A pannon medence geodinamikai fejlődése a balatonfelvidéki granulit xenolitok példáján Nagyszerkezet A Pannon-medence fejlődése az alpi hegységképződés késői fázisához, az Apuliai és Európai lemezek konvergenciájához kötődik.(horváth, 1993; CSONTOS, 1995; FODOR et al., 1999). Bakony-Balatonfelvidék vulkáni terület a Kárpát-Pannon régiót felépítő két nagy földtani egység (Tisza-Dácia valamint ALCAPA, melyet a Közép-Magyarországi vonal választ el (CSONTOS és NAGYMAROSY, 1998) közül az északi ALCAPA blokkon helyezkedik el. Az ALCAPA blokk az Ausztroalpi takarókat, Veporidákat, a Pelsoi-egységet foglalja magába. A Pelsoi-egység tovább tagolható, többek között a Dunántúli-középhegységi-egységre, a Középdunántúli egységre és az Észak-magyarországi egységekre. A Bakony-Balatonfelvidék vulkáni terület (BBFVT) a Dunántúli-középhegységi egységen helyezkedik el. A kezdeti vastag litoszférát két fő extenziós esemény hozhatta létre. Maga a Pannon-medence mediterrán típusú ív mögötti medence, amelyet jelenleg nagyrészt vastag neogén és kvarter üledék tölt ki. A medence kezdetben vastagabb kérgét és litoszféráját a miocénben lezajlott extenziós folyamatok vékonyították ki, amelynek hatására a kéreg mai vastagsága 25-31 km, a litoszféra pedig 60-70 km lett. A miocénben valószínüleg két fő extenziós esemény történt (STEGENA et al., 1975; HORVÁTH, 1993; HUISMANS et al.,2001).
A Pannon medence fejlődését öt szakaszra oszthatjuk: 1.Riftesedést megelőző kivastagodás a késő oligocén-kora miocén során É-D és ÉNy-DK irányú kompresszióhoz kötődő kéregkivastagodás volt jellemző. (3/A ábra) 2.Első extenziós esemény (1. rift-szakasz) (3/B ábra): középső miocén végén, késő miocén elején történt, mely a medence középső és peremi részét egyaránt érintette.első extenziós fázis: A kora miocén (18-14 M éve) extenziót a Kárpáti ív mentén zajló hátragördülő (rollback) szubdukció (CSONTOS et al. 1992, CSONTOS 1995) hatására végbemenő medenceképződési folyamat során a térség litoszférája (kéreg és litoszférikus köpeny nagyjából egyenlő mértékben) nagymértékű kivékonyodást szenvedett, amelynek fő fázisa a bádenire tehető (ß =δ = 1,42-1,6) (HUISMANS et al. 2001)A szubdukciót a Pannon-medence peremi területein intenzív mészalkáli vulkanizmus kísérte (SZABÓ et al. 1992, HARANGI 2001) 3. Ezt a rift szakaszt a szarmatában rövid inverziós fázis követte, melyet az medenceüledékekben megjelenő eróziós felszín és üldékhézag is jelez. A szinrift-posztrift határát gyakori felboltozódás (pl.: kiskunhalasi és budafapusztai boltozat), a szarmata üledékek hiánya, illetve a bádeni, alsó-pannon rétegek csökkent vastagsága jellemzi. (HORVÁTH F. 2007) 4. A pannon elejétől újra süllyedésnek indult a medence központi része, ekkor a köpeny megnyúlása a kéreghez viszonyítva jóval jelentősebb volt.a második extenziós fázis (második rift fázis) a késő miocén során (12-11 M éve) kialakult asztenoszféra felboltozódás (3/C ábra) hatására jött létre,és tipikus OIB alkáli bazaltok szórt megjelenése követte. (EMBEY-ISZTIN et al. 1993, HARANGI 2001, SZABÓ et al. 1992). Ezek az alkáli bazalt vulkánok a pannontól a pleisztocénig működtek, melyek többek között alsó kéreg eredetű granulitokat, és felső kéreg redetű peridotitokat, clinopiroxén megakristályokat, alsókéreg eredetű granulitokat hozott fel. Ekkor a kéreg megnyúlása (ß = 1,1) a köpenyéhez viszonyítva (δ = 4,0-8,0) elhanyagolható volt (HUISMANS et al. 2001). 5. Kárpát-medence máig tartó inverziója a). A kompressziót az okozta, hogy a flis medence hátragördülő litoszférája szubdukálódott és ütközött az európai előtérrel, ekkor történt a Külső-Kárpátok utolsó nagy takarós áttolódása. A középső kéregben az egységéges mestervető felszín felé szétágazó megavirágszerkezetet alkot, mely több km széles nyírózónát eredményezett. (HORVÁTH F. 2007)
b.) A Pannon-medence kompresszióját a Tisza Egység kelet irányú kipréselődése, valamint az Adriai-tüske óramutató járásával ellentétes rotációja irányítja, melyet a horizontális feszültség adriai partvidéktől ÉK-re legyezőszerű szétseprűződése is jelez. A Pannon-medence jelenlegi neotektonikáját KÉK-NyÉNy irányú balos oldalelmozdulás jellemzi, de a nyírózónát különböző felszínmozgások és intenzív eróziós folyamatok intenzíven felülírják. A Balaton tengelyével közel párhuzamosan haladó vetőrajok virágszerkezetet alkotnak, melyek egy balos elmozduláshoz tartozó nyíró zónához tartoznak. (HORVÁTH F. 2007)
Bakony-Balatonfelvidéki Vulkáni Terület (BBFVT) A Bakony-Balaton-felvidék vulkáni terület a Kárpát-Pannon régió legjelentősebb monogenetikus vulkáni területe, Bakony déli részén, illetve a Balaton mentén Tihanytól egészen a Szigliget környéki vulkáni kúpok vonaláig követhető..a balaton-felvidéki alkáli bazaltok a második extenziós esemény idején a termális szakasz végén képződtek. A vulkáni területet főként lávafolyásokból, kisebb részben piroklasztit. sorozatokból álló kitörési centrumok alkotják, melyek működésük során maar-okat, tufagyűrűket, salakkúpokat és rétegvulkánokat hoztak létre (HARANGI, 2001) A vulkáni centrumok 7,54-2,8 millió évig (felső-miocén-pliocén) voltak aktívak (BALOGH et al., 1982, 1986;) és alkáli bazaltos magmát termeltek (SZABÓ et al., 1992). Az alkáli bazaltok esetenként nagy mennyiségű, alsókéreg eredetű granulitos és felsőköpeny eredetű peridotitos és piroxenites xenolitot tartalmaznak A területen mintegy 150-200 kitörési centrum lehetett, melyek ÉK-DNy irányú vonal mentén enyhén nyugat felé vándoroltak (NÉMETH és MARTIN,1999) A vulkáni működés a Középső-Pannon-medence poszt-extenziós folyamataihoz kötődik. A magmák létrejötte a SEGHEDI et al. (2004) szerint litoszferikus köpeny 2-6%-os parciális olvadásával modellezhető. Keletkezésük medence-felnyíláshoz kapcsolódó asztenoszféra felemelkedéséhez és kis méretű plumokhoz köthető. A megemelkedett, korábban szubdukciós eredetű fluidumok által metaszomatizált asztenoszféra nyomáscsökkenéses olvadáson ment keresztül. A plumok is átestek ezen a folyamaton, fűtőhatásuk miatt parciális olvadást okoztak a litoszferikus köpenyben.
Amiről a granulitok mesélnek... A balatonfelvidéki alkálibazalt vulkanizmus granulit xenolitokat hozott fel, melyek dokumentálják az alsókéreg fejlődéstörténetét, mely alapján fontos információkat kapunk a Pannon medence fejlődésével kapcsolatban. Ennek az alapgondolata abból következik, hogy az alsókéreg dinamikusan változik, fejlődik. A kőzetek megpróbálnak alkalmazkodni a megváltozott környezethez, és adott kémiai összetételnek, nyomásnak és hőmérsékletnek megfelelő egyensúlyi ásvány együttest alakítanak ki. Előfordulhat azonban, hogy a kőzetnek a változás túl gyors és nem tud egyensúlyba jutni a környezetével, ezért egyidejűleg több állomás nyomai is megtalálhatóak benne, különböző ásvány együttesek formájában. A kőzetet alkotó ásványszemcsék egymáshoz való viszonyának megfigyelésével, az ásványszemcsék kémiai összetételével, és nyomás-hőmérséklet vizsgálatokkal, valamint ezek eredményét együttesen felhasználó geotermo-barometriai számításokkal rekonstruálni lehet a fejlődést. Ezeknek a granulitoknak a képződésében a korábbi irodalomban több elképzelés is volt: EMBEY-ISZTIN et al., (1990) szerint a granulit xenolitok magmás alápárnázódással képződhettek, mintegy 950 C hőmérsékleten és 7-8 kbar nyomáson. A későbbiekben azonban más modellek is megjelentek az irodalomban: KEMPTON et al. (1997) teljes kőzetre végzett geokémiai számításai alapján a bázisos alsókéreg óceáni ívmögötti medencére jellemző olvadék, és idős prekambriumi alsó kéreg keveredéséből jöhetett létre, 0,7-1,1 GPa nyomáson és 900 C-nál nagyobb hőmérsékleten. DOBOSI et al. (2003) és EMBEY-ISZTIN et al. 4. ábra : granulit: szemcsehatáron és repedések mentén olvadék, földpátban olvadékzárványok (2003) a granulit protolitjának létrejöttét az Apuliai lemez Európához való konvergálásakor történt szubdukciós-akkréciós folyamattal magyarázzák, mely a kréta végén történt. Geokémiai és izotóp-geokémiai vizsgálatok alapján az alsó kérget óceáni kéreg akkréciójából származtatják. Ekkor a kéreg vastagsága 40-50 km lehetett. Gránát-granulitra végzett
számításaik szerint Sátor-hegy és Mindszentkálla területén található granulitok 1-1,4 GPa nyomáson és 800-950 C hőmérsékleten képződtek, míg a szentbékkállai granulitok 1,2-1,55 GPa nyomáson és 1035-1051 C-on keletkeztek. Tehát a mai ismereteink alapján a granulit a Pannon medence extenziójának történetét foglalja magába. A granulit az alpi orogenezis folyamán keletkezett, ezt képviselik a poligonális ásványtársulások. Amikor a kéreg vékonyodni kezdett, és hőáram megnőtt, a granulitban nyomáscsökkenés hatására részleges olvadás történt (ezt képviselik a az ásványok magas nyomáson stabilis ásványok (pl: gránát) szétesési reakciói során létrejött olvadékzsebek, a plagioklászban és piroxénben megjelenő olvadékzárványok. (4. ábra) Irodalomjegyzék BALOGH K., ÁRVA-SOÓS E., PÉCSKAY Z. (1986): K/Ar dating of post-sarmatian alkali basaltic rocks in Hungary. Acta Miner. Petrol. Szeged, 28, 75-93 BALOGH K., JÁMBOR Á., PARTÉNYI Z., RAVASZNÉ BARANYAI L., SOLTI G. (1982): A dunántúli bazaltok K/Ar radiometrikus kora. MÁFI Évi Jelentés 1980-ról CSONTOS L. ÉS NAGYMAROSY A. (1998): The Mid-Hungarian Line: a zone of repeated tectonic inversions. Tectonophysics 297 pp 51-71 CSONTOS L.(1995): Tertiary evolution of the Intra-Carpatian area: a rewiew. Acta Vulcanologica, 7/2, pp 1-13 CSONTOS L., NAGYMAROSY A., HORVÁTH F., KOVÁC M. (1992) Tertiary evolution of the Intra-Carpatian area: a model. Tectonophysics, 208, pp 221-241 DOBOSI G., KEMPTON, P.; DOWNES, H.; EMBEY-ISZTIN A., THIRLWALL, M.; GREENWOOD, P. (2003): Lower crustal xenoliths from the Pannonian Basin, Hungary. Part 2: Sr-Nd-Pb-Hf and O isotope evidence for formation of continental lower crust by tectonic emplacement of oceanic crust. Contrib. Mineral. Petrol. 144, pp 671-683 EMBEY-ISZTIN A., SHARBERT, H. G.; DIETRICH, H.; POULTIDIS, H. (1990): Mafic granulites and clinopyroxenite xenoliths from the Transdanubian Volcanic Region (Hungary): implications for the deep structure of the Pannonian Basin. Mineral. Mag. 54, pp 463-483 EMBEY-ISZTIN A., DOWNES, H.; JAMES, D. E.; UPTON, B. G. J.; DOBOSI G., INGRAM, G. A.; HARMON, R. S.; SCHARBERT, H. G. (1993): The petrogenesis of Pliocene alkaline
volcanic rocks from the Pannonian Basin, Eastern Central Europe. J. Petrol. 34, pp 317-343 EMBEY-ISZTIN A., DOWNES, H.; KEMPTON, P.; DOBOSI G., THIRLWALL, M. (2003): Lower crustal xenoliths from the Pannonian Basin, Hungary. Part 1: mineral chemistry, thermobarometry and petrology. Contrib. Mineral. Petrol. 144, pp 652-670 FODOR, L.; CSONTOS, L.; BADA, G.; GYÖRFY, I.; BENKOVICS, L. (1999): Tertiary tectonic evolution of the Pannonian Basin System and neighbouring orogens: a new synthesis of paleostress data. In: Durand, B., Jolivet, L., Horváth, F. és Séranne, M. (eds.): The Mediterranean Basins: Tertiary Extension within the Alpine Orogen. Geol. Soc. London. Spec. Publ. 156, 295-334. HARANGI SZ. (2001) : Neogene to Quarternary volcanism of the Carpathian-Pannonian Region- a rewiew. Acta Geol. Hung. 44/2-3 pp 223-258 HORVÁTH F. (1993): Towards a mechanical model for the formation of the Pannonian Basin. Tectonophysics 226, pp 333-357 HORVÁTH FERENC (2007): A pannon medence geodinamikája (eszmetörténeti és geofizikai szintézis) Akadémiai nagydoktori értekezés HUISMANS, R. S.; PODLADCHIKOV, Y. Y.; CLOETHING, S. (2001): Dynamic modeling of the transition from passive to active rifting, application to the Pannonian Basin. Tectonics 20, pp 1021-1039 KEMPTON, P.D., DOWNES, H., EMBEY-ISZTIN, A. (1997) Mafic granulites în neogene alkali basalts from Western Pannonian Basin: insights into the lower crust of a collapsed orogen. - J Petrol 38, pp 941-970 NÉMETH, K., MARTIN, U., (1999): Late hydrovolcanic field in the Pannonian basin: general characteristics of the Bakony-Balaton Highland Volcanic Field, Hungary. Acta Vulcanologica, 11 (2) -1999, 271-282. SEGHEDI, I.; DOWNES, H.; VASELLI, O.; SZAKÁCS, A., BALOGH, K. & PÉCSKAY, Z. (2004): Post-collisional Tertiary Quaternary mafic alkalic magmatism in the Carpathian Pannonian region: a review. Tectonophysics 393, pp. 43-62. STEGENA L., GÉCZY B., HORVÁTH F. (1975): Late Cenozoic evolution of the Pannonian Basin. Tectonophysics 26, 71-90
SZABÓ CS., HARANGI SZ., CSONTOS L. (1992): Review of neogene and volcanism of the Carpathian-Pannonian Region. Tectonophysics 208, pp 243-256 Quaternary