A VILLÁNYI-HEGYSÉG BÁZISOS TELÉREINEK PETROGRÁFIÁJA, GEOKÉMIÁJA ÉS PETROGENETIKÁJA

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. Babarcsz l s Kárpátok Turony-1 Mecsek N 0 1 2 Máriagy d Siklós Szlavóniai szigethg. Nagyharsány mintavételi pontok neogén képz dmények anizuszi mészk, dolomit ladini mészk bath-kallovi cephalopodás homokk, mészk oxfordi mészk alsó titon-kimmeridgei lombardiás mészk Beremend valangini-hauterivi bauxittelepek barrémi miliolinás-ostracodás, cuneolinás-orbitolinapsisos mészk apti-alsó albai pachyodontás-orbitolinás mészk középs albai foraminiferás aleurit alkáli bazalt telér km 3 4 5 K-Alpok 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 Nabazanit 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 Fe 3+ mennyiségét a spinellekre feltételezett, ideális R 2+ R 3+ 2O 4 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 b 1 cm c 1 cm 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. mészk mállott kontakt zóna teleptelér magja mállott kontakt zóna mészk 3.3 ábra A babarcsz l si teleptelér (fotó: M.Tóth T.) 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 mmes, 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 xenolittartalomban: 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 CO 2 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 Na 2 O (0.7-2 %), K 2 O (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) TiO 2 és P 2 O 5 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 P 2 O 5 tartalom az alapanyagban gazdagon el forduló apatit t khöz kapcsolódhat, a magas TiO 2 -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* + Na 2 O Al 2 O 3 K 2 O ill. CaO* + Na 2 O + K 2 O Al 2 O 3 FeO tot + MgO diagramok segítségével becsülhetjük meg. Valamennyi telér bazalt anyaga a CaO* + Na 2 O Al 2 O 3 K 2 O 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 Alcsúcs felé történ eltolódást és az alkáliák és a Ca összegének csökkenését a k zetekben els sorban a földpátok mállása okozza. A CaO* + Na 2 O + K 2 O Al 2 O 3 FeO tot + 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. Plag szmektit bazalt átlag Cpx 4.1 ábra A villányi bazaltok, a mállási trendek követésére Nesbitt & Young (1989) által javasolt CaO* + Na 2 O Al 2 O 3 K 2 O ill. CaO* + Na 2 O + K 2 O Al 2 O 3 FeO tot + 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, SiO 2, 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 SiO 2 és Na 2 O + K 2 O esetében a babarcsz l si mintákban nem figyelhet meg trend, amíg a beremendi mintákban a Zr növekedésével ellentétes csökkenés jellemz. A Zr vs. Al 2 O 3 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. FeO tot 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 % CO 2 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) fvv A =V B (1b) fv=(a/g A )=(b/g B ) (1c) a=1/fv(g A /g B )b (1d) b=fv(g B /g A )a ahol fv=a térfogati tényez V A =A ásvány térfogata V B =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(c B 1)-a(c A 1)=x 1 (3) b(c B 2)-a(c A 2)=x 2 ahol c Z n 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 x 1 és x 2 -re. Tehát van 3 egyenletünk 5 ismeretlennel (a, b, x 1, x 2, fv). A (2) és (3)- egyenleteket kombinálva és behelyettesítve az (1d) egyenletet is, a következ egyenleteket kapjuk: (4) x 1 =a[fv(g B /g A )c B 1 c A 1] (5) x 2 =a[fv(g B /g A )c B 2 c A 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 x 1 =0 vagy x 2 =0. Grant (1986) Gresens alapegyenleteib l [(4) és (5)] kiindulva egy más típusú, egyszer bb, grafikus illetve számítógépes megoldást javasol az egyenletekre: (6) fv(g B /g A )=M A /M =(V A /V )( A / ) ahol M = a kiindulási k zet tömege M A = 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) M A i =M i + M i ahol i jelenti az egy elemre vonatkozó adatokat. Ha a (7) egyenletet elosztjuk M val: (8) M A i /M = M i /M + M i /M Ha ezt az egyenletet megszorozzuk M /M A val, a (9) egyenletet kapjuk: (9) M A i /M A =(M /M A )(M A i /M )=(M /M)(M i /M + M i /M ) Koncentrációkat alkalmazva ez a következ képp néz ki: (10) C A i = M /M A (C i + C i ) Az izokon módszer alkalmazásának a (10) egyenlet a továbbiakban az alapja. Ha az egyenletet egy k zet minden elemére elvégezzük, M /M A konstans lesz. (11) C A i = C i + C i Ezt az egyenletet átrendezve megkapjuk Gresens egyenletének alternatíváját: (12) M i =[(M A /M )C A i C i ]M Ha meghatározzuk az átalakulás során immobilis elemeket ( C i =0), megkapjuk M /M A 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 /M A arány pedig kijelöli az izokon meredekségét. Az izokon az origóból induló egyenes lesz, amelynek minden pontján C i =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