyamatként energiát von el a
környez alapanyagból, ezáltal lecsökkenti annak h mérsékletét és igen gyors
nukleációt idéz el . A villányi bazaltok ocellumainak piroxén koronái jellegzetesen
nem teljesek, hanem általában félkört alkotnak vagy annál még kisebb területen
helyezkednek el, ami azzal a megfigyeléssel párhuzamosan, hogy ezen félkörök az
ocellumok alsó felére korlátozódnak, bizonyítja, hogy koncentrálódásukat a gravitáció
szabályozta. A kisebb ocellumok kerekded, gömbszer alakúak, a nagyobbak
szabálytalan alakúak is lehetnek. Ezen ritkán el forduló, szabálytalan alakú, nagy
méret ocellumok képz dése több gázbuborék összeolvadásával magyarázható (Foley,
1984), amire azonban a villányi mintákban nem található egyértelm petrográfiai
bizonyíték, vagyis olyan eset, amelyben két ocellum az összeolvadás során, de annak
kiteljesedése el tt „befagyott” volna a k zetbe. A villányi bazaltokban gyakran
el fordulnak az ocellumokhoz hasonló kitöltés , szabálytalan lefutású erek, amelyek
képz dése a megszilárdulás kés i fázisában, a szegregálódott olvadéknak az
alapanyagba történ benyomulásához köthet (Foley, 1984) és jelenlétük egyben cáfolja
az ocellumok mandulákként vagy másodlagos ásványokkal való üregkitöltésekként való
értelmezését.
Az ocellumokon belüli alapanyag általában nagyobb szemcseméret , mint a
befogadó bazalt alapanyaga. Az ocellumokon belül és a k zet alapanyagában a
karbonátásványok túlsúlyban vannak az OH-tartalmú ásványokhoz képest, ami utal arra,
95
hogy a szegregálódott illódús olvadékban a CO2 dominálhatott a H2O-val szemben. A
villányi ocellumok vagy csak karbonátásványokból állnak, vagy összetettek;
utóbbiakban az am baszer karbonát magot vagy magokat idiomorf biotit és/vagy
amfibol ill. rhönit mikrofenokristályokból és alapanyagból álló zóna övezi (3.8; 3.9
ábra). Az ocellum alapanyagát különböz mértékben átalakult plagioklász és k zetüveg
alkotja; analcim, nefelin vagy kvarc nem található az ocellumokban. Klinopiroxének
ritkán fordulnak el az ocellumokban, ha megjelennek amfibolos szegély övezi ket, az
összetételük pedig a bazalt porfírjainak összetételével megegyezik, ami összhangban áll
a kristályosodás végs fázisában megszilárduló olvadék feltételezésével. Igen ritkán
megfigyelhet k az ocellum-bazalt határát átüt klinopiroxének is, amelyeket az
ocellumba nyomulva szintén amfibolköpeny övez. Egyes amfibol mikrofenokristályok
magjában apró cirkon szemcsék találhatók, amelyekhez hasonlót Cooper (1979) és
Bédard (1994) említ ocellumokból, és a Zr-nak a nem-elegyedés során a felzikus
olvadékban való frakcionációjával magyarázza a jelenséget.
Néhány karbonát magú ocellumot Fe-oxid udvar övez (3.8/ ). Ilyen ocellumok a
magma által kis mélységben bekebelezett karbonátok átalakult változatainak
tekinthet k, amelyben a Fe-oxid udvar keletkezése azzal magyarázható (Lucido et al.,
1980), hogy a felfelé áramló magma által bekebelezett karbonátok elkezdenek
megolvadni, ezáltal a magma-karbonát határon sajátos mikrokörnyezet alakul ki. Ebben
a mikrokörnyezetben a CO2 a domináns gázfázis, ami megemeli az oxigénfugacitást a
bazaltos magmákra jellemz 10-8-ról 10-4 értékekre, a növekv fO2 pedig Fe-oxidok
kiválását eredményezi. A vaselvonás az olvadékból a fennmaradó Fe ionoknak a
magma-karbonát határra való migrációját indukálja. Ha a karbonát szétesése elég
hosszú ideig tart, a karbonátot teljesen körülölel udvar is kialakulhat. Ha viszont a
CO2 nyomás elég nagy a magmában (pl. korábbi karbonát asszimilációja miatt), a
karbonát-szétesés (disszociáció) nem valósul meg, ezért a Fe-oxid udvar képz déséhez
szükséges mikrokörnyezet sem alakul ki.
Számos karbonát-analcim és karbonát-zeolit csomót és mandulakövet írtak le a
mecseki alsó-kréta vulkáni sorozatból (Demény & Harangi, 1996), de ezek a csomók
alapvet jellegzetességekben eltérnek a villányiaktól: a magot övez , a bazalt
alapanyagához hasonló összetétel , szilikátos köpennyel rendelkez csomókat nem írtak
le a fenti szerz k. A mecseki ocellumok petrográfiailag hasonlóságot mutatnak az
olvadék nem-elegyedéssel keletkezett szerkezetekhez, amennyiben gömbölyded
alakúak, a befoglaló bazalttal éles határ mentén érintkeznek, a plagioklász lécek
96
átnyúlnak a bazalt-ocellum határon és a szálas szövet , unduláló kioltású kalcit alkotja
ket (Demény et al., 1997). Makro-, mikroszkópos és C ill. O izotópos összetételük
alapján ezek az ocellumok magmás eredet karbonát alacsony h mérséklet magmás
fluidumokból való kiválásával keletkeztek, majd retrográd izotópcserén mentek át a
záródási h mérsékletig, amely kb. 200°C lehetett (Demény et al., 1997), míg a
mandulakövek keletkezése, eltér szöveti és izotóp-összetételük alapján, üledékes
anyagnak a bazaltos k zetbe való beépülésével magyarázható (Demény & Harangi,
1996).
A villányi bazaltokban találhatóakhoz petrográfiailag teljesen hasonló, felzikus,
gömbszer szerkezetek ismertek viszont Magyarországon, az Alcsútdoboz-2-es fúrás
lamprofírjaiból, amely ocellumok képz dése illó-dús, kés magmás fluidumoknak, a
nagyrészt kikristályosodott magma kéregbe nyomulásakor bekövetkezett nem-
elegyedésével magyarázható (Szabó et al., 1993). Mikrotermometriai vizsgálatok azt
mutatják, hogy az ocellumok minimális képz dési h mérséklete 480°C-ra, a nyomása
7.3 kbar-ra becsülhet , amely adatok és a petrográfiai megfigyelések alapján az
ocellumok képz désének lehetséges magyarázatai közül lényegében kizárható a
hidrotermás eredet (Azbej, 2002; Azbej et al., 2003).
Ocellumok stabilizotópos vizsgálata
Bázikus magmás k zetekben található, különböz kifejl dés karbonátok genetikájának
vizsgálata hasznos információkat nyújthat a magma eredeti illó-tartalmáról éppúgy,
mint az üledékes eredet k zetanyag kontaminációjáról vagy alacsony h mérséklet
átalakulási folyamatairól. Karbonátok genezisének meghatározására az egyik
legmegbízhatóbb és elterjedtebb módszer a stabilizotópos vizsgálat. Bár a szilikátokhoz
képest a karbonátok jóval érzékenyebbek az utólagos izotópcserére, jól kristályosodott
karbonátok érintetlenek maradnak alacsony h mérséklet átalakulásoktól (O’Neil,
1987) és izotóparányaik a keletkezési körülményeikre utalnak. Ám még ha teljes
biztonsággal nem is vonhatunk le következtetéseket a villányi bazaltos telérek
karbonátjainak közel sem teljes és szisztematikus vizsgálata alapján, számos hasznos, az
ocellumok genetikájára, a magma illóinak összetételére, az üledékes k zetanyag
beolvasztására vonatkozó információhoz juthatunk a segítségükkel.
Lamprofírokból és alkáli bazaltokból származó karbonátok stabilizotóp
vizsgálata nem túl széleskör a szakirodalomban (Lucido et al., 1980; Bogoch &
97
Magaritz, 1983; Bernard-Griffiths et al., 1991; Destrigneville et al, 1991; Rock, 1991).
A világban nem túl gyakran végzett vizsgálatokkal szemben a magyarországi alkáli
bazaltok és lamprofírok karbonátjairól számos stabilizotópos mérés készült az elmúlt
években (Demény, 1992; Demény et al., 1994; Demény & Harangi, 1996; Demény et
al., 1997; Demény, 1999, Azbej, 2002), amely vizsgálatok a bazaltos k zetekben és
lamprofírokban petrográfiailag igen sokféle formában el forduló karbonátokat
elemezték. Ezen vizsgálatok többnyire a globuláris kifejl dés karbonát-, vagy
karbonátot is tartalmazó csomókat érintették. Bázikus vulkanitok alapanyagában
található karbonátok izotóparányai nagy valószín séggel másodlagos folyamatok által
felülírtak, ezért kevés vizsgálat érintette ket (Demény & Harangi, 1996).
A különböz kifejl dés karbonátok vizsgálata alapján megállapítást nyert, hogy
alkáli bazaltokban és lamprofírokban a karbonátok több lehetséges módon
képz dhetnek (Demény, 1999):
- els dleges, magmás karbonát kikristályosodásával,
- üledékes k zetanyagnak a szilikátos olvadék által történ asszimilációjával és
átkristályosodásával,
- alacsony h mérséklet üregkitöltésként,
- magmás ásványok helyettesítésével, másodlagos karbonát kicsapódásával.
Mindezen különböz genetikájú karbonátok elméletileg el fordulhattak a villányi
bazaltok ocellumaiban és karbonátereiben, ezért a beremendi és babarcsz l si
telérekben el forduló karbonátok különböz generációinak elkülönítésére és a
petrográfiailag els dlegesnek látszó ocellumok és karbonáterek genezisének
meghatározására stabilizotópos vizsgálatok készültek. A mérések eredményei a
Mellékletek 6. táblázatában találhatók.
A telérek karbonátjai meghatározott tartomány 13C adatai a primér
karbonátokra jellemz értékekkel csaknem megegyeznek, jelent s eltolódást mutatnak
viszont a 18O értékekben, amelyek jóval pozitívabbak a primér karbonátitokra
jellemz eknél (6.8 ábra). Feltételezhet tehát, hogy a telér - befogadó karbonátos k zet
rendszerben a magma megszilárdulása után nem zajlott másodlagos C izotópcsere, így a 13C adatok az ocellumok és egyes karbonát erek els dleges, magmás eredetét
támasztják alá. Valószín azonban a vizsgált karbonátok utólagos izotópcseréje kés bbi
fluidumokkal, aminek eredményeként a magma eredeti fluidumáról a 18O adatok nem
hordoznak értelmezhet információt. Átalakulás hatására bekövetkez , állandó 13C
98
érték melletti, változó mérték 18O növekedést írt le Zaitsev et al. (2002) is kalcit-
dolomit pszeudomorfózák vizsgálatakor, és megállapította, hogy H2O-gazdag
karbonátitos fluidumokkal vagy alacsony h mérséklet , meteorikus talajvízzel történ
reakció okozta átalakulás hatására a pszeudomorfóza ásványokba átörökl dhet az
eredeti magmás 13C, a 18O növekedése mellett. A villányi karbonátokról azonban
jelenleg nem állnak rendelkezésre olyan radiogén izotópos vagy nyomelem vizsgálatok,
amelyekkel a fenti lehet ségek között dönteni lehetne. A villányi karbonátok adataiból
kit nik az is, hogy a beremendi és babarcsz l si bazaltban el forduló ocellumok és a
babarcsz l si bazaltot átszel , petrográfiailag a magma bels fluidumának feltételezett
karbonát erek jelent sen nem határolódnak el egymástól, közel azonos mez t fednek le,
tehát a babarcsz l si erek egy része biztosan els dleges, magmás eredet .
A további értelmezés céljából, a villányi bazaltok ocellumainak a magyarországi
kréta lamprofírokban található ocellumaival való összehasonlítását (6.8 ábra) a két
lel hely k zetanyagának kémiai és petrográfiai, valamint korbeli és ocellumainak
nagyfokú petrográfiai hasonlósága sugallta, a mecseki alkáli bazalt sorozat karbonát-
képz dményeivel való összehasonlítást pedig a térbeli közelség indokolta.
primérkarbonátitok
lamprofírok
lávafolyás
trach
itok
tefritekbazalttelérek
6.8 ábra A villányi bazaltokban el forduló különböz megjelenés karbonátok stabilizotóp összetétele.
Összehasonlításaként a primér karbonátitok jellemz adatai Taylor et al. (1967) alapján, mecseki
alkáli bazalt összlet karbonátképz dményei (bazalttelérek, trachitok, tefritek, lávafolyások) és az
észak-dunántúli (Budaliget, Pákozd és Alcsútdoboz-2 fúrás) lamprofírok ocellumainak adatai
Demény (1999) alapján
99
Az ábrán megfigyelhet , hogy a villányi minták nagy része az észak-dunántúli
lamprofírokkal (Demény, 1999) közel azonos mez ben helyezkedik el, ám egyes
villányi minták pozitívabb 18O vagy negatívabb 13C értékeikkel a lamprofírok által
lehatárolt mez n kívül esnek. A villányi minták a mecseki alsó-kréta magmatitokban
található karbonátok közül a tefritekben található csomókhoz hasonlítanak a leginkább,
a bazalttelérekt l eltérnek magasabb 18O és 13C értékeikkel, a lávafolyásoktól pedig
magasabb 13C ám alacsonyabb 18O adataikkal. Megállapítható tehát, hogy a villányi
bazaltok ocellumaiban található karbonátok primér karbonátitokhoz hasonló 13C
értékei (többnyire – 3.5‰ és –5.5‰ között) a karbonátok magmás eredetét sugallják,
ám a primér –7‰ –t l pozitívabbak. Az észak dunántúli lamprofírokban a hasonló (–
4.5‰ körüli) 13C értékek Demény (1999) szerint normál magmás eredet nek
tekinthet k, bár primérnek nem: a karbonatit mez t l való eltérést vagy a kéreg
üledékes k zeteinek kontaminációja, vagy a szubdukált kéreganyag köpenyben való
jelenléte magyarázhatja. Mivel mind az észak-dunántúli (Szabó et al., 1993), mind a
villányi telérek esetében a nyomelemek a magmák köpenyforrásában szubdukált
anyagot valószín sítenek, az utóbbi hipotézis elfogadhatóbbnak t nik, bár a
kéregkontamináció sem kizárható. A villányi és észak-dunántúli telérek szubdukciós
anyagot tartalmazó köpenyforrása feltételezésének a mecseki karbonátok adatai sem
mondanak ellent, mivel a trachit minta kivételével valamennyi karbonát a telérekénél
negatívabb 13C értékkel rendelkezik, ami (sem a köpenyforrásban, sem a felemelkedés
során) nem kontaminált magmát jelez. Ezzel összhangban állnak a mecseki nyomelem-
adatok is (Harangi, 1993; 1994; Harangi et al., 2003), amelyek nem utalnak
szubdukciós anyag jelenlétére a köpenyforrásban. Demény (1992; 1999) vizsgálatai
alapján a karbonátos k zetekbe hatolt észak-dunántúli lamprofírok ocellumai a
mészk b l származó fragmentumok átkristályosodásával és magmás fluidumokkal való
kölcsönhatás során jöttek létre; az ocellumok kalcit-dolomit egyensúly alapján számított
képz dési h mérséklete min. 500°C, ami kizárja az alacsony h mérséklet üregkitöltést
vagy ásványhelyettesítést. Ezzel összhangban állnak Lucido et al. (1980) stabilizotópos
vizsgálatai is, amelyek alapján a szerz k arra a következtetésre jutottak, hogy a szilikát
köpennyel rendelkez ocellumok karbonátja szövetileg mindenképpen els dleges, de a
stabilizotóp vizsgálatok nem támasztják alá a nagy mélységb l való eredetet, inkább a
magma által bekebelezett karbonátos üledékek átkristályosodását, a szilikát fázissal való
együttes, de szeparált jelenlétét. Bernard-Griffiths et al. (1991) vizsgálatai alapján az
ocellumokban a szilikátok és karbonátok közötti izotópmegoszlás alapvet en
100
megegyezik, tehát nem valószín izotópfrakcionáció az ocellum szilikátos és
karbonátos alkotóinak megszilárdulása során. Mindez arra enged következtetni, a
szilikátfázisokról rendelkezésre álló mérések hiányában, hogy a karbonátokra
meghatározott eredet nagy vonalakban extrapolálható az ocellumok szilikátfázisaira is.
Az ocellumok petrogenezisének összefoglalása
A lamprofírokban és bazaltokban lehetséges ocellumképz dési módok közül a villányi
bazaltok esetén kizárhatjuk az alacsony h mérséklet üregkitöltésként való kiválást és a
magmás ásványok helyettesítésével, másodlagos karbonát kicsapódásával történ
képz dést. Petrográfiailag ellentmond a másodlagos eredetnek az ocellumokban
megjelen , a karbonátos magot övez szilikátos köpeny jelenléte; az ocellum -
befogadó bazalt határt átszel klinopiroxének megjelenése; az ocellumok nagy részét
kívülr l körülölel , tangenciálisan elrendez dött klinopiroxén kristályok megjelenése.
Az ocellumon belül található klinopiroxének és az alapanyagot alkotó piroxének közötti
kémiai hasonlóság szintén az ocellumok és a bazalt alapanyagának hasonló evolúcióját
támasztja alá, és cáfolja a nem-elegyedés feltételezését, míg az ocellumok és a bazaltot
átszel karbonáterek szénizotóp-összetétele bizonyítja a karbonátok magmás eredetét,
teljesen megegyez izotópadataik igazolják, hogy az ocellumok és a karbonáterek
azonos fluidum megszilárdulása során alakultak ki. A fent említett jellemz k egyben
alátámasztják az ocellumok magmás olvadékból, kés i szegregációval történ eredetét,
bár nem adnak egyértelm választ, hogy primér magmás karbonát és a szilikátolvadék
vagy asszimilált üledékes k zetanyag és a bazaltos olvadék közti elkülönülése történt-e.
A témában megjelent, a villányi bazaltok ocellumaihoz petrográfiailag hasonló
karbonátos csomókon végzett vizsgálatok (Lucido et al., 1980; Bogoch & Magaritz,
1983; Demény & Harangi, 1996; Demény, 1992; 1999) az utóbbi magyarázatot, tehát a
kéregben beolvasztott karbonátot tartalmazó k zetanyagnak az átkristályosítását majd
az illódús olvadékszegmensnek a bazaltos szegmenst l való szételegyedésének
lehet ségét tartják valószín bbnek. Ez a feltételezés a vizsgált karbonátok petrográfiai,
kémiai, izotópos jellemz ivel összhangban áll; bár mind a meger sítéséhez, mind a
megcáfolásához további vizsgálatok szükségesek. Az ocellumokon belül
kikristályosodó ásványoknak a befogadó bazalt alapanyagában el forduló ásványokhoz
való mind zonációban, mind összetételben megfigyelhet hasonlósága az ocellumok
szilikátfázisának és az alapanyagnak hasonlóképpen lezajló kristályosodásai folyamatait
101
jelzi, ami a nem-elegyedéssel szemben a megszilárdulás kés i fázisában lezajló
szegregáció hipotézisét támasztja alá.
A rhönit és amfibol petrológiai jelent sége az ocellumokban
A rhönit egy viszonylag ritkán el forduló, az aenigmatitcsoportba tartozó
aluminoszilikát. Általános képlete a következ képpen írható le: A2B6T6O20, ahol A =
Ca, B = Mg, Fe2+, Fe3+, Ti, T = Si, Al. Pontos képz dési körülményei manapság is
vitatottak; az utóbbi években több különböz vizsgálat foglalkozott a rhönit
kristályosodási körülményeinek meghatározásával, aminek eredményeképp számos
publikáció született a témában. Ezen kutatások a rhönitet különböz geológiai
környezetekben és különböz p-T tartományokban vizsgálták, a fels köpeny eredet
ultramafikus xenolitok zárványaiban megjelent kristályoktól (Kóthay & Szabó, 1999;
Kóthay et al., 2001; 2003; Sharygin et al., 2003), a telítetlen mafikus vulkanitok
alapanyagában kikristályosodott szemcsékig (Kylie & Price, 1975; Magonthier &
Velde, 1976; Johnston & Stout, 1985; Downes et al., 1995; Fodor & Hanan, 2000).
Ocellumból azonban mindezidáig egy leírás ismert (Sabatier, 1999).
A rhönit megjelenése ocellumokban világszerte ritka jelenség, de igen értékes
információkat hordoz az ocellumok kristályosodási körülményeinek vizsgálatakor.
Rhönitet a szakirodalom több különböz magmás környezetb l is említ, de els sorban
telítetlen alkáli magmás k zetek (melilit, nefelin bazalt, bazanit, alkáli szienit)
akcesszórikus ásványaként írták le (pl. Kylie & Price, 1975; Magonthier & Velde, 1976;
Johnston & Stout, 1985; Downes et al., 1995; Fodor & Hanan, 2000). Általában az
alapanyagban fordul el , opak vagy félig opak, sötétbarna, sajátalakú kristályokként,
plagioklász, piroxén és opak ásványok társaságában. Ocellumokból egy leírása ismert,
ahol alkáli földpátban és biotitban gazdag, ún. kamptonitos paragenezisben található, és
ezen K-gazdag utoljára kiváló fluidumokat a jelenléte megkülönbözteti az ún.
pegmatitos, plagioklász-, klinopiroxén-, amfibolgazdag, kis szemcseméret , ám a
kamptonitosat megel z fluidumoktól (Sabatier, 1999). Rhönitet azonban egyéb,
jelent s mértékben eltér pT körülmények között is találtak: meteoritok melilit-fassait
paragenezisében, fassait szemcsékbe zárt kerek kristályait határozták meg, amelyeket az
olvadék metastabil fázisaként magyaráztak (pl. Nazarov et al., 2000). Az utóbbi
években több helyr l leírtak apró rhönit kristályokat különböz fenokristályok szilikát
olvadék zárványaiból (Kóthay & Szabó, 1999; Kóthay et al., 2001; 2003; Török,
102
személyes közlés). A Balaton-felvidéki alkáli bazaltok olivin fenokristályaiban talált
rhönit augittal, Al-spinellel, CO2 és szulfid cseppekkel fordul el paragenezisben
(Kóthay et al., 2003). A rhönit másodlagos képz dése, szintén gyakran leírt jelenség,
Ti-tartalmú amfibolok szétesésével magyarázható (Kunzmann, 1999).
Az utóbbi évtizedekben számos kísérleti k zettani munka foglalkozott a rhönit
pontos képz dési körülményeinek meghatározásával (pl. Boivin, 1980; Huckenholz et
al., 1988; Kunzmann, 1989, 1999). Boivin (1980) kísérleti munkáinak a célja nem
annyira a rhönitképz dés pT tartományának, mint a kristályosodására ható kémiai
szabályozóknak a meghatározása volt. Kísérletei alapján megállapította, hogy a rhönit
képz dése oxigén fugacitástól független, de er teljesen befolyásolja a magma kémiai
összetétele, különösen a Ca és Ti aktivitása az olvadékban: több mint 2.5 % (wt) TiO2
szükséges a rhönit kristályosodásához. A Ca- tartalomtól függ en pedig a rhönit
plagioklásszal együtt fordul el az alapanyagban, vagy önállóan kristályosodik: 11
mol% -ot meghaladó Ca-tartalom esetén plagioklász + rhönit kristályosodik, az alatt
viszont csak rhönit. A fizikai paramétereket illet en Boivin (1980) alacsony nyomási (1
bar alatt) és magas h mérsékleti (kb. 1100-1170°C) tartományt határozott meg a rhönit
képz désének.
További kísérleti munkákkal Huckenholz és társai (1988) meghatározták a rhönit
és az amfibolok lehetséges együttes el fordulásának stabilitási mezejét egy igen sz k
pT ablakban: 0.2 kbar, 1000°C és 0.5 kbar, 1050°C között, így rhönit és amfibol
együttes el fordulása a magmakamrából felemelked bazaltban, a korábban
kikristályosodott amfiboloknak a jelent s nyomáscsökkenés miatti rhönit +
plagioklásszá való szétesésével magyarázható. Ez a hipotézis magyarázza az igen sz k
pT tartomány meghatározását és a viszonylag magas h mérséklethez nagyon alacsony
nyomás érték kapcsolódását is.
A rhönit képz dési körülményeit meghatározó fizikai paramétereket illet en
igen széleskör vizsgálatokat végzett Kunzmann (1989; 1999). Munkájában a rhönit
képz dési körülményeit egy sz k magmás sávban határozta meg, 600 bar nyomás alatt
és 840-1200°C h mérsékleti tartományban, vizes folyadékfázis jelenlétében, az oxigén
fugacitás változásától függetlenül. Meteoritokból leírt rhönitek petrográfiai vizsgálatai
(Nazarov et al., 2000) és számos, az utóbbi években elvégzett szilikát olvadék zárvány
vizsgálat (Kóthay & Szabó, 1999; Kóthay et al., 2001; 2003; Sharygin et al., 2003)
bizonyította azonban, hogy a rhönit a korábbiakban meghatározottaknál jóval magasabb
h mérsékleti és nyomási körülmények között is stabil fázis.
103
A Villányi-hegység bazaltjaiban talált rhönit képz dési körülményeinek becsléséhez a
telér magmás fejl déstörténete is jó támpontot ad, mivel az ket befogadó ocellumok
minden petrográfiai bélyeg szerint a magma gyors felemelkedésének végs fázisában,
hirtelen nyomás-csökkenéssel és kismérték h mérséklet-csökkenéssel jellemezhet
fizikai körülmények között alakultak ki. Összehasonlítva a kísérleti k zettani
eredményeket és a szakirodalomban leírt petrográfiai megfigyeléseket a villányi
bazaltok magmás fejl déstörténetére meghatározott termobarometriai adatokkal és a
bazaltok ocellumaira feltételezett fejl dési történettel, megállapíthatjuk, hogy a villányi
bazaltok ocellumaiban el forduló rhönit kristályok a bazalt kristályosodásának végs
fázisában keletkeztek, képz désük a magma felemelkedési fázisában zajlott, ami
1000°C és 8 kbar alatt (a klinopiroxén fenokristályok kristályosodási pT-je)
kezd dhetett. Figyelembe véve azt a tényez t is, hogy a magma felemelkedése gyors
lehetett, amit számos petrográfiai bélyeg és számítás bizonyít, az ocellumképz dés a
felszínközelben, de csak kis mértékben csökkent h mérséklet mellett történhetett meg.
Az ocellumokban található amfibol alapján az ocellum szilikát köpenyének
megszilárdulása magas h mérsékleten történt; Otten (1984) módszere szerint a rhönittel
koegzisztens amfibol keletkezési h mérséklete 980°C feletti. A magas h mérsékleten
való képz dést alátámasztják a magas Ti- (Raase, 1974; Ernst & Liu, 1998), AlIV-
(Bard, 1970; Blundy & Holland, 1990) és (Na+K)A – tartalom is. A nagy AlVI és
különösen a NaM4 értékek ellenben kizárják a széls ségesen alacsony nyomást
(Hammarstrom & Zen, 1986; Ernst & Liu, 1998). A villányi bazaltok ocellumaiban
található rhönitek képz désére feltételezett P-T tartomány tehát a h mérsékleti értéket
tekintve jó összhangban áll a kísérletileg meghatározottal, ám a képz dés nyomására
magasabb érték t nik valószín nek.
104
A magmás fejl déstörténet rövid összefoglalása
A villányi-hegységi bazaltok magmás evolúciója a következ képp írható le (6.9 ábra).
T (°C)
P (kbar)
12001000800
15
10
0
5 ocellum képz dés
bazalt kristályosodás kezdete
köpeny xenolitok eredetih mérséklete
bazalt olvadék keletkezése
köpeny xenolitokegyensúlyba kerülése
6.9 ábra A villányi-hegységi bazaltok magmás evolúciójának sémája
A bazaltot szolgáltató olvadék a fels -köpeny EM-típusú (azon belül is inkább EM II
jelleg ) gránát lherzolit forrásk zetéb l, igen kisfokú parciális olvadással képz dött. A
magma felfelé áramlása során, ultramafikus xenolitok formájában megmintázta a
sekélyebb régiókat alkotó, heterogén, részben metaszomatizált spinell lherzolit fels -
köpenyt, amely maga is komplex fejl déstörténettel rendelkezik: a legid sebb
fragmentumait részben átkristályosodott ensztatit porfírok képviselik, amelyek
átkristályosodás el tti h mérséklete 1190-1250 °C-ra becsülhet . A xenolitokat a
kés bbiekben ért dinamikus deformáció, majd átkristályosodás nyomán alakult ki a
porfírokat körülölel , ekvigranuláris spinell lherzolit, amelynek egyensúlyba kerülési
h mérséklete 800 és 900 °C körül lehetett. A xenolitok történetének következ
szakasza összefonódik a magma evolúciójával: a magmába került zárványok egy része
túlélte a felszínig vezet utat és a köpenyrégió hírmondójává vált, más részük ellenben
szétesett a magma beolvasztó hatására és xenokristályként átörökl dött a bazaltba. A
kés bbiekben ezen nukleuszok körül indult meg a korai olivin és klinopiroxén
kristályosodás, kb. 1100-1000°C, 10-15 kbar-on. A kristályosodás el rehaladtával a
nyomás és h mérséklet csökkenése a piroxénekben zónásságot okozott, majd
105
megkezd dött az alapanyag kikristályosodása is, amelynek végs fázisában az illódús
fázisok elszeparálódtak egy rétegszer , mobilis részben. Ez az illódús anyag
kristályosodott ki végül az ocellumokban, amelyekben a szilikát fázisok
termobarometriája segít meghatározni a képz dés fizikai körülményeit. A rhönit
kísérletileg meghatározott képz dési környezete 840-1200°C és 800 bar alatti nyomás,
amelynek h mérséklet értékével igen jó összhangban áll az ocellumban el forduló
koegzisztens amfibol - rhöniten alapuló h mérsékletbecslés (min. 980°C körüli
h mérséklet). Jelen munka tehát a rhönit megjelenése és az amfibol termometriája
alapján a villányi ocellumok képz désének kezdeti h mérsékletét, vagyis a szilikát
fázisok kristályosodását jóval magasabbra becsüli, mint amilyen h mérsékletre a
korábbi vizsgálatok (Demény, 1999 – min. 500°C; Azbej, 2002 – min. 420°C, 7.3 kbar)
az ocellumokban az utolsó kiváló fázis, a karbonátok képz dését becsülték, ami az
ocellumok anyagának igen gyors leh lését sugallja. A kísérletileg meghatározott rhönit
képz dési nyomással viszont nem állnak összhangban a villányi ocellumokon végzett
vizsgálatok eredményei, az amfibolok barometriája kizárja ez alacsony nyomáson való
képz dést. Ezzel összhangban állnak viszont az utóbbi években szilikát-olvadék
zárványok rhönitjein végzett mérések (Kóthay & Szabó, 1999; Kóthay et al., 2001,
2003; Sharygin et al., 2003), amelyek alapján a rhönit a korábban meghatározottnál
jóval szélesebb nyomási viszonyok között is képz dhet. Azbej (2002) vizsgálatai,
alcsútdobozi lamprofírok ocellumain szintén minimálisan 7.3 kbar nyomást határoztak
meg az ocellumok képz désére.
A babarcsz l si telér zónásságának vizsgálata
A babarcsz l si teleptelérben a k zetanyag igen jól megmintázható volt, ami a telér
teljes keresztmetszetében 5 cm-enkénti mintavételre nyújtott lehet séget. Ez a
kés bbiekben lehet vé tette a teljes szelvényben el forduló ásványtani és kémiai
összetételbeli változások és a hozzájuk kapcsolódó folyamatok vizsgálatát. A kémiai
összetétel változására ható folyamatokat a szelvény mentén, diagramokon próbáltam
nyomon követni, amelynek eredményeként számos, nyomaiban egymásra is illeszked ,
ezért id nként nehezen nyomon követhet folyamat volt kimutatható. Ezen
folyamatokat aztán összevetettem az optikai mikroszkópos megfigyeléseken alapuló
következtetésekkel, ami lehet vé tette a zónássági mintázat leírását két lépésben.
106
I) A mikroszkópos megfigyelések, a f elemek és a nyomelemek egyértelm
tendenciáinak felhasználásával a telér egészére jellemz en a következ szisztematikus
változások figyelhet k meg (4.10 ábra):
- a terepen a legszembet n bb zónásság a telér széleinek (alsó és fels 20 cm)
igen er s mállásában, átalakulásában nyilvánult meg, amelyet mind kémiai, mind
ásványtani jellemz k meger sítettek. A minták magas agyagásvány-tartalma
megnyilvánul a k zet er s mállékonyságában, ami lehetetlenné tette vékonycsiszolatok
készítését is, a mállás következtében a f elem kémia alapján részben szinte
felismerhetetlenné vált a k zet (FeO = 24%, SiO2 = 37%). Mindezek ellenére alkáli
bazalt jellegét meg rizte mind inkompatibilis f elemekben (TiO2 = 2.34%; P2O5 =
1.44%), mind nyomelemekben (Y/Nb = 0.68). A szélekre jellemz azonban a Sr - ban
és Ba - ban való igen er s elszegényedés (Sr = 223 ppm; Ba = 136 ppm) a telér
központi, ép részeihez viszonyítva, aminek az oka ezen elemeknek a karbonátos
befogadó k zet CO32- komplex anionjával való er s komplexképz képessége lehet.
- a telér egészére jellemz a továbbiakban a gravitációs differenciáció
megjelenése, ami megmutatkozik mind a porfírok dúsulásában a telér alsó harmadában,
mind az átmeneti fémek els sorozata elemeinek (Ni, Cr) a telér fels részei felé történ
fokozatos csökkenésében. Az FTS elemek eloszlására jellemz a kismérték
csökkenésük a telér központi részében, a folyamatosan növekv tendencián belül, amit
ásványtanilag az ocellumok mennyiségének növekedése és a klinopiroxén csökkenése
támaszt alá ebben a zónában. A többi elemhez képest rendellenes a Cr dúsulása ebben a
központi zónában, ami a Cr olyan ásványokra vonatkoztatott igen magas megoszlási
együtthatójával (Rollinson, 1993) magyarázható, amely ásványok alkáli bazaltok
magmás kristályosodásának utolsó fázisaiban jellegzetesen képz dnek és a
babarcsz l si bazalt alapanyagában kis mennyiségben, de elszórva mindenhol
el fordulnak (biotit, hornblende, ilmenit - magnetit, cirkon), az ocellumokban pedig
kifejezetten dúsulnak.
II) A fent említett, a telér egészére jellemz zónássági mintázatokon túl a zónásság
további jellemz i is megfigyelhet k, ezek azonban már nem fejl dnek ki egyértelm en
a telér egészében, mert hatásaik egymást elfedik és nem is különülnek el egymástól
élesen, hanem fokozatosan mennek át egymásba, illetve kisebb mennyiségben
tartalmazzák egymás anyagát. Ezen zónák átmeneti jellege jól kifejez dik a
107
szelvényeken is a monoton tendenciák hiányában, ezért ezen mintázat leírása csak
vázlatosan lehetséges.
Valószín síthet a telér többszöri felnyílása, mert egy, a telér egészét l eltér
kémiával jellemezhet zóna figyelhet meg 20 és 35-40 cm között. Erre a zónára
jellemz az átmeneti fémek monoton növekedése, amely a telér tetejét l 40 cm-re egy
maximumot ér el, majd hirtelen lecsökken. Ez a kb. 20 cm széles sáv önmagában is
szimmetrikus zonációt mutat a LIL, HFS elemek és ritkaföld fémek lefutásában, ami
megfeleltethet egy kisebb benyomulás kifejl désének a teléren belül.
A telér maradék részében 5 zónát különböztethetünk meg, amelyekben
kémiailag és ásványtanilag alapvet en két k zettípus különül el. Az els a
kristályosodás kés i fázisában az illódús maradékmagma elszeparálódásával majd
megszilárdulásával létrejöv k zettípus, amely két ocellumdús réteget foglal magába
(50-55 és 85-95 cm). Ebben a zónában jellemz , hogy a LIL elemek (Sr és Ba) elérik a
maximumaikat, ami azonban az alsóbb ocellum rétegben sokkal er teljesebben
kifejez dik a Ba extrém koncentrálódásában (4000-7200 ppm). A Ca részben dúsulást
mutat ezekben a rétegekben, de a Ca és Ba közti korreláció hiánya (-0.2) arra utal, hogy
a Ca dúsulását más folyamatok sokkal inkább befolyásolják, mint az illókban való
dúsulás. A Rb sem viselkedik a Ba-hoz hasonlóan, s t gyenge negatív korrelációt (-0.6)
mutat vele. A leger sebb korrelációt a Ba a Sr-mal mutatja (0.59), amíg a Rb és a Sr is
ellentétesen viselkedik (-0.69). Ezekre a zónákra jellemz ek a Co negatív anomáliái is,
bár nem mindegyik FTS elem mutat egyértelm elszegényedést ezen rétegekben: a Cr
alsóbb ocellumdús rétegben kifejezetten dúsul.
A fennmaradó térben, ami három, egymástól az ocellumdús rétegek által
elválasztott zónában fejl dik ki (40-45; 60-80; 100-110 cm), ugyanazon k zettípus, a
bazalt alaptípusának tekinthet k zetváltozat kialakulása jellemz . Erre a
k zetváltozatra jellemz az FTS elemek közül a Co és Ni dúsulása, LIL elemek közül a
Ba és Sr elszegényedésével összhangban, és a könny ritkaföldfémek nagyobb aránya
az ocellumdús rétegekhez képest.
A LREE/HREE arány ingadozása az ocellumdús és bazaltos zónák eloszlását jól
tükrözi. A bazalt alaptípusára jellemz az átlagosnál magasabb LREE/HREE arány (6.
10 ábra), míg az ocellum-gazdag rétegek alacsonyabb LREE/HREE aránnyal
jellemezhet k, amelyet a nyomelemeknek a szilikátos és karbonátos olvadékok közötti
frakcionálódásával magyarázhatunk, mivel a ritkaföldfémek karbonátos és szilikátos
108
olvadékok együttes megjelenése során egymástól kismértékben eltér en viselkednek.
Bár a LREE elemek éppúgy, mint a HREE elemek dúsulnak a karbonátos olvadékban, a
nehéz ritkaföldfémek nagyobb mérték dúsulása figyelhet meg, mivel a HREE elemek
karbonátos olvadékra vonatkoztatott megoszlási együtthatója 2-3-szorosa a LREE
elemekének, mint azt Cullers & Medaris (1977) vizsgálatai bizonyítják. Megfigyelésük
szerint ennek köszönhet számos lamprofírban a karbonátos ocellumok befogadó
k zeténél alacsonyabb La/Lu aránya. A ritkaföldfémek egyértelm és egzakt
frakcionálódása azonban nem jellemzi a babarcsz l si telért (6. 10 ábra), annak
ellenére, hogy az eloszlás igen jól tükrözi a telér magjának 5-ös osztatúságát, mert
például a 90 cm-r l származó minta magas LREE/HREE aránya kiugróan magas,
amelyt l az ocellumdús részben való el fordulása miatt alacsony La/Yb arányt várnánk.
Ez annak köszönhet , hogy a frakcionálódást tovább bonyolítja a karbonátos gázfázis
belépése a rendszerbe, a könny ritkaföldfémek ugyanis ezen gázfázisban dúsulnak
mindkét olvadékfázisban elszegényedve (Wendlandt & Harrison, 1979). Az ocellumok
karbonátos magja pedig petrográfiai és kémiai bizonyítékok alapján a szegregáció végs
termékeként megszilárduló gázokat reprezentálja (Smith, 1967; Foley, 1984), ezáltal a
LREE/HREE arány az ocellumokban gazdag rétegekben felfele tolódik el. Mivel ebben
a mintában figyelhet meg az extrém Ba – dúsulás is, a Ca magas koncentrációjával
társulva, feltételezhet , hogy túlnyomórészt a magma könnyenilló gázfázisának
karbonátokban megszilárdult anyaga alkotja ezt a bazalt szeletet.
109
6.10 ábra LREE/HREE arány változása a babarcsz l si telér függ leges szelvényében
A telércsoporton belüli térbeli változások
A felzikus xenokristály-tartalom és a xenokristályok mérete É-ról D-felé csökken, ezzel
ellentétesen n az ultramafikus xenokristályok és xenolitok száma és mérete. Hasonló
jelleg , vulkáni sorozaton belüli térbeli változást Luhr et al. (1992) egy extenzió a
koraitól az érett szakaszig történ kifejl désének a tükrében értelmezte. A szerz k
szerint az extenziós vulkáni sorozat korai fázisának termékeiben a jelent s felzikus
xenokristály-tartalom és az ultramafikus xenolitok hiánya arra utal, hogy felemelkedés
az extenzió korai szakaszában többször megszakított, lassúbb lehet, mint az érettebb
fázisban. A lassúbb felemelkedés nagyobb fokú kéregkontaminációt eredményezhet,
míg az extenzió el rehaladottabb fázisához a felmelegedett, elvékonyodott kérgen
keresztül gyorsabb, megszakításoktól mentes, kisebb fokú kéregkontaminációval járó
felemelkedés köthet , amelyre jellemz a peridotit/granulit xenolitokban való
gazdagság és a felzikus xenolitok hiánya. Mindezen megfigyelések alapján
feltételezhetünk egy hasonló összefüggést a Villányi-hegység bazalttelérei között,
110
amennyiben a beremendi, fels köpeny xenolittartalmú telér tekinthet a vulkanizmus
érettebb fázisának, míg a kéreg eredet xenokristályokban gazdag máriagy di egy
korábbi eseményt reprezentálhat. Mindez azonban jelenleg csak egy petrográfiai
hasonlaton alapuló feltételezés, alátámasztásához a jöv ben számos kémiai vizsgálatra
és pontos kormeghatározásra lenne szükség.
111
Magmás rokonság
A Villányi-hegység bazalttelérjeir l szóló els publikációk (Rakusz & Strausz, 1953;
Fülöp, 1966) a legkorábban leírt, babarcsz l si teleptelért a mecseki alsó-kréta
vulkanizmushoz, mint a térben legközelebbi, hasonló jelleg vulkáni aktivitáshoz
kötötték. A kés bbiekben leírt máriagy di telért szintén a mecseki vulkáni aktivitással
hozták kapcsolatba (Harangi & Árváné Sós, 1993). Azonban a legújabban el került
beremendi telér els leírása és vizsgálata (Molnár & Szederkényi, 1996) során felmerült
új információk, a telér mecseki magmás k zetekt l való eltérése és teljes k zeten
végzett K/Ar izotópos kormeghatározás alapján felvetette egy a mecseki alsó-krétától
eltér , annál fiatalabb magmás aktivitás lehet ségét a régióban, ami elvezetett
valamennyi villányi bazalttelér magmás rokonságának felülvizsgálatához, amelynek
eredményeit a következ kben foglalom össze.
A korábbi fejezetekb l kit nik, hogy a máriagy di, beremendi és a babarcsz l si
bazalttelér ill. a Turony-1 fúrás magmatitja mind petrográfiailag (3.2-11 ábrák), mind
geokémiailag (4.5-9 ábrák) oly mértékben mutat hasonló kifejl dést és jelleget, hogy
képz désük azonos magmás eseményhez köthet . A villányi-hegységi bazalttelérekkel
azonos korú, jelleg magmás k zet el fordulás a hegység közvetlen közelében nem
fordul el . A Villányi-hegység azonban földrajzilag azonos távolságban fekszik a
Mecsekt l és a Szlavóniai-szigethegységt l, amelyekben jelent s a kréta korú
vulkanitok mennyisége (1.1 ábra). Egyéb felszíni bázisos vulkanit nem ismert a Tiszai
mikrolemez déli részér l ám fúrásokban elszórtan el fordulnak bázikus magmás telérek
(Szilágyi, 1981; Árváné & Ravaszné, 1992), amelyek azonban kevésbé megkutatottak.
Ismertek viszont jellegükben hasonló fels -kréta lamprofír telérek a Dunántúl északi
részén (Horváth & Ódor, 1984; Szabó, 1984; Szabó, 1985; Kubovics & Szabó, 1987;
Dobosi & Horváth, 1988; Embey-Isztin et al., 1989; Kubovics et al., 1989; Szabó et al.,
1993). Felvet dik tehát a kérdés, hogy a Villányi-hegység bazalttelérei kapcsolatba
hozhatók-e valamelyik ismert el fordulással, és ha igen melyikkel; esetleg egy eltér
magmás esemény lehet ségét jelenthetik-e? A Tiszai egységen túlmutató rokonság
esetén felvet dik az a kérdés is, hogy két, különböz mikrolemezen kifejl dött azonos
korú és jelleg magmatit milyen kapcsolatban lehet egymással és ennek milyen
következményei lehetnek a régió geodinamikai értelmezésére? E kérdések
megválaszolásának céljával az alábbiakban összehasonlítottam a fent említettek közül a
112
legrészletesebben leírt, legtöbb elérhet adattal rendelkez magmatitokat, amelyek
három lel helyre tehet k:
- a Mecsek hegység alsó kréta paroxizmussal jellemezhet , alkáli bazalt-bazanit-
fonolit-tefrit vulkanizmusára (Harangi, 1993; Harangi & Árváné Sós, 1993)
- a Szlavóniai-szigethegységben leírt, ív-mögötti medencében kifejl dött, a
forrásban szubdukciós anyagot is rz , fels kréta – paleogén bimodális vulkanizmusra
(Pami , 1993; 1997; Pami et al., 2000)
- az Alcsútdoboz 2-es fúrásban harántolt lamprofírtelérre (Szabó et al., 1993).
A beremendi és máriagy di bazaltok közelségük miatt legkézenfekv bben a mecseki
kréta vulkanizmushoz köthet k lennének, ám számos különbség ellentmond ennek a
feltételezésnek. A rendelkezésre álló K/Ar koradatok, bár nagy bizonytalansággal
terheltek, nem egyeznek a mecseki vulkanizmus alsó-kréta, 100 - 135 millió évre tehet
(Harangi & Árváné Sós, 1993) paroxizmusával és a telérek relatív kora (albainál nem
id sebb) is cáfolja a kapcsolatot. A beremendi bazaltokban a fels köpeny eredet ,
spinell lherzolit xenolitok jelenléte bár nem mond ellent a mecseki, riftesedéshez köt d
vulkáni eseménnyel való rokonságnak, de a mecseki alsó-kréta vulkanitokból
mindezidáig nem kerültek el fels köpeny eredet xenolitok (Harangi, 1993). A
villányi bazalttelérek forrásanyagában megjelen , korábbi szubdukcióhoz köthet
komponens és az ezt jelz Nb-Ta negatív anomália nem jelenik meg a mecseki
sorozatok egyikében sem (6.12 ábra). Jelent sen eltér a mecseki és a villányi bazaltok
ocellumainak kifejl dése, összetétele is.
A Villányi-hegység bazaltjainak a szlavóniai fels kréta – paleogén bimodális
vulkanizmussal való kapcsolatát, mint lehet séget Molnár & Szederkényi (1996) említi
el ször. A Szlavóniai-szigethegységben található fels kréta - paleogén bazaltok K/Ar
radiometrikus kora 72-76 millió év (Pami , 1997) és 48-66 millió év (Pami , 1993)
közé tehet , ami jól egyezik a villányi bazaltok rétegtani adatokkal bizonyított korával.
A beremendi bazaltban talált spinell lherzolit xenolitok megegyeznek a szlavóniai
k zetek Pami (1997) által feltételezett amfibol-tartalmú spinell lherzolit
forrásanyagával, és maguk a bazaltok is hoztak a felszínre köpeny xenolitokat. Pami et
al. (2000) a szlavóniai bazaltok képz dését kontinentális szubdukcióhoz kapcsolódó ív-
mögötti medencéhez kapcsolja (6.11 ábra).
113
radiolaritok
APULIA EURÁZSIAszigetív
árok
köpenyék
diapírofiolit melange
tengeri üledéksorozatok
FELS -JÚRA - KORA-KRÉTA
6.11 ábra A Tethys északi részének fejl déstörténete a kés -júra - kora-kréta id szakban Pami et al.
(2000) szerint.
Figyelemre méltó a villányi bazaltok és az Alcsútdoboz-2. fúrásban harántolt
lamprofír telér közti igen szoros petrográfiai, geokémiai és korbeli hasonlóság. A
villányi telérek er sen lamprofíros jellege is meger síti a lehetséges kapcsolatot. A
villányi telérek petrográfiailag az alcsútdobozival mutatják a legnagyobb mérték
hasonlóságot; mindkét el fordulás gazdag petrográfiailag hasonló ocellumokban és
nagyszámú köpeny xenolitot szállított a felszínre. Az alcsútdobozi lamprofír kémiai
jellegben is a legközelebb áll a villányi mintákhoz (6.12 ábra). Jól látszik a sokelemes
nyomelem diagramon, hogy a mecseki, szlavóniai és alcsútdobozi nyomelem görbék
közül az utóbbi szinte teljes átfedést mutat a villányi mintákkal, eltekintve az
alcsútdobozi telérek er s negatív Ti anomáliájától, amíg a szlavóniai és mecseki minták
lefutása jelent sen eltér az el bbi kett t l. Igen jellegzetes a két telércsoport negatív
Ta-Nb-Sr anomáliája is, amely egyáltalán nem fejez dik ki a mecseki sorozatban és
igen enyhe a szlavóniai k zetekben is. Ilyen anomália klasszikusan szubdukciós anyag
jelenlétével magyarázható a forrásanyagban (Saunders et al., 1988; Sun & McDonough,
1989; Defant et al., 1991). További közös jellegzetessége a teléreknek a LIL és LRE
elemekben való jelent s, azonos mérték gazdagodás, ami egyrészt azonos fokú
parciális olvadással magyarázható, másrészt a közös Ta-Nb-Sr anomáliával együtt jelzi
a két k zet azonos jelleg forrásanyagát, ami egy metaszomatikusan gazdagodott
köpenyforrás lehet. Ez utóbbit alátámasztják a mindkét telérrajban el forduló
metaszomatizált köpeny xenolitok, amelyek bár nem a bazalt forrásrégiójából
114
származnak, hanem bizonyosan annál sekélyebb mélységekb l, általában a
forrásrégiótól nem jelent sen eltér köpenyt mintáznak meg.
6.12 ábra Összehasonlító sokelemes nyomelem diagram a villányi telérek lehetséges rokon k zeteinek
feltüntetésével (Mecsek – Harangi, 1993; Szlavónia - Pami , 1997; Alcsútdoboz-2. - Szabó et al.,
1993)
Mindezen jellemz k alapján megállapítható, hogy a térben legközelebbi magmás
események közül a villányi vulkanitok az alcsútdobozi lamprofírokkal mutatják a
legszorosabb kapcsolatot, és mivel az Alcsútdoboz-2. fúrásban harántolt telér
hasonlóságát és genetikai kapcsolatát az Észak-Dunántúlon el forduló egyéb lamprofír-
karbonatit telérekkel számos szerz leírta (Kubovics et al., 1989; Szabó et al., 1993), az
egész telércsoporthoz hasonlíthatók. Mindkét telérrajra jellemz azonos nyomelem
tartalom azonos forrást jelez, ami egy gazdagodott, EM típusú, egykori szubdukció
anyagát is hordozó köpenyforrás lehet (6.7 ábra). A hagyományos szemlélet szerint
kontinensen belüli alkáli bazaltok képz désének f színtere a kimerült asztenoszféra,
míg a köpeny gazdagodás f színtere a konvekció-mentes litoszféra. Ám az utóbbi
évtizedek vizsgálatai alapján (Fitton & Dunlop, 1985; McKenzie & Bickle, 1988)
bebizonyosodott, hogy egyrészt a konvektív köpenyben is jelent s ideig
meg rz dhetnek olyan gazdagodást okozó folyamatok nyomai, mint pl. a szubdukció,
másrészt az inkompatibilis nyomelemek (U, Rb, Sr, LREE) els sorban a
szemcsehatárokon koncentrálódnak (Fitton & Dunlop, 1985; Hiraga et al., 2004) ezáltal
115
az asztenoszféra igen kisfokú (< 0.34%, Fitton & Dunlop, 1985) olvadása ill. az
olvadéknak a köpenyben való vándorlása során bekövetkez dúsulása nyomán a
kimerült asztenoszféra is szolgáltathat jelent s LILE, LREE-gazdagodást mutató alkáli
bazaltokat, s t nefeliniteket, meliliteket is (6.6 ábra). Ily módon a villányi bazaltok
asztenoszférikus eredete sem kizárható, bár a bizonyításához mindenképpen további
vizsgálatok szükségesek. Mivel a villányi és az észak-dunántúli telérraj két eltér , a
fels -krétában egymástól jelent s távolságra lév mikrolemezen található, egy közös
asztenoszféra forrásból való eredetük elfogadhatóbb hipotézis lenne, mint a közös
litoszférikus forrásuk feltételezése, figyelembe véve a geofizikai tényez ket is, vagyis
hogy a klasszikus felfogás szerint a k zetlemezek egysége a litoszférára terjed ki.
Mivel a Pannon-medence alatti köpeny fels -kréta fejl déstörténetér l igen hézagosak
az ismereteink, ezen kérdés geofizikai vonatkozásainak és a telérrajok rokonságának
egyértelm bizonyítása geodinamikai szempontból fontos, új információkkal
gazdagíthatná a régió kréta fejl déstörténetét; ám egy ilyen szempontú vizsgálat jelen
dolgozat kereteit jóval meghaladja. Mindezen új információk birtokában azonban a
jöv kutatásainak fontos kérdése a régióban található további, a Mecsek és a Villány
között és az Alföldön mélyült fúrásokban feltárt telérek újravizsgálata.
116
ÖSSZEFOGLALÁS
A máriagy di, beremendi, babarcsz l si bazalttelér és a Turony-1. fúrás bazaltja mind
petrográfiailag, mind geokémiailag oly mértékben mutat hasonló kifejl dést és jelleget,
hogy képz désük azonos magmás eseményhez köthet . A villányi telérekben
petrográfiailag fellelhet számos lamprofír tulajdonság és nincs olyan tulajdonságuk,
amely ellentmondana a lamprofír besorolásnak. Azonban a lamprofíros jellegek
egyrészt az alkáli bazaltokra is jellemz k, tekintve, hogy a magas illótartalmú alkáli
bazaltok és a lamprofírok közötti átmenet elmosódik (Rock, 1991), másrészt a villányi
telérekben a mállási folyamatok során meghatározhatatlanná váltak az els dleges
megkülönböztet bélyegek, ezért a villányi telérek lamprofír jellegekkel rendelkez
alkáli bazaltként határozhatók meg. A villányi telérek azonban kémiai szempontból
er sebb rokonságot mutatnak az alkáli vagy ultramafikus lamprofírokkal, nyomelem-
eloszlásuk hasonlósága a lamprofírokhoz jóval jellegzetesebb, mint az alkáli
bazaltokéhoz. Az inkompatibilis, immobilis nyomelem-arányok és a piroxének
összetétele alapján villányi mafikus telérek egyértelm en alkáli jelleg ek és
kontinentális k zetlemezen belüli vulkanizmushoz kapcsolhatók.
A villányi bazalttelérek nagyszámú xenolitot és xenokristályt tartalmaznak, amelyek
fontos információkat hordoznak a terület alatti egykori litoszféra és fels köpeny fizikai-
kémiai tulajdonságairól, a magmakeletkezés és feláramlás viszonyairól. A felzikus
xenokristályok körül, a magmába kerülés után, az olvadás hatására kialakult diffúziós
koronák lehet vé teszik, hogy a magma h mérsékletének és a kísérleti úton
meghatározott (Donaldson, 1985; Watson, 1982) diffúziós sebességek ismeretében
következtetéseket tudjunk levonni a xenokristályok magmában tartózkodási idejére, ami
közvetlenül utal a magma feláramlási sebességére. A villányi bazaltokra vonatkozó
számítások szerint a kvarc xenokristályok minimum 28-83 órát töltöttek a magmában,
ami maximálisan 10-30 cm/s emelkedési sebességet jelez.
A kéregasszimiláció lehet ségének vizsgálata során a kéreganyagban dúsult elemek és
er sen inkompatibilis elemek aránynak (Th/La, Ta/Yb vs. Th/Yb) felhasználásával
valószín síthet kismérték asszimilált kéreganyag jelenléte a villányi mafikus
telérekben, ám nem dönthet el egyértelm en, hogy ez a kéreganyag a magma felfelé
117
áramlásakor asszimilálódott az olvadékba, vagy már a köpenyforrásban dúsult. Az
Alcsútdoboz-2. fúrás lamprofír telérjének - a vizsgált mintákhoz igen hasonló - kémiai
adataival és petrogenetikájával (Szabó et al., 1993) összevetve a villányi adatokat
azonban valószín bb, hogy a dúsulás a forrásanyagban, már az olvadék keletkezésekor
jelenlév fosszilis szubdukciós anyaghoz köthet .
Fels köpeny xenolitok a Villányi-hegység telérjei közül csak a beremendi telérb l
ismertek, ám a minták változatossága egy horizontálisan vagy vertikálisan kis területen
belül is jelent s heterogenitást mutató fels köpeny jelenlétét jelzi a régió alatt. Az OH-
tartalmú xenolitokban megjelen amfibol szemcsék a köpeny modális
metaszomatózisának egyértelm bizonyítékai. A xenolitok ásványos és kémiai
összetétel alapján a Cr-diopszidos sorozathoz (Wilshire & Shervais, 1975) vagy a I.
típusú lherzolitok közé (Frey & Prinz, 1978) sorolhatók. A porfíroklasztos szövet
xenolitok legid sebb fragmentumait részben átkristályosodott ensztatit porfírok
képviselik, amelyek átkristályosodás el tti h mérséklete 1190-1250 °C-ra becsülhet
(Brey & Köhler, 1990; Liermann & Ganguly, 2003 módszere alapján). A xenolitokat a
kés bbiekben dinamikus deformáció és átkristályosodás érte, a porfírokat körülvev ,
újrakristályosodott, ekvigranuláris spinell lherzolit egyensúlyba kerülési h mérséklete
800 és 900 °C körülire becsülhet (Obata, 1976; Brey & Köhler, 1990; Witt-Eickschen
& Seck, 1991). Spinell egykristályokon végzett röntgendiffrakciós mérések és
interkristályos termométerek (Princivalle et al., 1989; 1999; Carraro, 2003) szintén
alátámasztják a 900 °C alatti újrakristályosodási h mérsékletet. Hasonlóan alacsony
h mérsékletek jellemzik a Pannon-medence nagyobb mérték deformációt szenvedett
xenolitjait (Embey-Isztin et al., 2001; Dobosi, 2003). Mivel a beremendi lherzolitok
petrográfiailag és deformációs fokukat tekintve is hasonlóbbak a speciális szövet
xenolitokhoz, mint a medence f sorozatába tartozókhoz, a beremendi minták
alacsonyabb h mérséklete nem kirívó érték és a Tiszai egység ismert xenolitjai is
alacsonyabb h mérsékletet jeleznek, mint az Alcapa alatti köpenyb l származók (Szabó
et al., 1995).. Bár annak a feltárása, hogy a beremendi fels köpeny xenolitok miképp
illeszthet k be a Pannon-medence egyéb, ismert xenolitjainak rendszerébe vagy a
medence krétánál fiatalabb vulkanitok által megmintázott köpenyének fejl dés- és
deformációtörténetébe, további vizsgálatokat igényel.
118
A bazaltot szolgáltató olvadék, nyomelem-összetétele alapján, a fels köpeny EM-típusú
(azon belül is EM II típussal hasonlóságot mutató) gránát lherzolit forrásk zetéb l
képz dött. A köpenyforrás pontosabb meghatározása nem lehetséges, mert a
különbségek olyan elemek arányain (Ba, Rb, Th)/HFS alapulnak, amelyek a villányi
mintákban mobilitásuk ill. kéregasszimilációra való érzékenységük miatt megbízható
következtetések levonására nem alkalmasak. Az olvadék igen kisfokú (<1%) parciális
olvadással képz dhetett, amit a minták jelent s LRE és LIL elemekben való gazdagsága
és magas LREE/HREE aránya támaszt alá. A valamennyi villányi telérben megjelen
negatív Nb-Ta anomália és HFS elemek kisfokú dúsulása a gazdagodott (EM)
komponens szubdukció során visszakeveredett eredetére utal. A Tiszai egység alatti,
kréta korú fels köpenyr l igen kevés információ áll rendelkezésünkre, és mindezidáig
nem ismert EM-típusú köpenyszegmens ill. szubdukcióhoz köthet komponens a
területr l. Az ismert HIMU komponens (Harangi et al., 2003) viszont a villányi
mintákban nem mutatható ki. Hasonlóan szubdukciós kéreganyagot tartalmazó,
gazdagodott köpenykomponens jelenlétére utal viszont a fels -kréta korú, észak-
dunántúli lamprofírok petrogenetikájának vizsgálata (Szabó et al., 1993) a Pelsoi egység
alatti fels köpenyben. A villányi bazaltoknak az alcsútdobozi lamprofírokhoz való
nagyfokú kémiai, petrográfiai, petrogenetikai hasonlósága felveti tehát a kérdést, hogy
lehet-e szó egyazon köpenyforrás anyagának megjelenésér l két különböz mikrolemez
alatti régióban?
A magma felfelé áramlása során, ultramafikus xenolitok formájában megmintázta a
sekélyebb régiókat alkotó, heterogén, részben metaszomatizált spinell lherzolit
fels köpenyt. A magmába került zárványok egy része túlélte a felszínig vezet utat,
más részük szétesett a magma beolvasztó hatására és xenokristályként átörökl dött a
bazaltba. A kés bbiekben ezen nukleuszok körül indult meg a korai olivin és
klinopiroxén kristályosodás, kb. 1000-1100°C (Lindsley, 1983), 10-15 kbar-on (Nimis,
1995). A kristályosodás el rehaladtával a nyomás és h mérséklet csökkenése a
piroxénekben zónásságot okozott, majd megkezd dött az alapanyag kikristályosodása,
amelynek végs fázisában az illódús fázisok elszeparálódtak egy rétegszer , mobilis
részben. Ez az illódús anyag kristályosodott ki végül az ocellumokban.
A bazaltokban az ocellumok el fordulása, több más petrológiai bélyeggel együtt,
bizonyítja a magma magas illótartalmát. A lamprofírokban és bazaltokban lehetséges
119
ocellum-képz dési módok közül petrográfiai bizonyítékok (az ocellumokban a
karbonátos magot övez szilikátos köpeny jelenléte; az ocellum - befogadó bazalt határt
átszel klinopiroxének megjelenése; az ocellumok nagy részét kívülr l körülölel ,
tangenciálisan elrendez dött klinopiroxén kristályok megjelenése) alapján a villányi
bazaltok esetén kizárhatjuk az alacsony h mérséklet üregkitöltésként való kiválást és a
magmás ásványok helyettesítésével, másodlagos karbonát kicsapódásával történ
képz dést. Az ocellumon belül található klinopiroxének és az alapanyagot alkotó
piroxének közötti kémiai hasonlóság szintén az ocellumok és a bazalt alapanyagának
hasonló evolúcióját támasztja alá, és cáfolja a nem-elegyedés feltételezését, míg az
ocellumok és a bazaltot átszel karbonáterek szénizotóp-összetétele bizonyítja a
karbonátok magmás eredetét, teljesen megegyez izotópadataik igazolják, hogy az
ocellumok és a karbonáterek azonos fluidum megszilárdulása során alakultak ki. A fent
említett jellemz k egyben alátámasztják az ocellumoknak a magmás olvadékból kés i
szegregációval történ eredetét, bár nem adnak egyértelm választ, hogy primér
magmás karbonát és a szilikátolvadék vagy asszimilált üledékes k zetanyag és a
bazaltos olvadék közötti elkülönülése történt-e. Irodalmi adatok alapján (Lucido et al.,
1980; Bogoch & Magaritz, 1983; Demény & Harangi, 1996; Demény, 1992; 1999) az
utóbbi magyarázatot - tehát a kéregben beolvasztott karbonátos k zetanyag
átkristályosítását, majd az illódús olvadékszegmensnek a bazaltos szegmenst l való
szételegyedésének lehet ségét - valószín síthetjük.
Az ocellumokban a koegzisztens amfibol-rhöniten alapuló termometria alapján
min. 980°C tekinthet a szilikátfázisok képz dési h mérsékeltének. Ez az érték jóval
nagyobb, mint amilyen h mérsékletre a korábbi vizsgálatok (Demény, 1999; Azbej,
2002) az ocellumokban az utolsó kiváló fázis, a karbonátok képz dését becsülték, ami
az ocellumok anyagának igen gyors leh lését sugallja. A kísérletileg meghatározott
rhönit-képz dési nyomással (0.5 kbar – pl. Kunzmann, 1999) viszont nem állnak
összhangban a villányi ocellumokon végzett vizsgálatok eredményei, az amfibolok
barometriája kizárja ez alacsony nyomáson való képz dést. Ezzel összhangban állnak
viszont az utóbbi években szilikát-olvadék zárványok rhönitjein végzett mérések
(Kóthay & Szabó, 1999; Kóthay et al., 2001, 2003; Sharygin et al., 2003), amelyek
alapján a rhönit a korábban meghatározottnál jóval szélesebb nyomási viszonyok között
is képz dhet.
120
A térben legközelebbi magmás események közül a villányi vulkanitok mind kémiailag,
mind petrogenezisükben és forrásk zetükben az alcsútdobozi lamprofírokkal mutatják a
legszorosabb kapcsolatot. Mivel az Alcsútdoboz-2. fúrásban harántolt telér
hasonlóságát és genetikai kapcsolatát az Észak-Dunántúlon el forduló egyéb lamprofír-
karbonatit telérekkel számos szerz leírta (Kubovics et al., 1989; Szabó et al., 1993), az
egész telércsoporthoz hasonlíthatók. A villányi telérek korábban feltételezett, mecseki,
alsó-kréta vulkáni sorozatokkal (Huemer, 1993; Harangi, 1993; 1994; Harangi &
Árváné Sós, 1993; Huemer, 1997; Harangi et al., 2003) való rokonságát jelen
vizsgálatok nem támasztják alá; a villányi telérek korukban, petrográfiai jellemz ikben
és forrásk zetükben jelent s különbségeket mutatnak. A szlavóniai-szigethegységben
található, fels -kréta – paleogén bimodális vulkanizmussal (Pami , 1993; 1997; Pami
et al., 2000) való rokonság nem kizárható, bár a forrásk zet, petrogenetika
szempontjából meglehet sen eltér jellegeket mutatnak.
121
SUMMARY
In the Villány Mts (SW Hungary) Mesozoic basic dykes and sills occur sporadically,
crosscutting carbonate rocks, near villages Babarcsz l s, Máriagy d, Beremend and in
the Turony-1 borehole (Fig. 1.1). They consist of altered, porphyritic alkali basalt, the
Beremend dyke contains ultramafic xenoliths (spinel lherzolite, OH-bearing spinel
lherzolite and gabbro). All outcrops contain resorbed quartz xenocrysts surrounded by a
clinopyroxene rim and round felsic patches (ocelli) occur often in groundmass. Some
ocelli are only of carbonatic composition, or have opaque core, the most consist of an
anhedral calcite core surrounded by a complex rim of silicate minerals: amphibole,
phlogopite, rhönite, plagioclase, opak Fe-Ti-oxides, apatite, glass (Fig.3).
This thesis has the aim of the petrographical, geochemical description of the
Villány Mts basalt outcrops, their xenoliths, xenocrysts and ocelli, determination of
petrogenesis and petrotectonic setting of the generated melt. The thesis in special deal
with the description of upper mantle xenoliths and interpretation of the formation of
ocelli, as well as physical condition of stability of rhönite in ocelli, taking also into
account that this is the first report of rhönite, as well as upper mantle xenoliths from the
Hungarian part of Tisza Unit. Rhönite also is rarely described in ocelli (Sabatier, 1999).
I also attempt to clarify the relationship between the studied basalts and the
neighbouring Mesozoic volcanics.
This study has shown that the Babarcsz l s sill, the Beremend dyke, the Máriagy d
dyke and the magmatics of the Turony-1 borehole, are similar in petrographic and
geochemical characteristics (Fig. 3.4-3.9 and 4.5-4.7), so they are related to the same
volcanic activity. They are petrographically and geochemically similar to the
lamprophyres (Fig. 6.1), but missing of clear evidence of lamprophyre character
because of the alteration. Based on incompatible, immobile trace elemen ratios (Fig.
6.2) and the composition of clinopyroxenes (Fig. 6.3) the basalts are alkali in character
and related to an intraplate magmatic activity.
Several quartz xenocrysts are present in all outcrops. They are 1 to 20 mm large,
resorbed and in general surrounded by a glassy inner rim and an external corona of
clinopyroxene prisms with a radial arrangement. The glassy inner rim is 10-30 microns
122
thin, composed of opaque minerals, calcite and clay minerals. The outer clinopyroxene
corona consists of prisms with increasing size towards the rim, from 5 up to 50 microns,
optically identical to the pyroxene that forms the groundmass. The presence of felsic
xenocrysts in alkali basalts has been referred to contamination of the ascending melt by
crustal material (Luhr et al., 1995; Watson 1982). Crystals from the crust are partially
molten and generally surrounded by a diffusion corona composed of glass and
clinopyroxene (Sato, 1975; Luhr et al., 1995). The velocity of the ascending magma can
be estimated from petrographic observations by measuring the thickness of the glassy
zone around the xenocrysts and using experimental data on the dissolution rates of
quartz (Watson, 1982; Luhr et al., 1995). The ascent velocity of the basaltic magma
feeding the sill and dykes was approx. 10-30 cm/s. Similar high velocities were
estimated by Spera (1984) for different mafic lavas with high volatile content, as well as
by Szabó & Bodnár (1996) and Kovács et al. (2003) for basic volcanics from the NE
Hungary. The presence of spinel lherzolite nodules in the Beremend basalt also
suggests the high ascent velocity.
The Beremend basalt contains a large amount of variably altered mafic and ultramafic
xenoliths too. The majority of xenoliths are spinel lherzolite consisting of
orthopyroxene (enstatite), clinopyroxene (Cr-diopside) and Cr-spinel as primary phases
and olivine, totally altered in smectite, serpentine minerals and calcite. The xenoliths
exhibit porphyroclastic texture, with two different spinel generation (Fig. 3.11):
intersticially situated porphyrocrysts and small inclusions in clinopyroxene and olivine.
Some xenoliths contain intersticial amphibole. Only one specimen of orthopyroxene
gabbro with plagioclase and apatite has been found. All nodules are altered and contain
a significant amount of Fe-Ti-oxides, calcite, serpentine and clay minerals.
Upper mantle xenoliths from Mesozoic volcanics are rarely known from the
region (Szabó, 1984; 1985; Embey-Isztin et al., 1989; Downes et al., 1995), and have
not been described from the Hungarian part of Tisza Unit until now, so they are the
unique source of information about the Mesozoic mantle beneath this area. The variety
of xenoliths from one outcrop shows a heterogeneous mantle, the OH-bearing minerals
are the proves of the modal metasomatism. The xenoliths belong to the Cr-diopsidic
suite (Wilshire & Shervais, 1975) or I. type lherzolites (Frey & Prinz, 1978), have
LREE-enriched character and high LREE/HREE ratios (Fig. 4.13). Similarly enriched
xenoliths are the most deformed ones from the Pannonian Basin (Szabó et al., 1995;
123
Downes et al., 1992; Downes, 2001; Dobosi, 2003). The spinel is relatively Mg-rich
and Cr-poor (Fig. 5.5), recording a low grade depletion of the mantle according to Dick
& Bullen (1984). Recrystallized enstatite porphyroclasts represent the former stage of
mantle evolution, with a temperature estimate about 1190-1250 °C (with termometers of
Brey & Köhler, 1990; Liermann & Ganguly, 2003). The equilibrium temperature of the
later, recrystallized, equigranular olivine-clinopyroxene-ortopyroxene paragenesis is
about 800-900 °C (Table 6.1, Fig. 6.5). Spinel intracrystal termometer and crystal
structure analogies (Princivalle et al., 1989; 1999; Carraro, 2003) support an
equilibrium temperature about 900 °C. Similarly low temperatures are characteristic
among the special textured, deformed xenoliths from other parts of the Pannonian Basin
(Dobosi, 2003) and known from the xenoliths of the Tisza Unit (Szabó et al., 1995).
Using crust enriched and highly incompaible element ratios (Th/La, Ta/Yb vs. Th/Yb)
we can estimate the measure of the crustal assimilation. In the Villány Mts magmatites
presence of a small volume of crustal material is proved (Fig. 6.4), but the origin of the
crustal material is uncertain. Comparing the samples in study to the lamprophyres from
Alcsútdoboz-2 borehole, bearing a very similar chemistry with a significant negative
Nb-Ta anomaly (Fig. 6.1) and a petrogenesis from an enriched, subduction component
bearing source material (Szabó et al., 1993), we can suppose that small amount of
crustal material was present in the mantle source of both magmatic activity and the
contamination during ascent was negligible.
Based on trace element data, the melt of the Villány Mts basic magmatics originated
from an enriched (EM) garnet lherzolite mantle source (Fig. 6.7, Table 6.2) by very low
degree partial melting, similarly to nephelinites and basanite of intraplate origin (Fig.
6.6). It is not possible to discriminate between EM I and EM II type sources because of
the alteration, caused mobility of the discriminant LIL elements. The significant
negative Nb-Ta anomaly and moderate enrichment in HFS elements (Fig. 4.6) suggest
the subduction-related origin of the EM component of the source. The very high
enrichment in LRE and LIL elements and high LREE/HREE ratios prove a very low
degree melting (<1%) and the garnet content of the source material.
We have known little abut the Mesozoic mantle beneath the Tisza Unit and there
was no proves of an EM-type mantle component until now; but the described HIMU
component from Mecsek Mts (Harangi et al., 2003) was not detectable in the Villány
124
Mts samples. Similarly enriched, subduction-related mantle source is known from
Upper Cretaceous lamprophyres in the North Transdanubia (Alcsútdoboz-2 borehole -
Szabó et al., 1993). It was detected a significant chemical, petrographical,
petrogenetical similarity of the Villány Mts lamprophyre-like alkali basalts to the
lamprophyres from the Alcsútdoboz-2 borehole (Fig. 6.4, 6.12), but these localities lies
on two different microplates (the Villány Mts on Tisza Unit, the lamprophyres of North
Transdanubia on Pelso Unit or ALCAPA) so further studies are required for evidence of
the same mantle source.
The magmatic evolution of the melt can be drawn as follows. During the ascent the
magma contaminated the shallower mantle, carrying metasomatised spinel lherzolite
xenoliths to the surface. Some of them survived the emplacement of the melt whereas
others totally disaggregated, forming xenocrysts in the core of the early crystallized
olivine and pyroxene. The conditions of the early crystallization could be approx. 1100-
1000 °C (Lindsley, 1983), 10-15 kbar (Nimis, 1995). With the crystallization the
temperature and pressure decreased, causing the zonation of clinopyroxenes, in the final
stage the groundmass crystallized or solidificated in glass and the volatiles separated
from the solidifcated matrix, forming a layer-like structure. The volatiles in the very
late stage of the magmatic story solidificated in ocelli.
Ocelli are characteristic textural elements of mafic rocks with high volatile
content. The high amount of ocelli in the studied subvolcanic bodies points to a high
volatile content of the injected magma. Ocelli principally occur in lamprophyres
(Cooper, 1979; Foley, 1984; Rock, 1991). Their origin is still debated; in fact they have
been interpreted either as amygdales, or nucleation cores of leucocratic minerals, or
vesicles filled with late phase crystallization minerals, or as products of immiscibility or
pegmatitic immiscibility (Cooper, 1979; Foley, 1984; Philpotts, 1976; Sabatier, 1999).
Based on petrographic evidence (presence of silicatic rim around the carbonatic core,
rare presence of clinopyroxenes crosscutting the ocellum-basalt border, tangential
arrengement of clinopyroxenes at the border of ocelli) the formation as low-temperature
fillings or as precipitation of secondary minerals after alteration of primary magmatic
minerals can be excluded. The chemical similarity of groundmass clinopyroxenes and
those in the ocelli (Table 3.1) also suggest the similar evolution of the groundmass and
ocelli, neither support the theory of immiscibility. The stabil isotope data of carbonates
in ocelli and veins (Table 6, Fig. 6.8) prove the magmatic origin of carbonates and point
125
to the same fluid in their formation. In fact petrographically and chemically the ocelli
derived by late stage segregation from the basaltic melt, but it is not proved if the
segregation occured between primary magmatic carbonates and silicate melt or between
assimilated sedimentary materaial and basaltic melt. According to several studies on
origin of ocelli (Lucido et al., 1980; Bogoch & Magaritz, 1983; Demény & Harangi,
1996; Demény, 1992; 1999) the later is acceptable.
Petrography of basalts suggest that ocelli were formed in the late stage of the
crystallization of the basalt, certainly below 1000°C and 8 kbar, which are the
crystallization conditions of the clinopyroxene phenocrysts. According to the method
of Otten (1984), amphibole in ocelli records formation temperature around 980 °C as a
minimum estimation through co-existing with another Ti-phase (rhönite). Composition
of co-existing amphiboles of the ocelli confirms formation at high temperature through
high Ti (Raase, 1974; Ernst & Liu, 1998), AlIV (Bard, 1970; Blundy & Holland, 1990)
and (Na+K)A values, significant AlVI and especially NaM4 data, however exclude
crystallization under extremely low pressures (Hammarstrom & Zen, 1986; Ernst & Liu,
1998). Similarly high temperature but significantly lower pressure was supposed before
for the rhönite stability (<0.6 kbar, 840-1200°C: Huckenholz et al., 1988; Kunzmann,
1989; 1999). No similarly high temperatures for ocelli formation was suggested before:
stabil isotope data of carbonates have shown approx. 400-500°C, 7 kbar (Demény,
1999; Azbej, 2002). However our data agree with recent rhönite-bearing silicate
inclusion studies (Kóthay & Szabó, 1999; Kóthay et al., 2001, 2003; Sharygin et al.,
2003) showing a higher temperature stability for rhönite.
Two main groups of Mesozoic igneous rocks are present in the Tisza Unit. Early
Cretaceous alkali volcanic rock series are widespread in the Mecsek-Alföld Unit
forming a SW-NE zone, 200 km long and 50 km wide (Harangi et al., 1996). These
rocks are widely exposed in the Mecsek Mts. Trace-element chemical composition of
the Mecsek basalts suggests an intraplate origin (Harangi & Árva-Sós, 1993). Both
volcanic series were generated from an asthenospheric mantle similar to a HIMU-type
OIB source (Harangi, 1993; Harangi et al., 2003).
A bimodal basalt-rhyolite suite of Late Cretaceous age from Slavonia, in the
southern part of the Pannonian Basin, is also known (Pami , 1997; Pami et al., 2000).
These alkali basalts are similar to recent back-arc basalts indicating an amphibole
126
lherzolite source within a metasomatised upper mantle wedge, with the influence of an
upper mantle diapir with MORB signatures and continental crust contamination (Fig.
6.11).
The Mecsek Mts volcanics as in age (Early Cretaceous: Harangi & Árva-Sós,
1993) as in the volume of the magmatic activity, as in petrography (no ocelli, no mantle
xenoliths) are different from the studied ones. Neither the Mecsek Mts, nor the
Slavonian volcanics show strong chemical similarity to the Villány Mts magmatics (Fig.
6.12). The magmatic relationship with the Slavonian basalt (Pami , 1993; 1997; Pami
et al., 2000) however can not be excluded, but require further studies. Significant
petrographic (strong lamprophyre character of the Villány Mts basalts, presence of
ocelli and upper mantle xenoliths), chemical (Fig. 6.12) and petrogenetic (subduction-
related enriched mantle source) analogies can be observed between the studied rocks
and the lamprophyres from the North Transdanubia (Kubovics et al., 1989; Szabó et al.,
1993).
127
KÖSZÖNETNYILVÁNÍTÁS
Ezen fejezet elején szeretném kifejezni köszönetemet mindazoknak, akik az elmúlt évek
során bármilyen módon és formában bíztattak vagy segítettek abban, hogy ez a kutatás
el rehaladjon és ez a dolgozat elkészülhessen. Az alábbiakban név szerint is szeretném
megköszönni mindazt a hozzájárulást, ami nélkülözhetetlen volt az elmúlt években, ám
mindazoktól elnézést kérek, akik bármivel hozzájárultak a munkámhoz, de ebben a
pillanatban nem jutottak eszembe. Mindenekel tt szeretném megköszönni szüleimnek,
hogy mindig hittek bennem, minden lehet módon támogatták a munkámat és
tanulmányaimat és számtalanszor elkísértek mintagy jt útjaimra. Köszönöm továbbá
témavezet m, M.Tóth Tivadar évek óta nyújtott nélkülözhetetlen segítségét, ami nélkül
ez a dolgozat valóban nem születhetett volna meg és Szederkényi Tibornak, a kutatások
egész folyamán nyújtott segítségét és támogatását. Köszönöm Hetényi Magdolnának,
amiért tanszéki tevékenységemet az utóbbi években a lehet legnagyobb mértékben
támogatta. Köszönet illeti a Dunamenti Cementm vek Rt.-t a terepi munka és
mintagy jtés lehet vé tételéért és Pongrácz Lászlót, aki éveken át lelkesen gy jtötte az
újabb és újabb robbantások alkalmával el kerül k zetanyagot a beremendi telérb l.
Szeretném köszönetemet kifejezni Rálischné Felgenhauer Erzsébetnek, Péró Csabának
és Szabó Csabának, akik a máriagy di telér, és Turony-1 fúrás anyagából más módon
elérhetetlen k zetminták és vékonycsiszolatok rendelkezésemre bocsátásával segítették
a kutatásaimat, Bertalan Ákosnak a röntgenvizsgálatok, elvégzéséért. Köszönöm
Molnár Sándornak, a kutatások els szakaszában a kezdeti lépések megtételében
nyújtott segítséget. Köszönetemet szeretném kifejezni Szabó Csabának, a közös munka
során nyújtott felbecsülhetetlen konzultációért, tanácsaiért, kritikai észrevételeiért, a
Litoszféra Kutatócsoport tagjainak a számtalan gyümölcsöz diszkusszióért, Dobosi
Gábornak a dolgozat kezdeti változatának jobbításában nyújtott mindennem
támogatásáért és publikálatlan adatai rendelkezésemre bocsátásáért, Demény Attilának a
stabilizotópos vizsgálatok elvégzéséért és az adatok értelmezésében nyújtott
segítségéért, Varsányi Zoltánnénak a számtalan konzultációért és bíztató szavaiért,
Schubert Félixnek a technikai és számítógépes problémák megoldásában és
összeköt ként ill. Pápay Lászlónénak, a labormunkában nyújtott nélkülözhetetlen
segítségéért és természetesen a Szegedi Tudományegyetem Ásványtani, Geokémiai és
K zettani Tanszéke valamennyi dolgozójának és ösztöndíjasának az évek során nyújtott
128
ezerféle segítségért. Köszönöm továbbá G zsy Gábornénak a kézipéldányok
fotózásban nyújtott segítségét.
A questo punto vorrei ringraziare Paolo per il suo costante e indispensabile aiuto nella
scrittura della tesi. Sono molto grata anche a Piera Spadea che mi ha ospitato al
Dipartimento del Territorio e Risorse dell' Universitá di Udine e ha reso possibili
numerose analisi dei campioni di Beremend e Babarcsz l s. I miei ringraziamenti
vanno anche a Francesco Princivalle per la sua disponibilitá e gentilezza nell'ospitarmi,
nel rendere possibili le analisi e l'interpretazione dei dati sugli xenoliti, cosí come
ringrazio anche tutte le persone del Dipartimento delle Scienze della Terra
dell'Universitá di Trieste per aver voluto discutere assieme diversi aspetti di questo mio
lavoro. Sono molto grata anche a Giorgio Garuti e Federica Zaccarini perché hanno
reso possibili le analisi con microsonda all'Universitá di Modena.
129
IRODALOMJEGYZÉK
Aoki, K. & Shiba, I. (1973) Pyroxenes from lherzolite inclusions of Itinomegata, Japan.
Lithos, 6, 41-51.
Azbej, T. (2002) Lamprofirok karbonátanyagának szöveti és geokémiai elemzése.
Szakdolgozat, ELTE, Budapest
Azbej, T., Szabó, Cs., Bodnár, R.J., Dobosi, G. (2003) A new interpretation of the
genesis of carbonate aggregates from lamprophyres in Hungary: Are ocelli of
magmatic or hydrothermal origin? ECROFI XVII, Budapest, 5-7 June, 2003 Acta
Mineral. Petrogr. Abstr. Ser. 2, Szeged, 2003, 12.
Árváné, S. E. & Ravaszné, B. L. (1992) A Mecsek és a Villányi-hegység között feltárt
kréta telérk zetek kora. (K/Ar age of the Cretaceous dike rocks in the Mecsek
Mts. and Villány Mts. (SW Hungary) - MÁFI Évi Jelentés 229-240.
Bard, J. P. (1970) Compositions of hornblendes during the Hercynian progressive
metamorphism of the Aracene metamorphic belt (SW Spain). Contrib. Mineral.
Petrol., 28, 117-134.
Barnes, S.J. & Roeder, P.L. (2001) The range of spinel composition in terrestrial mafic
and ultramafic rocks. J. Petrol., 42, 2279-2302.
Basu, A.R. & MacGregor, I.D. (1975) Chromite spinels from ultramafic xenoliths.
Geochim. Cosmochim. Acta, 39, 937-945.
Blundy, J. D. & Holland, T. J. B. (1990) Calcic amphibole equilibria and a new
amphibole-plagioclase geothermometer. Contrib. Mineral. Petrol., 104, 208-224.
Bédard, J.H. (1994) Mesozoic east North American alkaline magmatism: Part 1.
Eolution of Monteregian lamprophyres, Québec, Canada. Geochim. Cosmochim.
Acta, 58, 95-112.
Bernard-Griffiths, J., Fourcade, S., Dupuy, C. (1991) Isotopic study (Sr, Nd, O and C)
of lamprophyres and associated dykes from Tamazert (Morocco): crustal
contamination processes and source characteristics. Earth Planet. Sci. Lett., 103,
190-199.
Blatter, D.L. & Carmichael, I.S.E. (1998) Plagioclase-free andesites from Zitácuaro
(Michoacán), Mexico: petrology and experimental constraints. Contrib. Mineral.
Petrol. 132, 121-138.
130
Bogoch, R. & Magaritz, M. (1983) Immiscible silicate-carbonate liquids as evidenced
from ocellar diabase dykes, Southeast Sinai. Contrib. Mineral. Petrol. 83, 227-
230.
Boivin, P. (1980) Données expérimentales préliminaries sur la stabilité de la rhönite à 1
atmosphère. Application aux gisements naturels. Bull. Minèral., 103, 491-502.
Brey, G.P. & Köhler, T. (1990) Geothermobarometry in four-phases lherzolites II. New
thermobarometers, and practical assessment of existing thermobarometers. J.
Petrol., 31, 1353-1378.
Brey, G.P., Köhler, T., Nickel, K.G. (1990) Geothermobarometry in four-phases
lherzolites I. Experimental results from 10 to 60 kb. J. Petrol., 31, 1313-1352.
Bucher, K. & Frey, M. (1994) Petrogenesis of metamorphic rocks.- Springer-Verlag,
Berlin, Heidelberg, New York, 160-163.
Camerun, K.L., Carman, M.F., Butler, J.C. (1970) Rhönite from Big Bend National
Park, Texas. Am. Mineral., 55, 864-874.
Carraro, A.(2003) Crystal chemistry of Cr-spinels from a suite of spinel peridotite
mantle xenoliths from the Predazzo Area (Dolomites, Northern Italy). Eur. J.
Min., 15, 681-688.
Cohen, R.S. & O’Nions, R.K. (1982) Identification of recycled continental material in
the mantle from Sr, Nd and Pb isotope investigations. Earth Planet. Sci. Lett., 61,
73-84.
Cooper, A. F. (1979) Petrology of ocellar lamprophyres from Western Otago, New
Zealand. J. Petrol., 20, 139-163.
Cox, K.G., Bell, J.D., Pankhurst, R.J. (1981) The interpretation of igneous rocks pp. 30-
31, 176-196, 345-346.
Cullers, R.L. & Medaris Jr., G. (1977) Rare earth elements in carbonatite and cogenetic
alkaline rocks: examples from Seabrook Lake and Callander Bay, Ontario.
Contrib. Mineral. Petrol., 65, 143-153.
Defant, M. J., Maury, R. C., Ripley, E. M., Feigenson, M. D., Jacques, D. (1991) An
example of island-arc petrogenesis: Geochemistry and petrology of the Southern
Luzon Arc, Philippines. J. Petrology, 32, 455-501.
Della Giusta, A., Princivalle, F., Carbonin, S. (1986) Crystal chemistry of a suite of
natural Cr-bearing spinels with 0.15 Cr 1.07. N. Jb. Min. Abh., 155, 319-330.
Demény, A. (1992) Origin of carbonates in lamprophyres of Hungary: a stable isotope
study. Földt. Közl., 122, 209-232.
131
Demény, A. (1999) Köpenyeredet k zetekhez kapcsolódó fluidumok származásának
és fejl désének stabilizotópos vizsgálata. - Doktori értekezés, Budapest
Demény, A., Fórizs, I., Molnár, F. (1994) Stable isotope and chemical compositions of
carbonate ocelli and veins in Mesozoic lamprophyres of Hungary. Eur. J. Min., 6,
679-690.
Demény, A. & Harangi, Sz. (1996) Stable isotope studies and processes of carbonate
formation in Hungarian alkali basalts and lamprophyres: evolution of magmatic
fluids and magma-sediment interactions. Lithos, 37, 335-349.
Demény, A., Harangi, Sz., Fórizs, I., Nagy, G. (1997) Primary and secondary features
of analcimes formed in carbonate-zeolite ocelli of alkaline basalts (Mecsek Mts.,
Hungary): textures, chemical and oxygen isotope compositions. Geochem. J. 31,
37-47.
Destrigneville C., Schott, J., Carisan, Y., Agrinier, P. (1991) Evidence of an early
alteration process driven by magmatic fluid in Mururoa volcano. Earth Planet.
Sci. Lett.,104, 119-139.
Dick, H.J.B. & Bullen, T. (1984) Chromian spinel as a petrogenetic indicator in abyssal
and alpine-type peridotites and spatially associated lavas. Contrib. Mineral.
Petrol., 86, 54-76.
Dobosi, G. (2003) A fels köpeny és az alsókéreg geokémiája a bázisos vulkanitok és
xenolitjaik vizsgálata alapján - els sorban a Kárpát-medence példáján. Akadémiai
doktori értekezés, Budapest
Dobosi, G. & Horváth, I. (1988) High and low-pressure cognate clinopyroxenes from
alkali lamprophyres from the Velence and Buda Mountains, Hungary. N. Jb .Min
.Abh., 158(3), 241-256.
Dobosi, G., Schulz-Güttler, R., Kurat, G., Kracher, A. (1991) Pyroxene chemistry and
evolution of alkali basaltic rocks from Burgenland and Styria, Austria. Mineral.
Petrol., 43, 275-292.
Donaldson, C. (1985) The rates of dissolution of olivine, plagioclase and quartz in a
basalt melt. Mineral. Mag., 49, 683-693.
Downes, H. (2001) Formation and modification of the shallow sub-continental
lithospheric mantle: a review of geochemical evidence from ultramafic xenolith
suites and tectonically emplaced ultramafic massifs of Western and Central
Europe. J. Petrol., 42/1, 233-250.
132
Downes, H., Embey-Isztin, A., Thirlwall, M. F. (1992) Petrology and geochemistry of
spinel peridotite xenoliths from Hungary: evidence for an association between
enrichment and deformation in the upper mantle. Contrib. Mineral. Petrol., 109,
340-354.
Downes, H., Vaselli, O., Seghedi, I., Ingram, G., Rex, D., Coradossi, N., Pécskay, Z.,
Pinarelli, L. (1995) Geochemistry of late Cretaceous – early Tertiary magmatism
in Poiana Rusca (Romania). Acta Vulcanol., 7(2), 209-217.
Edwards, B.R. & Russell, J.K. (1996) A review and analysis of silicate mineral
dissolution experiments in natural silicate melts. Chem. Geol., 130, 233-245.
Embey-Isztin, A., Dobosi, G., Noske-Fazekas, G., Árva-Sós, E. (1989) Petrology of a
new basalt occurence in Hungary. Mineral. Petrol., 40, 183-196.
Embey-Isztin, A., Scharbert, H.G., Dietrich, H., Poultidis, H. (1989) Petrology and
geochemistry of peridotite xenoliths in alkali basalts from the Transdanubian
Volcanic Region, West Hungary. J. Petrol. 30, 79-105.
Embey-Isztin, A., Dobosi, G., Altherr, R., Meyer, H.-P. (2001) Thermal evolution of the
lithosphere beneath the western Pannonian Basin: evidence from deep-seated
xenoliths. Tectonophysics, 331, 285-306.
Ernst, W. G. & Liu, J. (1998) Experimental phase equilibrium study of Al- and Ti-
contents of Ca-amphibole in MORB – A semiquantitative thermobarometer. Am.
Mineral. 83, 952-969.
Falus, Gy., Szabó, Cs., Vaselli, O. (2000) Mantle upwelling within the Pannonian
Basin: evidence from xenolith lithology and mineral chemistry. Terra Nova, 12,
295-302.
Finnerty, A.A. & Boyd F.R. (1984) Evaluation of thermobarometers for garnet
peridotites. Geochim. Cosmochim. Acta, 48, 15-27.
Finnerty, A.A. & Boyd F.R. (1987) Thermobarometry for garnet peridotites: basis for
the determination of thermal and compositional structure in the upper mantle. In:
Nixon, P.H. (ed.) Mantle xenoliths, John Wiley and Sons, London, pp 381-402.
Fitton, J.G. & Dunlop, H.M. (1985) The Camerun Line, West Africa, and its bearing on
the origin of oceanic and continental alkali basalt. Earth Planet. Sci. Lett., 72, 23-
38.
Fodor, L., Csontos, L., Bada, G., Györfi, I., Benkovics, L. (1999) Tertiary tectonic
evolution of the Pannonian basin system and neighbouring orogens: a new
synthesis of paleostress data. In: Durand, B., Jolivet, L., Hortváth, F., Séranne, M.
133
(eds): The Mediterranean basins: Tertiary extension within the Alpine orogen.
Geological Society, London. Spec publ. 156, 295-334.
Fodor, R.V. & Hanan, B.B. (2000) Geochemical evidence for the Trinidade hotspot trace:
Columbia seamount ankaramite. Lithos, 51, 293-304.
Foley, S. F. (1984) Liquid immiscibility and melt segregation in alkaline lamprophyres
from Labrador. Lithos, 17, 127-137.
Frey, F.A. & Prinz, M. (1978) Ultramafic inclusions from San Carlos, Arizona:
petrologic and geochemical data bearing on their petrogenesis. Earth Planet. Sci.
Lett., 38, 129-176.
Fülöp, J. (1966) A Villányi-hegység krétaid szaki képz dményei. - Geol. Hun. Ser.
Geol. 15, 12-15.
Grant, J.A. (1986) The Isocon Diagram – A Simple Solution to Gresens’ Eqation for
Metasomatic Alteration. Econ. Geol., 81, 1976-1982.
Grapes, R.H., Wysoczanski, R.J., Hoskin, W.O. (2003) Rhönite paragenesis in
pyroxenite xenoliths, Mount Sidley volcano, Marie Byrd Land, West Antarctica.
Min. Mag. 67(4), 639-651.
Green, D.H. (1973) Conditions of melting of basanite magma from garnet peridotite.
Earth Planet. Sci. Lett., 17, 456-465.
Green, D.H. & Ringwood, A.E. (1970) Mineralogy of peridotitic compositions under
upper mantle conditions. Phys. Earth Planet. Inter., 3, 359.
Gresens, R.L. (1967) Composition-volume relationships of metasomatism. Chem. Geol.,
2, 47-65.
Hall, A. (1987) Igneous petrology, Longman, UK, pp. 271-277.
Hammarstrom, J. M. & Zen, E. (1986) Aluminium in hornblende: an empirical igneous
geobarometer. Am. Mineral. 71, 1297-1313.
Harangi, Sz. (1993) A Mecsek hegység alsókréta vulkáni k zetei. - Kandidátusi
értekezés, ELTE, Budapest
Harangi, Sz. (1994) Trace element geochemistry and petrogenesis of the continental
rift-type Mecsek Volcanics, South Hungary. Lithos, 33, 303-321.
Harangi, Sz. & Árváné Sós, E. (1993) A Mecsek hegység alsókréta vulkáni k zetei I.
Ásvány- és k zettan. Földt. Közl., 123/2, 129-165.
Harangi, Sz., Tonarini, S., Vaselli, O., Manetti, P. (2003) Geochemistry and
petrogenesis of Early Cretaceous alkaline igneous rocks in Central Europe:
134
implications for a long-lived EAR-type mantle component beneath Europe. Acta
Geol. Hun., 46/1, 77-94.
Hart, S.R. (1988) Heterogeneous mantle domain: signature, genesis and mixing
chronologies. Earth Planet. Sci. Lett., 90, 273-296.
Hawkesworth, C.J., Mantovani, M.S.M., Taylor, P., Palacz, A. (1986) Evidence from
the Parana of South Brasil for a continental contribution to Dupal basalts. Nature,
322, 356-359.
Hawkesworth, C.J., Norry, M.J., Roddick, J.C., Vollmer, R. (1979) 143Nd/144Nd and 87Sr/86Sr ratios from the Azores and their significance in LIL-element enriched
mantle. Nature, 280, 28-31.
Hiraga, T., Anderson, I.M., Kohlstedt, D.L. (2004) Grain boundaries as reservoirs of
incompatible elements in the Earth’s mantle. Nature, 427, 699-703.
Holmes, A. (1936) Transfusion of quartz xenoliths in alkali basic and ultrabasic lavas,
south-west Uganda. Mineral. Mag., 24, 408-421.
Horváth, F., Dövényi, P., Szalay, Á., Royden, L.H. (1988) Subsidence, thermal and
maturation history of the Great Hungarian Plain. in: Royden, L.H., Horváth, F.
(eds.) The Pannonian Basin, a study in basin evolution. Bull. Am. Assoc. Petrol.
Geol., 45, 355-372.
Horváth, I. & Ódor, L. (1984) Alkaline ultrabasic rocks and associated
silicocarbonatites in the NE part of the Transdanubian Mts (Hungary). Mineralia
Slov., 16, 115-119.
Horváth, F. & Royden, L.H. (1981) Mechanism for the formation of the intra-
Carpathian basins: A review. Earth Evol. Sci., 1(3-4), 307-316.
Huckenholz H.G., Kunzmann T., Spicker C. (1988) Stability of titanian magnesio-
hastingsite and its breakdown to rhönite-bearing assemblages. Terra Cognita, 8,
66.
Huemer, H. (1993) Geochimie und petrogenese der kretazischen Vulkanite im östlichen
Mecsek-Gebirge (Süd-Ungarn). Doctoral dissertation, Wien
Huemer, H. (1997) Multistage evolution of a volcanic suite in the Eastern Mecsek
Mountains, Southern Hungary. Mineral. Petrol., 59, 101-120.
Huismans, R.S., Podladchikov, Y.Y., Cloetingh, S. (2001) dynamic modelling of the
transition from passive to active rifting: application to the Pannonian Basin.
Tectonics, 20, 1021-1039.
135
Ionov, D.A., Dupuy, C., O’Reilly, S.Y., Kopylova, M.G., Genshaft, Y.S. (1993)
Carbonated peridotite xenoliths from Spitsbergen: implications for trace element
signature of mantle carbonate metasomatism. Earth Planet. Sci. Lett., 119, 283-
297.
Johnston, A.D. & Stout, J.H. (1985) Compositional variation of naturally occurring
rhönite. Am. Mineral., 70, 1216.
Kay, R.W. & Gast, P.W. (1978) The rare earth content and origin of alkali-rich basalts
J. Geology, 81, 653-682.
Klemme, S & O'Neill, H.St.C. (2000) The near-solidus transition from garnet lherzolite
to spinel lherzolite. Contrib. Mineral. Petrol., 138, 237-248.
Kóthay, K. & Szabó, Cs. (1999) Silicate melt inclusion study on olivine phenocrysts
from the Hegyest basalt, Balaton Highland, Hungary. Terra Nostra, 99/6, 15th
ECROFI XV, Potsdam, June 21-24, 1999. Abstracts, 170-173.
Kóthay, K., Szabó, Cs., Sharygin, V.V., Török, K., (2001) Silicate melt inclusion study
on olivine phenocrysts and clinopyroxene microphenocrysts in the Hegyest
basalt, Bakony-Balaton Highland, Hungary. Memórias, 7, 237-240.
Kóthay, K., Pet , M., Sharygin, V.V., Török, K., Szabó, Cs. (2003) Silicate melt
inclusions in olivine phenocrysts from Hegyest (Bakony-Balaton Highland) and
Pécsk alkaline basalts (Nógrád-Gömör), Hungary. Geophysical Research
Abstracts, 5, 00748
Kovács, I., Bali, E., Kóthay, K., Szabó, Cs., Nédli, Zs. (2003) Petrogenetic significance
of quartz and feldspar xenocrysts in basaltic rocks. Földt. Közl.,133/3, 397-420.
Köhler, T.P. & Brey, G.P. (1990) Calcium exchange between olivine and clinopyroxene
calibrated as a geothermobarometer for natural peridotites from 2 to 60 kb with
applications. Geochim. Cosmochim. Acta, 54, 2375-2388.
Kräutner, F. (1969) Magmatites finales alcalines quaternatires dans la partie NE du
Massif de Poiana Rusca. Rév. Roumanie Géophys. Géogr., 13, 47-67.
Kretz, R. (1982) Transfer and exchange equilibria in a portion of the pyroxene
quadrilateral as deduced from natural and experimental data. Geochim.
Cosmochim. Acta, 46, 411-421.
Kubovics, I. & Szabó, Cs. (1987) Az AD-2 fúrással harántolt alkáli bázisos, ultrabázisos
telérk zetek ásvány- k zettani és geokémiai vizsgálata. MÁFI Évkönyv, 65/2, 335-
356.
136
Kubovics, I., Szabó, Cs., Gál-Solymos, K. (1989) A new occurence of lamprophyre in
the Buda Mountains, Hungary. Acta Geol. Hun., 32/1-2, 149-168.
Kunzmann, T. (1989) Rhönit: mineralchemie, paragenese und stabilitat in
alkalibasaltischen vulkaniten. Ein beitrag zur minerogenese der Rhönit-anigmatit-
mischkristallgruppe. Doctoral dissertation, Ludvig-Maximillians University,
Munich, 152.
Kunzmann, T. (1999) The aenigmatite-rhönite mineral group. Eur. J. Mineral., 11, 743-
756.
Kyle, P.R. & Price, R.C. (1975) Occurrences of rhönite in alkalic lavas of the McMurdo
Volcanic Group, Antarctica and Dunedin Volcano, New Zealand. Am. Mineral.,
60, 722-725.
Langmuir, C.H., Bender, J.F., bence, A.E., Hanson, G.N., Taylor, S.R. (1977)
Petrogenesis of basalts from the FAMOUS area: mid-Atlantic ridge. Earth Planet.
Sci. Lett., 36, 133-156.
Leake, B. E. (1965) The relationship between tetrahedral aluminium and the maximum
possible octahedral in natural calciferous and subcalciferous amphiboles. Am.
Mineral., 50, 843-854.
Leake, B. E. (1971) On aluminous and edenitic hornblendes. Mineral. Mag., 38, 389-407.
Leake, B.E., Woolley, A.R., Arps, C.E.S., Birch, W.D., Gilbert, M.C., Grice, J.D.,
Hawthorne, F.C., Kato, A., Kisch, H.J., Krivovichev, V.G., Linthout, K., Laird, J.,
Mandarino, J., Maresch, W.V., Nickel, E.H., Rock, N.M.S., Schumacher, J.C.,
Smith, D.C., Stephenson, N.C.N., Whittaker, E.J., Youzhi, G. (1997)
Nomenclature of amphiboles: report of the Subcommittee on amphiboles of the
International Mineralogical Association Commission on new minerals and mineral
names. Mineral. Mag., 61, 295-321.
Lenaz, D., Andreozzi, G.B., Mitra, S., Bidyananda, M., Princivalle, F. (2004) Crystal
chemistry and 57Fe Mössbauer study of chromite from the Nuggihalli schist belt
(India). Mineral. Petrol., 80, 45-57.
Liermann, H.P. & Ganguly, J. (2003) Fe2+ - Mg fractionation between orthopyroxene
and spinel: experimental calibration in the system FeO-MgO-Al2O3-Cr2O3-SiO2,
and applications. Contrib. Mineral. Petrol., 145, 217-227.
Lindsley, D.H. (1983) Pyroxene thermometry. Am. Miner., 68, 477-493.
137
Lucido G, Nuccio, P.M., Leone, G., Longinelli, A. (1980) Amygdaloidal basalts:
Isotopic and petrographic evidence for non-diagenetic crusatl source of carbonate
inclusions. Tschermaks Mineral. Petrogr. Mitt., 27, 113-128.
Luhr, J. F., Pier, J.G., Aranda-Gomez, J.J., Podosek, F.A. (1995) Crustal contamination
in early basin-and-range hawaiites of the Los Encinos Volcanic Field, central
Mexico. Contrib. Mineral. Petrol. 118, 321-339.
Maaløe, S. & Aoki, K. (1977) The major element composition of the upper mantle
estimated from the composition of lherzolites. Contrib. Mineral. Petrol., 63, 161-
173.
Magonthier, M.C. & Velde, D. (1976) Mineralogy and petrology of some Tertiary
leucite-rhönite basanites from central France. Mineral. Mag., 40, 817-26.
Mangult, I. (1996) Újabb vulkanit el fordulások a Villányi-hegység területén. Terepi
jelentés
Marocco, D. (1999) Cinetica di ordine-disordine in spinelli sintetici MgAl2O4 –
Applicazioni geotermometriche. Szakdolgozat, Trieszti Tudományegyetem
Marza, I. & Egri, E. (1971) Consideratii genetice asupra nodulilor peridotitici din
bazaltele alcaline de la Muncelu Mic-Muncelu mare (Muntii Poiana Ruscai). St.
cerc. geol., geof, geogr., Seria geologie, 16, 95-105.
McKenzie, D. & Bickle, M.J. (1988) The volume and composition of melt generated by
extension of the lithosphere. J. Petrol., 29/3, 625-679.
McKenzie, D. & O’Nions, R. K. (1983) Mantle reservoirs and ocean island basalts.
Nature, 301, 229-231.
Menzies, M.A. (1983) Mafic ultramafic xenoliths in alkaline magmas: evidence for
mantle heterogenity modified by magmatic activity. In: (eds.) Hawkesworth, C.J.
& Norry, M.J. Continental Basalts and Mantle Xenoliths, 92-110., Shiva, Cheshire
Menzies, M.A. & Kyle, P.R. (1990) Continental volcanism: a crust-mantle probe. In:
Continental mantle (ed.) M. Menzies, pp.157-177
Mercier, J.CC (1976) Single-pyroxene geothermometry and geobarometry. Am.
Mineral., 61, 603-615.
Mercier, J.CC (1980) Single-pyroxene thermobarometry. Tectonophysics, 70, 1-37.
Meschede, M. (1986) A method of discriminating between different types of mid-ocean
ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram. Chem. Geol.,
56, 207-218.
138
Molnár, S. & Szederkényi, T. (1996) Subvolcanic basaltic dyke from Beremend,
Southeast Transdanubia, Hungary. - Acta Min.-Petr. 37, 181-187.
Morimoto, N., Fabries, J., Ferguson, A.K., Ginzburg, I.V., Ross, M., Seifert, F.A.,
Zussman, J., Aoki, K., Gottardi, G. (1988) Nomenclature of pyroxenes. Am. Miner.,
73, 1123-1133.
Nazarov, M.A., Patchen, A., Lawrence, A.T. (2000) Rhonite-bearing Ca, Al-rich
inclusions of the Efremovka (CV3) chondrite. In Lunar and Planetary Science
XXXI, Abstract 1242, Lunar and Planetary Institute, Houston (CD-ROM).
Nesbitt, H.W. & Young, G.M. (1989) Formation and diagenesis of weathering profiles.
J. Geol., 97, 129-147.
Nickel, K.G. (1986) Phase equilibria in the system SiO2-MgO-CaO-Cr2O3 (SMACCR)
and their bearing on spinel/garnet relationships. N. Jb. Miner. Abh., 155, 259-287.
Nimis, P. (1995) A clinopyroxene geobarometer for basaltic system based on crystal-
structure modeling. Contrib. Mineral. Petrol., 121, 115-125.
Nimis, P. & Taylor, W.R. (2000) Single clinopyroxene thermobarometry for garnet
peridotites. Part I. Calibration and testing of a Cr-in-Cpx barometer and an
enstatite-in-Cpx thermometer. Contrib. Mineral. Petrol., 139, 541-554.
Nisbet, E.G. & Pearce, J.A. (1977) Clinopyroxene composition in mafic lavas from
different tectonic settings. Contrib. Mineral. Petrol., 63, 149-160.
Obata, M. (1976) The solubility of Al2O3 in orthopyroxenes in spinel and plagioclase
peridotites and spinel pyroxenite. Am. Miner., 61, 804-816.
O’Neil, J.R. (1987) Preservation of H, C and O isotopic ratios in the low temperature
environment. In: T.K. Kysler (ed.) Stabile isotope geochemistry of low
temperature fluids. Short Course Handbook, Mineralogical Association of Canada,
13, 85-128.
O’Reilly, S.Y. & Griffin, W.L. (1987) Eastern Australia – 4000 kilometers of mantle
samples. In: Mantle xenoliths, (ed.) Nixon, P.H., John Wiley and Sons Ltd.
Otten, M.T. (1984) The origin of brown hornblende in the Artfjället gabbro and
dolerites. Contrib. Mineral. Petrol., 86, 189-199.
Pami , J. (1993) Late Cretaceous volcanic rocks from some oil wells in the Drava
depression and adjacent mountains of the Southern parts of the Pannonian Basin
(North Croatia). - Nafta, 44, Zagreb, 203-210.
Pami , J. (1997) Vulkanske Stijene Savsko-Dravskog Medurije ja I. Baranje
(Hravatska). asopis „Nafta”, Zagreb, 1997.
139
Pami , J. (2003) Permian to Neogene accretion of the assemblage of geologic units
presently occurring to the south Vardar Composite Terrane and adjacent units.
Acta Geol. Hun., 46/1, 63-76.
Pami , J., Belak, M., Bullen, T.D., Lanphere, M.A., McKee, E.H. (2000) Geochemistry
and geodynamics of a Late Cretaceous bimodal volcanic association from the
southern part of the Pannonian Basin in Slavonija (Northern Croatia). Mineral.
Petrol., 68, 271-296.
Papike, J.L., Cameron, K.L:, Baldwin, K. (1974) Amphiboles and pyroxenes:
characterization of other than quadrilateral components and estimates of ferric ion
from microprobe data. Geol. Soc. America, Ann. Mtg., Abstracts with programs,
1053-1054.
Pearce, J.A. & Cann, J.R. (1973) Tectonic setting of basaltic rocks determined using
trace element analyses. Earth Planet. Sci. Lett., 19, 290-300.
Pearce, J. A. & Gale, G. H. (1977) Identification of ore-deposition environment from
trace element geochemistry of associated igneous host rocks In: Volcanic processes
in ore genesis; Geological Society London Publ., 7, 14-24.
Pearce, J.A. & Norry, M.J. (1979) Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y and Nb
variations in volcanic rocks. Contrib. Mineral. Petrol., 69, 33-47.
Phillips, W.J. (1973) Interpretation of crystalline spheroidal structures in igneous rocks.
Lithos, 6, 235-244.
Philpotts, A.R. (1971) Immiscibility between feldspathic and gabbroic magmas. Nature,
229, 107-109.
Philpotts, A.R. (1976) Silicate liquid immiscibility: Its probable extent and petrogenetic
significance. Amer. J. Sci., 276, 1147-1177.
Prestvik, T., Torske, T., Sundvoll, B., Karlsson, H. (1999) Petrology of early Tertiary
nephelinites off mid-Norway. Additional evidence for an enriched endmember of
the ancestral Iceland plume. Lithos, 46, 317–330.
Princivalle, F., Della Giusta, A., Carbonin, S. (1989) Comparative crystal chemistry of
spinels from some suites of ultramafic rocks. Mineral. Petrol., 40, 117-126.
Princivalle, F., Della Giusta, A., De Min, A., Piccirillo, E.M. (1999) Crystal chemistry
and significance of cation ordering in Mg-Al rich spinels from high-grade hornfels
(Predazzo-Monzoni, NE Italy). Min. Mag., 63, 257-262.
Raase, P. (1974) Al and Ti contents of hornblende, indications of pressure and
temperature of regional metamorphism. Contrib. Mineral. Petrol., 45, 231-236.
140
Rakusz, Gy. & Strausz L. (1953) A Villányi-hegység földtana. - Földtani Intézet
Évkönyve 41/2, 3-27.
Richardson, S.H., Erlank, A.J., Duncan, A.R., Reid, D.L. (1982) Correlated Nd, Sr and
Pb isotope variation in Walvis Ridge basalts and implications for the evolution of
their magma source. Earth Planet. Sci. Lett., 59, 327-342.
Ridley, W.F. & Dawson, J.B. (1975) Lithophile trace element data bearing on the origin
of peridotite xenoliths, ankaramite and carbonatite from Lashaine volcano, N.
Tanzania. Phys. Chem. Earth, 9, 559.
Rock, N.M.S. (1987) The nature and origin of lamprophyres: an overview in: Alkaline
igneous rocks eds. Fitton, J.G. and Upton, B.G.J. pp.191-226.
Rock, N. M. S. (1991) Lamprophyres. - Blackie and Son, Glasgow London New York
43-46., 134., 285.
Royden, L.H. & Dövényi, P. (1988) Variation in extensional styles at depth across the
Pannonian Basin system. in: Royden, L.H., Horváth, F. (eds.) The Pannonian
Basin, a study in basin evolution. Bull. Am. Assoc. Petrol. Geol., 45, 235-255.
Royden, L.H., Horváth, F., Rumpler, J. (1983) Evolution of the Pannonian Basin
system: 1. Tectonics, 2, 63-90.
Rollinson, H. (1993) Using geochemical data pp. 103-133.
Sabatier, H. (1999) Pegmatitoïdes et basaltes globuleux dans le Massif central français:
l’immiscibilité pegmatitique et son double intérêt pour la différenciation
magmatique (Evidence of a kind of immiscibility between dry and “wet” fractions
of a basic melt. The double bearing of such a process on magmatic
differentiation). C.R.Acad.Sci.Paris, Sciences de la terre et des pianétes/
Earth&Planetary Sciences 329, 645-652.
Sachtleben, Th. & Seck, H.A. (1981) Chemical control of Al-solublity in orthopyroxene
and its implications on pyroxene geothermometry. Contrib. Mineral. Petrol., 78,
157-165.
Sack, R.O. & Carmichael, I.S.E. (1984) Fe2 Mg2 and TiAl2 MgSi2 exchange rections
between clinopyroxene and silicate melts. Contrib. Mineral. Petrol., 85, 103-115.
Sato, H. (1975) Diffusion coronas around quartz xenocrysts in andesite and basalt from
tertiary volcanic region in Northeastern Shikoku, Japan. Contrib. Mineral. Petrol.,
50, 49-64.
141
Saunders, A. D., Norry, M. J., Tarney, J. (1988) Origin of MORB and chemically-
depleted mantle reservoirs: trace element constrains. J. Petrol., special volume, 415-
445.
Schmadicke, E. (2000) Phase relations in peridotittic and pyroxenitic rocks in the model
system CMASH and NCMASH. J. Petrol., 41, 69-86.
Sclater, J.G., Royden, L., Horváth, F., Burchfiel, B.C., Semken, S., Stegena, L. (1980)
The formation of the intra-Carpathian basins as determined from subsidence data.
Earth Planet. Sci. Lett, 51, 139-162.
Sharygin, V.V., Kóthay, K., Pet , M., Török, K., Timina, T. Ju., Vapnik, Y., Kuzmin,
D.V., Szabó, Cs. (2003) Rhönite in alkali basalts: studies of silicate melt
inclusions in olivine phenocrysts. ECROFI XVII, 5-7 June, 2003, Budapest, Acta
Mineral. Petrogr. Abstr. Ser. 2, Szeged, 2003, 182-183.
Sheldrick, G.M. (1993) SHELX-93. Program for crystal structure refinement.
University of Göttingen, Germany
Shervais, J.W. (1982) Ti-V plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas.
Earth Planet. Sci. Lett., 59, 101-118.
Shimizu, N. (1975) Rare earth elements in garnets and clinopyroxenes from garnet
lherzolite nodules in kimberlites. Earth Planet. Sci. Lett., 25, 26.
Smith, R.E. (1967) Segregation vesicles in basaltic lava. Am. J. Sci., 265, 696-713.
Soellner, J. (1907) Über Rhönit, ein neues aenigmatitähnliches Mineral und über des
Vorkommen desselben in Basaltischen Gesteinen. N.Jb.Min.Geol. Beilage-Bd.,
24, 475-547.
Spear, F. S. (1981) An experimental study of hornblende stability and compositional
variability in amphibolite. Am. J. Sci., 281, 697-734.
Spera, F. (1984) Carbon dioxide in petrogenesis III: role of volatiles in the ascent of
alkaline magma with special reference to xenolith-bearing mafic lava. Contrib.
Mineral. Petrol., 88, 217-232.
Sun, S. & McDonough, W.F. (1989) Chemical and isotopic systematics of ocean
basalts: implications for mantle composition and process. In: (eds.) A.D. Saunders
& M.J. Norry Magmatism in the ocean basins, Geological Society Special
Publication, 42, 313-346.
Szabó, Cs. (1984) Az Alcsútdoboz (AD-2) fúrással harántolt alkálibázit zárványainak
ásvány- k zettani és geokémiai vizsgálata, eredete, genetikai jelent sége. Ph.D
disszertáció, Budapest
142
Szabó, Cs. (1985) Xenoliths from Cretaceous lamprophyres of Alcsútdoboz-2 borehole,
Transdanubian Central Mountains, Hungary. Acta Mineral. Petrogr. Szeged, 27,
39-50.
Szabó, Cs. & Bodnár, R.J. (1996) Changing magma ascent rates in the Nógrád-Gömör
Volvanic Field Northern Hungary/Southern Slovakia: Evidence form CO2-rich
fluid inclusions in metasomatized upper mantle xenoliths. Petrology, 4/3, 221-
230.
Szabó, Cs., Harangi, Sz., Vaselli, O., Downes, H., (1995) Temperature and oxygen
fugacity in the lithospheric mantle beneath the Carpathian-Pannonian Region.
Acta Vulcanol., 7, 231-240.
Szabó, Cs., Kubovics, I., Molnár, Zs. (1993) Alkaline lamprophyre and related dyke
rocks in NE Transdanubia, Hungary: The Alcsutdoboz-2 (AD-2) borehole. Min.
Petrol., 47, 127-148.
Szilágyi, T. (1981) Lamprofíros telérk zet a Komló-173. sz. K szénkutató fúrásban.
Földt. Közl., 111, 19-29.
Tari, V. & Pami , J. (1998) Geodynamic evolution of the northern Dinarides and the
southern part of the Pannonian Basin. Tectonophysics, 297, 269-281.
Taylor, H.P., Frechen, J., Degens, E.T. (1967) Oxygen and carbon isotope studies of
carbonatites from the Laacher See district, West Germany, and the Alnö district,
Sweden. Geochim. Cosmochim. Acta, 31, 497-430.
Taylor, S. R. & McLennan, S. M. (1985) The Continental Crust: Its Composition and
Evolution. Blackwell, Oxford
Thieblemont, D., Triboulet, C., Godard, G. (1988) Mineralogy, petrology and P-T-t path
of Ca-Na amphibole assamblages, Saint-Martin des Noyers formation, Vendée,
France. Journal of Metamorphic Geology, 6, 697-715.
Török, K. (1995) Garnet breakdown reaction and fluid inclusions in a garnet
clinopyroxenite xenolith from Szentbékkálla (Balaton Highland, W-Hungary).
Acta Vulcanol., 7(2), 285-290.
Tracy, R.J. (1995) Igneous petrology pp. 208-219
Tracy, R.J. & Robinson, N.P. (1977) Zoned titanium augite in alkali olivine basalt from
Tahiti and the nature of titanium sustitutions in augite. Amer. Mineral., 62, 634-
645.
Wass, S.Y. (1979) Multiple origin of clinopyroxenes in alklai basaltic rocks. Lithos, 12,
115-132.
143
Wass, S.Y. & Rogers, N. (1980) Mantle metasomatism by kimberlitic/carbonatitic
fluids - precursor to continental alkali volcanism. Geochim. Cosmochim. Acta,
144, 1811-1823.
Watson, B. (1982) Basalt contamination by continental crust: some experiments and
models. Contrib. Mineral. Petrol. 80, 73-87.
Watson, S. & McKenzie, D. (1991) Melt generation by plume: a study of Hawaiian
volcanism. J. Petrol., 32, 501-537.
Weaver, B.L. (1991/a) Trace element evidence for the origin of ocean-island basalts.
Geology 19, 123-126.
Weaver B.L. (1991/b) The origin of ocean-island basalt end-member compositions:
trace element and isotopic constrains. Earth Planet. Sci. Lett., 104, 381-397.
Weaver B.L., Wood, D.A., Tarney, J., Joron, J.L. (1986) Role of subducted sediment in
the genesis of ocean-island basalts: geochemical evidence from South Atlantic
Ocean islands. Geology, 14, 275-278.
Wells, P.R.A. (1977) Pyroxene thermometry in simple and complex systems. Contrib.
Mineral. Petrol., 62, 129-139.
Wendlandt, R.F. & Harrison, W.J. (1979) Rare earth partitioning between immiscible
carbonate and silicate liquids and CO2 vapor: results and implications for the
formation of light rare earth - enriched rocks. Contrib. Mineral. Petrol., 69, 409-
419.
Wilshire, H. G. & Shervais, J. W. (1975) Al-augite and Cr-diopside suite ultramafic
xenoliths in basaltic rocks from the western United States. Physics and Chemistry
of the Earth, 9, 257-272.
Wilson (1989) Igneous petrogenesis, Unwin Hyman, London
Wilson, M. & Downes, H. (1991) Tertiary-Quaternary extension related alkaline
magmatism in Western and Central Europe. J. Petrol., 32, 811-849.
Winchester, J.A. & Floyd, P.A. (1977) Geochemical discrimination of different magma
series and their differentiation products using immobile elements. Chem. Geol.,
20, 325-343.W
Witt-Eickschein, G. & Seck, H.A. (1991) Solublity of Ca and Al in ortopyroxene from
spinel peridotite: an improved version of an emphirical geothermometer. Contrib.
Mineral. Petrol., 106, 431-439.
144
Witt, G. & Seck, H.A. (1987) Temperature history of sheared mantle xenoliths from the
West Eifel, West Germany: evidence for mantle diapirism beneath the Rhenish
Massif. J. Petrol., 28, 475-493.
White, W.M. (1985) Sources of oceanic basalts: radiogenic isotopic evidence. Geology,
13, 115-118.
White, W.M. (2001) Geochemistry., http://www.geo.cornell.edu/geology/classes/Chapters
Wood, D.A., Tarney, J., Weaver, B.L. (1981) Trace element variations in Atlantic
Ocean basalts and Proterozoic dykes from northwest Scotland: Their bearing upon
the nature and geochemical evolution of the upper mantle. Tectonophysics, 75, 91-
112.
Wyllie, P.J. (1979) Kimberlite magmas from the system peridotite – CO2 – H2O. In:
Kimberlites, diatremes and diamonds: their geology, petrology and geochemistry,
pp 319-329. American Geophysical Union, Washington
Yagi, K. & Onuma, K. (1967) The join CaMgSi2O6-CaTiAl2O6 and its bearing on
titanaugite. J. Fac. Sci. Hokkaido Univ., Ser. 4., Geol. Mineral., 13, 463-483.
Zaitsev, A.N., Demény, A., Sindern, S., Wall, F. (2002) Burbankite group minerals and
their alteration in rare earth carbonatites - source of elements and fluids (evidence
from C-O and Sr-Nd isotopic data). Lithos, 62, 15-33.
Zindler, A. & Hart, S. (1986) Chemical geodynamics. Annu. Rev. Earth Planet. Sci., 14,
493-571.
145
Min
taZ
N4
ZB
A6
ZB
A7
ZN
5Z
BA
10Z
BA
11Z
BA
13Z
N7
ZB
A17
ZB
A19
ZB
A21
ZB
A22
ZB
A26
ZB
A27
ZN
10Z
T1
Táv
olsá
g a
telé
r te
tejé
tl
20 c
m25
cm
30 c
m35
cm
40 c
m45
cm
50 c
m60
cm
70 c
m80
cm
85 c
m90
cm
105
cm11
5 cm
120
cmw
t %
SiO
247
,72
46,8
647
,37
48,3
847
,44
47,9
446
,96
46,3
247
,79
46,7
747
,24
47,4
246
,69
46,6
037
,66
44,9
0
TiO
22,
272,
222,
342,
432,
112,
142,
142,
072,
372,
092,
092,
072,
302,
762,
342,
08
Al 2
O3
14,0
613
,88
15,1
715
,42
12,9
213
,19
13,3
212
,82
14,6
212
,90
12,6
012
,41
13,8
716
,99
14,4
612
,59
Fe 2
O3
1,57
1,57
1,60
1,72
1,53
1,56
1,50
1,59
1,69
1,60
1,68
1,70
1,66
1,51
4,07
1,88
FeO
7,83
7,87
8,01
8,58
7,63
7,78
7,48
7,94
8,46
8,02
8,41
8,52
8,30
7,53
20,3
59,
40
MnO
0,11
0,14
0,14
0,11
0,14
0,13
0,13
0,14
0,11
0,15
0,13
0,13
0,13
0,11
0,08
0,16
MgO
8,75
7,94
6,67
8,85
8,38
8,70
8,06
8,16
8,36
8,00
8,81
8,97
8,92
7,30
3,94
7,80
CaO
13,1
914
,23
13,6
810
,15
15,0
213
,85
15,4
717
,15
12,4
716
,11
15,2
714
,52
14,0
613
,15
14,2
116
,01
Na 2
O1,
291,
901,
581,
051,
711,
621,
731,
681,
231,
531,
481,
461,
340,
840,
071,
73
K2O
1,11
1,15
1,28
0,87
1,09
1,10
1,10
0,64
1,03
0,85
0,69
0,66
0,94
1,18
0,83
1,29
P2O
51,
371,
431,
441,
471,
261,
301,
281,
271,
451,
281,
271,
261,
441,
651,
441,
47
Öss
z.99
,26
99,1
999
,28
99,0
299
,23
99,3
199
,17
99,7
899
,58
99,3
099
,67
99,1
299
,65
99,6
299
,45
99,3
1
mg#
5350
4551
5253
5251
5050
5151
5249
1645
LO
I12
,49,
6012
,10
13,8
9,10
8,9
9,50
9,1
12,4
09,
008,
508,
7011
,00
10,5
012
,00
Fe2O
3/F
eO=
0,2
mg#
= 1
00*M
gO/(
MgO
+F
eO)
1.1
tábl
ázat
A b
abar
csz
lsi
és
turo
nyi (
ZT
1) b
azal
t kém
iai ö
ssze
téte
le
Min
taZ
BE
1*Z
BE
2*Z
BE
3*Z
BE
4*Z
BE
5*Z
BE
6*Z
BE
17*
6819
/a**
6819
/b**
6819
/c**
Mgy
6817
/a**
6817
/b**
wt
(%)
spn.
lh.
spn.
lh.
SiO
248
,20
52,4
952
,11
51,8
447
,28
54,0
747
,24
46,0
245
,93
45,5
040
,10
60,9
061
,31
TiO
22,
922,
332,
472,
482,
682,
412,
372,
382,
292,
262,
970,
080,
25
Al 2
O3
13,2
314
,68
13,2
615
,53
14,1
014
,72
13,7
213
,34
13,3
812
,87
16,4
04,
226,
93
Fe 2
O3
10,3
37,
0811
,49
8,32
9,34
7,14
12,3
910
,96
10,3
010
,34
12,5
2-
-
FeO
1,55
1,06
1,72
1,25
1,40
1,07
1,86
2,48
3,00
2,85
1,88
10,4
810
,30
MnO
0,14
0,10
0,16
0,11
0,13
0,12
0,14
0,12
0,17
0,16
0,19
--
MgO
6,02
5,65
5,44
6,12
6,95
5,81
10,2
58,
939,
689,
645,
1315
,09
13,3
8C
aO13
,62
12,7
89,
7410
,36
14,0
510
,88
8,21
12,0
711
,43
12,6
59,
498,
977,
47
Na 2
O0,
871,
721,
271,
740,
801,
670,
780,
761,
020,
980,
210,
100,
20
K2O
0,87
0,97
0,92
1,02
1,13
0,92
1,24
1,19
1,20
1,20
0,65
0,16
0,16
P2O
52,
241,
151,
421,
242,
131,
191,
791,
731,
601,
552,
12-
-
Öss
z.10
0,00
100,
0010
0,00
100,
0010
0,00
100,
0010
0,00
100,
0010
0,00
100,
0098
,80
100,
0010
0,00
mg#
8084
7683
8384
8578
7677
73L
OI
17,9
014
,70
13,9
014
,60
14,7
014
,30
12,0
010
,54
10,0
29,
816,
7012
,20
9,62
Fe2O
3/Fe
O=
0,2
(F
eO a
spi
nell
lher
zolit
okba
n Fe
O to
t-ké
nt m
egad
va)
mg#
= 1
00*M
gO/(
MgO
+F
eO)
* ut
ólag
osan
kar
boná
tmen
tesí
tett
adat
ok**
Mol
nár
& S
zede
rkén
yi (
1996
) ka
rbon
átm
ente
síte
tt ad
atai
1.2
tábl
ázat
A b
erem
endi
és
már
iagy
di (
Mgy
) ba
zalt
és
a be
rem
endi
spi
nell
lher
zoli
t xen
olit
ok k
émia
i öss
zeté
tele
Min
taZ
BA
1Z
BA
2Z
BA
4Z
BA
5Z
BA
6Z
BA
7Z
BA
9Z
BA
10Z
BA
11Z
BA
13Z
BA
14Z
BA
15Z
BA
16Z
BA
17Z
BA
18Z
BA
19Z
BA
20Z
BA
21Z
BA
22Z
BA
24Z
BA
25Z
BA
26Z
BA
27Z
BA
29Z
BA
30Z
T1
ZT
2
5 cm
10 c
m15
cm
20 c
m25
cm
30 c
m35
cm
40 c
m45
cm
50 c
m55
cm
60 c
m65
cm
70 c
m75
cm
80 c
m82
cm
85 c
m90
cm
95 c
m10
0 cm
105
cm11
5 cm
120
cm12
5 cm
ppm
Cr*
234
219
254
270
264
259
294
247
254
242
259
287
254
265
280
293
250
298
273
244
274
272
302
281
321
274
275
Co
1012
5532
4435
5662
6634
3537
4232
3243
4727
2951
4141
3635
1732
31N
i11
010
117
015
319
116
618
719
721
516
319
018
319
918
018
815
218
017
818
519
721
820
221
629
211
626
324
9Sc
*19
1718
2120
2022
1819
1818
2019
2020
2019
2019
1718
1922
1925
2019
Vn.
d.n.
d.n.
d.n.
d.18
819
0n.
d.18
318
818
5n.
d.n.
d.n.
d.19
6n.
d.17
8n.
d.n.
d.18
5n.
d.n.
d.18
723
2n.
d.n.
d.18
4n.
d.C
un.
d.n.
d.n.
d.n.
d.67
66n.
d.65
6358
n.d.
n.d.
n.d.
75n.
d.60
n.d.
n.d.
61n.
d.n.
d.70
86n.
d.n.
d.67
n.d.
Zn
6214
865
117
6011
812
811
059
105
n.d.
165
111
146
71n.
d.64
6179
100
111
146
154
231
139
130
153
Ga
1913
1416
1618
1616
1517
1515
1616
1615
1415
1416
1517
1914
1916
17R
b33
3820
2832
3722
2525
2324
2524
2419
1615
1417
1516
2334
4423
3029
Ba
132
104
1430
1410
961
801
1360
1030
978
1770
1020
1410
1230
1510
1750
3210
3000
4080
7250
1970
1700
1030
298
107
6530
5016
60Sr
204
159
1020
1050
824
451
1090
889
764
998
786
738
722
432
531
1010
897
987
1040
908
992
591
315
179
199
1710
1430
Ta*
21
n.d.
32
22
n.d.
1n.
d.2
31
22
n.d.
n.d.
n.d.
n.d.
1n.
d.n.
d.n.
d.n.
d.n.
d.1
n.d.
Nb
4738
3438
4349
3939
3843
4142
4346
4036
3738
3536
4140
4850
5347
48H
f*5
54
64
66
43
35
44
53
43
43
33
35
45
54
Zr
164
121
142
161
169
173
157
156
158
165
161
157
155
160
151
153
151
147
143
145
162
154
177
168
187
195
187
Y31
3121
2629
2924
2427
2425
2525
2930
2523
2522
2426
2640
3834
2425
Th*
25,1
18,5
17,5
18,5
21,7
24,3
19,9
17,1
16,7
1817
18,1
19,9
19,9
18,5
17,4
16,7
17,2
16,9
1518
,618
,720
,720
,226
25,2
23,3
U*
5,4
4,6
6,2
54,
13,
43,
93,
64,
43,
84,
42,
35
2,2
3,3
4,2
3,6
4,5
4,6
6,2
4,2
3,2
4,9
4,7
2,7
9,4
5,9
La*
140
106
113
122
130
134
121
105
104
106
105
109
112
117
117
111
108
110
110
108
112
111
129
109
135
147
146
Ce*
187
142
156
153
190
171
143
139
138
138
129
153
151
164
156
136
147
133
142
130
158
141
173
145
188
186
189
Nd*
8098
6981
6398
118
9112
668
105
9694
103
111
106
103
106
8814
014
910
016
761
116
144
113
Sm*
13,7
10,9
11,3
12,2
12,8
12,6
12,8
10,9
10,6
1110
,110
,811
,111
,811
,811
1111
,111
,210
,311
,611
,212
,49,
912
,813
,313
,4E
u*3,
12
2,1
2,2
3,4
2,7
2,8
2,5
1,9
1,4
1,6
1,7
2,9
21,
51,
91,
91,
43,
22
2,5
22,
92,
13,
52,
32,
9T
b*1
1,1
1,4
0,9
1,2
n.d.
0,5
n.d.
0,5
n.d.
0,5
11,
5n.
d.n.
d.0,
50,
6n.
d.0,
7n.
d.0,
90,
90,
70,
7n.
d.n.
d.0,
6Y
b*2,
62,
32,
42,
42,
82,
42,
21,
41,
41,
91,
72,
32,
12,
31,
71,
81,
81,
52
2,1
21,
52,
51,
82,
12,
62,
1L
u*0,
850,
660,
940,
790,
970,
720,
820,
790,
680,
290,
151,
090,
621,
041,
220,
70,
850,
750,
660,
740,
60,
761,
010,
260,
850,
980,
63
*IN
A
2.1
tábl
ázat
A
bab
arcs
zl
si é
s tu
rony
i (Z
T1)
baz
alt n
yom
elem
kém
iai ö
ssze
téte
le
Táv
olsá
ga
telé
r te
tejé
tl
Min
taZ
BE
1Z
BE
2Z
BE
3Z
BE
4Z
BE
5Z
BE
6Z
BE
17B
E1
BE
2B
E3
BE
4B
E5
Mgy
6817
/a**
6817
/b**
ppm
spn.
lh.
spn.
lh.
Cr
384
361
386
342
353
366
266
297*
436*
360*
425*
436*
354*
2280
*19
10*
Co
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
4146
3840
3650
3243
Ni
260
231
285
301
300
243
777
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
318
641
663
Sc*
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
1518
1818
1924
1111
V18
818
019
018
919
617
718
4n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
d.n.
a.n.
a.C
u52
5258
5560
5755
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.d.
n.a.
n.a.
Zn
147
129
133
127
9412
010
7n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.11
0n.
d.n.
d.G
a*n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.12
913
1615
n.a.
n.d.
5R
b24
2328
2728
2238
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
172
3B
a26
453
840
652
341
650
711
08n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.14
9039
57Sr
388
523
325
474
644
476
1173
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
660
9678
Ta*
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
1n.
d.n.
d.n.
d.1
n.d.
n.d.
n.d.
Nb
5154
5755
7752
90n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.82
4n.
d.H
f*n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.4
44
54
5n.
d.5
Zr
196
170
181
172
231
165
216
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
264
84
Y32
3229
3037
3031
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
312
n.d.
Th*
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
2017
,417
,58
8,9
19,9
n.d.
1,3
U*
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
5,3
3,2
4,5
3,7
n.d.
5,5
2,3
n.d.
La*
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
121
108
117
6060
129
510
Ce*
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
167
138
135
7782
205
n.d.
11N
d*n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.17
314
377
6610
413
129
n.d.
Sm*
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
12,3
11,8
12,1
7,6
8,2
15,1
0,8
1,1
Eu*
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
n.a.
31,
42,
41,
82,
33,
3n.
d.0,
3T
b*n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
d.n.
d.n.
d.0,
7n.
d.0,
5n.
d.0,
8Y
b*n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.1,
91,
71,
82
1,9
2n.
d.0,
5L
u*n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.n.
a.0,
960,
890,
580,
980,
410,
32n.
d.0,
07
*IN
An.
a =
nem
ana
lizál
tn.
d =
nem
det
ektá
lt**
spi
nell
lher
zolit
xen
olit
ok a
ber
emen
di b
azal
tban
2.2
tábl
ázat
A b
erem
endi
és
már
iagy
di (
Mgy
) ba
zalt
és
a be
rem
endi
spi
nell
lher
zoli
t xen
olit
ok n
yom
elem
kém
iai ö
ssze
téte
le
Ber
emen
d
di-1
di-1
di-2
di-2
di-1
oci-
px3
oci-
px4
oci-
px5
rhön
-1rh
ön-2
amf-
6m
agsz
egél
ym
agsz
egél
ym
agm
agsz
egél
ysz
egél
yox
id(%
)rh
önit
rhön
itts
cher
mak
itSi
O2
44,5
742
,82
44,0
940
,86
44,5
645
,54
44,3
541
,97
28,0
927
,74
39,5
9T
iO2
3,26
3,69
2,68
4,75
3,24
2,55
2,62
4,13
6,66
7,30
3,40
Al 2
O3
8,99
10,5
38,
2114
,03
9,39
9,03
9,30
11,7
914
,33
13,8
515
,17
Cr 2
O3
0,20
0,00
0,46
0,00
0,17
0,01
0,00
0,00
0,03
0,00
0,00
FeO
7,32
8,80
6,57
11,5
97,
919,
979,
879,
3025
,67
26,2
515
,43
MnO
0,09
0,10
0,11
0,20
0,07
0,29
0,20
0,13
0,28
0,21
0,40
MgO
11,9
111
,06
11,6
410
,60
11,4
69,
239,
269,
0612
,07
10,8
79,
17C
aO18
,67
17,8
520
,34
13,3
120
,25
20,7
321
,20
21,6
810
,35
10,4
410
,26
Na 2
O0,
400,
410,
471,
550,
410,
910,
910,
701,
341,
692,
41K
2O0,
000,
010,
010,
490,
010,
030,
010,
000,
000,
000,
89Ö
ssz.
95,4
195
,27
94,5
897
,38
97,4
798
,29
97,7
298
,76
98,8
298
,35
96,7
2
Si1,
731
1,67
61,
735
1,73
51,
707
1,74
81,
718
1,61
13,
913,
906,
25T
i0,
095
0,10
90,
079
0,07
90,
093
0,07
40,
076
0,11
90,
700,
770,
40A
l(IV
)0,
269
0,32
40,
265
0,26
50,
293
0,25
20,
282
0,38
92,
352,
301,
75A
l(V
I)0,
142
0,16
20,
116
0,11
60,
131
0,15
70,
143
0,14
51,
08C
r0,
006
0,00
00,
014
0,01
40,
005
0,00
00,
000
0,00
00,
000,
000,
00Fe
0,23
80,
288
0,21
60,
216
0,25
30,
320
0,32
00,
299
2,99
3,09
2,04
Mn
0,00
30,
003
0,00
40,
004
0,00
20,
009
0,00
70,
004
0,03
0,03
0,05
Mg
0,68
90,
645
0,68
30,
683
0,65
40,
528
0,53
50,
518
2,50
2,28
2,16
Ca
0,77
70,
749
0,85
80,
858
0,83
10,
852
0,88
00,
892
1,54
1,57
1,74
Na
0,03
00,
031
0,03
60,
036
0,03
00,
068
0,06
80,
052
0,36
0,46
0,74
K0,
000
0,00
00,
001
0,00
10,
000
0,00
10,
000
0,00
00,
000,
000,
00ka
tion
3,98
03,
988
4,00
64,
006
4,00
14,
009
4,02
84,
029
14,4
014
,40
16,2
0O
66
66
66
66
2020
24m
g#74
6976
7672
6263
63
3.1
tábl
ázat
A b
erem
endi
baz
alt é
s oc
ellu
mai
kli
nopi
roxé
n, a
mfi
bol,
rhön
ite
feno
kris
tály
aina
k ké
mia
i öss
zeté
tele
baza
ltoc
ellu
m
szeg
ély
mag
szeg
ély
mag
szeg
ély
söté
tsö
tét
vilá
gos
söté
tvi
lágo
ssö
tét
szek
tor
szek
tor
szek
tor
szek
tor
szek
tor
szek
tor
12
34
56
78
910
1112
1314
1516
1718
1920
21ox
id(%
)Si
O2
50,8
850
,65
50,1
751
,67
51,9
749
,13
49,0
548
,07
46,7
750
,44
51,5
648
,71
46,0
748
,51
51,2
448
,98
45,4
551
,26
48,1
948
,97
41,3
3
TiO
20,
870,
850,
850,
840,
931,
901,
932,
432,
111,
281,
261,
922,
542,
100,
851,
392,
440,
992,
001,
493,
74
Al 2
O3
4,31
4,30
4,11
4,12
3,54
5,05
5,24
5,80
6,31
3,45
3,28
6,10
7,84
5,54
3,46
5,79
8,00
3,77
5,29
6,02
9,25
Cr 2
O3
0,09
0,11
0,09
0,62
0,39
0,07
0,14
0,15
0,33
0,45
0,70
0,22
0,53
FeO
8,14
8,05
9,66
4,25
4,32
6,53
6,54
6,59
6,55
5,40
5,56
6,05
7,28
7,07
4,38
4,69
7,48
4,47
6,67
5,10
8,22
MnO
0,25
0,25
0,32
0,10
0,09
0,13
0,09
0,12
0,12
0,14
0,12
0,15
0,12
0,12
0,02
0,11
0,10
0,05
0,08
0,13
MgO
12,8
712
,64
13,5
715
,12
15,3
813
,45
13,3
812
,52
13,4
015
,19
15,6
813
,96
11,9
912
,70
15,6
213
,84
11,2
115
,37
12,9
613
,84
10,4
8C
aO21
,67
21,6
919
,52
22,4
622
,93
23,3
923
,55
22,6
123
,18
22,0
021
,74
21,9
122
,99
23,0
422
,88
22,7
423
,26
23,1
723
,15
23,1
523
,79
Na 2
O0,
650,
630,
580,
510,
430,
430,
350,
500,
460,
460,
420,
560,
510,
390,
430,
530,
430,
410,
400,
480,
58Ö
ssz.
99,7
399
,17
98,8
799
,69
99.9
810
0,01
100,
1398
,71
98,9
098
,50
99,7
799
,69
99,3
499
,47
99,3
398
,66
98,3
899
,76
98,7
199
,66
97,5
2ka
tion
szám
6 o
xigé
nre
szám
olva
Si1,
898
1,90
01,
893
1,89
81,
906
1,83
01,
825
1,81
31,
769
1,90
11,
900
1,81
01,
739
1,82
01,
895
1,83
11,
736
1,88
81,
820
1,81
81,
618
Al(
IV)
0,10
20,
100
0,10
70,
102
0,09
40,
170
0,17
50,
187
0,23
10,
099
0,10
00,
190
0,26
10,
180
0,10
50,
169
0,26
40,
112
0,18
00,
182
0,38
2A
l(V
I)0,
088
0,09
10,
076
0,07
60,
059
0,05
10,
054
0,07
10,
050
0,05
20,
043
0,07
70,
087
0,06
50,
045
0,08
60,
096
0,05
20,
056
0,08
10,
045
Ti
0,02
40,
024
0,02
40,
023
0,02
60,
053
0,05
40,
069
0,06
00,
036
0,03
50,
054
0,07
20,
059
0,02
40,
039
0,07
00,
027
0,05
70,
042
0,01
1C
r0,
002
0,00
20,
002
0,01
80,
011
0,00
20,
004
0,00
40,
009
0,01
30,
021
0,00
50,
016
Fe0,
253
0,25
20,
304
0,13
00,
132
0,20
30,
203
0,20
70,
207
0,16
70,
171
0,18
80,
229
0,22
10,
135
0,14
60,
238
0,13
70,
210
0,15
80,
269
Mn
0,00
80,
008
0,00
90,
002
0,00
20,
004
0,00
20,
004
0,00
40,
004
0,00
40,
004
0,00
40,
004
0,00
10,
004
0,00
20,
002
0,00
20,
004
Mg
0,71
50,
706
0,76
30,
827
0,80
40,
746
0,74
10,
703
0,75
50,
836
0,86
10,
773
0,67
40,
710
0,86
00,
771
0,63
80,
844
0,72
90,
765
0,61
1C
a0,
866
0,87
20,
789
0,88
40,
901
0,93
30,
938
0,91
40,
939
0,87
10,
858
0,87
20,
930
0,92
60,
906
0,91
10,
952
0,91
40,
937
0,92
00,
998
Na
0,04
70,
046
0,04
20,
036
0,03
10,
031
0,02
50,
037
0,03
40,
033
0,03
00,
040
0,03
70,
028
0,03
10,
038
0,03
20,
029
0,02
90,
034
0,04
4ka
tion
4,00
34,
001
4,00
93,
996
3,96
64,
021
4,01
74,
007
4,04
94,
003
4,00
64,
017
4,03
34,
013
4,01
54,
012
4,03
04,
010
4,02
04,
018
3,98
2m
g#74
7472
8686
7978
7778
8383
8075
7686
8473
8678
8369
3.2
tábl
ázat
A m
ária
gydi
baz
alt k
lino
piro
xén
feno
kris
tály
aina
k ké
mia
i öss
zeté
tele
szeg
ély
szek
torz
ónás
mag
söté
t sze
ktor
vilá
gos
szek
tor
Már
iagy
d
I. f
enok
rist
ály
II. f
enok
rist
ály
III.
fen
okri
stál
yxe
nokr
istá
ly m
agkö
peny
szeg
ély
alap
anya
gsz
ekto
rzón
ás m
ag
sp-1 sp-2 sp-3 sp-4 sp-5 en-1 en-1 pieg. en-2mag1 mag2 szegély mag szegély lamella mag
oxid (%) oxid (%)SiO2 0,04 0,07 0,22 0,11 0,18 SiO2 57,01 57,34 39,97 57,83TiO2 0,02 0,08 0,08 0,10 0,12 TiO2 0,02 0,02 0,06 0,02Al2O3 52,68 50,37 48,51 47,54 44,36 Al2O3 2,77 2,70 17,56 2,68Cr2O3 16,22 16,54 21,66 21,64 21,83 Cr2O3 0,19 0,27 5,07 0,24FeO 14,34 14,20 13,63 13,69 13,35 FeO 6,58 6,50 6,05 6,66MnO 0,11 0,08 0,07 0,04 0,07 MnO 0,16 0,12 0,10 0,17MgO 20,32 19,78 19,65 19,34 18,20 MgO 33,36 34,57 24,75 33,73Össz. 103,73 101,12 103,82 102,46 98,11 CaO 0,30 0,41 9,37 0,35
Na2O 0,00 0,00 0,00 0,00Si 0,001 0,002 0,006 0,003 0,005 K2O 0,03 0,00 0,01 0,00Ti 0,000 0,002 0,002 0,002 0,003 Össz. 100,42 101,93 102,94 101,68Al 1,588 1,564 1,491 1,483 1,453Cr 0,328 0,344 0,446 0,453 0,479 Si 1,96 1,94 1,42 1,96Fe3+ 0,065 0,072 0,056 0,057 0,061 Al-IV 0,04 0,06 0,58 0,04Fe2+ 0,242 0,240 0,241 0,246 0,249 T 2,00 2,00 2,00 2,00Mn 0,002 0,002 0,002 0,001 0,002Mg 0,774 0,776 0,764 0,763 0,754 Al-VI 0,07 0,05 0,15 0,07
Ti 0,00 0,00 0,00 0,00kation 3,000 3,002 3,007 3,007 3,005 Cr 0,01 0,01 0,14 0,01mg# 0,76 0,76 0,76 0,76 0,75 Mg 0,92 0,94 0,71 0,92cr# 0,17 0,18 0,23 0,23 0,25 Fe+2 0,00 0,00 0,00 0,00
M1 1,00 1,00 1,00 1,00
Mg 0,79 0,80 0,60 0,78Fe+2 0,19 0,18 0,18 0,19Mn 0,00 0,00 0,00 0,00Ca 0,01 0,01 0,36 0,01Na 0,00 0,00 0,00 0,00M2 0,99 0,99 1,14 0,98
kation 3,99 4,00 4,14 3,98mg# 90,1 90,4 88,0 90,0Wo 0,98 1,31 28,59 1,13En 82,15 82,54 57,00 82,04Fs 16,86 16,15 14,41 16,83
xenolitok spinell porfiroklasztjainak kémiai összetétele
kémiai összetétele
Beremend, spinell lherzolitensztatit porfiroklasztok
kation szám 4 oxigénre számolva
spinell porfiroklasztokBeremend, spinell lherzolit
xenolitok ensztatit porfiroklasztja
kation szám 6 oxigénre számolva
4.2 táblázat A beremendi spinell lherz
4.1 táblázat A beremendi spinell lherzolit
en-2szegély
57,770,002,600,246,470,12
33,340,450,000,04
101,03
1,970,032,00
0,070,000,010,920,001,00
0,770,180,000,020,000,97
3,9890,21,47
82,0916,45
k
ainakrzolit
ÁGK6819 ÁGK6817TiO2 0,110 0,065Al2O3 50,311 49,469Cr2O3 13,806 14,964
FeO tot 12,283 13,496MnO 0,113 0,120MgO 20,794 20,416NiO 0,393 0,399V2O3 0,087 0,103
Össz. 98,290 99,671
TMg 0,7068 0,7056Al 0,0723 0,0432Mn 0,0025 0,0028Fe2+ 0,1246 0,1217Fe3+ 0,0937 0,1237Össz. 0,9999 0,997
MMg 0,1206 0,1231Al 1,5376 1,4873Ti 0,0022 0,0014Cr 0,2848 0,3214Fe2+ 0,0375 0,031Fe3+ 0,0066 0,0234V 0,0019 0,0022Ni 0,0084 0,0088Össz. 1,9996 1,9986
a (Å) 8,1479 (2) 8,1541 (1)x 0,26284 (9) 0,26284 (9)T-O 1,945 1,947M-O 1,938 1,939M-O/T-O 0,996 0,996refl. szám 118 124R1 2,63 3,32GooF 1,255 1,159
spinelljeinek egykristály-röntgen diffrakciós és mikroszondás mérési adatai
5. táblázat A beremendi fels köpeny xenolitok
d18O SMOW d13C d18O PDB
Babarcsz l s Ba-Oci-5 24,7 -5,5 -6
ocellum Ba-Oci4 23,5 -3,7 -7,2
Babarcsz l s Ba-K-5/1 20,1 -5,5 -10,5
kéreg Ba-K-5/2 23,9 -4,8 -6,8
Be-Oci-6 22,1 -7,2 -8,6
Beremend Be-Oci-8 20 -3,5 -10,6
ocellum Be-Oci-11 20,3 -4,3 -10,3
Be-Oci7/2 20 -3,6 -10,6
ocellumai és karbonáterei karbonátjainak6. táblázat A beremendi és babarcsz l si telérek
stabilizotópos mérési adatai