SPINELLBE ZÁRT SZILIKÁTOLVADÉK-ZÁRVÁNY

Átírás

1 HAVANCSÁK IZABELLA V. ÉVES GEOLÓGUS HALLGATÓ SPINELLBE ZÁRT SZILIKÁTOLVADÉK-ZÁRVÁNY VIZSGÁLATOK A MIRDITA OFIOLITEGYSÉG NAGY MgO-TARTALMÚ BAZALTJÁBAN (ALBÁNIA) TÉMAVEZETŐ: SZABÓ CSABA, Ph.D. (ELTE TTK) KONZULENSEK: PROFESSZOR FRIEDRICH KOLLER, (BÉCSI EGYETEM) BERKESI MÁRTA, DOKTORANDUSZ (ELTE TTK) GUZMICS TIBOR, DOKTORANDUSZ (ELTE TTK) LITOSZFÉRA FLUIDUM KUTATÓ LABORATÓRIUM KŐZETTANI ÉS GEOKÉMIAI TANSZÉK FÖLDRAJZI ÉS FÖLDTUDOMÁNYI INTÉZET TERMÉSZETTUDOMÁNYI KAR EÖTVÖS LORÁND TUDOMÁNYEGYETEM BUDAPEST,

2 Tartalomjegyzék 1. Bevezetés Az olvadékzárványokról általában Az ofiolitokról általában Földtani háttér Alkalmazott technikai eszközök és analitikai módszerek Petrográfiai vizsgálatok Geokémiai vizsgálatok Mikrotermometria Lézer ablációs induktív csatolású plazma tömegspektrometria Petrográfia Mintagyűjtés Bazalt telérek leírása Kőzetalkotó elegyrészek Olivin Plagioklász Spinell Alapanyag Szilikátolvadék-zárványok Geokémia A bazalt geokémiai jellemzése Ásványkémia Spinell Plagioklász Alapanyag ásványi alkotóinak kémiai jellemzői A spinell szilikátolvadék-zárványainak fő- és nyomelem-tartalma Nem melegített olvadék-zárványok Melegített és homogenizált szilikátolvadék-zárványok Diszkusszió A magma kristályosodási körülményeinek megbecslése Hőmérséklet Nyomás Oxigénfugacitás Az olivin forszterit-tartalmának becslése Spinell olvadék közötti fő- és nyomelem-megoszlási együtthatók A szilikátolvadék fejlődése a csapdázódás után A vizsgált olvadék forrásrégiójának meghatározása A spinell összetételéből levonható következtetések A szilikátolvadék-zárványok összetételéből levonható következtetések A homogenizált szilikátolvadék-zárványok főelem összetétele A homogenizált szilikátolvadék-zárványok nyomelem összetétele A parciális olvadás modellezése Geológiai alkalmazás Következtetések English summary Köszönetnyilvánítás Irodalomjegyzék

3 Ábrák jegyzéke 1. ábra. Olvadékzárvány típusok sematikus képe 9. oldal 2. ábra. Ofiolit sorozat sematikus tömbszelvénye 11. oldal 3. ábra. Óceánközépi hátság és szubdukciós lemez viszonya 12. oldal 4. ábra. A Földközi-tenger keleti részének sematikus térképe 14. oldal 5. ábra. Albánia földtani térképe 16. oldal 6. ábra. A Mirdita ofiolitegység sematikus szelvénye 18. oldal 7. ábra. A Stravaj masszívum egyszerűsített szelvénye 20. oldal 8. ábra. A vizsgált bazalt szöveti képe 25. oldal 9. ábra. Az egykori olivin polarizációs mikroszkópi képe 26. oldal 10. ábra. A plagioklász és az alapanyag mikroszkópi képe 27. oldal 11. ábra. A spinell kristályok polarizációs mikroszkópi képe 28. oldal 12. ábra. A spinell olvadékzárványainak szöveti jellegzetességei 30. oldal 13. ábra. Melegített és homogenizált szilikátolvadék-zárványok képe 31. oldal 14. ábra. Vizsgált fázisok összetétele a TAS diagramon 32. oldal 15. ábra. Spinell fenokristályok összetétele 38. oldal 16. ábra. A plagioklász átlagolt ritkaföldfém tartalma 42. oldal 17. ábra. Az klinopiroxén kristályok összetétele 43. oldal 18. ábra. A vizsgált fázisok összetétele a Harker diagramokon 45. oldal 19. ábra Az olvadékzárványok összetétele a MgO függvényében 52. oldal 20. ábra. Homogenizált olvadékzárványok nyomelemdiagramja 53. oldal 21. ábra. Homogenizált olvadékzárványok ritkaföldfém diagramja 54. oldal 22. ábra. Vizsgált fázisok a Presnall-(1978) féle fázisdiagramban 56. oldal 23. ábra. Számolt oxigénfugacitás értékek ábrázolása geodinamikai diszkriminációs diagramban 58. oldal 24. ábra. A vizsgált spinell cr# - mg# viszonya 60. oldal 25. ábra. Spinell-olvadék közötti megoszlási együtthatók 63. oldal 26. ábra. Homogenizált szilikátolvadék-zárványok összetétele a Pearce (1976)-féle tektonikai diszkriminációs diagramon 67. oldal 27. ábra. Homogenizálz szilikátolvadék-zárványok összetételének a Mullen (1983)-féle tektonikai diszkriminációs diagramon 68. oldal 28. ábra. A parciális olvadás-modellezése 71. ábra 3

4 Táblázatok jegyzéke 1. táblázat. A vizsgált bazalt fő- és nyomelemösszetétele 33. oldal 2. táblázat. A spinell kristályok kémiai összetétele (elektronmikroszondás elemzések) 35. oldal 3. táblázat. Spinell LA-ICP-MS elemzések 37. oldal 4. táblázat. Elektronmikroszondás adatok a plagioklászról 39. oldal 5. táblázat. Plagioklász LA-ICP-MS elemzése 40. oldal 6. táblázat. A kőzetalkotó klinopiroxének elektronmikroszondás főelemösszetétele 41. oldal 7. táblázat. Reprezentatív kémiai összetételek a nem melegített szilikátolvadékzárványokról 8. táblázat. Melegített szilikátolvadék-zárvány elektronmikroszondával meghatározott és normatív összetétele 44. oldal 47. oldal 9. táblázat. A homogenizált szilikátolvadék-zárványok nyomelem összetétele 51. oldal 10. táblázat. Megoszlási együttható spinell és szilikátolvadék-zárvány között 62. oldal 4

5 1. Bevezetés A magmás rendszerek kristályosodása a különböző földtani környezetben összetett kémiai és fizikai folyamat. Az olvadékból való kristályosodás során különböző fizikai (nyomás, hőmérséklet, oxigénfugacitás, stb.) és kémiai feltételek mellett stabil ásványok válnak ki. A kristályosodás körülményeire a kőzetek szövete és a kőzetekben található ásványok kémiai tulajdonságai utalnak. A primer szilikátolvadék-zárványok a kristályosodó ásványokba záródott olvadékcseppek, amelyek őrizhetik a magma kémiai és fizikai tulajdonságait, vizsgálatukkal ezért bepillantást nyerhetünk a magmában és a magmakamrában lejátszódó folyamatokba, továbbá azok tér-és időbeli változásába a kristályosodás előrehaladtával (LOWENSTERN, 1995; FREZZOTTI, 2001; DANYUSHEVSKY, 2002). Diplomamunkámban a Mirdita ofiolitegységhez tartozó Stravaj masszívum bazalt teléreiben lévő spinell fenokristályok primer szilikátolvadék-zárványainak vizsgálatával foglalkozom, amely lehetőséget nyújt a bazalt eredetének meghatározására. A Mirdita ofiolitegység kutatása a potenciális krómit-tartalma mellett kőzettani és geokémiai szempontból is az érdeklődés középpontjába került miután kiderült, hogy nem csak óceánközépi hátság eredetű bazaltok, hanem szubdukciós eredetű mafikus kőzetek is alkotják (pl. SHALLO 1994; BORTOLOTTI et al., 2002; HOECK et al., 2002; KOLLER et al., 2006; DILEK et al., 2005, 2008). Az ofiolit sorozatok ultrabázisos-bázisos kőzetei az egykori óceánaljzat átalakulása és kisfokú metamorfózisa, majd a szubdukcióhoz kapcsolódó metamorfózis, továbbá a szubszekvens tektonikai fejlődés során jelentős mértékben átalakulhattak. Ennek eredménye az üde magmás kőzetalkotó ásványok gyakori hiánya (MEVEL et al., 2003; IYER et al., 2008). A spinell azonban e folyamatokkal szemben jóval ellenállóbb, mint a szilikátok akár fenokristályként, akár kristályzárványként fordul elő a kőzetben (BARNES, 2000; BARNES ÉS ROEDER, 2001), továbbá bázisos rendszerekben egy korai kiválási termék (PRESNALL, 1978). Ezáltal elsődleges olvadékzárványai (ha vannak) közvetlen információt hordoznak az átalakulatlan kőzet összetételéről és kristályosodási folyamatáról, egyensúlyi hőmérsékletéről, az eredeti olvadék forrásrégiójáról, geológiai-geodinamikai környezetéről és az olvadás mértékéről. 5

6 1.1. Az olvadékzárványokról általában Az olvadékzárványok tanulmányozása mind a kőzettan és különösen az in situ analitikai technikák virágzása óta a geokémia egyik gyorsan fejlődő és gyakran alkalmazott kutatási eszköze és módszere (ROEDDER, 1984; LOWENSTERN, 1995; FREZZOTTI, 2001; DANYUSHEVSKY, 2002). A szilikátolvadék-zárványok dominanciája mellett egyes bázisos és ultrabázisos kőzetekben szulfid- és karbonatitolvadék-zárványokat írtak le (PETERSON ÉS FRANCIS, 1977; ANDERSEN et al., 1987; SCHIANO ÉS CLOCCHIATTI, 1994; SZABÓ ÉS BODNAR 1995; ZAJACZ ÉS SZABÓ, 2003; BALI et al., 2002; GUZMICS et al., 2008). Ezzel szemben a szilikátolvadék-zárványok a magmás kőzetek teljes tartományában előfordulnak (ANDERSON ÉS WRIGHT, 1972; BACON, 1986; MÉTRICH ÉS CLOCCHIATTI, 1989; SOBOLEV, 1996; STUDENT ÉS BODNAR, 1996; NIELSEN et al., 1995, 1998; DANYUSHEVSKY et al., 2000, 2002; GAETANI ÉS WATSON, 2000; KAMENETSKY et al., 2001; STUDENT, 2002; RAPIEN et al, 2003; LUKÁCS et al., 2005; KÓTHAY et al., 2005; SHARYGIN et al., 2007; SADOFSKY et al., 2008). Bázisos kiömlési kőzetek esetében az elsőként kristályosodó ásványok (pl. olivin és/vagy spinell) található szilikátolvadékokat első megközelítésre primitív magmacseppnek tételezzük fel, amely kiváló információt szolgáltathat a vizsgált kőzet szülőmagmájának forrásrégiójáról, a parciális olvadás mértékéről és a frakcionációról (pl. NIELSEN et al., 1995; DANYUSHEVSKY et al., 2000; NORMAN et al., 2002; ZAJACZ et al., 2007; SADOFSKY et al., 2008) A geológiai irodalomban igen jelentős ismeretanyag áll rendelkezésre elsősorban bázisos kiömlési kőzetek olivin, piroxén és plagioklász fenokristályaiban található szilikátolvadék-zárványokról (pl. ROEDDER, 1984, 1987; NIELSEN et al., 1995; SOBOLEV, 1996; KAMENETSKY et al., 2001; DANYUSHEVSKY et al., 2002; SCHIANO, 2003; KÓTHAY et al., 2005; ZAJACZ et al., 2007; SHARYGIN et al., 2007; SADOFSKY et al., 2008), ezzel szemben a spinellek által bezárt szilikátolvadék-zárványokról ismereteink jóval csekélyebbek (KAMENETSKY, 1996; KAMENETSKY et al., 2001; SPANDLER et al., 2007). ROEDDER (1984) alapvető, szemléletformáló munkája alapján a primer olvadékzárványok a kristályosodó ásványba bezáródott magmacseppek, melyek feltételezhetően egyensúlyba kerültek a bezáró ásvánnyal. A csapdázódott olvadékban lejátszódó szilárdulási folyamatokat a nyomás és a hőmérséklet csökkenésének mértéke kontrollálja. Ideálisan lassú hőmérsékletcsökkenés hatására úgynevezett leányásványok 6

7 keletkeznek és a zárvány teljesen kikristályosodik (ROEDDER, 1984; DANYUSHEVSKY et al., 1997, 2000, 2002; FREZZOTTI, 2001). Ideálisan gyors hűlés esetén azonban a befogódott olvadéknak nincs elég ideje kikristályosodni, ezért üvegként dermed meg (ROEDDER, 1984; FREZZOTTI, 2001; DANYUSHEVSKY et al., 2002). A két szélső eset közötti állapotban a kőzetüvegben leányásványok láthatók (FREZZOTTI et al., 1991; FREZZOTTI, 2001; DANYUSHEVSKY et al., 2002). A leányásványképződés egy sajátos és rendszerint bekövetkező formája a zárvány bezáródása után a zárvány falán gazdaásvánnyal azonos ásványos összetételű összefüggő vagy szakaszos ásványsor megjelenése, amit az irodalom falrakristályosodásnak nevez (WATSON, 1976; ROEDDER, 1984; FREZZOTTI, 2001; DANYUSHEVSKY et al., 2002). Az olvadékzárványokban a bezáródás utáni nyomás csökkenés és az esetleges kristályosodás miatt bekövetkező kémiai összetétel változás következtében fluidum buborékok is megjelenhetnek, ami az olvadék illótartalmának szételegyedett részét jelentik (ROEDDER, 1984; FREZZOTTI, 1992; LOWENSTEIN, 1995) Ezek a buborékok nem azonosak az úgynevezett zsugorodási buborékokkal, amelyek a megszilárdulással járó térfogatcsökkenés következtében alakulhatnak ki a olvadékzárványban és illót nem tartalmaznak (KÓTHAY et al., 2005). A szilikátolvadékok a csapdázódás pillanatában az olvadékon kívül véletlenszerűen csapdázódott kristályos elegyrészeket is bezárhatnak (pl. Cr-spinell olivinben, vagy piroxén és apatit plagioklászban csapdázódott zárványban) (RAPIEN et al., 2003; KÓTHAY et al., 2005; HAVANCSÁK, 2006; SHARYGIN et al., 2007). A leányásványokkal ellentétben ezek az ásványok nem a befogódott olvadékból kristályosodnak ki, hanem a magmafejlődés egy korábbi, befogódás előtti szakaszában váltak ki és sok esetben fenokristályként megtalálhatók a kőzetben. A magmában a kristályokkal egyensúlyban lehet egy homogén olvadék, illetve - szételegyedés következtében - többfázisú, azaz heterogén rendszer is (szételegyedett olvadék vagy olvadékok ± fluid). Ilyen rendszerben a kristályok egyidejűleg több olvadék- és/vagy fluidum-fázist is bezárhatnak véletlenszerű arányban, amelyet heterogén csapdázódásnak hívunk (ROEDDER, 1984; FREZZOTTI, 2001; GUZMICS et al., 2008). Ismert jelenség az úgynevezett grain boundary layer effect (szemcse felületi hatás) (ALBAREDE ÉS BOTTINGA, 1972; LU et al., 1995) Ez azt jelenti, hogy a kristályosodó 7

8 ásványok közvetlen környezetében, a felülethez közel (~20 μm>), az olvadékban relatív hiány alakul ki azokban a kémiai komponensekben, amelyek a kristályosodó anyagokat felépítik. Ez a hatás bezárt olvadékcsepp kémiai összetételén is mutatkozik különösen akkor ha az olvadékzárvány túl kicsi (kisebb, mint μm). A bezáró ásvány kristályosodása és az olvadék csapdázódása közötti elsősorban időbeli kapcsolatok petrográfiai jellegek alapján három csoportra oszthatjuk a következőképpen: 1/ elsődlegesek (primer), 2/ álmásodlagosak (pszeudoszekunder) és 3/ másodlagosak (szekunder) (ROEDDER, 1984; SCHUBERT et al., 2007). A hármas tagolású osztályozást elsősorban a folyadék és gáz-tartalmú, olvadékokhoz nem feltétlenül kötődő zárványokra használják (fluidumzárványok), azonban a szilikátolvadék-zárványokkal foglalkozó kutatások során is elterjedt, hiszen a bezáródás pillanatában az olvadékzárvány is főként folyékony (és gáz) fázisú (ROEDDER, 1984). 1. Az elsődleges olvadékzárványok a bezáró ásvány növekedési zónáihoz kapcsolódhatnak, vagy elszórtan jelennek meg a kristályosodó ásványban (1a. ábra). Megjelenésük azt jelzi, hogy a magmából kristályosodó ásvány növekedésével egyidőben csapdázódtak. Ennek megfelelően a primer zárványok a kristályosodó magma összetételéről és a kristályosodás fizikai feltételeiről adnak pontos képet a bezáródás pillanatában (ERMAKOV, 1949; ROEDDER, 1984). 2. Álmásodlagosnak nevezhető az a zárványsor, ami a gazdaásvány zónásságát metszi, de a zárványokat tartalmazó beforrt sík nem fut ki az ásvány széléig (1b. ábra) (ROEDDER, 1984). Ezek az olvadékzárványok a befogadó ásvány növekedése során keletkező repedésekbe nyomult magmát képviseli. Ezért az egykori repedést tartalmazó ásványrészhez (valójában az ásvány magjához) képest nem tekinthetők primernek, azonban az álmásodlagos zárványokat kitöltő olvadék gyakran külső zónában is csapdázódik, ahol egyértelműen primer olvadékzárványokat formál. 3. A másodlagos olvadékzárványok mindig beforrt repedések mentén a befogadó ásványt vagy ásványokat keresztül-kasul járó hálózatban jelennek meg. (1c. ábra). Ezek az olvadékzárványok a megjelenésük alapján a már kikristályosodott ásvány felnyíló repedéseibe benyomult olvadékból záródtak be, majd szilárdultak meg. Tehát nem azt az magmát képviselik, amelyből a gazdaásvány kristályosodott, hanem egy későbbi, 8

9 fejlettebb kémiai rendszert vagy attól teljesen eltérő forrású és összetételű és időben lényegesen később keletkezett olvadékot. (ROEDDER, 1984). 1. ábra. Elsődleges (a), álmásodlagos (b) és másodlagos (c) olvadékzárványok sematikus képe egy tetszőleges gazdaásványban (ROEDDER, 1984 alapján) 1.2. Az ofiolitokról általában Az ofiolit kőzettani és földtani értelmezés szerint jól meghatározható, jellemző litológiájú és geokémiájú tagokkal rendelkező, túlnyomórészt magmás kőzetsorozat, amely egykor óceáni litoszférát képviselt. Később a képződési helyétől és környezetétől tektonikusan elszakadt és obdukcióval a felszínre vagy annak közelébe emelkedett (ANONYMUS, 1972; BOUDIER ÉS NICHOLAS, 1985; MÜNTNER ÉS HERMANN, 2001). Az ofiolit sorozatok bázisát a parciális olvadás mértékétől függően harzburgitos vagy lherzolitos ultramafikus test alkotja (2. ábra). A lherzolit és a harzburgit az óceáni litoszferikus köpenyt képviseli, a harzburgit a kimerültebb, több olvadási eseményen esett át. Az ultramafikus köpenykőzeteket követi a főként gabbróból álló magmás sorozat (2. 9

10 ábra), ennek egy része a kumulátumok. A kumulátum réteg(ek)et elsősorban már a magmából kristályosodó ásványok alkotják (plagioklász, klinopiroxén, olivin), gyakran krómit réteg fordul elő bennük. E fölött rétegzett gabbró helyezkedik el, majd az úgynevezett izotróp gabbró, amelyek a magmakamrákban kikristályosodott kőzeteket reprezentálják. Az elméleti rétegsorban tovább haladva főként bazaltos összetételű kiömlési kőzetekből álló, réteges telér komplexum és a párnaláva összlet található (2. ábra). Mélytengeri üledékek - mint például radiolarit - fedik a vulkáni sorozatot. Az ofiolit sorozat kőzeteit főként bazalttelérek járhatják át (2. ábra) (pl.: BOUDIER és NICHOLAS 1985; BROWN és MUSETT, 1993). Az ofiolit sorozatokat alkotó kőzetek az egykori óceáni litoszférát alkotó bázikus és ultrabázikus kőzetek, amelyek az óceánközépi hátság (MOR - mid ocean ridge) kialakulásához kapcsolódóan jelennek meg. Korábbi tanulmányok rávilágítottak arra, hogy az ofiolitot alkotó magmás eredetű kőzetek nem csak óceánközépi hátság környezetben keletkezhetnek, hanem szubdukció feletti (SSZ - suprasubduction zone) régióban is (pl. COLEMAN,1981; PEARCE et al., 1984). Mindezt a későbbi évek munkái erősítették meg (pl.; SHALLO 1994; BORTOLOTTI et al., 2002; HOECK et al., 2002; KOLLER et al., 2006; DILEK et al., 2005, 2008). 10

11 2. ábra. Tipikus ofiolit sorozat sematikus szelvénye(litológia és átlagos vastagság) a Samial Ofiolit (Omán) példáján keresztül (BOUDIER ÉS NICHOLAS, 1985 alapján módosítva) 11

12 Tehát az ofiolit zónák magmás kőzetei óceánközépi hátság környezetben (MOR) és szubdukció feletti (SSZ) régióban képződött kőzetek is lehetnek (3.ábra). KOLLER et al. (2006) rámutatott arra, hogy a szubdukciós jelleg az ofiolitos sorozat kőzetei közül a magmakamra (gabbró és ezen belül kumulát kőzetek) és a vulkáni kőzeteket (párnaláva bazalt, telérek) is érinti, hiszen az alábukó óceáni lemez szubdukciós komponenssel gazdagítja a kimerült lherzolitos (ritkán harzburgitos) köpenyéket. Ennek eredménye a szubdukciós lemez fölötti (SSZ) - alapvetően óceánközépi hátság jellegű - óceáni kéreg szubdukciós jellegű képződményekkel való gyarapodása. A MOR és a SSZ kőzetek képződési helyben, korban és összetételben különböznek egymástól, a tektonikai folyamatok hozzák őket egy földtani egységbe. Gyakran az óceánközépi hátság és a szubdukciós zóna egy óceáni medencében helyezkedik el (3. ábra) (pl Csendes óceán, Lau medence, TAYLOR ÉS MARTINEZ, 2003), és a terület összezáródásakor a MOR környezetben és a SSZ régióban képződött kőzetek egy része egy kontinentális peremre obdukálódik. A MOR és a SSZ típusú kőzetek az obdukció során összegyűrődött melanzsokban találhatóak meg. A két különböző genetikájú (MOR és SSZ) kőzet petrográfiai és főelemgeokémiai szempontból hasonló egymáshoz, nyomelem geokémiája azonban különbözik (GARCIA et al., 1979; PICHAVANT et al., 2002; TAYLOR ÉS MARTINEZ, 2003). 3. ábra. Óceánközépi hátság és szubdukálódó óceáni lemez viszonya sematikus ábrán ábrázolva (BORTOLOTTI et al., 2002 alapján) 12

13 2. Földtani háttér A Dinári-Helleni ofiolitöv egy ÉÉNy-DDK irányú, kb km hosszú zóna, amely magába foglalja a Dinári és a Helleni ofiolitöveket Szerbián, Bosznián, Albánián, Macedónián és Görögországon át alkotó egységét (4. ábra). Ezek az ofiolitövek a Tethys óceáni medencéinek (Pindos és Vardar) záródásának maradványai (PAMIC ET AL., 2002), ahol a Tethys óceáni litoszférája az ofiolit zónákban vizsgálható. A Tethys geoszutúráját alkotó öv nyugati részének ofiolitjaiban - dinári és helleni ofiolitokban - MOR és SSZ típúsú kőzetek is ismertek, míg a geoszutúra keletebbi részen ománi és trodoszi ofiolitokban - a szubdukciós jelleget mutató mafikus kőzetek a dominánsak (ROBERTSON, 2002). A Mirdita egység a Tethys szutúráját alkotó Dinári-Helleni ofiolitöv tagjaként, a Pindos ofiolitegység részét képezi, az Albániában elhelyezkedő ofiolit egységeket hívják Mirdita ofiolitegységnek. A Mirdita ofiolitegység a Korábi-Pelagóniai kontinentális fragmentum és a Krasta- Cukal-, valamint a Kruja-zóna között helyezkedik el, ahol az ofiolit masszívumok elszigetelten bukkannak elő a paleogén-neogén molasz szedimentek alól (5.b. ábra) (ROBERTSON és SHALLO, 2000; HOECK et al., 2002). A Kruja-zóna a karbonát platformot, míg a Krasta-Cukal-zóna (5.a. ábra) az Apuliai platform passzív peremét képviseli, ahol a triász folyamán mélytengeri üledékképződés folyt. A zónák főként triász-júra korú mélytengeri és platform mészkőből, valamint dolomitból állnak, melyeket általában kréta flis fed be. A Mirdita ofiolitegység masszívumjaiban szintén található ofiolitmelanzs részét képező triász illetve jura korú mélytengeri mészkő, ammonitico rosso (MECO és ALIAJ, 2000). Az egykori óceáni medence kőzeteire jura radiolarit települ (MARCUCCI és PRELA, 1996), majd a kréta flis jelenik meg kis vastagságban ( m) (FRIEDRICH KOLLER professzor úr szóbeli közlése alapján), majd eocén flis keletkezett karbonátos kőzetekkel. 13

14 4. ábra. A Földközi-tenger keleti részének sematikus térképe. A rózsaszín sáv jelzi a Dinári-Helleni ofiolitöv helyzetét A Mirdita ofiolitegység Albániában található (5a. ábra). Az itt előbukkanó ofiolitok, melyek a Helleni ofiolitöv részét képezik egy 250 km hosszú ÉÉNy-DDK irányú zónát alkotnak, az Adriai platón helyezkednek el és a Tethys medence Adria és az Eurázsiai plató közötti bezáródásának bizonyítékai (ROBERTSON és DIXON, 1984). A Mirditaofiolitegységet kőzettanilag és geokémiailag két részre osztják: keleti és nyugati részre 14

15 (5a-b. ábra) (6. ábra) (SHALLO, 1992; BORTOLOTTI et al., 1996; ROBERTSON és SHALLO, 2000). A Mirdita ofilitegység keleti részébe a Shebenik és a Bilisht masszívumok tartoznak (5b. ábra). Általános jellemzőjük a vastag harzburgitos ultramafikus köpenyeredetű kőzet, amelyet krómit-gazdag dunit, krómit, klinopiroxén kumulátum kőzetek, gabbrónórit, és gabbró követ a rétegsorban. A sorozat fölött réteges telér komplexum jelenik meg, majd vulkáni termékek (párnaláva, andezites-riodácitos vulkanitok) és mélytengeri üledékek következnek. A keleti részben a ofiolit szekvenciák átlagos vastagsága 6-8 km (HOECK ÉS KOLLER, 1999; BORTOLOTTI et al., 2002; KOLLER et al., 2006). A nyugati rész masszívumai (északról dél felé: Luniku, Sphati, Stravaj, Devolli, Vallamara, Voskopoja, Morava, Rehove és Erseka) (5b. ábra) A sorozatok aljzatát alkotó köpenykőzet főként lherzolit. Fölötte az egykori magmakamra kőzeteit troktolit, izotróp gabbró, dunit és wehrlit képviseli. A réteges telér komplexum általában hiányzik a felépítményből, csak helyenként, kis vastagságban jelenik meg.. Ezzel szemben a vulkáni kőzetek - főként bazaltos párnalávák és telérek méteres vastagságúak (HOECK et al., 2002). A teljes sorozat vastagsága körülbelül 3-4 km (HOECK et al., 2002). A vulkáni kőzetek azonban csak bizonyos masszívumokban figyelhetők meg nagyobb - pár száz méteres - vastagságban. Így például a Luniku, Stravaj, Voskopoje és Rehove (5b. ábra) tartalmaznak párnaláva összleteket, vastag masszív lávafolyásokat, párnaláva breccsát és változatos összetételű teléreket (HOECK et al., 2002). 15

16 5. ábra. a. Albánia földtani térképe, főbb tektonikai egységei b. A Mirdita ofiolitegység masszívumjainak vázlatos földtani térképe 16

17 A Mirdita ofiolitegység mafikus kőzetei a középső- és késő-jura idején képződtek, amit a közös metamorf aljzatban található hornblendék Ar-Ar kora és a közös fedőüledék (radiolarit) kora bizonyít. A nyugati rész kőzeteinek kora a metamorf aljzat hornblendéi alapján 171 ± 2,5 168,5 ± 1.6 millió év, míg a keleti zóna kőzetei 174 ± ± 1,2 millió éves kort adtak (BÉBIEN et al., 2000). Hasonló korokat közölt DILEK et al. (2008) szintén az ofiolitos sorozatban jelen levő plagiogránitban és kvarc dioritban talált cirkonokból (165,5-160,3 ± 0,4 millió év). A radiolarit kora körülbelül 168 ± ± 2 millió év (MARCUCCI és PRELA, 1996), ami jó egyezést mutat a cirkonokból, és a metamorf aljzat hornblendéiből kapott koradatokkal. Számos, sokszor egymással ellentétes elmélet létezik az irodalomban a Mirdita ofiolitegység keletkezését illetően, a kutatók abban azonban egyetértenek, hogy a keleti és a nyugati övet alkotó mafikus és üledékes kőzetek nagy valószínűség szerint egy óceáni medencében képződtek. Ennek bizonyítéka a közös metamorf aljzatuk és fedőüledékük (BORTOLOTTI et al., 1996). Korábbi évek kutatásai azt bizonyították, hogy a nyugati rész masszívumjainak magmás kőzetei főként óceánközépi-hátság eredetű kőzetek (MOR), míg a keleti zóna szubdukciós (SSZ) jellegű kőzetekből épül föl (COLEMAN,1981; PEARCE et al., 1984; BECCALUVA et al., 1994; BORTOLOTTI et al., 1996) és az elmélet a nyomelemgeokémiai vizsgálatok fejlődédével be is bizonyosodott (BECCALUVA et al., 1994; SHALLO 1994; BORTOLOTTI et al. 1996; 2002; HOECK ÉS KOLLER 1999; KOLLER et al., 2006; DILEK et al. 2007, 2008). 17

18 18

19 A valós földtani problémát színesíti, hogy a főként MORB jellegű (gabbró, wehrlit, bazaltos összetételű telérek, párnaláva, masszív lávafolyások) kőzetekből álló nyugati zóna tartalmaz szubdukciós zóna feletti (SSZ) régióban képződő magmás kőzeteket is és fordítva, a keleti zóna is tartalmaz óceánközépi hátság (MOR) környezetben képződő magmás kőzeteket (BÉBIEN et al., 1998; HOECK ÉS KOLLER 1999; BORTOLOTTI et al. 2002; HOECK et al., 2002; KOLLER et al., 2006). A Mirdita ofiolitegység keletkezését illetően a kérdés megválaszolása érdekében az elmúlt években több publikáció jelent meg a Mirdita ofiolitegység peridotitos kőzetekből, kumulátum sorozatból és a vulkáni magmatitokon végzett nyomelem geokémiai vizsgálatokról. KOLLER és munkatársai (2006) rámutatottak arra, hogy a szubdukciós komponensekben való gazdagodás a nyugati zónában ahol MORB jellegű kőzetek dominálnak - nemcsak a vulkáni kőzetekben, hanem az ofiolitok bázisát alkotó peridotitokban is felismerhetők. Ugyanebben a sorozatban HOECK és munkatársai (2002) a nyugati rész bazalt telérjeinek geokémiai vizsgálatával kimutatták, hogy a vulkáni kőzetek mind MORB, mind SSZ jelleget is mutatnak. Az elképzelések szerint a nyugati részben a MOR típusú vulkáni kőzetek vannak túlsúlyban a SSZ jelleggel rendelkezőkhöz képest. Továbbá a vulkanitok megjelenése alapján nem zárható ki, hogy a Mirdita ofiolitegység egy olyan ív mögötti medencében alakulhatott ki, ahol a szubdukció nyugati irányú volt (KOLLER et al., 2006; DILEK et al., 2008). Más értelmezések szerint az ofiolitöv nyugati zónája egy ív előtti medencében képződött, ahol a szubdukció keleti irányú volt (BORTOLOTTI et al., 2002). Mint látható nincs egységes modell a Mirdita ofiolitegység keletkezését illetően. A diplomamunka tárgyát képező Stravaj masszívum a Mirdita ofiolitegység nyugati zónájában (5b-6. ábra), a Sphati masszívum közelében, attól délkeletre helyezkedik el. Kőzetei erősen mállottak, ezért mindezidáig kevéssé vizsgálták, így mind petrográfiailag, mind geokémiailag kevés ismeret áll róluk rendelkezésre. A korábban bemutatott Voskopoje, Rehove és Luniku masszívumokhoz (5b-6. ábra) hasonlóan a Stravaj masszívumban is találhatók vulkáni-szubvulkáni kifejlődésű (pl. telér, lávafolyás és párnaláva) kőzetek, míg a közvetlen közelben levő Sphati masszívumon ezek a képződmények hiányoznak. A Stravaj aljzatát a többi Mirdita ofiolitegység masszívumtól eltérően ismeretlen összetételű kőzet alkotja. Az ofiolitos összlet 19

20 rétegsorában a legalsó feltárt egység egy körülbelül 500 méter vastag plagioklász-gazdag peridotit, rodingitesedett gabbró telérekkel. A peridotit felett körülbelül 150 méter vastag izotróp gabbró következik, amelyet egy körülbelül 200 méter vastagságú párnaláva összlet követ. A párnaláva és a gabbró érintkezése azonban nem ismert. A párnalávát jelentősen átalakult bazalt telérek szelik át, amelyekhez hasonlót az alsóbb egységek nem tartalmaznak. A ofiolit sorozat magmás kőzeteire vulkanoszedimentekkel kevert radiolarit, majd radiolarit települ (7. ábra). 7. ábra. A vizsgálat tárgyát képező Stravaj masszívum egyszerűsített szelvénye (a vizsgált minták rétegtani helyét piros vonalak jelölik), valamint terepi kép a párnaláva összletről és a benne található telérekről 3. Alkalmazott technikai eszközök és analitikai módszerek 3.1 Petrográfiai vizsgálatok A mikroszkópos petrográfiai vizsgálatokat Nikon Eclipse E600 POL típusú polarizációs mikroszkópon végeztem az ELTE Kőzettani és Geokémiai Tanszéken működő Litoszféra Fluidum Kutató Laboratóriumban. A vékonycsiszolatokról készült fotók ugyanitt, az említett polarizációs mikroszkópra szerelt Nikon CoolPIX E950 típusú 20

21 digitális fényképezőgéppel készültek. A petrográfiai vizsgálatokhoz a hagyományostól eltérő ( μm vastagságú), 1μm-es gyémántpasztával mindkét oldalán polírozott vékonycsiszolatokat használtam, amelyek fedetlenek voltak mivel a spinell kristályok nem átlátszók és a bennük levő szilikátolvadék-zárványok csak feltárt állapotban, ráeső fénnyel észlelhetők. 3.2 Geokémiai vizsgálatok A teljes kőzet fő- és egyes nyomelem összetétele röntgenfluoreszcens (XRF) módszerrel a Bécsi Egyetem Földtudományi Tanszékének PHILIPS PW 2400 típusú műszerén lett meghatározva. A tanulmányozott kőzetek elegyrészeinek és a spinell szilikátolvadék-zárványainak (valójában kristályos és üveges alkotóinak, illetve a homogenizált olvadék megdermesztett üvegjeinek) a főelemösszetételét a Bécsi Egyetem Földtudományi Tanszékének elektronmikroszonda laboratóriumában határoztuk meg. Az elemzéseket Cameca SX100-as típusú mikroszondán, 15kV illetve 20kV gyorsítófeszültség mellett végeztük. A mérés során a sugáráram erőssége 20nA volt. Energiadiszperzív (EDS) spektrométert a kristályos és üveges fázisok (klinopiroxén, plagioklász és spinell fenokristályok, valamint a szilikátolvadék-zárványok kristályos és üveges elegyrészeim valamint a homogenizált szilikátolvadék-zárvány) azonosítására, míg hullámhossz diszperzív spektrométert (WDS) a fenti ásványok és üvegek kémiai összetételének mennyiségi meghatározására használtuk. Az alkalmazott sugárnyaláb átmérője a spinell és a szilikátolvadék-zárvány vizsgálatakor 10µm volt, ugyanis a vizsgált kristályos fázisok mérete megengedte a nagy sugárnyaláb használatát. A nyers adatokon ZAFkorrekciót alkalmaztunk. 3.3 Mikrotermometria A homogenizációs kísérletekhez történő mintaelőkészítés első fázisában porcelánmozsárban aprítottam a vizsgált bazaltot. Az összezúzott anyagot hagyományos szitasoron szemcseméret-frakciókra választottam szét. További vizsgálatok céljából azt a 0,25-0,5 mm-es szemcseméretű frakciót használtam fel, amelyben már főleg önálló 21

22 ásványszemcsék voltak fellelhetők. Ebből a részlegből válogattam ki a tiszta, más rátapadt ásványokból vagy egyéb bevonatoktól mentes spinelleket a homogenizációs kísérletekhez. A spinell szemcséket ezután egy, kézzel kialakított grafit kapszulába helyeztem, amely megakadályozta a szemcsék oxidációját a kemencében történő hevítés során. Egy grafitkapszulába kb. 15 darab spinell kristály került. A melegítést Carl-Zeiss- Jena HB-50 típusú olvasztómikroszkóp kemencéjében végeztem. A kemence felső hőmérsékleti határa 1600ºC. A kísérletet a műszer kalibrációja előzte meg, amelynek során ismert olvadáspontú, nagy tisztaságú ásványokat (NaCl, termés Ag, Au és Cu, továbbá szilícium) olvasztottam meg. A kalibrációs kisérlet alapján megállapítható, hogy a kemence Pt/Pt-Ro termopárjának ±20 C-os hibája van 1000 C felett. A szilikátolvadék-zárvány tartalmú spinellek homogenizációs kisérlete 1200 C és 1240 C-on történt. A célhőmérsékletet analógiák (KAMENETSKY, 1996) és előzetes termometriai becslések (PUTIRKA, 2003) alapján határoztam meg. A hevítés mindig adott fűtési sebességgel történt, figyelembe véve a hibalehetőségeket (DANYUSHEVSKY et al., 2002). A fűtés 40 C/perc rátával indult, amelyet 800 C-ig tartottam, majd 15 C/perc sebesség következett 1000 C-ig. Innen 10 C/perc, majd 1200 C felett 5 C/perc volt a fűtési ráta. Elérve a célhőmérsékletet 20 percig tartottam a hőmérsékletet, majd a szemcsék visszahűtése a műszer által elérhető legnagyobb sebességgel történt, azaz a grafitkapszulák kiemelésével és felnyitásával a spinell szemcsék 20 s alatt alatt 300 C-ra, majd 1 perc alatt szobahőmérsékletre hűltek. Az olvadékzárványok 1200 C-on még tartalmaztak nyomokban leányásványokat, 1240 C-on a leányásványok teljes hiánya jelezte a szilikátolvadék-zárványok homogenizációját. Tehát a hibát figyelembe véve a teljes homogenizáció 1200 ±20 C és 1240 ±20 C között következett be. A homogenizált szilikátolvadék-zárványokat tartalmazó spinell szemcséket tárgylemezre ragasztottam pillanatragasztóval egymástól kb. 0,5 cm-es távolságban. Ezt követően a mikroszkópos vizsgálat előtt a szemcséket csiszoltam, majd políroztam, amíg a homogenizált szilikátolvadék-zárványok a felszínre nem kerültek Lézer ablációs induktív csatolású plazma tömegspektrometria Nyomelem elemzések készültek a kőzetalkotó fázisok közül a plagioklászból, spinellből és ezeken kívül a spinellbe zárt homogenizált szilikátolvadék-zárványokból. 22

23 Az egyes fázisok nyomelem összetételének in situ megismerése érdekében a Berni Egyetem Geológiai Intézetében lézer ablációs induktív csatolású plazma tömegspektrometriás (LA-ICP-MS) elemzést végeztünk. Az elemzések egy GeoLas-Pro 2006 típusú lézerablációs rendszerrel (Lambda Physik / Coherent) összekötött ELAN- DRCe ICP-MS (Perkin Elmer) műszerrel történtek. A gerjesztő ArF lézer hullámhossza 193 nm volt. Az alkalmazott lézer energiája 70 mj volt lézerimpulzusonként, frekvenciája 7 Hz (7 lézerimpulzus másodpercenként). Az alkalmazott sugárcsillapító (attenuator) segítségével ez 4-8 J/cm 2 energiasűrűséget eredményezett a minta felszínén. A lézersugár átmérőjét a vizsgált ásvány, illetve olvadékzárvány méretétől függően µm-re állítottuk. Az adatokat LONGERICH et al. (1996) módszere szerint dolgoztuk fel. A külső standard az amerikai NIST 610-es számú szilikátüvege volt. Belső standardként spinellek esetében a mikroszondával meghatározott Cr 2 O 3 -koncentrációt, a homogenizált szilikátolvadék-zárványok esetében a SiO 2 -koncentrációt használtuk fel. Azokban az esetekben, ahol az olvadékzárványról nem állt rendelkezésre mikroszondás adat, vagy több mint egy mikroszondás mérés történt, a zárványok belső standardizálásakor a zárványok SiO 2 -tartalmának átlagát használtuk. Ott, ahol az olvadékzárványok túl kicsinek bizonyultak (az átmérő <40 μm) ahhoz, hogy önállóan meghatározhassuk az összetételüket, az olvadékzárványt és a befogadó spinellt ugyanazzal a lézersugárral porlasztottuk el. Az így kapott kevert (spinell + szilikátolvadék-zárvány) jelet HALTER et al. (2002) módszerével dolgoztuk fel. Ismerve a kevert jel oxidos főelem-összetételét (100%), és a spinell összetételét, a mikroszondás elemzések során kapott SiO 2 - koncentráció alapján számítottuk az olvadékzárványok összetételét. Tekintve, hogy a szilikátolvadék-zárványok SiO 2 tartalmában nincs lényeges különbség (48,9-51,8 tömeg%, 8. táblázat a Geokémia fejezetben), a spinell pedig nem tartalmaz SiO 2 -t viszonylag kis hibával lehetett a spinellben inkompatibilis fő- és nyomelemeket kvantifikálni. 23

24 4. Petrográfia 4.1. Mintagyűjtés A diplomamunkában vizsgált kőzet a Stravaj masszívumon található vulkáni kőzetsorozatban előforduló körülbelül cm vastag mafikus telérkőzet (7. ábra). A vizsgált mintát Friedrich Koller professzor gyűjtötte és a A05/612 jelet adta a telérkőzetnek, ahol a 612 a Stravaj masszívum kódja, az A05 a mintavételezés száma. Amint a korábbiakban bemutattam a Stravaj masszívum kőzetei igen erősen átalakultak, főként szerpentinesedés jellemző rájuk. A részletes vizsgálatra kiválasztott bazalt a legüdébb telérkőzet a területről Bazalt telérek leírása A vizsgált kőzet zöldes-barnás színű, porfíros szövetű. Fenokristályként olivin, plagioklász és spinell jelenik meg, ezek az elegyrészek úsznak az intersticiális alapanyagban (8.a, b ábra). A kőzet modális összetétele: 25% olivin + 2% spinell + 1% plagioklász és 72% alapanyag. A bazaltot erőteljes átalakulás (főleg szerpentinesedés és kloritosodás) érte, elbontva az olivin fenokristályokat, és többnyire a plagioklászt és az alapanyagot is. A leggyakoribb üde elegyrész a spinell, emellett néhány üdébb plagioklász fenokristály is azonosítható. A kőzetben észlelhetők szabad szemmel felkülöníthető olivin aggregátumok, csomók (8a-b. ábra), ahol az olivin és a spinell egy helyen koncentrálódva jelenik meg, ezen kívül egyedi olivin szemcsék is találhatók a kőzetben. A kőzet modális összetétele, az olivin aggregátumok miatt a pikrites bazalt felé tolódik. 24

25 8. ábra. a. A05/612-es számú minta makroszkópos szöveti képe szkennelt vékonycsiszolaton, ahol olivin, spinell, plagioklász, klinopiroxén és alapanyag különíthető el makroszkóposan b. a vizsgált bazalt jellegzetes szöveti elemeinek képe polarizációs mikroszkópban (IN), ahol spinell, olivin és intersticiális alapanyag különíthető el 4.3. Kőzetalkotó elegyrészek Olivin Az olivin teljesen átalakult idiomorf táblás pszeudomorfózák formájában jelenik meg. Mérete 0,3-7,0 mm közötti és szinte minden szemcse kristályzárványként üde spinellt tartalmaz (9a-b. ábra). Az olivin esetenként 1-5 mm nagyságú aggregátumot is alkot (8a. 25

26 és 9b. ábra) gyakran spinellel. Az olivinek főként zöldes színű, szálas megjelenésű szerpentinné alakultak át (9d. ábra). Az átalakult olivinben helyenként szintén átalakult olvadékzárványok maradványai jelennek meg. 9. ábra. Az egykori olivin fenokristályok polarizációs mikroszkópi képe a. Átalakult olivin és spinell kristályzárvánnyal az alapanyagban (I N) b. Összetatapadt olivin szemcsék aggregátumot (csomót) alkotnak az alapanyagban, az olivin szemcsékben és között spinell látható (I N) c. Sajátalakú egykori olivin fenokristály az alapanyagban (1 N) d. Szálas megjelenésű szerpentinit mikroszkópos képe az egykori olivin helyén (+ N) 26

27 Plagioklász A plagioklászoknak két generációja különíthető el (10a-b. ábra). Az első generációs, azaz plagioklász fenokristály viszonylag üde és színtelen (10a. ábra), gyakran ikres, általában széles ikerlemezekből áll, mérete 1-1,5 mm. Ezeknek mennyisége erősen alárendelt a többi fenokristályhoz képest, olvadékzárványokat nem tartalmaznak. A plagioklászok viszonylag üdék a kőzetben, azonban helyenként agyagásványosodtak. A második generációs plagioklász az alapanyagot alkotja (10b. ábra). Ezek színtelen, léces vázkristályként jelennek meg, méretük µm közötti a hosszabbik tengelyük mentén. Az alapanyagot alkotó plagioklász lécek helyenként átalakultak agyagásvánnyá. 10. ábra. A plagioklász fenokristályok és az alapanyagot alkotó léces plagioklászok polarizációs mikroszkópi képe a. Enyhén agyagásványosodott plagioklász fenokristály és az alapanyagot alkotó plagioklász lécek képe (I N) b. Plagioklász fenokristály az intersticiális alapanyagban (plagioklász lécek és amfibol) (+ N) Spinell A spinell szemcsék az olivinben kristályzárványként és az alapanyagban fenokristályként láthatók (9a-b. és 11. ábra). Méretük 100 és 300 µm között van. Általában teljesen opakok, de erős áteső fénynél sötétbarnán áttetszőek, amely a Crgazdag spinellek jellemzője. A spinell általában sajátalakú, oktaéderes kristályt alkot, azonban néhány kristály lekerekített szegéllyel jelentkezik. A spinell ráeső fényben 27

28 sötétszürke színű, és a kristályok szélén minden esetben egy kb µm vastag világosszürke szegély látható, amely szivacsos-sejtes szövettel és éles határral különül el a spinell sötétebb, belső részeitől (11b. ábra). Ritkán repedések harántolják a kristályokat, amelyek mentén szintén látható az előbb említett világosabb színű rész, amely az optikai tulajdonságai alapján magnetitnek határozható (11b. ábra). A spinell szemcsék másik jellegzetessége primer szilikátolvadék-zárvány tartalmuk, amelyekről a következő fejezetekben lesz részletesen szó. 11. ábra. A spinell kristályok polarizációs mikroszkópi képe a. Olivinben található sajátalakú, opak spinell kristályzárvány áteső mikroszkópi fénnyel vizsgálva (I N) b. Olivinben található lekerekített spinell kristályzárvány szilikátolvadék-zárvánnyal és világos színű átalakulási szegéllyel, ráeső mikroszkópi fénnyel vizsgálva Alapanyag A bazalt alapanyagának pontos vizsgálatát az erőteljes átalakulás nehezíti. Az intersticiális alapanyagot második generációs átalakult plagioklász vázkristályok, klinopiroxén kristályok, mállott kőzetüveg, spinell és egyéb, valószínűleg másodlagos opak ásványok alkotják (8-10. ábra). A bazaltot helyenként egymást metsző zöldesfehér színű erek járják át. E zekben az erekben főként szálas megjelenésű klorit és szerpentinit található (8a. ábra). 28

29 4.4. Szilikátolvadék-zárványok A szilikátolvadék-zárványok petrográfiai ismertetése során először a tanulmányozott zárványok általános tulajdonságait tárgyalom, majd a nem hevített, természetes állapotában lévő zárványok jellemvonásait részletezem. Végezetül a melegített és homogenizált olvadékzárványokat mutatom be. A spinellben polírozás során feltárt olvadékzárványok a polarizációs mikroszkóppal ráeső fénnyel vizsgálhatók. A zárványok mérete 5-80 µm közötti, rendszertelenül helyezkednek el a gazdaásványban és általában negatív kristály alakot mutatnak (12a-b. ábra). Mindezek az elsődleges szilikátolvadék-zárványok jellemvonásai. A feltárt nem melegített olvadékzárványok kis része a gazdaásvány repedések mentén bekövetkező átalakulása következtében szintén átalakult (12a-b. ábra). Ezeket a zárványokat (és a befogadó ásványokat) repedések határolják, így a további tanulmányozás szempontjából értéktelenek. Azonban a szilkátolvadék-zárványok nagy része üde (12a-c. ábra) és jól meghatározható elsődleges ásványokból állnak (12d. ábra). Az olvadék-zárványok összetétele viszonylag egyszerű és egyveretű. A metszet orientáltságától függően különböző részarányú klinopiroxénből és kőzetüvegből állnak (12d. ábra). A zárványokon belül a leányásvány (klinopiroxén) és kőzetüveg aránya és 35-65% (n=25) között változik. A két uralkodó elegyrész mellett a kőzetüvegben gyakran előfordul kerek, egyfázisú, 5-10 µm nagyságú szulfid csepp. Továbbá feltételezhető, hogy a olvadékzárványok jellegzetes karéjos szegélye kismértékű spinell falrakristályosodását sejteti (12d. ábra). 29

30 12. ábra. Spinellbe zárt primer szilikátolvadék-zárványok szöveti jellegzetességei a. és b. Sajátalakú és lekerekített, enyhén átalakult spinellben előforduló feltárt, többfázisú (klinopiroxén, kőzetüveg), primer, üde és repedések mentén átalakult olvadékzárványok visszaszórt-elektronképe c. Lekerekített spinell és a benne csapdázódott üde, többfázisú szilikátolvadék-zárvány sztereomikroszkópos képe ráeső fénnyel d. Spinellben csapdázódott, feltárt szilikátolvadék-zárvány fázisainak (falrakristályosodott spinell, klinopiroxén leányásvány, szulfid csepp, kőzetüveg) visszaszórt-elektronképe A melegített és megdermesztett, homogenizált szilikátolvadék-zárványok alakja kerekded és anyag homogén kőzetüveg (13c-d. ábra). Megjegyzendő, hogy a nem teljesen homogenizált zárványok, amelyek 1200 C-ra lettek melegítve, tartalmaznak 30

31 klinopiroxén reliktumot (13a-b. ábra). A további vizsgálatokhoz csak a teljesen homogenizált kőzetüveget tartalmazó szilikátolvadék-zárványokat használtam. 13. ábra ±20 C és 1240 ±20 C-ra melegített, majd hirtelen lehűtött, feltárt szilikátolvadék-zárványok polarizációs és visszaszórt-elektron képe spinellben a. és b ±20 C hőmérsékletre melegített szilikátolvadék-zárvány visszaszórtelektronképe és sztereomikroszkópos képe áteső fénnyel. A zárvány nem teljesen homogenizálódott, elkülöníthető a kőzetüveg és a klinopiroxén leányásvány. c ±20 C ra melegített szilikátolvadék-zárványok sztereomikroszkópos képe áteső fénnyel. A zárvány anyaga teljesen homogenizálódott, fázisok nem különíthetők el benne. d ±20 C ra melegített szilikátolvadék-zárványok visszaszórt-elektronképe. A képen egy teljesen homogén szilikátolvadék-zárvány és átalakult, egyáltalán nem homogenizálódott zárványok láthatók. 31

32 5. Geokémia Főelemösszetétel meghatározást végeztünk a bazaltból (teljeskőzet), a bazalt üde kőzetalkotó ásványaiból (spinell, klinopiroxén, plagioklász), továbbá a spinellben előforduló, nem melegített olvadékzárványok egyes fázisaiból (klinopiroxén, kőzetüveg) és a homogenizált olvadékzárványok kőzetüvegéből. Nyomelemösszetétel vizsgálatok történtek a bazalton, az üde plagioklász fenokristályon, valamint spinellen és a melegített olvadékzárványainak homogenizált kőzetüvegén A bazalt geokémiai jellemzése A tanulmányozott bazalttelér a TAS diagram (összes alkália tartalom és SiO 2 tartalom) bazalt mezejébe esett (14. ábra), kissé ellentmondva a modális ásványos összetételének, hiszen a nagy olivin tartalom (25 % olivin a modális összetételben) alapján a kőzet pikrites bazaltnak is tekinthető (LE BAS, 2000). 14. ábra. TAS diagram, amely az bazalt és spinelljei olvadék-zárványainak kémiai összetételét (tömeg%-ban) mutatja A bazalt XRF analízissel vizsgált fő- és nyomelem összetétele az 1. táblázatban látható. A bazalt gazdag MgO-ban (14 tömeg%), ezzel összhangban a mg# [Mg/(Mg+Fe 2+ )*100] 32

33 1. táblázat. Az A05/612-es bazalt főelem (tömeg%) és nyomelem (ppm) összetétele, összehasonlítva a területen található bazaltok összetételével (Hoeck et al., 2002), valamint Kis-Antillák területéről származó szigetív bazaltok összetételével (Pichavant et al., 2002). n.d.- nem detektált Minta A05/612 A99/026 A00/186 Alb3/98 A99/058 Masszívum Stravaj Voskopoja Voskopoja Rehove Rehove vizsgált kőzet Hoeck et al. (2002) Hoeck et al. (2002) Hoeck et al. (2002) Hoeck et al. (2002) STV 301 Pichavant et al., (2002) ID16 Pichavant et al., (2002) SiO TiO Al 2 O Fe 2 O MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O P 2 O LOI Total Nb Zr Y Sr Rb n.d. 3.0 Ga Zn Cu Ni Co n.d Sc Cr V Ba

34 meglehetősen nagy (~ 75). A kőzetben a SiO 2 koncentrációja 46 tömeg%, az alkáliák és titán kis mennyiségben vannak jelen (Na 2 O = 1,7 tömeg%, K 2 O = 0.05 tömeg%, TiO 2 = 0,7). A vizsgálat során a kőzetben az izzítási veszteség (LOI) 3,66 tömeg%. A kőzetben a kompatibilis nyomelemek viszonylag nagy mennyiségben vannak jelen: a Cr 706 ppm, a V 152 ppm a Ni pedig 468 ppm. A nagy térerejű nyomelemek közül a Zr 33 ppm, a Nb 2,5 ppm értéket mutatnak, az Y 16,8 ppm-el szerepel Ásványkémia Spinell A spinellben a Cr 2 O 3 -tartalom 29,3 39,9 tömeg%, az Al 2 O 3 28,67 37,97 tömeg% közötti, a MgO koncentrációja 17,1 18,8 tömeg%, a FeO total 12,5 és 14,1 tömeg%, a TiO 2 0,20 0,29 tömeg% (2. táblázat). A spinellben a cr#, [Cr/(Cr+Al)], mint mól frakció maximum 0,48, míg a mg# [Mg/(Mg+Fe 2+ )] 0,74-0,78 között van. Ezeknek az elemeknek az egymáshoz való viszonyát a 15. ábra mutatja, ahol a vizsgált spinell összetételén kívül a Mirdita ofiolitegység Rehove és Voskopoje masszívumainak bazalt telérjeiből származó spinellek összetételét (HOECK et al., 2002) is feltüntettem. Az összehasonlítás jelzi, hogy az általam vizsgált spinelleknek nagyobb a mg# és kisebb a TiO 2 -tartalma, mint az irodalmi adatok spinelljeinek (15. ábra). A változás a melegített és homogenizált olvadékzárványok összetételében a mg#-ban van és az összehasonlító adatokhoz képest kisebb mg#-al jellemezhető, míg a cr#-ban nincs változékonyság. A spinell nyomelemekben szegény, kivéve a V-ot, Ni-t, Cu-et, Co-ot, Zn-et, amelyek rendkívüli módon dúsulnak benne (3. táblázat). A Ni tartalom 1402 és 2070 ppm között van, a Co ppm, a V 782 és 986 ppm között változik. A Cu 3 és 11 ppm, míg a Zn 512 és 1096 ppm közötti koncentrációt mutat. 34

35 2. táblázat. A spinell kristályok kémiai összetétele (elektronmikroszondás elemzések) tömeg%-ban spinell 109_sp 110_sp 111_sp 112_sp 113_sp 114_sp 108_sp 115_sp 116_sp 117_sp 118_sp 391_sp 392_sp 393_sp 394_sp 395_sp 436_sp 437_sp 438_sp 439_sp TiO Al 2 O Cr 2 O FeO total MnO NiO MgO Total Al Ti Cr Fe Fe Mn Ni Mg mg-szám cr-szám Magnetit Ulvöspinell Krómit Pleonaszt A kation számolás 4 oxigén atom alapján történt

36 36

37 3. táblázat. A spinell nyomelemösszetétele (LA-ICP-MS mérések) ppm-ben, 1σ- a spinell mérés relatív bizonytalansága spinell III/3_02 III/23_02 III/45_02 III/50_01 III/32_02 II/16_01 II/16_02 II/22_01 II/27_01 II/32_02 II/33_01 II/36_01 1σ V % Co % Ni % Cu % Zn % Rb <0.121 <0.098 < <0.031 <0.251 <0.152 <0.191 <0.281 <0.192 <0.154 < % Sr < <0.051 <0.032 <0.015 <0.376 < < < % Y <0.028 <0.055 <0.053 <0.031 <0.011 <0.209 < < <0.133 < % Zr % Nb < % Mo <0.323 <0.367 <0.292 <0.144 <0.100 <1.590 <0.748 <1.215 <1.644 <0.825 <1.032 < % Cs <0.020 <0.013 <0.018 < <0.110 <0.057 <0.083 < <0.063 < % Ba <0.294 <0.254 <0.226 <0.198 <0.073 <1.089 <1.106 <1.069 <1.916 <0.878 < % La <0.016 <0.025 <0.021 <0.009 <0.005 <0.086 <0.046 <0.050 <0.111 < < % Ce <0.021 <0.029 <0.023 <0.016 <0.005 <0.136 <0.073 <0.060 <0.093 <0.106 <0.092 < % Pr <0.016 < <0.007 <0.005 <0.069 <0.046 <0.064 <0.053 <0.050 <0.038 < % Nd 0.16 <0.180 <0.184 <0.042 <0.069 < <0.836 <0.853 <0.595 <0.357 < % Sm <0.302 <0.223 <0.153 <0.082 <0.055 <0.755 <0.704 <0.741 <0.716 < % Eu <0.058 <0.079 <0.045 < <0.264 <0.182 <0.236 <0.206 <0.143 <0.168 < % Gd <0.131 <0.090 <0.158 <0.085 <0.036 <1.371 <0.667 <0.867 <1.172 <0.957 <0.313 < % Tb <0.019 <0.026 <0.019 <0.020 <0.010 <0.116 <0.050 <0.082 <0.154 <0.120 <0.064 < % Dy <0.137 <0.134 <0.056 <0.052 <0.041 <0.495 < <0.572 <0.566 <0.509 < % Ho <0.029 <0.020 <0.028 <0.031 <0.010 <0.153 <0.118 <0.088 <0.120 <0.059 <0.127 < % Er <0.233 <0.111 <0.173 <0.036 < <0.429 <0.501 <0.778 <0.276 <0.463 < % Tm <0.035 <0.031 <0.025 <0.015 <0.007 <0.128 <0.077 <0.110 <0.189 < < % Yb <0.137 <0.185 < <0.038 <0.600 <0.875 <0.722 <0.801 <0.681 <0.728 < % Lu <0.033 <0.027 <0.043 <0.020 <0.013 < <0.125 <0.169 <0.135 <0.058 < % Hf <0.113 <0.078 <0.057 <0.094 <0.016 <0.232 <0.130 <0.244 <0.205 <0.154 <0.137 < % Ta <0.017 <0.015 <0.014 <0.011 <0.005 <0.090 <0.054 <0.068 <0.085 <0.070 <0.052 < % Pb 0.40 <0.164 < <0.686 <0.377 <0.389 <0.575 <0.410 <0.336 < % Th <0.018 <0.030 <0.018 <0.014 <0.005 <0.079 <0.036 <0.055 <0.045 <0.073 <0.060 < % U <0.037 <0.023 <0.041 < <0.063 <0.045 <0.030 <0.040 <0.042 <0.041 < %

38 15. ábra. A Stravaj masszívum bazalt telérjeiben található spinell kémiai összetétele a cr#-mg# - (ARAI, 1992), TiO 2 -Al 2 O 3 (tömeg %) (KAMENETSKY et al., 2001), valamint a mg# és a TiO 2 (tömeg %) tartalom függvényében. Összehasonlításképpen ábrázoltam a Rehove és a Voskopoje masszívum (Mirdita ofiolitegység) telérjeiből származó spinell összetételét is (HOECK et al., 2002) 38

39 Plagioklász A mikroszondás elemzések a ritkán megjelenő fenokristály plagioklászból készültek (4. táblázat). A SiO 2 50,5 s%, az Al 2 O 3 koncentráció 30,4s% és a CaO tartalom 14,54 s%. A Na 2 O 3,27 s%-ban van jelen a plagioklászban (4. táblázat). Az anortit tartalom 70% és a 4. táblázat. Reprezentatív elektronmikroszondás adatok a plagioklász kémiai összetételéről oxidos tömeg %-ban és kationszámokban. plagioklász 430_pl 431_pl 433_pl SiO 2 50,51 50,69 50,17 TiO 2 0,03 0,04 0,04 Al 2 O 3 30,44 30,50 30,36 FeO 0,72 0,65 0,72 MgO 0,34 0,35 0,33 CaO 14,55 14,54 14,53 Na 2 O 3,27 3,28 3,16 K 2 O 0,01 0,02 0,00 Total 99,87 100,07 99,30 Si 2,320 2,322 2,317 Al 1,648 1,647 1,652 Fe 0,028 0,025 0,028 Ca 0,716 0,714 0,719 Na 0,291 0,292 0,283 K 0,001 0,001 0,000 An 71,05 70,92 71,73 Ab 28,87 28,97 28,27 Or 0,08 0,10 0,00 plagioklász összetétele az anortit albit ortoklász háromszög diagramon a bytownitos és a labradoritos mező határára esik. A plagioklász ritkaföldtartalmára a pozitív Eu anomália mellett az általános ritkaföldfém szegénység a jellemző (16. ábra). A könnyű ritkaföldfémekben mutatkozó kimerülés mellett feltűnő az Y szegénység a szomszédos ritkaföldfémekhez (Dy és Ho) képest. A Sr tartalom 76,2 ppm és a Ba 0,13 ppm (5. táblázat). A kationok 8 oxigénre vannak normálva 39

40 5. táblázat. Plagioklász nyomelemösszetétele (LA-ICP-MS) ppm-ben, 1σ- a plagioklász méréseknek a relatív bizonytalansága %-ban, <-jellel elátott értékek kisebbek, mint a műszer érzékenysége az adott elemre 03_pl 04_pl 05_pl 06_pl 07_pl 08_pl 1σ V % Cr % Co % Ni % Cu % Zn % Rb % Sr % Zr % Nb % Mo % Cs % Ba % La % Ce % Pr % Nd % Sm <0,123 <0, % Eu <0,087 <0,109 <0,146 <0,057 <0,106 <0, % Gd % Tb <0,115 <0,091 <0, <0, % Dy <0,013 <0,016 <0, <0, % Y <0,066 <0, <0,030 <0,041 <0, % Ho <0, <0,013 <0,007 <0,010 <0, % Er <0,045 <0,046 <0, <0,067 <0, % Tm <0,015 <0,016 <0,012 <0,007 <0,009 <0, % Yb <0,113 <0,107 <0,091 <0,041 <0,082 <0, % Lu <0,020 <0,016 <0,017 <0,009 <0,014 <0, % Hf % Ta % Pb % Th % U %

41 6. táblázat. A kőzetalkotó klinopiroxén kristályok kémiai főelemösszetétele tömeg %-ban (elektronmikroszondás elemzések) 406_cpx 407_cpx 416_cpx 417_cpx 418_cpx 419_cpx 420_cpx 421_cpx 422_cpx 423_cpx 424_cpx 425_cpx 426_cpx 427_cpx 428_cpx 465_cpx 466_cpx 467_cpx 468_cpx 706_cpx 707_cpx 708_cpx SiO TiO Al 2 O Cr 2 O FeO total MnO NiO MgO CaO Na 2 O K 2 O Total Si Al Ti Cr Fe Mn Mg Ca Na Total X Mg Wo En Fs Ac A kation számolás 6 oxigén atom alapján történt

42 16. ábra. A plagioklász átlagolt ritkaföldfém-tartalma primitív köpenyre (SUN ÉS MCDONOUGH, 1989) normált ritkaföldfém eloszlás diagramon (n=6). Az átlagtól való eltérés jelölve van, amennyiben az nagyobb, mint a használt szimbólum 5.3. Alapanyag ásványi alkotóinak kémiai jellemzői Az intersticiális alapanyagot alkotó ásványok közül csak a klinopiroxénből készültek főelem geokémiai elemzések. A SiO 2 tartalom 49,3 52,9 tömeg%, a Na 2 O tartalom maximum 0,3 tömeg% (6. táblázat). A kisebb mennyiségben jelenlevő főelemek közül a Cr 2 O 3 számottevő koncentrációban (max. 0,73 tömeg %) mutatkozik, a TiO 2. 0,53 és 1,46 tömeg% között változik (6. táblázat) és a mg# 0,75-0,80 között van. A 17. ábrán a mg# függvényében a Na 2 O/Al 2 O 3 negatív korrelációt mutat, továbbá jól elkülönül egymástól a bazalt klinopiroxénjeinek, valamint az olvadékzárványokban lévő klinopiroxének csoportja. A klinopiroxén számolt magnéziumos (ensztatit) és kalciumos (wollasztonit) végtagjait a 6. táblázat mutatja. A számolt végtagok az En-Wo-Fs diagramban főként az augit mezőbe esnek. 42

43 17. ábra. A alapanyag klinopiroxén és a szilikátolvadék-zárványok klinopiroxénjének kémiai összetétele közötti különbség a Na 2 O/Al 2 O 3 vs mg# diagramon 5.3. A spinell szilikátolvadék-zárványainak fő- és nyomelem-tartalma Nem melegített olvadék-zárványok A szilikátolvadék-zárványokat felépítő klinopiroxén és kőzetüveg a visszaszórt elektronképek alapján nem zónás, és összetételi inhomogenitás sem tapasztalható (12. d ábra). Azonban egymáshoz képest némi összetételi változást mutathatnak a különböző olvadékzárványokban (7. táblázat). A klinopiroxén kémiai összetétele különbözik a bazalt alapanyagában található klinopiroxéntől (17. ábra). A SiO 2 tartalom átlagban 49,7 tömeg%, az Al 2 O 3 8,03 tömeg%. A mg# = 0,82, a TiO 2 0,69 tömeg%, a CaO 16,5 tömeg%. A Na 2 O mennyisége viszonylag kicsi: 0,19 tömeg%, a Cr 2 O 3 viszont 1,10 és 0,68 tömeg% között változik (7. táblázat). A szilikátolvadék-zárványban, a klinopiroxén leányásvány mellett jelenlévő kőzetüveg kémiai összetétele változatos (7. táblázat) (18. ábra), amit a TAS diagramban (14. ábra) bemutatott adatok világosan jeleznek. A SiO 2 tartalom és 57,1 és 64,6 tömeg % között változik, a Na 2 O 3,4-6,1 tömeg %, a Cr 2 O 3 0,38 és 0,65 tömeg % között van. A 43

44 7. táblázat Reprezentatív kémiai adatok (elektronmikroszondás elemzések) a nem melegített szilikátolvadékzárványokról (klinopiroxén leányásvány+kőzetüveg párok) tömeg%-ban 1. pár 2. pár 3. pár klinopiroxén kőzetüveg klinopiroxén kőzetüveg klinopiroxén kőzetüveg minta 396_cpx 399_gl 402_cpx 404_gl 450_cpx 451_gl SiO TiO Al 2 O Cr 2 O FeO MnO NiO MgO CaO Na 2 O K 2 O Total Si Al Al Ti Cr Fe Fe Mn Ni Mg Ca Na K X Mg A klinopiroxén leányásvány esetében a kation számítás 6 oxigén atom alapján, míg a kőzetüveg esetében a plagioklász összetételt alapul véve 8 oxigén atom alapján történt

45 MgO tartalom kicsi 1,56 és 0,1 tömeg % közötti. A CaO tartalom szintén széles tartományban mozog: 6,3 9,6 tömeg % (7. táblázat). A különböző főelemek SiO 2 -hoz való viszonyát a Harker-diagramokon (18. ábra) mutatom be. 18. ábra. A vizsgált bazalt, a nem melegített olvadék-zárvány és a melegített olvadékzárvány kőzetüvegének reprezentatív kémiai összetétele (tömeg %-ban) a Harker diagramokon ábrázolva 45

46 A Harker diagramokon (18. ábra) megfigyelhető, hogy a szilikátolvadék-zárványok kőzetüvegének összetétele bizonyos esetekben (Na 2 O, TiO 2, CaO) tág értékek között változik, míg az Al 2 O 3, a FeO és a MgO esetében a szűk összetételi tartományon belül marad. Gyenge pozitív korreláció látszik a Na 2 O és a TiO 2 esetében a SiO 2 függvényében. A CaO tartalom a SiO 2 növekedésével csökken, míg a FeO és MgO koncentrációjára a kis értékei miatt ez nem mondható el (18. ábra) Melegített és homogenizált szilikátolvadék-zárványok A melegített és homogenizált olvadék-zárványok megdermesztett kőzetüvegének kémiai elemzésére a homogenizációs kísérletek után került sor, az összetételeket a 8. táblázat mutatja. Az elektronmikroszondás elemzési adatok szűk összetételi tartományban mozognak. A SiO 2 48,1 és 51,7 tömeg% között, a MgO 9,9 és 12,7 tömeg% közötti koncentrációban van jelen. Ezenkívül jelentős a CaO tartalom is: 12,0-13,1 tömeg%. Az Al 2 O 3 koncentrációja 14,6 és 17,4 tömeg% közötti, míg a FeO 5,3 és 7,5 tömeg% közötti értékekben mérhető. A kőzetüveg Na 2 O tartalma 2,0-2,4 tömeg%, a TiO 2 koncentrációja 0,58-0,88 tömeg%. A kis mennyiségben jelen levő főelemek közül a MnO 0,10 0,15%, a P 2 O 5 eléri a 0,07 tömeg%-ot (igen közel a mikroszonda kimutatási határához). A vizsgált homogén kőzetüveg tartalmaz Cr 2 O 3 -t, maximum 1,28 tömeg%- ban. A főelemek 100%-ra normálását követően az elemzési adatok a TAS-diagramon (14. ábra) a bazalt mezőbe esnek, közel a befogadó bazalt telér teljes kőzet összetételéhez. A Harker-diagramokon (18. ábra) szintén megfigyelhető, hogy a homogén kőzetüveg kémiai összetétele nem változékony és szinte minden esetben az adatok közel esnek a befogadó bazalt telér összetételéhez. Kivéve a FeO és a MgO esetében, ahol a homogenizált kőzetüveg kevesebb FeO-ot és MgO-ot tartalmaz, mint a bazalt. A homogenizált kőzetüveg esetében a Harker-diagramokon a főelemek és a SiO 2 között értelmezhető trend nem tapasztalható, hiszen a pontok inkább halmaz-szerű eloszlást mutatnak. A 19. ábrán egyes főelemek (TiO 2, Al 2 O 3, CaO, FeO és Na 2 O) kapcsolatát vizsgálom a MgO tartalom függvényében. A CaO és az Al 2 O 3 esetében negatív korreláció mutatkozik, tehát e két elem koncentrációja a szilikátolvadék-zárvány 46

47 8. táblázat. Melegített szilikátolvadék-zárvány elektronmikroszondával mért kémiai összetétele (tömeg %- ban) és számított normatív összetétele (%-ban) I/01_01m I/02_01m I/05_01m I/05_02m I/05_03m I/07_01m I/10_01m I/10_02m I/10_03m I/11a_01m SiO MgO Na 2 O Al 2 O K 2 O Cr 2 O TiO CaO FeO MnO NiO P 2 O Total Krómit Magnetit Ilmenit Apatit Ortoklász Albit Anortit Diopszid Hipersztén Olivin Total mg-szám FeO Fe 2 O

48 8. táblázat. folytatása III/14_01ma III/14_02ma III/14_03ma III/14_01mb III/14_02mb III/16_01ma III/16_02ma III/16_01mb III/16_02mb III/05_01mb SiO MgO Na 2 O Al 2 O K 2 O Cr 2 O TiO CaO FeO MnO NiO P 2 O Total Krómit Magnetit Ilmenit Apatit Ortoklász Albit Anortit Diopszid Hipersztén Olivin Total mg-szám FeO Fe 2 O

49 8. táblázat folytatása I/01_01m I/02_01m I/05_01m I/05_02m I/05_03m I/07_01m I/10_01m I/10_02m I/10_03m I/11a_01m SiO MgO Na 2 O Al 2 O K 2 O Cr 2 O TiO CaO FeO MnO NiO P 2 O Total Krómit Magnetit Ilmenit Apatit Ortoklász Albit Anortit Diopszid Hipersztén Olivin Total mg-szám FeO Fe 2 O

50 homogén kőzetüvegében a MgO tartalom növekedésével csökken, míg a többi főlelem esetében nem látható összefüggés (19. ábra). 19. ábra. A vizsgált bazalt és a homogenizált szilikátolvadék-zárványok kémiai összetételének ábrázolása a MgO függvényében (tömeg%). A melegített és homogenizált szilikátolvadék-zárványok nyomelemösszetételét a 9. táblázat mutatja, ahol a LA-ICP-MS technikával nyert adatokat mutatom be. Az olvadék-zárványok tartalmaznak spinellben kompatibilis elemeket: a Ni 813 és 160 ppm között, a Co 80 és 27 ppm között változik. A V tartalom ppm, míg a Zn 50 és 90 ppm. A HFSE (nagy térerejű nyomelemek) elemek közül a Zr 20 és 30 ppm között 50

51 9. táblázat A homogenizált szilikátolvadék-zárvány nyomelem összetétele ppm-ben (LA-ICP-MS elemzések) n.d. -nem detektált, a III/3, III/23 és III/45 zárvány esetén az 1σ a mérés standardjának a bizonytalansága, a II/16, II/33 és II/36 zárvány esetében a bizonytalanság Halter et al., (2002) módszerével számolt ppm III/3_SMI 1σ III/23_SMI 1σ III/45_SMI 1σ II/16_SMI 1σ II/33_SMI 1σ II/36_SMI 1σ Nb <0, % <0, % <0, % <0.73 <0.75 <2.06 Zr % % % % % % Y % % % % % % Sr % % % % % % Rb <0, % <0, % % < % <0.98 Zn % % % % % % Cu % % % Ni % % % < % < Co % % % < % % V % % % % % < Ba <0, % <0, % <0, % <2.27 <1.54 <5.04 Mo <0, % <0, % <0, % n, d, n, d, n, d, Cs <0, % <0, % <0, % < % <0.17 Pb <0, % <0, % % <0.78 <0.75 <1.88 Th <0, % <0, % <0, % <0.08 <0.08 <0.13 U <0, % <0, % <0, % <0.08 < % La % % % % < % Ce % % % % % % Pr % % % Nd % % % % % % Sm % % % % % % Eu % % % % < % Gd % % % % % % Tb % % % Dy % % % Ho % % % Er % % % Tm % % % Yb % % % < % <2.12 Lu % % % < % % Hf % % % % % <0.72 Ta <0, % <0, % <0, % <0.11 <0.11 <0.26

52 változik, a Hf 1,2-0,7 ppm mennyiségben van jelen az olvadékzárványban. A Sr ppm és az Y ppm. A könnyű-ritkaföldfémeken belül a La 0,34-0,21 ppm, a Ce 2,7-1,9 ppm, a Nd 3,8 és 2,1 ppm. Az Eu 0,7 és 0,5 ppm között változik. A nehézritkaföldfémek közül az Yb 1,8 és 1,6 ppm, illetve a Lu 0,7 és 0,2 ppm között változik (9. táblázat). A sokelemes nyomelemdiagramon (20. ábra) az elemek sorrendje a földköpenybeli kompatibilitásukat követi (a kompatibilitás balról jobbra nő). A diagramon a nyomelemösszetétel lefutása viszonylag egyenletes, az erősen kompatibilis elemekben (Ni, Co, Cu) kimerített az olvadék. 52

53 53

54 54

55 A ritkaföldfém eloszlásokat tekintve (21. ábra) a homogenizált szilikátolvadékzárványok anyaga kimerült könnyű ritkaföldfémekben (La-Nd között). A nehéz ritkaföldfémek felé a görbe egyenessé válik, Eu anomália nem tapsztalható. A primitív köpenyre normált La/Lu arány 1,18 és 0,28 között változik. Összehasonlításként a Stravaj masszívummal szomszédos Rehove masszívum (Mirdita ofiolitegység) bazalt telérjeinek ritkaföldfém összetétele (HOECK et al., 2002) a 21. ábrán látható, ami világosan mutatja, hogy gazdagabb könnyű-ritkaföldfémekben, mint az általam vizsgált olvadékzárvány. 6. Diszkusszió A diplomamunkám eredményeinek tárgyalását három fő részre osztom. Az első pontban a magma kristályosodási körülményeit, a második pontban a csapdázott olvadék lehetséges forrásrégióját, végül a kapott információk geológiai alkalmazhatóságát tárgyalom. A szilikátolvadék-zárvány vagy teljeskőzet összetétel? A homogenizált szilikátolvadék-zárványok és a teljeskőzet főelem összetétele különbözik egymástól (1. táblázat, 8. táblázat): a legjelentősebb különbség a MgO tartalomban látszik. PRESNALL (1978) által 0.7 GPa-on bazaltos rendszerre kidolgozott fázisdiagramon (diposzid-forszterit-anortit háromkomponensű rendszer, 22. ábra) a grafikus ábrázolás is rámutat a két természetes anyag kémiai diverzitására. A bazalt teljes kőzet összetétele az olivin stabilitási mezejébe, míg az olvadékzárványok összetétele a klinopiroxén spinell kotektikus vonalra esik (utóbbi összetétel néhány esetben eléri a klinopiroxén spinell olivin hármaspontot, 22. ábra). A kőzet szövete azt mutatja, hogy az olivinek nagy része kisebb csomókba, aggregátumokba is tömörülhet (8a-b. ábra, 9b. ábra), a spinellek pedig főként olivinben kristályzárványként és önálló ásványként találhatók. Ez magyarázható azzal, hogy hőmérséklet csökkenés hatására először olivin kristályosodott, majd ezután az olvadék összetétele elérte a spinell-olivin kotektikus vonalat, ahol e két ásvány kristályosodása párhuzamosan haladt. Így a teljes kőzet összetétel egy olivin-gazdag kristály-kumulátumot és nem pedig olvadékot reprezentál, mert kristályosodó olivinnel és spinellel együtt csak olyan olvadék létezhet, 55

56 amelynek összetétele (konstans nyomáson) a spinell olivin kotektikus vonalon változik (22. ábra). Megjegyzendő, hogy a nyomás csökkenésével (pl. 1 atm) az olivin-spinell kotektikus vonal megmarad (22. ábra) a stabilitási mezők viszont megváltoznak (OSBORN & TAIT, 1952), tehát a fenti állítás kisebb nyomáson is tartható. 22. ábra. Az A05/612 bazalt és a homogenizált szilikátolvadék-zárványok összetétele forszterit-diopszid-anortit (Fo-Di-An) diagramban. A diagram OSBORN & TAIT (1952) kis nyomású (1 atm, szaggatott vonal) és PRESNALL et al. (1978) nagy nyomású (7 kbar, vastag folytonos vonal) kísérleteiben meghatározott fázisokat mutatja. Az izotermák vékony folytonos vonallal jelöltek. A szemléltetés kedvéért a bazalt teljes kőzet összetétele a feltételezett kiindulási állapot Felmerül a kérdés azonban, hogy a spinell homogenizált olvadékzárványainak összetételei - ennek ellenére - miért a klinopiroxén spinell kotektikus vonalra esnek? Kézenfekvő megoldásnak látszik, hogy az olvadék az együtt kristályosodó olivin és spinell közvetlen környezetében erősen kimerültté vált olivin és spinell komponensekben az úgynevezett grain boundary layer effect (ALBAREDE ÉS BOTTINGA, 1972; LU et al., 1995) miatt. A spinell kimerülést a homogenizációs kisérletek során korrigáltuk (tehát az egykoron oldott spinellt visszakaptuk a homogén olvadékba), de az olivinhiányt 56

57 nem. Tehát a spinell homogenizált szilikátolvadék-zárványai nem mutatják meg a legprimitívebb magmaösszetételt, azonban vizsgálatuk a rendelkezésre álló egyik legjobb eszköz a primitív olvadékhoz legközelebbi állapot tanulmányozására. Ezen túlmenően fontos itt leszögezni, hogy a későbbiekben bemutatott kulcsfontosságú nyomelemösszetételek szempontjából az olivin-kristályosodás okozta ún. grain boundary layer effect elhanyagolható, mert az olivinben a nikkel kivételével az összes nyomelem erősen inkompatibilis A magma kristályosodási körülményeinek megbecslése Hőmérséklet A magma hőmérséklete, ezen belül a spinell kristályosodási hőmérséklete a szilikátolvadék-zárvány homogenizációs hőmérséklete, valamint a zárványon belül a klinopiroxén leányásvány kristályosodási hőmérséklete alapján becsülhető. A szilikátolvadék-zárványok homogenizációja minden esetben és 1240 ±20 C-on következett be. Ez az érték egy minimum csapdázódási hőmérséklet, ahol a spinell kristály az olvadékzárványokat befogta. Hasonló hőmérsékleti értékeket kapott KAMENETSKY (1996) MORB spinellbe zárt szilikátolvadék-zárványok homogenizálása során (>1240 C) Nyomás A nyomás számítására NIMIS ÉS ULMER (1998) olvadékból kristályosodó klinopiroxénre kalibrált barométerét használtam fel. A barométer a klinopiroxén különböző pozíciói (T, M1, M2) közötti kationmegoszlást veszi alapul, amely a klinopiroxén rácshelyeinek nyomás változás hatására fellépő mérettorzulását tükrözi. A módszert bazaltos olvadékból kristályosodó klinopiroxénre dolgozták ki, maximum 24 kbar nyomáson alkalmazható, hibája ±1,7 kbar. A barométert a vízmentes bazalt opcióra kalibráltam, amely a többi olvadékösszetétellel ellentétben nem hőmérsékletfüggő. A számoláshoz az alapanyagban lévő interszertális klinopiroxének összetételét használtam fel. Az általuk adott nyomásértékek 1,81 és 2,86 ± 1,7 kbar. Az alapanyagban levő klinopiroxén összetételéből kapott nyomás a magma egy késői, már a 57

58 felszín közeli szakaszhoz tartozik. Hasonló nyomástartományt (2,1-3,8 ± 1,7 kbar) közölt KOLLER et al. (2006) a Voskopoje, Rehove, Luniku és Sphati masszívumok (Mirdita ofiolitöv) mélységi magmás kőzeteiből (pl. gabbró) NIMIS ÉS ULMER (1998)-féle geobarométer alkalmazásával. A barométer a spinell olvadékzárványaiban lévő leányásvány klinopiroxén esetében nem mutatott értelmezhető eredményt Oxigénfugacitás Bazaltos rendszerben a kristályosodó magma redox állapotát a spinellek Fe 2+ /Fe 3+ hányadosa is tükrözi. Az oxigénfugacitás (fo 2 ) számolható az egyensúlyi olivin és spinell összetételek alapján (BALLHAUS et al., 1991) (az olivin összetételének számolása Az olivin forszterit-tartalmának becslése című alfejezetben olvasható). A számolás szerint a logfo 2 értékek az FMQ-hoz (fayalit-magnetit-kvarc puffer, mint referencia = 0) képest -0,64 és + 0,14 között változnak (átlagérték -0,22). A kapott számok jól egyeznek a MOR bazaltokra jellemző értékekkel (BALLHAUS et al., 1991) (23. ábra). 23. ábra. Az A05/612 bazalt olivinje és spinellje alapján számolt oxigénfugacitás értékek BALLHAUS et al. (1991) módszerével számolva, geodinamikai diszkriminációs diagramon ábrázolva FMQ- Fayalit-Magnetit-Kvarc puffer OIB- óceáni sziget bazalt, MORB- óceán középi hátság bazalt 58

59 Az olivin forszterit-tartalmának becslése Az olivin és a vele egyensúlyban levő olvadék között a Mg/Fe 2+ megoszlása elsősorban a hőmérséklet függvénye (pl. FORD et al., 1983). A spinell olvadék zárványainak homogenizációs kísérleteit alapul véve, egyensúlyi hőmérsékletnek 1240 o C-t választottam. Felhasználva FORD et al. (1983) által kidolgozott egyenletét, kiszámoltam a spinellel együtt kristályosodó olivin forszterit tartalmát, amely 86 és 90 mol% között változott. Az olivin forszterit tartalma más módszerrel, a vele egyensúlyban levő spinell cr# és mg# alapján is megbecsülhető (KAMENETSKY et al., 2001). A 24. ábrán látható, hogy az a vizsgált spinell cr- és mg-száma alapján 88-90% forszterit tartalmú olivinnel van egyensúlyban 1100± 71 C-on, amely jó egyezést mutat a FORD et al. (1983) egyenletével számolt forszterit tartalommal. HOECK et al. (2002) által közölt spinell adatok alapján a Mirditához tartozó Voskopoje és Rehove masszívumban található bazalt telérekben az spinellel egyensúlyban levő olivin 83-89% forszterit tartalommal rendelkeznek (24. ábra). Továbbá KOLLER et al. (2006) Voskopoje, Rehove, Devolli, Morava, Sphati és Vallamar masszívumok mélységi magmás kőzeteiből (gabbró, wherlit) 84-89% forszterit tartalmú olivineket írt le. 59

60 24. ábra. Az A05/612 bazaltban található spinell cr- és mg-szám viszonya összehasonlítva más masszívumokból (Mirdita ofiolitegység) származó spinellel. A Foizoplet vonalak KAMENETSKY et al. (2001) által számolt olivin forszterit-tartalmat jelölik 1100± 71 C-on Spinell olvadék közötti fő- és nyomelem-megoszlási együtthatók A spinell és homogenizált szilikát-olvadékzárványai nagyszerű lehetőséget kínálnak egyes elemek spinell és szilikátolvadék közötti megoszlásának vizsgálatára. Jól ismert, hogy a spinell a kristályosodás során az egyes átmeneti fémeket, mint például a V, Cr, Co és Ni beépíti a rácsszerkezetébe, fontos szerepet játszva e gazdaságilag is jelentős fémek frakcionációjában (pl., IRVING 1978). A megoszlási hányados K Di = C ásvány i /C olvadék i, ahol i az adott elem, C az i elem koncentrációja az ásvány illetve az olvadék fázisban. A legújabb kísérletek szerint a Co és a Ni megoszlási hányadosa nem, ezzel szemben a V 60

61 erősen függ a magma hőmérsékletétől és redox állapotától (RIGHTER et al., 2006), hiszen a V többféle, +5, +4, +3 vegyértékkel is jelen lehet bazaltos rendszerben. Megjegyzendő, hogy a V +2-es vegyértékkel csak extrém reduktív környezetben található (BORISOV et al., 1987; CANIL 1999). Természetes körülmények között a spinell szerkezetébe a +3-as vegyértékű V épül be, így a továbbiakban a V esetében a V 3+ -t értem. Kevés kísérlet készült spinell és vele egyensúlyban levő olvadék közötti megoszlási hányados megbecsléséről, mert természetes közegben ritkán található meg a két fázis egyensúlyban. Laboratóriumban előállított, szintetikus, valamint mesterségesen dúsított anyagokkal kísérleteztek már korábban (LEEMAN 1974, 1978; NIELSEN et al., 1994; O NEILL ÉS EGGINS 2002; SATARI et al, 2002; O NEILL ÉS BERRY 2006; RIGHTER et al., 2006) (25. ábra). LI és munkatársai (2008) már természetes anyagokon vizsgálták a Ni megoszlási hányadosát Cr-spinell és szilikátolvadék között (25. ábra, 10. táblázat). A Na, Co, Ni, Mg, Ca, Al, Cr, V, Ti, Zr és Nb elemekre számolt megoszlási együtthatókat 6 spinell és homogenizált szilikátolvadék-zárvány pár összetétele alapján számoltam ki 1240 ±20 C-on, ΔlogfO 2-0,64 0,14 oxigénfugacitás értékekre (25. ábra). Az eredményeket összehasonlítottam RIGHTER és munkatársai (2006) és LI és munkatársai (2008) adataival (10. táblázat, 25. ábra). A 25. ábrán látható, hogy a Co, V és a Cr erősen kompatibilisak, a Mg, Al és a Nb kevésbé kompatibilis elemek, a Ti kissé inkompatibilis, míg a Na, Ca és a Zr erősen inkompatibilis elemek a spinellben. 61

62 10. táblázat. Megoszlási együttható spinell és szilikátolvadék-zárvány között (1240 ± 20 C-on és log (f O 2 ) -0,64 és 0,14 (FMQ) között) elektronmikroszondás és LA-ICP-MS elemzések alapján. (Leeman (1974) V elemzései 1250 C-on és log f O 2 0 ± 2 (QFM) értékeken) K D 1. pár 2. pár 3. pár 4. pár 5. pár 6. pár Li et al. (2008) max Li et al.(2008) min Righter et al., (2002) max Righter et al., (2002) min Leeman (1974) max Leeman (1974) min Na Co Ni Mg Ca Al Cr V Ti Zr Nb

63 25. ábra. Számolt megoszlási együttható a spinell és a benne csapdázódott homogenizált szilikátolvadék-zárványok összetétele alapján, összehasonlítva korábbi munkák eredményeivel A megoszlási együtthatók más szerzők adataival jó egyezést mutatnak. A Ni megoszlási együtthatója valamivel tágabb tartományban jelentkezik a vizsgált mintában, mint LI és munkatársai (2008) által közölt adatok, amely valószínű a már korábban leírt olivin grain boundary layer effect miatt mutatkozik. A Co esetében a megoszlási együtthatóak jó egyezést mutatnak a kísérleti körülmények között előállított olvadékok és spinellek megoszlási együtthatóival (RIGHTER et al., 2006) (25. ábra). A V-ra számolt megoszlási együtthatók is hasonlóak, mint LEEMAN (1974) által közölt adatok, amelyeket 1250 C-on és log fo 2 0 ± 2 (FMQ) értékeken állapított meg (25. ábra). 63

64 Összességében elmondható, hogy a spinell és a benne csapdázódott szilikátolvadékzárványok összetétele alkalmasak K spinell/olvadék D számolására olyan elemek esetében elsősorban, amelyek mérése a spinellben viszonylag kis hibával terheltek (pl. Co, Al, Ti, V és Mg). Ennek ellenére az adatokat kritikusan kell kezelni, mert a Bevezetésben már említett falrakristályosodott szegély nem megfelelő mértékű visszaolvasztása (a homogenizációs kísérletek során) is befolyásolja a spinell-kompatibilis elemek mennyiségét a homogén üvegben A szilikátolvadék fejlődése a csapdázódás után A magmás rendszer hűlésével a csapdázott olvadékból spinell kristályosodott a zárvány falára (12d. ábra), amely során az olvadék spinell komponenseiben elszegényedett. Tehát a falrakristályosodás megváltoztatta az eredetileg csapdázódott olvadékcsepp méretét és összetételét is. Ezt a jelenséget már számos különböző geológiai környezetből is leírták (WATSON 1976; FREZZOTTI 2001; DANYUSHEVSKY et al., 2002; KRESS ÉS GHIORSO 2004, GUZMICS et al., 2008). KAMENETSKY (1996) szerint a spinellbe zárt szilikátolvadék-zárványok esetében a falrakristályosodás mértéke nem jelentős, és elhanyagolható a vizsgálatok során, mert a magma oldott Cr-spinell tartalma kevés. Ezt a feltevést jelen munka nem tudta megerősíteni. Az olvadékzárványokban lévő klinopiroxén leányásványok továbbá azt is mutatják, hogy a falrakristályosodással egyidőben vagy utána történt a kristályosodásuk. A csapdázódás utáni folyamatokat más, előbbiektől független módszerrel a MELTS programcsomaggal (GHIORSO ÉS SACK 1995) tanulmányoztam. A program MORB-ok esetén 2 GPa nyomás alatti tartományra alkalmazható. A modellezés során a homogenizált olvadékzárvány anyagát vettem egy egész zárt rendszernek és ezen belül modelleztem a kristályosodást a hőmérséklet iteratív csökkentése mellett. Az oxigénfugacitás (logfo 2 = -0,22) és a nyomás (5 kbar) végig konstans volt. A modellezés során az első kiválási termék a spinell (kb o C-n) o C-ig (±20 o C) a zárvány 3 térfogat%-a spinellként vállt ki, tehát a spinellbe zárt szilikátolvadék-zárványok esetében ez a falrakristályosodás mértékének fogható fel. További hőmérséklet-csökkenés hatására klinopiroxén is kristályosodott 1280 ± 20 C-on. Ez az olvadékzárványok esetében a klinopiroxén leányásványként fogható fel. 64

65 További hőmérséklet csökkenéssel a modellezés nem volt értelmezhető. A MELTS programcsomaggal modellezett folyamat kitűnő összhangban van mind PRESNALL (1978) anortit-diopszid-forszterit fázisdiagramjának topológiájával (22. ábra), mind az olvadékzárványok fázis összetételével (12d. ábra). A 22. ábrán látható, hogy a homogenizált olvadékzárvány összetételek a diopszid-spinell kotektikus vonalra esnek. A rendszer a hőmérséklet csökkenésével az anortit-diopszid-spinell hármas pontba tartott, azonban azt nem érte el, mert befagyott. Ekkor kerülhetett a felszín közelébe a magma, amikor a kőzetüveg megdermedt, magában zárva a ki nem kristályosodott plagioklász komponenst. A leányásvány klinopiroxén nagyobb mg-számmal jellemezhető, mint az alapanyag klinopiroxén (17. ábra), amely azt mutatja, hogy a leányásvány klinopiroxén primitívebb magmából (a bezáródott olvadékcseppből) kristályosodott, mint a bazaltból kristályosodó kőzetalkotó klinopiroxén. Ez szintén kitűnő összhangban van a fenti modellel A vizsgált olvadék forrásrégiójának meghatározása A spinell összetételéből levonható következtetések A bazaltos összetételű olvadékbólból kristályosodó üde spinell kiváló petrogenetikai indikátor, mert összetételét nagymértékben a bazalt forráskőzetének típusa és a parciális olvadás mértéke szabja meg. A spinellek cr-száma és mg-száma alapján megállapítható, hogy a vizsgált bazaltban található spinellek óceánközépi hátság (MORB) eredetűek a tapasztalati diszkriminációk alapján (15. ábra). Hasonló következtetésre lehet jutni a spinell Al 2 O 3 és TiO 2 tartalma alapján megrajzolt diszkriminációs diagram (KAMENETSKY et al., 2001) és a spinell cr# és mg# diagramja alapján is (ARAI, 1992) (15. ábra). A vizsgált spinell kristályok azonban jóval primitívebb összetételűek, mint a szomszédos Rehove és Voskopoje bazalt telérjeiben találhatók. 65

66 A szilikátolvadék-zárványok összetételéből levonható következtetések A homogenizált szilikátolvadék-zárványok főelem összetétele A homogenizált szilikátolvadék-zárványok főelem összetétele alapján a befogott olvadék bazaltos összetételű, mg#-a alapján meglehetősen primitív. Primitív, nagy MgO tartalmú ( 6 tömeg%) bazaltos összetételű magmák óceánközépi hátság területén jellemzők, de ív mögötti, vagy ív előtti medencékben is képződhetnek (PERFIT et al., 1980). A vizsgált területen (Mirdita ofiolitegység) azonban mind a MORB, mind a szigetív típusú kőzetek megtalálhatók. Az általam vizsgált szilikátolvadék-zárványok összetételét (8. táblázat) összehasonlítottam egy Kis-Antillákról származó szigetív bazalttal (PICHAVANT et al., 2002), amely szintén nagy MgO-tartalommal jellemezhető (1. táblázat), továbbá a két fajta kőzet szinte ugyanolyan főelemösszetétellel jellemezhető. Az előbb említett szigetív típusú kőzet (PICHAVANT et al., 2002) a vizsgált A05/612 bazalt teljeskőzet főelemösszetételével is nagy hasonlóságot mutat (1. táblázat), habár a MgO-tartalom az általam vizsgált bazaltban nagyobb. A melegített homogenizált szilikátolvadék-zárványok összetételét, valamint összehasonlításképpen a Rehove és Voskopoje (Mirdita ofiolitegység) (HOECK et al., 2002) és a Kis-Antillákról származó bazaltok (PICHAVANT et al., 2002) összetételét jól ismert tektonikai diszkriminációs diagramokon vizsgáltam (PEARCE 1976, MULLEN, 1983) A főelemek alapján (Al 2 O 3, MgO, FeO total ) szerkesztett diszkriminációs diagramon (26. ábra) (PEARCE 1976) a melegített és homogenizált szilikátolvadék-zárványok anyagának eredete nem állapítható meg egyértelműen. 66

67 26. ábra. Tektonikai diszkriminációs AFM (MgO-Al 2 O 3 -FeO total ) diagram főelemekre szerkesztve (Al 2 O 3, FeO total, MgO) PEARCE (1976) alapján módosítva Ugyanezeket az összehasónlító anyagokat (kivéve a szigetív bazaltok összetételét, mert nem mértek P 2 O 5 -t) felhasználva a kis mennyiségben jelen levő főelemekre (P 2 O 5, TiO 2, MnO) szerkesztett diagramon (MULLEN 1983) az összetételek főként a szigetív bazalt mezőbe esnek, és csak néhány referencia érték esik a MORB mezőbe és az óceáni sziget bazalt mezőbe (27. ábra). A MULLEN-féle diszkriminációs diagram alapján sem lehet meghatározni egyértelműen a vizsgált bazalt eredetét. 67

68 27. ábra. Tektonikai diszkriminációs diagram kis mennyiségben jelen levő főelemekre (P 2 O 5, TiO 2, MnO) szerkesztve. MULLEN (1983) alapján módosítva (a jelmagyarázatot lásd a 26. ábrán) A homogenizált szilikátolvadék-zárványok nyomelem összetétele A homogenizált szilikátolvadék-zárványok primitív köpenyre normált ritkaföldfém eloszlása azt mutatja, hogy az olvadék könnyű-ritkaföldfémekben erősen kimerült a nehéz ritkafölfémekhez képest. A könnyű ritkaföldfémekben való kimerülés még a normál MORB-hoz (N-MORB) képest is nagy: összehasonlításképpen a 21. ábrán ábrázoltam a Rehove masszívum (Mirdita ofiolitegység) bazalt telérjeinek a ritkaföldfém eloszlását (HOECK et al., 2002), amely egy tipusos N-MORB eloszlást mutat. A ritkaföldfém eloszlás alapján a vizsgált olvadékhoz nem keveredetett szubdukciós jellegű komponens, mert az a könnyű-ritkaföldfémek koncentrációját megemelte volna és ebben az esetben jellegzetes gazdagított E-(Enriched)MORB eloszlást látnánk. A közép- és nehéz-ritkaföldfémek lefutása egyenes, nem mutat változékonyságot. Az egyenes lefutás arra utal, hogy a vizsgált olvadék egy rendkívül kimerült forrásrégióból olvadt ki (ahol már nincs számottevő különbség a közép- és nehéz-ritkaföldfém koncentrációkban) és/vagy a parciális olvadás mértéke igen nagy volt. 68

69 Hasonló képet mutat a szilikátolvadék-zárványok sokelemes nyomelem diagramja. A nyomelemeloszlás egyöntetű, majdnem egyenes lefutású (20. ábra), kivéve az olivinbe és spinellbe kompatibilis elemek esetében, ahol az olvadék a Ni és Cr esetében kimerült. A Rehove masszívum területéről származó, szubdukciós komponensekkel gazdagított bazalt nyomelem eloszlásához képest a homogenizált szilikátolvadék-zárványok normalizált értékei alacsonyabbak K, La, Ce, Sr, Zr esetében a 20. ábrán. Mindezek alapján a szubdukciós komponensek jelenlétét a vizsgált olvadékzárványok esetében nem valószinűsíthető A parciális olvadás modellezése A homogenizált szilikátolvadék-zárványok extrém kimerülése a könnyű ritkaföldfémekben jelzi, hogy a vizsgált kőzet nagyfokú parciális olvadással keletkezett, és/vagy nagyon kimerült forráskőzetből származik. A parciális olvadás mértékének és a forrásrégió összetételének meghatározására Dr. Harangi Szabolcs által kifejlesztett Modell melting process (2005) verzióját használtam fel. Az olvadás modellezését különböző olvadás típusokkal közelítettük, mindezek közül a nem modális diszkrét egyensúlyi parciális olvadás (non-modal batch equilibrium partial melting) közelítette leginkább a vizsgált természetes bazaltos rendszert. A modellezést különböző mértékű, 1-10%-os parciális olvadások esetére végeztük el. A forrásrégió kőzettani összetételét, a vizsgált nyomelemek koncentrációját a feltételezett forrásrégióban, továbbá a nyomelemek megoszlási együtthatóit illetve a fázisok olvadási arányait (melting mode) MCKENZIE ÉS O NIONS (1991), valamint KOSTOPULOS ÉS JAMES (1992) munkáiból merítettük. A modellezéshez ol57 opx25,5 cpx15 sp2,5 összetételű spinelllherzolit forrásrégiót használtuk fel, és a forrásrégió nyomelem összetételét a spinelllherzolitra megállapított Depleted MORB Mantle (DMM)-re érvényes adatokból származtattuk. A forráskőzet kiválasztásakor a Mirdita ofiolitegység geológiai adottságait vettem figyelembe. KOLLER et al. (2006) szerint a Mirdita ofiolitegység nyugati zónájában (ahol a Stravaj masszívum és ezen belül a A05/612 bazalt található) az ofiolit sorozatok bázisát alkotó köpeny kőzetek főként lherzolitos összetételűek és ezen belül is spinell lherzolitok. A parciális olvadás során az olvadékba lépő fázisok aránya az 69

70 olvadási modellből adódóan ol1,21 opx8,06 cpx76,37 sp14,36 volt, amely a paraméterek változtatása során is állandó maradt. 1. lépés: A homogenizált szilikátolvadék-zárványok ritkaföldfém eloszlása, és ezen belül a könnyű-ritkaföldfémek rendkívül kis aránya a vizsgált olvadékban azt jelzi, hogy a spinellben csapdázódott olvadékcseppek egy nagyon kimerült forrásrégióból olvadhattak ki. Ezért a forráskőzetnek kiválasztott kimerült (DMM) spinell-lherzolitot parciálisan megolvasztottuk, az eltávozó olvadék mennyisége 5% volt. További modellezéshez tehát az 5%-os parciális olvadást szenvedett spinell-lherzolitot használtuk fel kiindulási forráskőzetnek, amelynek modális összetétele: ol59,9 opx26,4 cpx11,7 sp1,8. 2. lépés: A 2. lépésben kapott kimerített spinell-lherzoliton, mint forrásanyagon 5 és 10%-os parciális olvadást modelleztünk. Az eredmény a 28. ábrán látható, a keletkezett olvadék összetétele jól közelíti az általam vizsgált homogenizált szilikátolvadékzárványok összetételét. 70

71 28. ábra. Kondritra normalizált ritkaföldfém diagram, mely tartalmazza a modellezett, kimerített spinell-lherzolit forráskőzet (KOSTOPULOS ÉS JAMES, 1992), a kimerült óceánközepi hátság bazaltra jellemző ritkaföldfém eloszlást(kostopulos ÉS JAMES, 1992). A kondritra jellemző koncentráció értékeket SUN ÉS MCDONOUGH, 1989-es munkája alapján közlöm 6.3. Geológiai alkalmazás A Mirdita ofiolitegység keletkezéséről megoszlanak a vélemények, nincs még olyan egységes nézet, illetve modell, ami leírja a terület feltételezhetően komplex fejlődéstörténetét. Mindezek ellenére több olyan elmélet is született a Mirdita ofiolitegység keletkezését illetően (pl. 1994; BORTOLOTTI et al., 1996; 2002; BÉBIEN et al., 1998; 2000; HOECK ÉS KOLLER 1999; HOECK et al., 2002; KOLLER et al., 2006; DILEK 71