A Libánfalvi kőfejtő andezitjeinek petrológiai áttekintése

A Libánfalvi kőfejtő andezitjeinek petrológiai áttekintése XII. Erdélyi Tudományos Diákköri Konferencia, Kolozsvár, 2009. május 15 17. Kun Tivadar-Hunor Babeş-Bolyai Tudományegyetem, Kolozsvár, Biológia-Geológia kar, Geológia szak, II.évf. Témavezető: Dr. Mosonyi Emilia, adjunktus Babeş-Bolyai Tudományegyetem, Kolozsvár, Biológia-Geológia kar, Ásványtani Tanszék

Tartalomjegyzék Bevezető 3 1. A terület geológiai bemutatása 4 1.1. A geológiai kutatások történeti áttekintése 4 1.2. A kutatott terület tektonikai helyzete 5 1.3. A kutatott területen előforduló földtani képzödmények 6 2. Terepi megfigyelések 9 3. Laboratoriumban történő vizsgálatok 13 3.1. Kőzettani jellemzések: ásványi összetétel és szövet, szerkezet 14 3.2. A tanulmányozott andezitek geokémiája 17 4. Petrogenézis 24 5. Következtetések 28 Bibliográfia 1 melléklet

Bevezető A Keleti Kárpátok geológiai képződményei az 1. Ábrán láthatók. 1. Ábra: Románia geológiai térképe Săndulescu, 1986 nyomán. A kör alakú jel a tanulmányozott területet jelöli. A Keleti Kárpátok szerkezetében több É-D irányú egységet lehet elhatárolni, ezek: Transzilvanidák és Pienidák, neogén vulkáni ív, Közép Dacidák (= Kelet Getidák) vagy kristályos mezozóos zóna, Külső Dacidák (a flis és molassz zóna, poszttektonikus üledékes medencék) és a Kelet Európai lemez kontinentális platformja.

1.A terület geológiai bemutatása (lásd 2. Ábra) A kutatott kőzetek a Keleti Kárpátok neogén vulkáni ívéhez tartoznak. Az általunk vizsgált terület a Kelemen-Görgény-Hargita (KGH) csoportba helyezhető, pontosabban az É-Harghitai részre, mely a negyedkorban keletkezett. A kutatott terület Gyergyószentmiklóstól délre található és közelében található: Libánfalva. 1.1. A geológiai kutatások történeti áttekintése Pécskai és mts. (1995), Seghedi és mts. (1986), Petz és mts. (1985), a Neogénnegyedkori mész-alkákli kőzetek K-Ar abszolut kormeghatározást végeztek, 7Ma lávafolyás. Mason és mts. Kelemen-Görgény-Hargita magmás szakaszon több magmafejlődési fázist emlegetnek, komplex egymásba fogazódó mész-alkáli vulkáni szerkezetekkel. A lávafolyásokat és intrúziókat geokémiailag tanulmányozták és arra a következtetésre jutottak, hogy a fő ásványfázisok összetétele változó, de egyensúlyban van, mint a bázikus, mint a savas olvadékokkal. A főbb magmafejlődést befolyásoló folyamatok a következők: frakcionált kristályosodás, mely relative alacsony nyomáson zajlott. Ezenkivül kisméretű kéreganyaggal való kontaminációt lehetett visszavezetni, melyet Libánfalva közelében levő lávafolyás esetén kogenetikus xenolitok előfordulása tükröz. Seghedi és mts. (1995) szintén a Kelemen-Görgény-Hargita kőzettanát jellemzik, melyben ugyanakkor aláhúzzák a komplex magmafejlődési folyamatokat. Seghedi és mts.(1986) az Észak-Hargita neogén vulkanitjainak a ritka földfém eloszlását tanulmányozták. Seghedi és mts. (1987) a nyomelemek elemzésének segítségével a Dél- Hargita mész-alkáli és shoshonites jellegű magmás kőzeteit határozták meg. A Kelemen-Görgény-Hargita vulkáni ívének vulkanológiai sajátosságait Szakács és Szeghedi (1995) jellemezték. Szakács és mts. (1993) a neogén-negyedkori vulkanizmusnak idő és térbeli fejlődését kutatták a Hargita hegységben, és egy déli irányú fiatalodási tendenciát mutattak ki. Mason (1995 doktori értekezés) írt a Keleti Kárpátok szubdukciós zónájához kötött magmás kőzetek petrogenéziséről. Mason és

mts. (1995) kimutatták a kéreg- kőzettel való kontamináció és asszimilációs folyamatok szerepét a Keleti Kárpátok neogén-negyedkori kontinensszegélyi magmás ív fejlődésében. 1.2. A kutatott terület nagy geotektonikai környezete 2.Ábra. A Kárpát-Pannon régió tektonikai egységei: ALCAPA-, Tisza- Dácia- (= Géta és Pre- Apuli), Adriai-terrén valamint a K- Európa-i lemez DNy része. (Csontos és Vörös, 2004, nyomán) A neogén vulkáni ív a Kelet Európa-i lemeznek és a hozzá tartozó óceáni kéregnek nyugat irányú, a Géta tömb alá történő szubdukciójának az eredménye. Egy ilyen típusú szubdukciós környezet egy kontinentális lemezszegélyen jött létre egy viszonylag kis melységű magmakamrából. A vulkáni tevékenység előbb intruzív, majd

effúzív megnyilvánulású volt, a Kelemen-Görgény-Hargita vulkáni szakaszon a magmás termékek átvágják a kristálypalás aljzatot, majd az ív keleti oldalán a Keleti Kárpátok flish övét is. A magmás termékek egy viszonylag nagyon keskeny kontakt metamorf zónát hoztak létre és a kontakt metamorfizmus nem haladta meg a biotit zónát. A Keleti Kárpátok vulkáni ívének lemeztektonikai helyzetét a 2.ábra mutatja.

1.3. A kutatott területen előforduló földtani képzödmények (lásd 3. Ábra)

Jelkulcsok: 3. Ábra. A kutatott terület geológiai térképe (1: 50.000 lépték, Toplica lap). A fekete pont = a tanulmányozott kőfejtő, a piros nyíl= a meghatározott paleofelszín dőlésiránya.

4. Ábra. A K-G-H csoportban előforduló központi vulkáni szerkezetek és mészalkáli vulkanoklasztit rétegek vesznek körül, melyek anyagforrása különböző vulkáni központok. (Seghedi és mts, 2004, alapján)

A területen előforduló legrégebbi kőzetek a kristályos- mezozóos zóna metamorf kőzetei: a Tölgyes csoport és a Bretila csoport kőzetei, melyek protolitjainak kora, a legújabb U-Pb abszolút kormeghatározások alapján, zónás cirkon kristályokon (Balintoni, szóbeli közlése) csupán az ordoviciumnak felelne meg és nem proterozóikumnak, amint előbb hitték. A neogén- negyedkori vulkáni kőzetek átszakítják ezt a kristályos aljzatot és oldalirányban fogazódnak össze a molassz- medencék pliocén üledékeivel. Ezen magmás termékek kőzettípusai: dacitok, dioritok és mikrodioritok (intrúziók), amfibol és amfibol biotit - tartalmú andezitek, amfibol piroxén tartalmú andezitek (extrúzív települési formákkal: piroklasztikus breccsák, mikrobreccsa tartalmú vulkáni üledékes rétegek, piroklasztit rétegek, főleg árpiroklasztitok, de nem ritkák a központi vulkáni szerkezetek okádta lávafolyások meg kisebb lávadomok sem). Ezen központi vulkáni szerkezetek eloszlását a 4. Ábrán láthatjuk. A legfiatalabb előforduló képződmények holocén homokok és kavicsok, melyek diszkordánsan települnek minden előző képződményre. Az általunk tanulmányozott libánfalvi- kőfejtő andezitjei két kisebb lávafolyást képeznek, melyek felszínén szögletes lávablokkok találhatók, melyek viszonylag erős exogén mállást szenvedtek. A két lávafolyás határát szintén egy exogén mállási kéreg jelőli. A kőzetek K-Ar módszerrel meghatározott kora 7.5-7.8 Ma (Seghedi és mts, 2004). 2. Terepi megfigyelések Az andezites felszíni kőfejtő Libánfalva területén található (5. Ábra) és a LAFARGE cég fennhatósága alatt található. A kőfejtőben kőzetleírásokat végeztünk, lemezes elválásokat mértünk, kőzetmintákat szedtünk és kőzet-xenolitokat figyeltünk meg (6. Ábra).

5. Ábra. A külszíni kőfejtő általános képe 6. Ábra. Kogenetikus, dúrvább szemcséjű, savasabb, mállott xenolit. ϭϭ

Az első megfigyeléseink alapján két lávafolyás nyomát láttuk kirajzolódni. Megfigyeléseinket a lávafolyás formájára és a kihülési repedésekre alapoztuk. Többféle hülési szerkezetet észleltünk: meredek oszlopos elválásokat (7.a. Ábra) (5 és 6 oldalú oszlopokat), melyek fölött tömbös formákat (7.b. Ábra) valamint a folyásirányt és a paleofelszínt tükröző lemezes elválásokat (8.a. 8.b. Ábra). 7.a. Ábra. Tömbös és enyhén oszlopos elválások

7. b. Ábra. Oszlopos és tömbös (felső részen) és pados elválások (alul). ϭϯ

8.a.. Ábra. Tömbös elválások az alsó lávafolyás felső határán. A két lávafolyás között egy paleofelszín mállási zónája található, fölötte pedig lemezes elválások a felső lávafolyásban. 8.b. Ábra. Lemezes-pados elválások a kőfejtő északi részén A lemezes elválások méréseit Schmidt diagramba vetítettük ki az alsó féltekében (9. Ábra).

9. Ábra Lemezes elválások és a paleofelszín dőlésiránya: DK (Schmidt háló, alsó félteke, Sswin program). A 9. ábráról az tűnik ki, hogy az a paleofelszín, melyen a két láva végigfolyt DK dőlésirányú volt. 3. Laboratoriumban történő vizsgálatok: A begyűjtött kőzetmintákból vékonycsiszolatok készültek, melyeket Carl Zeiss márkájú kőzettani mikroszkóppal tanulmányoztunk.

A fontosabb szöveti és szerkezeti vonásokat Meiji tipusú digitalis kamerával örökítettük meg, melyeket Adobe Photoshop programmal dolgoztunk fel. A kőzetmintákból kiválasztottunk egyet és vizes kémiai uton meg lettek határozva a fő kémiai összetevők (Prospectiuni SA, Bukarest), míg a nyomelem- tartalmat a bukaresti IGR laboratóriumában végezték emissziós spektroszkópiával. A terepen végzett lemezes elválások mérési adatait Schmidt háló segítségével, az alsó féltekébe vetítettük ki, felhasználva az Sswin számítógépes programot (a BBTE licensze alatt). 3.1. Kőzettani jellemzések: ásványi összetétel és szövet, szerkezet A tanulmányozott kőzetek makroszkóposan szürkés színű, faneritikustól afanitikusig terjedő szövettel rendelkező, semleges kémhatású kőzetek. A kőzet masszív szövetű, extrúzív jellegű, melyben gyakran láthatók földpát fenokristályok, kevesebb piroxén meg amfibol. Mikroszkóppal megfigyelve a szerkezet faneritikus, inekvigranuláris, hipidiomorf, inekvigranuláris, porfiros szövetű (finom szemcséstől egészen üvegesig terjedő alapanyagban néhány mm-es nagyságú fenokristályok találhatók). Az alapanyagban pedig szintén plagioklász tűk, piroxén, ritkán amfibol szemcsék és vulkáni üveg található. A kőzet modális összetételében 80% plagioklász található, kvarcot pedig csak az alapanyag üveges részében feltételezünk, a melanokrát ásványok aránya pedig nem haladja meg a 10 %-ot. Egy ilyen összetétel a dioritos családnak felelne meg a Streckeisen osztályozásban (Le Maitre és mts, 1989).

A plagioklászok elöfordulhatnak fenokristályosan (az első kristályosodási fázisbeli), poliszintetikus ikrekkel, gyakran folytonos jellegű zonalitással, 2-3 szita- szerkezetű zónával és az alapanyaghoz tartozó kis ikres tűk formájában (a második, gyorsabb hüléskor kristályosodott fázisbeli). (1 melléklet, foto 1.) A fenokristályok An tartalmát az albit ikresedési törvény szimmetrikus kioltási szöge segítségével határoztuk meg a 010 zónára merőleges metszetben, és felhasználtuk a Suwa és mts (1968) által a magas hőmérsékletű plagioklászokra kidolgozott diagramját (lásd 10. Ábra). A szimmetrikus kioltási szög - c:ng = 26, ami 45% An- tartalomnak felel meg (andezin) és összhangban van a kőzet andezites jellegével. Az alapanyag plagioklászainak a c:ng szöge 17, ami kb 22% An- tartalomnak felel meg, ill. oligoklásznak, tehát sokkal savasabb és ezek egyensúlyra törekedtek a fenokristályos plagioklászok szegélyi An- tartalmával.(1 melléklet, foto 2). A fenokristályokban gyakran visszaolvadási szerkezetek figyelhetők meg (szita szerkezet), melyben gyakoriak a globuláris opak ásványok és optikailag meghatározhatatlan szilikátos olvadék termékek, (1 melléklet, foto 3). A fenokristályos plagioklázok enyhe zeolitosodást szenvedtek. A zeolitok alacsony birefringenciával rendelkeznek ( = 0,012-0,021), táblás kifejlődésűek, poliszintetikusan ikresedtek, kioltási szögük 24-27 o, párhúzamosan polarizált fényben pedig szintelen ásványok. Valószínű laumontitról lenne szó (1 melléklet foto 4). Piroxének: ezek is legalább két generációbeliek (fenokristályosak és az alapanyag mikroszemcséi) Enyhe sárgás-zöldes pleokroizmussal rendelkező mm-nél kisebb mérettel rendelkező fenokristályok. Rombos és monoklinesek, gyakran összenőttek. Ikreket képeznek a 010 sík mentén. Gyakran látható keresztezett Nikollal egy szín zonalitás, ami a zónás kémiai összetétel tükörképe. Tartalmaznak globuláris opak ásványzárványokat, de ugyanakkor vulkáni üveg és plagioklász mikrolit zárványokat is. A monoklin piroxének c:ng = 31 o -36 o. A piroxéneknél amfibolosodást is észleltünk. (1 melléklet, foto 5). Ritkán, a repedések mentén szintén zeolitosodhatnak, mint a plagioklázok, ami magas alkáli- tartalmú hidrotermáknak köszönhető.

Amfibolok: fenokristályosak vagy xenokristályosak lehetnek. Méretük majdnem akkora mint a piroxén fenokristályoké. Rendelkezhetnek egy szegélymenti opacitosodási zónával (1 melléklet, foto 6), míg a xenokristályoknál egy reakciós korona figyelhető meg (1 melléklet, foto 7), ami a kristály rendszeridegen jellegére utal.. A reakciókoronát nagyon finom szemcsés piroxének és plagioklázok alkotják. Az opacitos korona úgy tűnik a reakciókorona előtti fázisból származik, tehát egy rendszeridegen kristály intramagmás fázisából. Zöldes, enyhén barnás pleokroizmussal rendelkezik és gyakran opak ásványzárványokat tartalmaz. Nem ritkák az amfibolnál is a globuláris opak ásványzárványok, de ezek határában lehetnek más szilikát zárványok is, melyeket apró méretük miatt nem lehet meghatározni (1 melléklet, Foto 8). Ezek az amfibolok is egyszerű ikreket képezhetnek 010 sík mentén. Az amfibolok opacitosódása gyakran teljes lehet és ez fölött pedig látható a finomszemcsés reakciókorona, ami a xenokristályos jellegre vall (lásd 1 melléklet foto9) Opak ásványok viszonylag nagy mennyiségben az alapanyagban is megjelennek finom hintés formájában. (1 1 melléklet foto 10) Kőzetxenolitok: az andezitben igen változó méretű (cm-től több 10 cm-es átmérőjü) kőzet xenolitok fordulnak elő, legtöbbjük úgy tűnik savasabbak (világosabb színűek), mint a befogadó kőzet. A xenolitok kogenetikus típusúak. A xenolitokban a kőzet szövete holokristályos, illetve faneritikus és ekvigranuláris, massziv szerkezetű ami egy intruzív fáciesű kőzetre utal. A xenolitok plagioklászait 38% An- tartalom jellemzi (albit iker szimmetrikus kioltási szöge- módszerrel), amely savas andezinnek felel meg. A piroxén fenokristályok szintén rombosak és monoklinek. A plagioklászok tartalmaznak apró piroxén zárványt, ami egy eutektikus kristályosodást bizonyít, de előfordulnak globuláris opak ásványok is. (lásd 1 melléklet foto 11). A xenolit és andezit határán egy viszonylag fokozatos átmenet észlelhető (ritkán egy opak ásványban gazdagabb zóna fordul elő esetleg több biotit lemezke, amint az a 1 melléklet foto12 és 13-n látható), és ami a kémiai összetételek bizonyos mértékű eltérését igazolja.

10. Ábra. Suwa és mts, 1968) Az albit iker szimmetrikus kioltási szögei a 010-ra merőleges metszetben, magmás plagioklászoknál. A diagram kettős értelmezési tartományát a plagioklászok relatív törésmutatója segítségével szürtük ki (Becke- sávos módszer). 3.2. A tanulmányozott andezitek geokémiája A környék magmás kőzeteinek kémiai összetétele (fő- és nyomelemek) a vulkanológiai és petrográfiai adatokkal együtt hozzájárul a környék fejlődése során lezajlott komplex petrogenetikai folyamatok megismeréséhez. ϭϵ

A fontosabb fő- és nyomelemek segítségével a kőzeteket petrokémiai szempontból jellemeztük. A Kelemen-Görgény-Hargita vonulat esetén megfigyelt fő petrogenetikai folyamatok: a magmák frakcionált kristályosodása, kéregasszimilációs folyamatok és magmakeveredések (magma mixing 1 és magma mingling 2 ) voltak. A geokémiailag vizsgált kőzetek az É-Hargita területéről begyűjtött H29-es mintából származnak (Mason és mts, 1995). A kémiai analizisek az 1 Táblázatban találhatók. Mivel a kőzetekben viszonylag sok a vulkáni üveg, ezért a TAS (Total Alkali Silica) diagramhoz folyamodtunk a kőzetek osztályozása céljából. Főelemek A főelemek többségének negatív vagy pozitív, jól meghatározott variációja van. Kivétel az Al 2 O 3, melynek elterjedése szórtabb, valószínűleg a különálló magmás rendszerekben való frakcionálódása miatt a magmatizmus különböző fejlődési szakaszaiban. Az Al 2 O 3 az andezitekben inkompatibilisen viselkedik, ez azt jelenti, hogy a plagioklászok frakcionálódása csak akkor kezdődött, mikor az olvadék SiO 2 -tartalma elérte a kb. 60%-ot. Az Al 2 O 3 -tartalom nagy változatossága valószínűleg a plagioklászok heterogén felhalmozódásának tulajdonítható (Mason et al., 1995). A Na 2 O is inkompatibilisan viselkedik, habár a plagioklászok frakcionálódnak, de utalhat bázikusabb plagioklászok újraolvadására is. A nagyon magas Al 2 O 3 -koncentrációk a plagioklászok tömeges felhalmozodásának tulajdonítható egyes lávákban. A főelemek TAS (Total Alkali Silica illetve Na 2 O és K 2 O összege és a SiO 2 függvényében) diagramba való kivetítése ezen kőzeteket a semleges mezőbe sorolja, illetve a bazalt- andezitekhez (lásd 11 ábrát). 1 A magmaolvadékok teljes, homogén keveredése. 2 Nagyon eltérő Si-tartalmú magmák részleges keveredése.

A K 2 O és SiO 2 tartalom szerint a kőzetek a szub-alkáli illetve a mészalkáli mezőbe vetítődnek ki, ami a kontinens-óceán szubdukciós zóna vulkáni ívjére jellemző összetétel (lásd a 12 ábrát). 1 Táblázat. A vizsgált andezitek (H29) kémiai adatai : Sc 20,3 SiO 2-57,18% V- 153,2 TiO 2-0,77% Cr - Al 2 O 3-18,56% Co - Fe 2 O 3-7,09% Ni 7,4 FeO - Cu 20,5 MnO -0,12% Zn 66,3 MgO - 3,28% Ga 18,7 CaO - 7,40% Rb 47,85 K 2 O - 1,51% Sr 347,5 Na 2 O - 3,50% Y 22,91

P 2 O 5-0,14% Zr 125,9 H 2 O + - Nb 7,05 S - Ba 320,5 Total 99,56% La 16,31 Pb 7,27 Yb Th 4,91 U 0 11.Ábra. A TAS diagram kőzetcsaládjai (Le Bass és Streckeisen, 1991). A H29 mintát fekete pont jelőli.

bra. A K-G-H csoport kőzeteinek K 2 O és SiO 2 szerinti besorolása (Mason és mts, 1995). Az általunk vizsgált kőzetek a Görgényi kőzetek fejlődési tendenciájához állnak közelebb, illetve a mészalkáli (szub- alkáli) mezőbe vetítődnek. A tanulmányozott kőzetek mészalkáli jellege az Irvin és Baragar (1971) diagramból is kitűnik. (lásd Ábra 13)

13.Ábra: Irvin és Baragar (1971) diagram, a tholeites és mészalkáli kőzetek elhatárolására Nyomelemek A kőzetek nyomelem tartalma felhasználható a kőzetek geotektonikai környezetének elhatárolására (Pearce és Cann, 1973) 14-es ábra. A kivetített mintánk helyzete a diagramban egy határzónára esik, ami alátámasztja azt a feltételezésünket, hogy egy mélyebb magmakamrából származó, kevésbé differenciált magma utánpótlás miatt a keletkezett kőzetek jellegét, a nyomelemtartalom szempontjából, magmakeveredések befolyásolták. A nyomelem-tartalom geokémiai hasonlóságot mutat a szigetívi-, de az aktív kontinentális szegély magmáinak nyomelem-tartalmával. 14.ábra. (Pearce és Cann, 1973). A kőzetünk a mészalkáli és lemezen belüli bazaltok határára vetítődik. Az inkompatibilis nyomelemek: Ba, Sr, Pb, La feldúsulása jellemző a mészalkáli sorozatokra. A K-ban gazdag andezitek Ba-tartalma affinitást mutatnak a kontinentális szegélyek mészalkáli sorozataival (Seghedi, 1982) (15. ábra.)

15.ábra A Ba és CaO koncentráció a SiO 2 koncentráció függvényében A Sr-tartalom keveset változik a SiO 2 -tartalomhoz viszonyítva (208-385ppm) és ezáltal hasonlít a szigetívi vagy aktív kontinentális szegély mészalkáli sorozataira (Seghedi, 1982) (lásd ábra.16.) 16. ábra A Rb és Sr koncentráció változása a SiO 2 koncentráció függvényében A Ni-(9-25 ppm) és Co-dúsulás kisméretû, ez inkább a szigetívi mészalkáli sorozatokra jellemző. A Cr-tartalom (23-52ppm) ugyanezt jelzi. A Ni- plusz a Cr-tartalom változását a SiO 2 -éhoz viszonyítva megfigyelhető egy pozitív korreláció. A 157 és 255 ppm közötti V-tartalom ugyancsak jellemző a mészalkáli sorozatokra és a SiO 2 -hoz viszonyítva enyhén negatív korrelációt mutat. Zn is (61-80ppm) a szigetívek mészalkáli sorozatainak jellegeivel van affinitása (Dupuy, 1978).

A szigetívi körülmények között keletkezett magmák a következő tulajdonságokkal rendelkeznek: kis ionpontenciálú elemekben (Sr, K, Rb, Ba, ±Th) való dúsulás nagy ionpotenciálú elemek (Ta, Nb, Ce, P, Zr, Hf, Sm, Ti, Y, Yb, Sc és Cr) kis mennyisége a MORB-hoz viszonyítva (Wilson, 1997) A kis ionpotenciálú elemekben való gazdagodás valószínüleg a metaszomatikus folyamatoknak tulajdonítható. Ezek az elemek az alábukó lemez fluidumai révén befolyásolták a magma anyagát. Ezzel ellentétben a HFS (kis ionpotenciálú) elemek kis mennyisége a parciális olvadásnak tulajdonítható (Pearce, 1982). A nagy K, Ba, Rb és Th (mobilisabb elemek) mennyiségek a kéreg asszimilációnak és metaszomatizmusnak tulajdoníthatók. Ezekben az elemekben a magma a litoszférán való áthaladása közben dúsult fel. 4. Petrogenézis A Kelemen-Görgény-Hargita vonulatban a petrogenézis és a magmafejlõdés felderítéséhez Mason et al, (1995) geokémiai, petrokémiai és izotóp-mérési adatokat dolgozott fel és több folyamat jelenlétét mutatták ki. A mi esetünkben is komplex petrogenetikai folyamatokat kell figyelembe vennünk. A legfontosabb magmafejlõdési folyamatok (Seghedi et al., 1995): frakcionált kristályosodás, magmakeveredések és kéregasszimiláció. Az első problémát a magmák eredete jelenti (ill. a magma eredete: köpenydiapir parciális olvadásával vagy a kéregolvadékoknak köpenymagmákkal való kontaminációjával). Az utólagos magmafejlõdési folyamatok (frakcionált kristályosodás, kéregasszimiláció, magmakeveredések) megváltoztatták a primér magma összetételét, melyek hatását el kell távolítanunk ahhoz, hogy a primér köpenymagma összetételét megállapíthassuk. A primér magma nyomelem eloszlását, az említett folyamatokon kívül, még befolyásolta a köpenyanyag parciális olvadási foka. Az egész Kelemen-Görgény-Hargita vonulatra jellemzõ, hogy a magmák nem rendelkeznek a primér magma tulajdonságaival. A legkevésbé kontaminált kőzetekben is

a frakcionált kristályosodás (az olivin és a klinopiroxéneké) nyomai figyelhetők meg, amit például a kőzetekben a Sc, Ni, Cr alacsony koncentrációja tükröz. Létezik viszont egy általános tendencia a Keleti Karpátok vulkáni vonulata mentén, ami arra utal, hogy a magmák legnagyobb része köppeny eredetű parciális olvadáshoz köthető (például lásd az SB diagramot vagy a 87 Sr/ 86 Sr-Sr viszonyokat). Ezek a magmák aztán tovább fejlődhettek egyrészt frakcionális kristályosodással másrészt kéregolvadék köpenymagma utánpótlással való keveredésével. Mindkét fejlődési irányt sajátos Sr/Ca és Ba/Ca arányok jellemeznek (Onuma et al, 1983). D-Harghita estén ez a két paraméter egyenes arányban áll, és északról dél felé haladva fokozatosan fejlődött a vulkáni tevékenység, a kivetített adatok pedig, ugyanabban az irányban, egyre távolodnak a parciális olvadási görbétől illetve egyre távolódnak a chondritos összetételű köppenyforrástól. A parciális olvadás foka az SB (log Sr/Ca log Ba/Ca) diagram alapján kiszámítható az elsődleges bazaltos magma parciális olvadási foka (Onuma et al., 1983) (lásd ábra 17). 17.ábra Az SB diagram (Onuma et al., 1983)

Kéregasszimiláció A kéregasszimiláció bizonyítékai lehetnek: a metamorf kõzet-xenolitok vagy más, kogenetikus kõzetxenolitok (részlegesen megolvadt kéregdarabok) és xenokristályok jelenléte. Ezenkívűl megfigyelhető az alacsony ion-potenciállal rendelkező elemekben (LILE) való gazdagodás, ez ugyancsak bizonyítja a kéreganyag beolvadását. Ez a kontamináció közvetlenül befolyásolhatta a magmák összetételét mialatt a magma több időt töltött a kis mélységű magmakamrában, vagy a több egymásutáni magma-utánpótlás elég forró volt ahhoz, hogy beolvasszon a magmakamra falát képező kéreganyagból. Frakcionált kristályosodás és/vagy magmakeveredések A savas fejlett magmák és a bázikus, kevésbé differenciált magmautánpótlások keveredése ugyanolyan geokémiai trend-et (kompatibilis nyomelem viselkedést) válthatott ki, mint a frakcionált kristályosodás (Mason, 1995). Ez a konvergencia igen kihangsúlyozott a Kakukk-hegy esetén, ahol a magmakeveredések bizonyítékai mikroszkópikusan és kézipéldányokban is jól észlelhetõk. Az andezites alapkőzetnél valamivel bázikusabb összetételű xenolitok vannak jelen, jól lekerekített kontürokkal, eltérő szövet-szerkezettel, míg mikroszkópi szinten ortopiroxénes (±plagioklász) koronás szerkezetű xenokristályok (piroxén, plagioklász, ±amfibol xenokristályok) jelzik a magmakeveredést. A nyomelemek kivetítése által nyert normalizált, bináris diagramok alapján arra következtethetünk, hogy a magmakamrában a klinopiroxének, olivin, esetleg amfibolok frakcionált kristályosodása a ciklus kezdetén történt. A végső fázisban legfontosabb szerepe a plagioklászoknak volt (= normál kristályosodási trend). A Ni- és Cr-koncentráció nagyon kicsi (0,01 alatt a PRIM-hez viszonyítva), ami azt jelenti, hogy a ciklus elején, az első piroxénandezitek képződésekor a magmakamrában olivin és klinopiroxének kristályai váltak ki. Az olivin tűnt el leghamarabb a rendszerből. Erre utal a könnyű ritkaföldfémek (LREE) magasabb tartalma a nehéz ritkaföldfém (HREE)-tartalommal szemben.

A főelemeknél a MgO vs. SiO 2 Harker-diagramon megfigyelhető a MgOkoncentráció csökkenése a SiO 2 -tartalom csökkenésével párhuzamosan. Az amfibolok bazaltandezit-összetételű rendszerekben jelennek meg, ha a rendszer zárt és egyensúlyi frakcionált kristályosodást szenved. A magmakamra hőmérséklete csökkenése közben az előzőleg kristályosodott klinopiroxének, illetve az olivin instabilizálódik, reakcióba lép a fluidum-gazdag maradék olvadékkal amfibolokat eredményezve (Foden, 1992) a következő reakció szerint (p 10kbar): 65% Cp + 35% Fluidum (amelyből kb. 5% H 2 O) 100% Amf. (Itt látható a víz szerepe a frakcionált kristályosodásban). Ha a magma a felszín felé emelkedik, a nyomás csökken, ezért a fluidumok kezdenek kiválni a magmából (buborékosodás), mely ezáltal még jobban elszegényedik fluidumban, instabilizálja az amfibolt és a fenti reakció ellentétes irányba megy végbe. Foden (1992) szerint ez a reakció az alapja a két magmakamrás modellnek, ahol van egy nagyobb magmakamra a köpeny-kéreg határon és egy vele kapcsolatban lévő kisebbik a kéregben, (5-20 km mélyen), melybe időnként alulról egy-egy újabb, kevésbé differenciált bázikusabb magmautánpótlás érkezik, ami megváltoztatja a nyomás és hőmérséklet viszonyait illetve az amfibol-keletkezési és elbomlási reakciókat. A fentiekből kitűnik, hogy a magmakamrában a víznek meghatározó szerepe van a frakcionált kristályosodási folyamatokban és az andezites kőzetek kialakulásában. Az adatok elemzése után elmondhatjuk, hogy a tanulmányozott kőzetek esetében nagyon komplex petrogenetikai folyamatokról van szó. A primér magmát befolyásolták: főleg a frakcionált kristályosodás és az egymásutáni magmautánpótlások (magmakeveredések), valamint kéregasszimiláció, kisebb mértékben a parciális olvadás foka. 5. Következtetések Figyelembe véve a tanulmányozott kőzetek makroszkópos és mikroszkópos petrográfiai valamint geokémiai vonásait, elmondhatjuk:

A Libán- kőfejtőben két lávafolyást sikerült kimutatni, melyek egy DK irányú paleofelszínen folytak le, magukkal szállítva számos kogenetikus kéregxenolitot (egy előző kitörés intruzív fáciesű, savasabb kőzeteit) és amfibol xenokristályokat. A kőzetek modális analizise eredményeként és kémiai sajátosságai szerint egy dioritos családhoz tartozó kőzettel állunk szemben, pontosabban egy piroxén és amfibol- tartalmú bazalt- andezites lávafolyással. A kőzetek típusát a plagioklász fenokristályok An- tartalma is alátámasztotta. A kőzetek geokémiája, ill a fő és nyomelem- tartalom segítségével következtetni tudtunk a generáló magma mészalkáli, szubdukciós, kontinensszegélyi geotektonikai környezetére. Sikerült először rámutatni és bizonyítékokat hozni arra, hogy a magmafejlődésben fontos szerepet játszó folyamatokhoz hozzájárulhattak a mélyről eredő, kevésbé differenciált magmautánpótlások, melyek magmakeveredéseket válthattak ki, eltolva ugyanakkor a magmák elsődleges kémiai összetételét. Ezt igazolhatja a minduntalan felbukkanó globuláris opak ásványok megjelenése a plagioklászokban és mafikus ásványokban valamint a kőzetek alapanyagában is. A plagioklászokban gyakori előfordulású a folytonos zonalitás, a plagioklászok 2-3. zónájában előforduló visszaolvadások okozta szita szerkezetek, valamint a piroxének szín és kémiai zonalitása egy erőteljesen keveredő magmaanyagra utalna.

Bibliográfia Bardintzeff, J. M. Guillou H., Guille, G. and Brousse, R. (1990). Evolution de Basaltes Tholeitiques vers de Basaltes Alcalins Dans le Substratum Volcanique de Fangataufa (Polynesie Francaise), Bull. Soc. Geol. Fr. 8e vol.(3), pg.537 549 Irvine, T.N. and Baragar, W.R.A., (1971). A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, vol.8 pg.523-548. Kanenori Suwa, Shinjiro Mizutanai,n d Yoshiro Tsuzuki (1968) Extinction Angles in Zone Perpendicular to (010) o f Low, and High-Temperature Plagioclases Proc. Japan Acad., vol. 44, pg 244. Kanenori Suwa, Shinjiro Mizutanai,n d Yoshiro Tsuzuki (1968): Extinction Angles in Zone Perpendicular to (010) o f Low, and High-Temperature Plagioclases Proc. Japan Acad., vol. 44, pg 244. László Csontos és Attila Vörös (2004): Mesozoic plate tectonic reconstruction of the Carpathian region. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 210 (2004) 1 56 László Csontos és Attila Vörös (2004): Mesozoic plate tectonic reconstruction of the Carpathian region. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, vol. 210 pg 1 56 Le Bas, M.J & Streckeisen, A.L., (1991). The IUGS systematics of igneous rocks. J. Geol. Soc. London vol.148, pg. 825-833 Le Maitre. R.W., Bateman, P., Dudek, A., Keller, J., Lameyre, J.. Le Bas, M.J., Sabine, P.A., Schmid, R., Sorensen, H., Streckeisen, A., Woolley, A.R. & Zanettin, B., (1989). A Classification of Igneous Rocks and Glossary of terms: Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. Blackwell Scientific Publications, Oxford, U.K. Mason, P. R. D., Downes, H, Seghedi, I, Szakács, A. and Thirlwall, MF (1995): Low-pressure evolution of magmas from the Călimani, Gurghiu and Harghita Mountains, East Carpatians (Acta Vulcanologica, vol 7/2, pg 43-52)

Mason, P.R.D., (1995): Petrogenesis of subduction-related magmatic rocks from the East Carpathians, Romania. Unpubl PhD Thesis, Universitz of London,264pp. Onuma, N.' Hirano, M., Ishiki, N. (1983) Genesis of basalt magmas under the Izuisland, Japan, inferred from Sr./Cia-Ba/Ca systematics. J. Volcanol. Geotherm. Res. vol.18, pg.511-529. Pearce, J.A. and Cann, J.R. (1973) Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses, Earth Planet. Sci. Lett. vol.19 pg. 290-300. Pécskay, Z., Edelstein, O., Seghedi, I., Szakács, A., Kovács, M., Crihan, M. & Bernad, A. (1995): Recent K-Ar datings of Neogene-Quaternary calc-alkaline volcanic rocks in Romania. In: <Neogene and related magmatism in the Carpatho- Pannonian Region>, H. Downes & O. Vaselli (Eds.), Acta Vulcanol., vol. 7, pg 53-61. Peltz, S., Vâjdea; E., Balogh, K., & Pécskay, Z. (1985): Contributions to the chronological study of the volcanic processes in the Călimani and Harghita Mountains (East Carpatians, Romania). D. S. Inst. Geol. Geofiz., vol. 72, pg 323. Săndulescu, M (1984): Geotectonica României, Ed. Tehnică, Bucureşti, pg 336. Seghedi, A. Szakács, P.R. D. Mason (1995): Petrogenesis and magmatic evolution in the East Carpathian Neogene volcanic arc (Romania) Acta Vulcanologica, vol 7/ 2, pg 135-143 Seghedi, I, Szakács, A, Snelling, N, J, and Pécskai, Z. (2004): Evolution of the neogene Gurghiu mountains volcanic range, based on K-Ar geochronology, (Geologica Carpatica, vol. 55/4, Bratislava) pg. 325-332. Seghedi, I., Grabari, G., Ianc, R., Tănăsescu, A. & Vâjdea, E. (1986): Rb, Sr, Zr, Th, U, distribution in the Neogene volcanic arc of the South Harghita Mountains D. S. Inst. Geol. Geofiz., vol. 70-71/1, pg 453-473. Seghedi, I., Szakács, A., Udrescu, C., Stoian, M. & Grabari, G., (1987): Geochemistry of the Southern Harghita volcanics (East Carpathians): calcalkaline and shoshonitic association. D. S. Inst. Geol. Geofiz., vol. 72-73/1, pg 381-397.

SeghediI,. (1982):Contributii la studiul petrologic al Calderei Călimani. D.S. Inst. Geol. Geofiz.,Bucuresti6, 67 vol.(l) pg.87-126. Szakács, A, Seghedi, I, & Pécskay, Z. (1993): Pecularities of South Harghita Mts as the terminal segment of the Carpathian Neogene to Quaternary volcanic chain. Rev. Roum. Geol., vol. 37, pg 21-36. Szakács, A., & Seghedi, I., (1995): The Călimani- Gurghiu- Harghita volcanic chain, East Carpahians: Volcanological features. In: <Neogene and related magmatism in the Carpatho-Pannonian Region>, H. Downes & O. Vaselli (Eds.), Acta Vulcanol., vol 7, pg. 145-153.