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