SPINELLBE ZÁRT SZILIKÁTOLVADÉK-ZÁRVÁNY

HAVANCSÁK IZABELLA V. ÉVES GEOLÓGUS HALLGATÓ

SPINELLBE ZÁRT SZILIKÁTOLVADÉK-ZÁRVÁNY VIZSGÁLATOK A MIRDITA OFIOLITEGYSÉG NAGY MgO-TARTALMÚ BAZALTJÁBAN (ALBÁNIA)

TÉMAVEZETŐ: SZABÓ CSABA, Ph.D. (ELTE TTK) KONZULENSEK: PROFESSZOR FRIEDRICH KOLLER, (BÉCSI EGYETEM) BERKESI MÁRTA, DOKTORANDUSZ (ELTE TTK) GUZMICS TIBOR, DOKTORANDUSZ (ELTE TTK) LITOSZFÉRA FLUIDUM KUTATÓ LABORATÓRIUM KŐZETTANI ÉS GEOKÉMIAI TANSZÉK FÖLDRAJZI ÉS FÖLDTUDOMÁNYI INTÉZET TERMÉSZETTUDOMÁNYI KAR EÖTVÖS LORÁND TUDOMÁNYEGYETEM BUDAPEST, 2008

1

Tartalomjegyzék 1. Bevezetés ..................................................................................................................................... 5 1.1. Az olvadékzárványokról általában ....................................................................................... 6 1.2. Az ofiolitokról általában ...................................................................................................... 9 2. Földtani háttér............................................................................................................................ 13 3. Alkalmazott technikai eszközök és analitikai módszerek ......................................................... 20 3.1 Petrográfiai vizsgálatok....................................................................................................... 20 3.2 Geokémiai vizsgálatok ........................................................................................................ 21 3.3 Mikrotermometria ............................................................................................................... 21 3.4. Lézer ablációs induktív csatolású plazma tömegspektrometria ......................................... 22 4. Petrográfia ................................................................................................................................. 24 4.1. Mintagyűjtés....................................................................................................................... 24 4.2. Bazalt telérek leírása .......................................................................................................... 24 4.3. Kőzetalkotó elegyrészek .................................................................................................... 25 4.3.1. Olivin .......................................................................................................................... 25 4.3.2. Plagioklász .................................................................................................................. 27 4.3.3. Spinell ......................................................................................................................... 27 4.3.4. Alapanyag ................................................................................................................... 28 4.4. Szilikátolvadék-zárványok ................................................................................................. 29 5. Geokémia................................................................................................................................... 32 5.1. A bazalt geokémiai jellemzése ........................................................................................... 32 5.2. Ásványkémia ...................................................................................................................... 34 5.2.1. Spinell ......................................................................................................................... 34 5.2.3. Plagioklász .................................................................................................................. 39 5.3. Alapanyag ásványi alkotóinak kémiai jellemzői ................................................................ 42 5.3. A spinell szilikátolvadék-zárványainak fő- és nyomelem-tartalma ................................... 43 5.3.1. Nem melegített olvadék-zárványok ............................................................................ 43 5.3.2. Melegített és homogenizált szilikátolvadék-zárványok .............................................. 46 6. Diszkusszió ................................................................................................................................ 55 6. 1. A magma kristályosodási körülményeinek megbecslése .................................................. 57 6.1.1. Hőmérséklet ................................................................................................................ 57 6.1.2. Nyomás ....................................................................................................................... 57 6.1.3. Oxigénfugacitás .......................................................................................................... 58 6.1.4. Az olivin forszterit-tartalmának becslése.................................................................... 59 6.1.5. Spinell – olvadék közötti fő- és nyomelem-megoszlási együtthatók .......................... 60 6.1.6. A szilikátolvadék fejlődése a csapdázódás után ......................................................... 64 6.2. A vizsgált olvadék forrásrégiójának meghatározása .......................................................... 65 6.2.1. A spinell összetételéből levonható következtetések ................................................... 65 6.2.2. A szilikátolvadék-zárványok összetételéből levonható következtetések .................... 66 6.2.2.1. A homogenizált szilikátolvadék-zárványok főelem összetétele ................................ 66 6.2.2.2. A homogenizált szilikátolvadék-zárványok nyomelem összetétele ........................... 68 6.2.2.3. A parciális olvadás modellezése .............................................................................. 69 6.3. Geológiai alkalmazás ......................................................................................................... 71 7. Következtetések......................................................................................................................... 72 English summary ........................................................................................................................... 74 Köszönetnyilvánítás ...................................................................................................................... 75 Irodalomjegyzék ............................................................................................................................ 76

2

Ábrák jegyzéke 1. ábra. Olvadékzárvány típusok sematikus képe

9. oldal

2. ábra. Ofiolit sorozat sematikus tömbszelvénye

11. oldal

3. ábra. Óceánközépi hátság és szubdukciós lemez viszonya

12. oldal

4. ábra. A Földközi-tenger keleti részének sematikus térképe

14. oldal

5. ábra. Albánia földtani térképe

16. oldal

6. ábra. A Mirdita ofiolitegység sematikus szelvénye

18. oldal

7. ábra. A Stravaj masszívum egyszerűsített szelvénye

20. oldal

8. ábra. A vizsgált bazalt szöveti képe

25. oldal

9. ábra. Az egykori olivin polarizációs mikroszkópi képe

26. oldal

10. ábra. A plagioklász és az alapanyag mikroszkópi képe

27. oldal

11. ábra. A spinell kristályok polarizációs mikroszkópi képe

28. oldal

12. ábra. A spinell olvadékzárványainak szöveti jellegzetességei

30. oldal

13. ábra. Melegített és homogenizált szilikátolvadék-zárványok képe

31. oldal

14. ábra. Vizsgált fázisok összetétele a TAS diagramon

32. oldal

15. ábra. Spinell fenokristályok összetétele

38. oldal

16. ábra. A plagioklász átlagolt ritkaföldfém tartalma

42. oldal

17. ábra. Az klinopiroxén kristályok összetétele

43. oldal

18. ábra. A vizsgált fázisok összetétele a Harker diagramokon

45. oldal

19. ábra Az olvadékzárványok összetétele a MgO függvényében

52. oldal

20. ábra. Homogenizált olvadékzárványok nyomelemdiagramja

53. oldal

21. ábra. Homogenizált olvadékzárványok ritkaföldfém diagramja

54. oldal

22. ábra. Vizsgált fázisok a Presnall-(1978) féle fázisdiagramban

56. oldal

23. ábra. Számolt oxigénfugacitás értékek ábrázolása geodinamikai diszkriminációs diagramban

58. oldal

24. ábra. A vizsgált spinell cr# - mg# viszonya

60. oldal

25. ábra. Spinell-olvadék közötti megoszlási együtthatók

63. oldal

26. ábra. Homogenizált szilikátolvadék-zárványok összetétele a Pearce (1976)-féle tektonikai diszkriminációs diagramon

67. oldal

27. ábra. Homogenizálz szilikátolvadék-zárványok összetételének a Mullen (1983)-féle tektonikai diszkriminációs diagramon

68. oldal

28. ábra. A parciális olvadás-modellezése

71. ábra

3

Táblázatok jegyzéke 1. táblázat. A vizsgált bazalt fő- és nyomelemösszetétele

33. oldal

2. táblázat. A spinell kristályok kémiai összetétele (elektronmikroszondás elemzések)

35. oldal

3. táblázat. Spinell LA-ICP-MS elemzések

37. oldal

4. táblázat. Elektronmikroszondás adatok a plagioklászról

39. oldal

5. táblázat. Plagioklász LA-ICP-MS elemzése

40. oldal

6. táblázat. A kőzetalkotó klinopiroxének elektronmikroszondás főelemösszetétele

41. oldal

7. táblázat. Reprezentatív kémiai összetételek a nem melegített szilikátolvadékzárványokról

44. oldal

8. táblázat. Melegített szilikátolvadék-zárvány elektronmikroszondával meghatározott és normatív összetétele

47. oldal

9. táblázat. A homogenizált szilikátolvadék-zárványok nyomelem összetétele 51. oldal 10. táblázat. Megoszlási együttható spinell és szilikátolvadék-zárvány között 62. oldal

4

1. Bevezetés A magmás rendszerek kristályosodása a különböző földtani környezetben összetett kémiai és fizikai folyamat. Az olvadékból való kristályosodás során különböző fizikai (nyomás, hőmérséklet, oxigénfugacitás, stb.) és kémiai feltételek mellett stabil ásványok válnak ki. A kristályosodás körülményeire a kőzetek szövete és a kőzetekben található ásványok kémiai tulajdonságai utalnak.

A primer szilikátolvadék-zárványok a

kristályosodó ásványokba záródott olvadékcseppek, amelyek őrizhetik a magma kémiai és fizikai tulajdonságait, vizsgálatukkal ezért bepillantást nyerhetünk a magmában és a magmakamrában lejátszódó folyamatokba, továbbá azok tér-és időbeli változásába a kristályosodás előrehaladtával (LOWENSTERN, 1995; FREZZOTTI, 2001; DANYUSHEVSKY, 2002). Diplomamunkámban a Mirdita ofiolitegységhez tartozó Stravaj masszívum bazalt teléreiben lévő spinell fenokristályok primer szilikátolvadék-zárványainak vizsgálatával foglalkozom, amely lehetőséget nyújt a bazalt eredetének meghatározására. A Mirdita ofiolitegység kutatása a potenciális krómit-tartalma mellett kőzettani és geokémiai szempontból is az érdeklődés középpontjába került miután kiderült, hogy nem csak óceánközépi hátság eredetű bazaltok, hanem szubdukciós eredetű mafikus kőzetek is alkotják (pl. SHALLO 1994; BORTOLOTTI et al., 2002; HOECK et al., 2002; KOLLER et al., 2006; DILEK et al., 2005, 2008). Az ofiolit sorozatok ultrabázisos-bázisos kőzetei az egykori óceánaljzat átalakulása és kisfokú metamorfózisa, majd a szubdukcióhoz kapcsolódó metamorfózis, továbbá a szubszekvens tektonikai fejlődés során jelentős mértékben átalakulhattak.

Ennek

eredménye az üde magmás kőzetalkotó ásványok gyakori hiánya (MEVEL et al., 2003; IYER et al., 2008).

A spinell azonban e folyamatokkal szemben jóval ellenállóbb, mint a

szilikátok akár fenokristályként, akár kristályzárványként fordul elő a kőzetben (BARNES, 2000; BARNES ÉS ROEDER, 2001), továbbá bázisos rendszerekben egy korai kiválási termék (PRESNALL, 1978). Ezáltal elsődleges olvadékzárványai (ha vannak) közvetlen információt hordoznak az átalakulatlan kőzet összetételéről és kristályosodási folyamatáról, egyensúlyi hőmérsékletéről, az eredeti olvadék forrásrégiójáról, geológiai-geodinamikai környezetéről és az olvadás mértékéről.

5

1.1. Az olvadékzárványokról általában Az olvadékzárványok tanulmányozása mind a kőzettan és különösen az in situ analitikai technikák virágzása óta a geokémia egyik gyorsan fejlődő és gyakran alkalmazott kutatási eszköze és módszere (ROEDDER, 1984; LOWENSTERN, 1995; FREZZOTTI, 2001; DANYUSHEVSKY, 2002). A szilikátolvadék-zárványok dominanciája mellett egyes bázisos és ultrabázisos kőzetekben szulfid- és karbonatitolvadék-zárványokat írtak le (PETERSON ÉS FRANCIS, 1977; ANDERSEN et al., 1987; SCHIANO BODNAR 1995; ZAJACZ

ÉS

ÉS

CLOCCHIATTI, 1994; SZABÓ

ÉS

SZABÓ, 2003; BALI et al., 2002; GUZMICS et al., 2008). Ezzel

szemben a szilikátolvadék-zárványok a magmás kőzetek teljes tartományában előfordulnak (ANDERSON ÉS WRIGHT, 1972; BACON, 1986; MÉTRICH ÉS CLOCCHIATTI, 1989; SOBOLEV, 1996; STUDENT

ÉS

BODNAR, 1996; NIELSEN et al., 1995, 1998; DANYUSHEVSKY et al.,

2000, 2002; GAETANI

ÉS

WATSON, 2000; KAMENETSKY et al., 2001; STUDENT, 2002;

RAPIEN et al, 2003; LUKÁCS et al., 2005; KÓTHAY et al., 2005; SHARYGIN et al., 2007; SADOFSKY et al., 2008). Bázisos kiömlési kőzetek esetében az elsőként kristályosodó ásványok (pl. olivin és/vagy spinell) található szilikátolvadékokat első megközelítésre primitív magmacseppnek tételezzük fel, amely kiváló információt szolgáltathat a vizsgált kőzet szülőmagmájának forrásrégiójáról, a parciális olvadás mértékéről és a frakcionációról (pl. NIELSEN et al., 1995; DANYUSHEVSKY et al., 2000; NORMAN et al., 2002; ZAJACZ et al., 2007; SADOFSKY et al., 2008) A geológiai irodalomban igen jelentős ismeretanyag áll rendelkezésre elsősorban bázisos kiömlési kőzetek olivin, piroxén és plagioklász fenokristályaiban található szilikátolvadék-zárványokról (pl. ROEDDER, 1984, 1987; NIELSEN et al., 1995; SOBOLEV, 1996; KAMENETSKY et al., 2001; DANYUSHEVSKY et al., 2002; SCHIANO, 2003; KÓTHAY et al., 2005; ZAJACZ et al., 2007; SHARYGIN et al., 2007; SADOFSKY et al., 2008), ezzel szemben a spinellek által bezárt szilikátolvadék-zárványokról ismereteink jóval csekélyebbek (KAMENETSKY, 1996; KAMENETSKY et al., 2001; SPANDLER et al., 2007). ROEDDER

(1984)

alapvető,

szemléletformáló

munkája

alapján

a

primer

olvadékzárványok a kristályosodó ásványba bezáródott magmacseppek, melyek feltételezhetően egyensúlyba kerültek a bezáró ásvánnyal. A csapdázódott olvadékban lejátszódó szilárdulási folyamatokat a nyomás és a hőmérséklet csökkenésének mértéke kontrollálja. Ideálisan lassú hőmérsékletcsökkenés hatására úgynevezett leányásványok

6

keletkeznek és a zárvány teljesen kikristályosodik (ROEDDER, 1984; DANYUSHEVSKY et al., 1997, 2000, 2002; FREZZOTTI, 2001).

Ideálisan gyors hűlés esetén azonban a

befogódott olvadéknak nincs elég ideje kikristályosodni, ezért üvegként dermed meg (ROEDDER, 1984; FREZZOTTI, 2001; DANYUSHEVSKY et al., 2002). A két szélső eset közötti állapotban a kőzetüvegben leányásványok láthatók (FREZZOTTI et al., 1991; FREZZOTTI, 2001; DANYUSHEVSKY et al., 2002). A leányásványképződés egy sajátos és rendszerint bekövetkező formája a zárvány bezáródása után a zárvány falán gazdaásvánnyal azonos ásványos összetételű összefüggő vagy szakaszos ásványsor megjelenése, amit az irodalom falrakristályosodásnak nevez (WATSON, 1976; ROEDDER, 1984; FREZZOTTI, 2001; DANYUSHEVSKY et al., 2002).

Az olvadékzárványokban a

bezáródás utáni nyomás csökkenés és az esetleges kristályosodás miatt bekövetkező kémiai összetétel változás következtében fluidum buborékok is megjelenhetnek, ami az olvadék illótartalmának szételegyedett részét jelentik (ROEDDER, 1984; FREZZOTTI, 1992; LOWENSTEIN, 1995)

Ezek a buborékok nem azonosak az úgynevezett zsugorodási

buborékokkal, amelyek a megszilárdulással járó térfogatcsökkenés következtében alakulhatnak ki a olvadékzárványban és illót nem tartalmaznak (KÓTHAY et al., 2005). A szilikátolvadékok a csapdázódás pillanatában az olvadékon kívül véletlenszerűen csapdázódott kristályos elegyrészeket is bezárhatnak (pl. Cr-spinell olivinben, vagy piroxén és apatit plagioklászban csapdázódott zárványban) (RAPIEN et al., 2003; KÓTHAY et al., 2005; HAVANCSÁK, 2006; SHARYGIN et al., 2007). A leányásványokkal ellentétben ezek az ásványok nem a befogódott olvadékból kristályosodnak ki, hanem a magmafejlődés egy korábbi, befogódás előtti szakaszában váltak ki és sok esetben fenokristályként megtalálhatók a kőzetben. A magmában a kristályokkal egyensúlyban lehet egy homogén olvadék, illetve szételegyedés következtében - többfázisú, azaz heterogén rendszer is (szételegyedett olvadék vagy olvadékok ± fluid).

Ilyen rendszerben a kristályok egyidejűleg több

olvadék- és/vagy fluidum-fázist is bezárhatnak véletlenszerű arányban, amelyet heterogén csapdázódásnak hívunk (ROEDDER, 1984; FREZZOTTI, 2001; GUZMICS et al., 2008). Ismert jelenség az úgynevezett „grain boundary layer effect” (szemcse felületi hatás) (ALBAREDE

ÉS

BOTTINGA, 1972; LU et al., 1995) Ez azt jelenti, hogy a kristályosodó

7

ásványok közvetlen környezetében, a felülethez közel (~20 μm>), az olvadékban relatív hiány alakul ki azokban a kémiai komponensekben, amelyek a kristályosodó anyagokat felépítik. Ez a hatás bezárt olvadékcsepp kémiai összetételén is mutatkozik különösen akkor ha az olvadékzárvány túl kicsi (kisebb, mint 10-20 μm). A bezáró ásvány kristályosodása és az olvadék csapdázódása közötti elsősorban időbeli kapcsolatok petrográfiai jellegek alapján három csoportra oszthatjuk a következőképpen: 1/ elsődlegesek (primer), 2/ álmásodlagosak (pszeudoszekunder) és 3/ másodlagosak (szekunder) (ROEDDER, 1984; SCHUBERT et al., 2007). A hármas tagolású osztályozást elsősorban a folyadék és gáz-tartalmú, olvadékokhoz nem feltétlenül kötődő zárványokra használják (fluidumzárványok), azonban a szilikátolvadék-zárványokkal foglalkozó kutatások során is elterjedt, hiszen a bezáródás pillanatában az olvadékzárvány is főként folyékony (és gáz) fázisú (ROEDDER, 1984). 1.

Az

elsődleges

olvadékzárványok

a

bezáró

ásvány

növekedési

zónáihoz

kapcsolódhatnak, vagy elszórtan jelennek meg a kristályosodó ásványban (1a. ábra). Megjelenésük azt jelzi, hogy a magmából kristályosodó ásvány növekedésével egyidőben csapdázódtak.

Ennek megfelelően a primer zárványok a kristályosodó magma

összetételéről és a kristályosodás fizikai feltételeiről adnak pontos képet a bezáródás pillanatában (ERMAKOV, 1949; ROEDDER, 1984). 2. Álmásodlagosnak nevezhető az a zárványsor, ami a gazdaásvány zónásságát metszi, de a zárványokat tartalmazó beforrt sík nem fut ki az ásvány széléig (1b. ábra) (ROEDDER, 1984). Ezek az olvadékzárványok a befogadó ásvány növekedése során keletkező repedésekbe nyomult magmát képviseli. Ezért az egykori repedést tartalmazó ásványrészhez (valójában az ásvány magjához) képest nem tekinthetők primernek, azonban az álmásodlagos zárványokat kitöltő olvadék gyakran külső zónában is csapdázódik, ahol egyértelműen primer olvadékzárványokat formál. 3. A másodlagos olvadékzárványok mindig beforrt repedések mentén a befogadó ásványt vagy ásványokat keresztül-kasul járó hálózatban jelennek meg. (1c. ábra).

Ezek az

olvadékzárványok a megjelenésük alapján a már kikristályosodott ásvány felnyíló repedéseibe benyomult olvadékból záródtak be, majd szilárdultak meg. Tehát nem azt az magmát képviselik, amelyből a gazdaásvány kristályosodott, hanem egy későbbi,

8

fejlettebb kémiai rendszert vagy attól teljesen eltérő forrású és összetételű és időben lényegesen később keletkezett olvadékot. (ROEDDER, 1984).

1. ábra. Elsődleges (a), álmásodlagos (b) és másodlagos (c) olvadékzárványok sematikus képe egy tetszőleges gazdaásványban (ROEDDER, 1984 alapján)

1.2. Az ofiolitokról általában Az ofiolit kőzettani és földtani értelmezés szerint jól meghatározható, jellemző litológiájú és geokémiájú tagokkal rendelkező, túlnyomórészt magmás kőzetsorozat, amely egykor óceáni litoszférát képviselt.

Később a képződési helyétől és környezetétől

tektonikusan elszakadt és obdukcióval a felszínre vagy annak közelébe emelkedett (ANONYMUS, 1972; BOUDIER

ÉS

NICHOLAS, 1985; MÜNTNER

ÉS

HERMANN, 2001). Az

ofiolit sorozatok bázisát a parciális olvadás mértékétől függően harzburgitos vagy lherzolitos ultramafikus test alkotja (2. ábra).

A lherzolit és a harzburgit az óceáni

litoszferikus köpenyt képviseli, a harzburgit a kimerültebb, több olvadási eseményen esett át. Az ultramafikus köpenykőzeteket követi a főként gabbróból álló magmás sorozat (2.

9

ábra), ennek egy része a kumulátumok.

A kumulátum réteg(ek)et elsősorban már a

magmából kristályosodó ásványok alkotják (plagioklász, klinopiroxén, olivin), gyakran krómit réteg fordul elő bennük.

E fölött rétegzett gabbró helyezkedik el, majd az

úgynevezett izotróp gabbró, amelyek a magmakamrákban kikristályosodott kőzeteket reprezentálják.

Az elméleti rétegsorban tovább haladva főként bazaltos összetételű

kiömlési kőzetekből álló, réteges telér komplexum és a párnaláva összlet található (2. ábra). Mélytengeri üledékek - mint például radiolarit - fedik a vulkáni sorozatot. Az ofiolit sorozat kőzeteit főként bazalttelérek járhatják át (2. ábra) (pl.: BOUDIER és NICHOLAS 1985; BROWN és MUSETT, 1993). Az ofiolit sorozatokat alkotó kőzetek az egykori óceáni litoszférát alkotó bázikus és ultrabázikus kőzetek, amelyek az óceánközépi hátság (MOR - mid ocean ridge) kialakulásához kapcsolódóan jelennek meg. Korábbi tanulmányok rávilágítottak arra, hogy az ofiolitot alkotó magmás eredetű kőzetek nem csak óceánközépi hátság környezetben keletkezhetnek, hanem szubdukció feletti (SSZ - suprasubduction zone) régióban is (pl. COLEMAN,1981; PEARCE et al., 1984). Mindezt a későbbi évek munkái erősítették meg (pl.; SHALLO 1994; BORTOLOTTI et al., 2002; HOECK et al., 2002; KOLLER et al., 2006; DILEK et al., 2005, 2008).

10

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

11

Tehát az ofiolit zónák magmás kőzetei óceánközépi hátság környezetben (MOR) és szubdukció feletti (SSZ) régióban képződött kőzetek is lehetnek (3.ábra). KOLLER et al. (2006) rámutatott arra, hogy a szubdukciós jelleg az ofiolitos sorozat kőzetei közül a magmakamra (gabbró és ezen belül kumulát kőzetek) és a vulkáni kőzeteket (párnaláva bazalt, telérek) is érinti, hiszen az alábukó óceáni lemez szubdukciós komponenssel gazdagítja a kimerült lherzolitos (ritkán harzburgitos) köpenyéket. Ennek eredménye a szubdukciós lemez fölötti (SSZ) - alapvetően óceánközépi hátság jellegű - óceáni kéreg szubdukciós jellegű képződményekkel való gyarapodása.

A MOR és a SSZ kőzetek

képződési helyben, korban és összetételben különböznek egymástól, a tektonikai folyamatok hozzák őket egy földtani egységbe. Gyakran az óceánközépi hátság és a szubdukciós zóna egy óceáni medencében helyezkedik el (3. ábra) (pl Csendes óceán, Lau medence, TAYLOR

ÉS

MARTINEZ, 2003), és a terület összezáródásakor a MOR

környezetben és a SSZ régióban képződött kőzetek egy része egy kontinentális peremre obdukálódik.

A MOR és a SSZ típusú kőzetek az obdukció során összegyűrődött

melanzsokban találhatóak meg.

A két különböző genetikájú (MOR és SSZ) kőzet

petrográfiai és főelemgeokémiai szempontból hasonló egymáshoz, nyomelem geokémiája azonban különbözik (GARCIA et al., 1979; PICHAVANT et al., 2002; TAYLOR ÉS MARTINEZ, 2003).

3. ábra. Óceánközépi hátság és szubdukálódó óceáni lemez viszonya sematikus ábrán ábrázolva (BORTOLOTTI et al., 2002 alapján) 12

2. Földtani háttér A Dinári-Helleni ofiolitöv egy ÉÉNy-DDK irányú, kb. 1000 km hosszú zóna, amely magába foglalja a Dinári és a Helleni ofiolitöveket Szerbián, Bosznián, Albánián, Macedónián és Görögországon át alkotó egységét (4. ábra). Ezek az ofiolitövek a Tethys óceáni medencéinek (Pindos és Vardar) záródásának maradványai (PAMIC ET AL., 2002), ahol a Tethys óceáni litoszférája az ofiolit zónákban vizsgálható. A Tethys geoszutúráját alkotó öv nyugati részének ofiolitjaiban - dinári és helleni ofiolitokban - MOR és SSZ típúsú kőzetek is ismertek, míg a geoszutúra keletebbi részen – ománi és trodoszi ofiolitokban

- a szubdukciós jelleget mutató mafikus kőzetek a dominánsak

(ROBERTSON, 2002).

A Mirdita egység a Tethys szutúráját alkotó Dinári-Helleni

ofiolitöv tagjaként, a Pindos ofiolitegység részét képezi, az Albániában elhelyezkedő ofiolit egységeket hívják Mirdita ofiolitegységnek. A Mirdita ofiolitegység a Korábi-Pelagóniai kontinentális fragmentum és a KrastaCukal-, valamint a Kruja-zóna között helyezkedik el, ahol az ofiolit masszívumok elszigetelten bukkannak elő a paleogén-neogén molasz szedimentek alól (5.b. ábra) (ROBERTSON és SHALLO, 2000; HOECK et al., 2002).

A Kruja-zóna a karbonát

platformot, míg a Krasta-Cukal-zóna (5.a. ábra) az Apuliai platform passzív peremét képviseli, ahol a triász folyamán mélytengeri üledékképződés folyt. A zónák főként triász-júra korú mélytengeri és platform mészkőből, valamint dolomitból állnak, melyeket általában kréta flis fed be. A Mirdita ofiolitegység masszívumjaiban szintén található ofiolitmelanzs részét képező triász illetve jura korú mélytengeri mészkő, ammonitico rosso (MECO és ALIAJ, 2000). Az egykori óceáni medence kőzeteire jura radiolarit települ (MARCUCCI és PRELA, 1996), majd a kréta flis jelenik meg kis vastagságban (400-600 m) (FRIEDRICH KOLLER professzor úr szóbeli közlése alapján), majd eocén flis keletkezett karbonátos kőzetekkel.

13

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

14

(5a-b. ábra) (6. ábra) (SHALLO, 1992; BORTOLOTTI et al., 1996; ROBERTSON és SHALLO, 2000). A Mirdita ofilitegység keleti részébe a Shebenik és a Bilisht masszívumok tartoznak (5b. ábra).

Általános jellemzőjük a vastag harzburgitos ultramafikus köpenyeredetű

kőzet, amelyet krómit-gazdag dunit, krómit, klinopiroxén kumulátum kőzetek, gabbrónórit, és gabbró követ a rétegsorban. A sorozat fölött réteges telér komplexum jelenik meg, majd vulkáni termékek (párnaláva, andezites-riodácitos vulkanitok) és mélytengeri üledékek következnek. vastagsága 6-8 km (HOECK

ÉS

A keleti részben a ofiolit szekvenciák átlagos

KOLLER, 1999; BORTOLOTTI et al., 2002; KOLLER et al.,

2006). A nyugati rész masszívumai (északról dél felé: Luniku, Sphati, Stravaj, Devolli, Vallamara, Voskopoja, Morava, Rehove és Erseka) (5b. ábra) A sorozatok aljzatát alkotó köpenykőzet főként lherzolit. Fölötte az egykori magmakamra kőzeteit troktolit, izotróp gabbró, dunit és wehrlit képviseli. A réteges telér komplexum általában hiányzik a felépítményből, csak helyenként, kis vastagságban jelenik meg..

Ezzel szemben a

vulkáni kőzetek - főként bazaltos párnalávák és telérek - 300-400 méteres vastagságúak (HOECK et al., 2002). A teljes sorozat vastagsága körülbelül 3-4 km (HOECK et al., 2002). A vulkáni kőzetek azonban csak bizonyos masszívumokban figyelhetők meg nagyobb pár száz méteres - vastagságban. Így például a Luniku, Stravaj, Voskopoje és Rehove (5b. ábra) tartalmaznak párnaláva összleteket, vastag masszív lávafolyásokat, párnaláva breccsát és változatos összetételű teléreket (HOECK et al., 2002).

15

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

16

A Mirdita ofiolitegység mafikus kőzetei a középső- és késő-jura idején képződtek, amit a közös metamorf aljzatban található hornblendék Ar-Ar kora és a közös fedőüledék (radiolarit) kora bizonyít. A nyugati rész kőzeteinek kora a metamorf aljzat hornblendéi alapján 171 ± 2,5 – 168,5 ± 1.6 millió év, míg a keleti zóna kőzetei 174 ± 2.5 – 171 ± 1,2 millió éves kort adtak (BÉBIEN et al., 2000). Hasonló korokat közölt DILEK et al. (2008) szintén az ofiolitos sorozatban jelen levő plagiogránitban és kvarc dioritban talált cirkonokból (165,5-160,3 ± 0,4 millió év). A radiolarit kora körülbelül 168 ± 2 – 165 ± 2 millió év (MARCUCCI és PRELA, 1996), ami jó egyezést mutat a cirkonokból, és a metamorf aljzat hornblendéiből kapott koradatokkal. Számos, sokszor egymással ellentétes elmélet létezik az irodalomban a Mirdita ofiolitegység keletkezését illetően, a kutatók abban azonban egyetértenek, hogy a keleti és a nyugati övet alkotó mafikus és üledékes kőzetek nagy valószínűség szerint egy óceáni medencében képződtek.

Ennek bizonyítéka a közös metamorf aljzatuk és

fedőüledékük (BORTOLOTTI et al., 1996). Korábbi évek kutatásai azt bizonyították, hogy a nyugati rész masszívumjainak magmás kőzetei főként óceánközépi-hátság eredetű kőzetek (MOR), míg a keleti zóna szubdukciós (SSZ) jellegű kőzetekből épül föl (COLEMAN,1981; PEARCE et al., 1984; BECCALUVA et al., 1994; BORTOLOTTI et al., 1996) és az elmélet a nyomelemgeokémiai vizsgálatok fejlődédével be is bizonyosodott (BECCALUVA et al., 1994; SHALLO 1994; BORTOLOTTI et al. 1996; 2002; HOECK

ÉS

KOLLER 1999; KOLLER et al., 2006; DILEK et al. 2007, 2008).

17

18

A valós földtani problémát színesíti, hogy a főként MORB jellegű (gabbró, wehrlit, bazaltos összetételű telérek, párnaláva, masszív lávafolyások) kőzetekből álló nyugati zóna tartalmaz szubdukciós zóna feletti (SSZ) régióban képződő magmás kőzeteket is és fordítva, a keleti zóna is tartalmaz óceánközépi hátság (MOR) környezetben képződő magmás kőzeteket (BÉBIEN et al., 1998; HOECK

ÉS

KOLLER 1999; BORTOLOTTI et al.

2002; HOECK et al., 2002; KOLLER et al., 2006). A Mirdita ofiolitegység keletkezését illetően a kérdés megválaszolása érdekében az elmúlt években több publikáció jelent meg a Mirdita ofiolitegység peridotitos kőzetekből, kumulátum sorozatból és a vulkáni magmatitokon végzett nyomelem geokémiai vizsgálatokról.

KOLLER és munkatársai

(2006) rámutatottak arra, hogy a szubdukciós komponensekben való gazdagodás a nyugati zónában – ahol MORB jellegű kőzetek dominálnak - nemcsak a vulkáni kőzetekben, hanem az ofiolitok bázisát alkotó peridotitokban is felismerhetők. Ugyanebben a sorozatban HOECK és munkatársai (2002) a nyugati rész bazalt telérjeinek geokémiai vizsgálatával kimutatták, hogy a vulkáni kőzetek mind MORB, mind SSZ jelleget is mutatnak. Az elképzelések szerint a nyugati részben a MOR típusú vulkáni kőzetek vannak túlsúlyban a SSZ jelleggel rendelkezőkhöz képest. Továbbá a vulkanitok megjelenése alapján nem zárható ki, hogy a Mirdita ofiolitegység egy olyan ív mögötti medencében alakulhatott ki, ahol a szubdukció nyugati irányú volt (KOLLER et al., 2006; DILEK et al., 2008). Más értelmezések szerint az ofiolitöv nyugati zónája egy ív előtti medencében képződött, ahol a szubdukció keleti irányú volt (BORTOLOTTI et al., 2002). Mint látható nincs egységes modell a Mirdita ofiolitegység keletkezését illetően. A diplomamunka tárgyát képező Stravaj masszívum a Mirdita ofiolitegység nyugati zónájában (5b-6. ábra), a Sphati masszívum közelében, attól délkeletre helyezkedik el. Kőzetei erősen mállottak, ezért mindezidáig kevéssé vizsgálták, így mind petrográfiailag, mind geokémiailag kevés ismeret áll róluk rendelkezésre.

A korábban bemutatott

Voskopoje, Rehove és Luniku masszívumokhoz (5b-6. ábra) hasonlóan a Stravaj masszívumban is találhatók vulkáni-szubvulkáni kifejlődésű (pl. telér, lávafolyás és párnaláva) kőzetek, míg a közvetlen közelben levő Sphati masszívumon ezek a képződmények hiányoznak.

A Stravaj aljzatát a többi Mirdita ofiolitegység

masszívumtól eltérően ismeretlen összetételű kőzet alkotja.

Az ofiolitos összlet

19

rétegsorában a legalsó feltárt egység egy körülbelül 500 méter vastag plagioklász-gazdag peridotit, rodingitesedett gabbró telérekkel. A peridotit felett körülbelül 150 méter vastag izotróp gabbró következik, amelyet egy körülbelül 200 méter vastagságú párnaláva összlet követ. A párnaláva és a gabbró érintkezése azonban nem ismert. A párnalávát jelentősen átalakult bazalt telérek szelik át, amelyekhez hasonlót az alsóbb egységek nem tartalmaznak.

A ofiolit sorozat magmás kőzeteire vulkanoszedimentekkel kevert

radiolarit, majd radiolarit települ (7. ábra).

7. ábra. A vizsgálat tárgyát képező Stravaj masszívum egyszerűsített szelvénye (a vizsgált minták rétegtani helyét piros vonalak jelölik), valamint terepi kép a párnaláva összletről és a benne található telérekről

3. Alkalmazott technikai eszközök és analitikai módszerek 3.1 Petrográfiai vizsgálatok A mikroszkópos petrográfiai vizsgálatokat Nikon Eclipse E600 POL típusú polarizációs mikroszkópon végeztem az ELTE Kőzettani és Geokémiai Tanszéken működő Litoszféra Fluidum Kutató Laboratóriumban. A vékonycsiszolatokról készült fotók ugyanitt, az említett polarizációs mikroszkópra szerelt Nikon CoolPIX E950 típusú

20

digitális fényképezőgéppel készültek. A petrográfiai vizsgálatokhoz a hagyományostól eltérő (70-120 μm vastagságú), 1μm-es gyémántpasztával mindkét oldalán polírozott vékonycsiszolatokat használtam, amelyek fedetlenek voltak mivel a spinell kristályok nem átlátszók és a bennük levő szilikátolvadék-zárványok csak feltárt állapotban, ráeső fénnyel észlelhetők.

3.2 Geokémiai vizsgálatok A teljes kőzet fő- és egyes nyomelem összetétele röntgenfluoreszcens (XRF) módszerrel a Bécsi Egyetem Földtudományi Tanszékének PHILIPS PW 2400 típusú műszerén lett meghatározva. A tanulmányozott kőzetek elegyrészeinek és a spinell szilikátolvadék-zárványainak (valójában

kristályos

és

üveges

alkotóinak,

illetve

a

homogenizált

olvadék

megdermesztett üvegjeinek) a főelemösszetételét a Bécsi Egyetem Földtudományi Tanszékének elektronmikroszonda laboratóriumában határoztuk meg. Az elemzéseket Cameca SX100-as típusú mikroszondán, 15kV illetve 20kV gyorsítófeszültség mellett végeztük. A mérés során a sugáráram erőssége 20nA volt. Energiadiszperzív (EDS) spektrométert a kristályos és üveges fázisok (klinopiroxén, plagioklász és spinell fenokristályok, valamint a szilikátolvadék-zárványok kristályos és üveges elegyrészeim valamint a homogenizált szilikátolvadék-zárvány) azonosítására, míg hullámhossz diszperzív spektrométert (WDS) a fenti ásványok és üvegek kémiai összetételének mennyiségi meghatározására használtuk. Az alkalmazott sugárnyaláb átmérője a spinell és a szilikátolvadék-zárvány vizsgálatakor 10µm volt, ugyanis a vizsgált kristályos fázisok mérete megengedte a nagy sugárnyaláb használatát. A nyers adatokon ZAFkorrekciót alkalmaztunk.

3.3 Mikrotermometria A

homogenizációs

kísérletekhez

történő

mintaelőkészítés

első

fázisában

porcelánmozsárban aprítottam a vizsgált bazaltot. Az összezúzott anyagot hagyományos szitasoron szemcseméret-frakciókra választottam szét. További vizsgálatok céljából azt a 0,25-0,5 mm-es szemcseméretű frakciót használtam fel, amelyben már főleg önálló

21

ásványszemcsék voltak fellelhetők.

Ebből a részlegből válogattam ki a tiszta, más

rátapadt ásványokból vagy egyéb bevonatoktól mentes spinelleket a homogenizációs kísérletekhez.

A spinell szemcséket ezután egy, kézzel kialakított grafit kapszulába

helyeztem, amely megakadályozta a szemcsék oxidációját a kemencében történő hevítés során. Egy grafitkapszulába kb. 15 darab spinell kristály került. A melegítést Carl-ZeissJena HB-50 típusú olvasztómikroszkóp kemencéjében végeztem.

A kemence felső

hőmérsékleti határa 1600ºC. A kísérletet a műszer kalibrációja előzte meg, amelynek során ismert olvadáspontú, nagy tisztaságú ásványokat (NaCl, termés Ag, Au és Cu, továbbá szilícium) olvasztottam meg. A kalibrációs kisérlet alapján megállapítható, hogy a kemence Pt/Pt-Ro termopárjának ±20°C-os hibája van 1000 °C felett. A szilikátolvadék-zárvány tartalmú spinellek homogenizációs kisérlete 1200°C és 1240°C-on történt.

A célhőmérsékletet analógiák (KAMENETSKY, 1996) és előzetes

termometriai becslések (PUTIRKA, 2003) alapján határoztam meg. A hevítés mindig adott fűtési sebességgel történt, figyelembe véve a hibalehetőségeket (DANYUSHEVSKY et al., 2002). A fűtés 40°C/perc rátával indult, amelyet 800 °C-ig tartottam, majd 15°C/perc sebesség következett 1000°C-ig. Innen 10°C/perc, majd 1200°C felett 5°C/perc volt a fűtési ráta.

Elérve a célhőmérsékletet 20 percig tartottam a hőmérsékletet, majd a

szemcsék visszahűtése a műszer által elérhető legnagyobb sebességgel történt, azaz a grafitkapszulák kiemelésével és felnyitásával a spinell szemcsék 20 s alatt alatt 300°C-ra, majd 1 perc alatt szobahőmérsékletre hűltek. Az olvadékzárványok 1200 °C-on még tartalmaztak nyomokban leányásványokat, 1240°C-on a leányásványok teljes hiánya jelezte a szilikátolvadék-zárványok homogenizációját. Tehát a hibát figyelembe véve a teljes homogenizáció 1200 ±20°C és 1240 ±20°C között következett be. A homogenizált szilikátolvadék-zárványokat tartalmazó spinell szemcséket tárgylemezre ragasztottam pillanatragasztóval egymástól kb. 0,5 cm-es távolságban. Ezt követően a mikroszkópos vizsgálat előtt a szemcséket csiszoltam, majd políroztam, amíg a homogenizált szilikátolvadék-zárványok a felszínre nem kerültek.

3.4. Lézer ablációs induktív csatolású plazma tömegspektrometria Nyomelem elemzések készültek a kőzetalkotó fázisok közül a plagioklászból, spinellből és ezeken kívül a spinellbe zárt homogenizált szilikátolvadék-zárványokból. 22

Az egyes fázisok nyomelem összetételének in situ megismerése érdekében a Berni Egyetem

Geológiai

Intézetében

lézer

ablációs

induktív

csatolású

plazma

tömegspektrometriás (LA-ICP-MS) elemzést végeztünk. Az elemzések egy GeoLas-Pro 2006 típusú lézerablációs rendszerrel (Lambda Physik / Coherent) összekötött ELANDRCe ICP-MS (Perkin Elmer) műszerrel történtek. A gerjesztő ArF lézer hullámhossza 193 nm volt.

Az alkalmazott lézer energiája 70 mJ volt lézerimpulzusonként,

frekvenciája 7 Hz (7 lézerimpulzus másodpercenként). Az alkalmazott sugárcsillapító (attenuator) segítségével ez 4-8 J/cm2 energiasűrűséget eredményezett a minta felszínén. A lézersugár átmérőjét a vizsgált ásvány, illetve olvadékzárvány méretétől függően 25-90 µm-re állítottuk. Az adatokat LONGERICH et al. (1996) módszere szerint dolgoztuk fel. standard az amerikai NIST 610-es számú szilikátüvege volt.

A külső

Belső standardként

spinellek esetében a mikroszondával meghatározott Cr2O3-koncentrációt, a homogenizált szilikátolvadék-zárványok esetében a SiO2-koncentrációt használtuk fel. Azokban az esetekben, ahol az olvadékzárványról nem állt rendelkezésre mikroszondás adat, vagy több mint egy mikroszondás mérés történt, a zárványok belső standardizálásakor a zárványok SiO2-tartalmának átlagát használtuk.

Ott, ahol az olvadékzárványok túl

kicsinek bizonyultak (az átmérő <40 μm) ahhoz, hogy önállóan meghatározhassuk az összetételüket, az olvadékzárványt és a befogadó spinellt ugyanazzal a lézersugárral porlasztottuk el. Az így kapott kevert (spinell + szilikátolvadék-zárvány) jelet HALTER et al. (2002) módszerével dolgoztuk fel. Ismerve a kevert jel oxidos főelem-összetételét (100%), és a spinell összetételét, a mikroszondás elemzések során kapott SiO2koncentráció alapján számítottuk az olvadékzárványok összetételét. Tekintve, hogy a szilikátolvadék-zárványok SiO2 tartalmában nincs lényeges különbség (48,9-51,8 tömeg%, 8. táblázat a „Geokémia” fejezetben), a spinell pedig nem tartalmaz SiO2-t viszonylag kis hibával lehetett a spinellben inkompatibilis fő- és nyomelemeket kvantifikálni.

23

4. Petrográfia 4.1. Mintagyűjtés A diplomamunkában vizsgált kőzet a Stravaj masszívumon található vulkáni kőzetsorozatban előforduló körülbelül 20-50 cm vastag mafikus telérkőzet (7. ábra). A vizsgált mintát Friedrich Koller professzor gyűjtötte és a A05/612 jelet adta a telérkőzetnek, ahol a 612 a Stravaj masszívum kódja, az A05 a mintavételezés száma. Amint a korábbiakban bemutattam a Stravaj masszívum kőzetei igen erősen átalakultak, főként szerpentinesedés jellemző rájuk.

A részletes vizsgálatra kiválasztott bazalt a

legüdébb telérkőzet a területről.

4.2. Bazalt telérek leírása A vizsgált kőzet zöldes-barnás színű, porfíros szövetű.

Fenokristályként olivin,

plagioklász és spinell jelenik meg, ezek az elegyrészek „úsznak” az intersticiális alapanyagban (8.a, b ábra). A kőzet modális összetétele: 25% olivin + 2% spinell + 1% plagioklász és 72% alapanyag. A bazaltot erőteljes átalakulás (főleg szerpentinesedés és kloritosodás) érte, elbontva az olivin fenokristályokat, és többnyire a plagioklászt és az alapanyagot is.

A leggyakoribb üde elegyrész a spinell, emellett néhány üdébb

plagioklász fenokristály is azonosítható.

A kőzetben észlelhetők szabad szemmel

felkülöníthető olivin aggregátumok, csomók (8a-b. ábra), ahol az olivin és a spinell egy helyen koncentrálódva jelenik meg, ezen kívül egyedi olivin szemcsék is találhatók a kőzetben. A kőzet modális összetétele, az olivin aggregátumok miatt a pikrites bazalt felé tolódik.

24

8. ábra. a. A05/612-es számú minta makroszkópos szöveti képe szkennelt vékonycsiszolaton, ahol olivin, spinell, plagioklász, klinopiroxén és alapanyag különíthető el makroszkóposan b. a vizsgált bazalt jellegzetes szöveti elemeinek képe polarizációs mikroszkópban (IN), ahol spinell, olivin és intersticiális alapanyag különíthető el

4.3. Kőzetalkotó elegyrészek 4.3.1. Olivin Az olivin teljesen átalakult idiomorf táblás pszeudomorfózák formájában jelenik meg. Mérete 0,3-7,0 mm közötti és szinte minden szemcse kristályzárványként üde spinellt tartalmaz (9a-b. ábra). Az olivin esetenként 1-5 mm nagyságú aggregátumot is alkot (8a.

25

és 9b. ábra) gyakran spinellel. Az olivinek főként zöldes színű, szálas megjelenésű szerpentinné alakultak át (9d. ábra). Az átalakult olivinben helyenként szintén átalakult olvadékzárványok maradványai jelennek meg.

9. ábra. Az egykori olivin fenokristályok polarizációs mikroszkópi képe a. Átalakult olivin és spinell kristályzárvánnyal az alapanyagban (I N) b. Összetatapadt olivin szemcsék aggregátumot (csomót) alkotnak az alapanyagban, az olivin szemcsékben és között spinell látható (I N) c. Sajátalakú egykori olivin fenokristály az alapanyagban (1 N) d. Szálas megjelenésű szerpentinit mikroszkópos képe az egykori olivin helyén (+ N)

26

4.3.2. Plagioklász A plagioklászoknak két generációja különíthető el (10a-b. ábra). Az első generációs, azaz plagioklász fenokristály viszonylag üde és színtelen (10a. ábra), gyakran ikres, általában széles ikerlemezekből áll, mérete 1-1,5 mm.

Ezeknek mennyisége erősen

alárendelt a többi fenokristályhoz képest, olvadékzárványokat nem tartalmaznak.

A

plagioklászok viszonylag üdék a kőzetben, azonban helyenként agyagásványosodtak. A második generációs plagioklász az alapanyagot alkotja (10b. ábra). Ezek színtelen, léces vázkristályként jelennek meg, méretük 50-100 µm közötti a hosszabbik tengelyük mentén. Az alapanyagot alkotó plagioklász lécek helyenként átalakultak agyagásvánnyá.

10. ábra. A plagioklász fenokristályok és az alapanyagot alkotó léces plagioklászok polarizációs mikroszkópi képe a. Enyhén agyagásványosodott plagioklász fenokristály és az alapanyagot alkotó plagioklász lécek képe (I N) b. Plagioklász fenokristály az intersticiális alapanyagban (plagioklász lécek és amfibol) (+ N)

4.3.3. Spinell A spinell szemcsék az olivinben kristályzárványként és az alapanyagban fenokristályként láthatók (9a-b. és 11. ábra).

Méretük 100 és 300 µm között van.

Általában teljesen opakok, de erős áteső fénynél sötétbarnán áttetszőek, amely a Crgazdag spinellek jellemzője. A spinell általában sajátalakú, oktaéderes kristályt alkot, azonban néhány kristály lekerekített szegéllyel jelentkezik. A spinell ráeső fényben

27

sötétszürke színű, és a kristályok szélén minden esetben egy kb. 5-10 µm vastag világosszürke szegély látható, amely szivacsos-sejtes szövettel és éles határral különül el a spinell sötétebb, belső részeitől (11b. ábra).

Ritkán repedések harántolják a

kristályokat, amelyek mentén szintén látható az előbb említett világosabb színű rész, amely az optikai tulajdonságai alapján magnetitnek határozható (11b. ábra). A spinell szemcsék másik jellegzetessége primer szilikátolvadék-zárvány tartalmuk, amelyekről a következő fejezetekben lesz részletesen szó.

11. ábra. A spinell kristályok polarizációs mikroszkópi képe a. Olivinben található sajátalakú, opak spinell kristályzárvány áteső mikroszkópi fénnyel vizsgálva (I N) b. Olivinben található lekerekített spinell kristályzárvány szilikátolvadék-zárvánnyal és világos színű átalakulási szegéllyel, ráeső mikroszkópi fénnyel vizsgálva

4.3.4. Alapanyag A bazalt alapanyagának pontos vizsgálatát az erőteljes átalakulás nehezíti.

Az

intersticiális alapanyagot második generációs átalakult plagioklász vázkristályok, klinopiroxén kristályok, mállott kőzetüveg, spinell és egyéb, valószínűleg másodlagos opak ásványok alkotják (8-10. ábra). A bazaltot helyenként egymást metsző zöldesfehér színű erek járják át. E zekben az erekben főként szálas megjelenésű klorit és szerpentinit található (8a. ábra).

28

4.4. Szilikátolvadék-zárványok A szilikátolvadék-zárványok petrográfiai ismertetése során először a tanulmányozott zárványok általános tulajdonságait tárgyalom, majd a nem hevített, természetes állapotában lévő zárványok jellemvonásait részletezem.

Végezetül a melegített és

homogenizált olvadékzárványokat mutatom be. A spinellben polírozás során feltárt olvadékzárványok a polarizációs mikroszkóppal ráeső fénnyel vizsgálhatók.

A zárványok mérete 5-80 µm közötti, rendszertelenül

helyezkednek el a gazdaásványban és általában negatív kristály alakot mutatnak (12a-b. ábra). Mindezek az elsődleges szilikátolvadék-zárványok jellemvonásai. A feltárt nem melegített olvadékzárványok kis része a gazdaásvány repedések mentén bekövetkező átalakulása következtében szintén átalakult (12a-b. ábra).

Ezeket a

zárványokat (és a befogadó ásványokat) repedések határolják, így a további tanulmányozás szempontjából értéktelenek. Azonban a szilkátolvadék-zárványok nagy része üde (12a-c. ábra) és jól meghatározható elsődleges ásványokból állnak (12d. ábra). Az olvadék-zárványok összetétele viszonylag egyszerű és egyveretű.

A metszet

orientáltságától függően különböző részarányú klinopiroxénből és kőzetüvegből állnak (12d. ábra). A zárványokon belül a leányásvány (klinopiroxén) és kőzetüveg aránya 4060 és 35-65% (n=25) között változik. A két uralkodó elegyrész mellett a kőzetüvegben gyakran előfordul kerek, egyfázisú, 510 µm nagyságú szulfid csepp.

Továbbá feltételezhető, hogy a olvadékzárványok

jellegzetes karéjos szegélye kismértékű spinell falrakristályosodását sejteti (12d. ábra).

29

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

Megjegyzendő, hogy a nem

teljesen homogenizált zárványok, amelyek 1200°C-ra lettek melegítve, tartalmaznak

30

klinopiroxén reliktumot (13a-b. ábra).

A további vizsgálatokhoz csak a teljesen

homogenizált kőzetüveget tartalmazó szilikátolvadék-zárványokat használtam.

13. ábra. 1200 ±20°C és 1240 ±20°C-ra melegített, majd hirtelen lehűtött, feltárt szilikátolvadék-zárványok polarizációs és visszaszórt-elektron képe spinellben a. és b. 1200 ±20°C hőmérsékletre melegített szilikátolvadék-zárvány visszaszórtelektronképe és sztereomikroszkópos képe áteső fénnyel. A zárvány nem teljesen homogenizálódott, elkülöníthető a kőzetüveg és a klinopiroxén leányásvány. c. 1240 ±20°C –ra melegített szilikátolvadék-zárványok sztereomikroszkópos képe áteső fénnyel. A zárvány anyaga teljesen homogenizálódott, fázisok nem különíthetők el benne. d. 1240 ±20°C –ra melegített szilikátolvadék-zárványok visszaszórt-elektronképe. A képen egy teljesen homogén szilikátolvadék-zárvány és átalakult, egyáltalán nem homogenizálódott zárványok láthatók.

31

5. Geokémia Főelemösszetétel meghatározást végeztünk a bazaltból (teljeskőzet), a bazalt üde kőzetalkotó ásványaiból (spinell, klinopiroxén, plagioklász), továbbá a spinellben előforduló, nem melegített olvadékzárványok egyes fázisaiból (klinopiroxén, kőzetüveg) és a homogenizált olvadékzárványok kőzetüvegéből. Nyomelemösszetétel vizsgálatok történtek a bazalton, az üde plagioklász fenokristályon, valamint spinellen és a melegített olvadékzárványainak homogenizált kőzetüvegén.

5.1. A bazalt geokémiai jellemzése A tanulmányozott bazalttelér a TAS diagram (összes alkália tartalom és SiO2 tartalom) bazalt mezejébe esett (14. ábra), kissé ellentmondva a modális ásványos összetételének, hiszen a nagy olivin tartalom (25 % olivin a modális összetételben) alapján a kőzet pikrites bazaltnak is tekinthető (LE BAS, 2000).

14. ábra. TAS diagram, amely az bazalt és spinelljei olvadék-zárványainak kémiai összetételét (tömeg%-ban) mutatja A bazalt XRF analízissel vizsgált fő- és nyomelem összetétele az 1. táblázatban látható. A bazalt gazdag MgO-ban (14 tömeg%), ezzel összhangban a mg# [Mg/(Mg+Fe2+)*100]

32

1. táblázat. Az A05/612-es bazalt főelem (tömeg%) és nyomelem (ppm) összetétele, összehasonlítva a területen található bazaltok összetételével (Hoeck et al., 2002), valamint Kis-Antillák területéről származó szigetív bazaltok összetételével (Pichavant et al., 2002). n.d.nem detektált Minta A05/612 A99/026 A00/186 Alb3/98 A99/058 STV 301 Masszívum Stravaj Voskopoja Voskopoja Rehove Rehove Pichavant et vizsgált kőzet Hoeck et al. (2002) Hoeck et al. (2002) Hoeck et al. (2002) Hoeck et al. (2002) al., (2002) SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K 2O P2O5 LOI Total

45.96 0.70 14.12 9.00 0.14 13.93 10.51 1.74 0.04 0.04 3.66 99.85

50.47 1.26 15.04 9.39 0.17 8.34 9.40 3.42 0.63 0.12 2.59 100.83

45.21 0.85 14.69 8.57 0.14 12.84 12.57 1.75 0.05 0.06 3.72 100.45

47.97 0.96 16.33 8.80 0.14 9.49 10.69 2.40 0.33 0.08 2.55 99.74

47.06 0.92 15.79 9.01 0.16 11.27 10.04 2.61 0.36 0.07 3.12 100.40

Nb Zr Y Sr Rb Ga Zn Cu Ni Co Sc Cr V Ba

2.5 32.7 16.8 67.2 0.7 11.1 56.3 64.9 467.8 49.4 14.9 706.2 151.6 26.5

2.0 82.0 24.0 237.0 6.0 16.0 59.0 88.0 132.0 44.0 32.0 338.0 207.0 27.0

2.0 61.0 22.0 136.0 3.0 9.0 69.0 62.0 407.0 49.0 21.0 701.0 156.0 22.0

0.3 54.0 20.0 125.0 n.d. 13.0 38.0 55.0 169.0 n.d. 35.0 339.0 183.0 10.0

1.0 47.0 17.0 158.0 3.0 14.0 72.0 93.0 327.0 49.0 16.0 580.0 164.0 37.0

ID16 Pichavant et al., (2002)

47.07 1.07 15.28 8.79 0.16 12.50 10.96 2.23 0.47

48.94 0.70 15.28 8.90 0.17 11.42 10.89 2.21 0.52

98.47

99.76

meglehetősen nagy (~ 75). A kőzetben a SiO2 koncentrációja 46 tömeg%, az alkáliák és titán kis mennyiségben vannak jelen (Na2O = 1,7 tömeg%, K2O = 0.05 tömeg%, TiO2 = 0,7). A vizsgálat során a kőzetben az izzítási veszteség (LOI) 3,66 tömeg%. A kőzetben a kompatibilis nyomelemek viszonylag nagy mennyiségben vannak jelen: a Cr 706 ppm, a V 152 ppm a Ni pedig 468 ppm. A nagy térerejű nyomelemek közül a Zr 33 ppm, a Nb 2,5 ppm értéket mutatnak, az Y 16,8 ppm-el szerepel.

5.2. Ásványkémia 5.2.1. Spinell A spinellben a Cr2O3-tartalom 29,3 – 39,9 tömeg%, az Al2O3 28,67 – 37,97 tömeg% közötti, a MgO koncentrációja 17,1 – 18,8 tömeg%, a FeOtotal 12,5 és 14,1 tömeg%, a TiO2 0,20 – 0,29 tömeg% (2. táblázat). A spinellben a cr#, [Cr/(Cr+Al)], mint mól frakció maximum 0,48, míg a mg# [Mg/(Mg+Fe2+)] 0,74-0,78 között van. Ezeknek az elemeknek az egymáshoz való viszonyát a 15. ábra mutatja, ahol a vizsgált spinell összetételén kívül a Mirdita ofiolitegység Rehove és Voskopoje masszívumainak bazalt telérjeiből származó spinellek összetételét (HOECK et al., 2002) is feltüntettem.

Az

összehasonlítás jelzi, hogy az általam vizsgált spinelleknek nagyobb a mg# és kisebb a TiO2-tartalma, mint az irodalmi adatok spinelljeinek (15. ábra). A változás a melegített és homogenizált olvadékzárványok összetételében a mg#-ban van és az összehasonlító adatokhoz képest kisebb mg#-al jellemezhető, míg a cr#-ban nincs változékonyság. A spinell nyomelemekben szegény, kivéve a V-ot, Ni-t, Cu-et, Co-ot, Zn-et, amelyek rendkívüli módon dúsulnak benne (3. táblázat). A Ni tartalom 1402 és 2070 ppm között van, a Co 220-164 ppm, a V 782 és 986 ppm között változik. A Cu 3 és 11 ppm, míg a Zn 512 és 1096 ppm közötti koncentrációt mutat.

34

2. táblázat. A spinell kristályok kémiai összetétele (elektronmikroszondás elemzések) tömeg%-ban spinell

109_sp

110_sp

111_sp

112_sp

113_sp

TiO2

0.26

0.27

0.24

0.24

0.26

0.25

0.24

0.26

0.22

0.26

0.26

0.23

0.26

0.26

0.25

0.24

0.20

0.25

0.25

0.25

Al2O3

34.22

31.58

36.49

36.23

36.69

35.98

28.67

34.97

36.57

36.19

35.74

32.89

35.76

36.56

36.89

31.10

37.34

36.15

34.77

35.50

Cr2O3

33.72

36.99

31.70

31.51

31.29

31.86

39.86

33.09

31.38

31.49

31.60

35.33

31.79

31.68

31.37

36.59

29.74

31.27

33.15

32.54

13.61

14.01

13.40

13.30

13.35

13.75

14.43

13.56

13.36

13.23

13.53

13.19

12.94

12.88

12.85

13.54

13.47

13.02

13.09

13.05

MnO

0.12

0.18

0.13

0.12

0.09

0.17

0.13

0.09

0.08

0.12

0.12

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.03

0.00

0.00

0.01

NiO

0.20

0.24

0.24

0.26

0.26

0.27

0.21

0.24

0.26

0.26

0.28

0.22

0.22

0.19

0.25

0.23

0.28

0.25

0.25

0.25

18.33 100.60

17.67 101.04

18.59 100.92

18.60 100.34

18.77 100.80

18.65 101.03

17.10 100.72

18.38 100.74

18.76 100.74

18.44 100.13

18.59 100.21

18.06 100.01

18.35 99.41

18.66 100.33

18.37 100.05

17.65 99.43

18.29 99.46

18.26 99.31

18.15 99.75

18.38 100.04

Al

1.147

1.069

1.208

1.206

1.214

1.193

0.987

1.167

1.211

1.207

1.194

1.114

1.201

1.214

1.226

1.068

1.248

1.214

1.170

1.187

Ti

0.006

0.006

0.005

0.005

0.005

0.005

0.005

0.005

0.005

0.005

0.005

0.005

0.005

0.006

0.005

0.005

0.004

0.005

0.005

0.005

FeO

total

MgO Total

Cr

114_sp 108_sp

115_sp

116_sp

117_sp

118_sp

391_sp

392_sp

393_sp

394_sp

395_sp

436_sp

437_sp

438_sp

439_sp

0.758

0.840

0.704

0.703

0.694

0.709

0.921

0.741

0.697

0.705

0.708

0.802

0.716

0.705

0.700

0.843

0.667

0.704

0.748

0.730

Fe

3+

0.089

0.085

0.083

0.086

0.087

0.093

0.087

0.086

0.087

0.083

0.093

0.079

0.077

0.076

0.069

0.084

0.081

0.076

0.076

0.077

Fe

2+

0.235

0.251

0.231

0.228

0.227

0.231

0.265

0.235

0.227

0.230

0.228

0.238

0.231

0.228

0.234

0.246

0.238

0.234

0.237

0.233

Mn

0.003

0.004

0.003

0.003

0.002

0.004

0.003

0.002

0.002

0.003

0.003

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.000

0.000

0.000

Ni Mg

0.004 0.777

0.005 0.756

0.005 0.778

0.006 0.783

0.006 0.785

0.006 0.782

0.005 0.745

0.005 0.776

0.006 0.786

0.006 0.778

0.006 0.785

0.005 0.774

0.005 0.779

0.004 0.783

0.006 0.772

0.005 0.767

0.006 0.773

0.006 0.776

0.006 0.773

0.006 0.778

mg-szám

0.77

0.75

0.77

0.77

0.78

0.77

0.74

0.77

0.78

0.77

0.77

0.76

0.77

0.77

0.77

0.76

0.76

0.77

0.77

0.77

cr-szám

0.40

0.44

0.37

0.37

0.36

0.37

0.48

0.39

0.37

0.37

0.37

0.42

0.37

0.37

0.36

0.44

0.35

0.37

0.39

0.38

Magnetit

4.45

4.25

4.16

4.30

4.33

4.64

4.36

4.32

4.35

4.14

4.63

3.95

3.86

3.78

3.44

4.20

4.07

3.81

3.79

3.86

Ulvöspinell

0.28

0.29

0.26

0.25

0.27

0.26

0.26

0.27

0.23

0.27

0.27

0.25

0.27

0.28

0.26

0.26

0.21

0.27

0.27

0.27

Krómit

37.92

42.00

35.19

35.17

34.72

35.43

46.03

37.05

34.86

35.23

35.41

40.11

35.81

35.27

34.98

42.15

33.33

35.22

37.42

36.51

Pleonaszt

57.35

53.46

60.39

60.28

60.68

59.66

49.34

58.36

60.56

60.35

59.69

55.68

60.05

60.68

61.32

53.39

62.38

60.69

58.52

59.37

A kation számolás 4 oxigén atom alapján történt

36

3. táblázat. A spinell nyomelemösszetétele (LA-ICP-MS mérések) ppm-ben, 1σ- a spinell mérés relatív bizonytalansága spinell

III/3_02

III/23_02

III/45_02

III/50_01

III/32_02

II/16_01

II/16_02

II/22_01

II/27_01

II/32_02

II/33_01

II/36_01

1σ

V Co Ni Cu Zn Rb Sr Y Zr Nb Mo Cs Ba La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Hf Ta Pb Th U

976.88 220.99 1983.70 7.79 639.50 <0.121 <0.066 <0.028 0.19 0.43 <0.323 <0.020 <0.294 <0.016 <0.021 <0.016 0.16 <0.302 <0.058 <0.131 <0.019 <0.137 <0.029 <0.233 <0.035 <0.137 <0.033 <0.113 <0.017 0.40 <0.018 <0.037

986.18 206.61 2018.65 5.50 653.21 <0.098 0.07 <0.055 0.42 0.49 <0.367 <0.013 <0.254 <0.025 <0.029 <0.013 <0.180 <0.223 <0.079 <0.090 <0.026 <0.134 <0.020 <0.111 <0.031 <0.185 <0.027 <0.078 <0.015 <0.164 <0.030 <0.023

852.78 205.18 2010.91 5.26 996.22 <0.110 <0.051 <0.053 0.66 0.50 <0.292 <0.018 <0.226 <0.021 <0.023 0.02 <0.184 <0.153 <0.045 <0.158 <0.019 <0.056 <0.028 <0.173 <0.025 <0.190 <0.043 <0.057 <0.014 <0.137 <0.018 <0.041

853.78 184.26 1756.78 5.65 621.74 0.05 <0.032 <0.031 0.35 0.45 <0.144 <0.010 <0.198 <0.009 <0.016 <0.007 <0.042 <0.082 <0.024 <0.085 <0.020 <0.052 <0.031 <0.036 <0.015 0.03 <0.020 <0.094 <0.011 0.11 <0.014 <0.009

881.79 178.21 1578.11 4.50 566.65 <0.031 <0.015 <0.011 0.39 0.42 <0.100 0.01 <0.073 <0.005 <0.005 <0.005 <0.069 <0.055 0.01 <0.036 <0.010 <0.041 <0.010 <0.018 <0.007 <0.038 <0.013 <0.016 <0.005 0.05 <0.005 0.01

953.316 175.438 1509.993 5.385 695.889 <0.251 <0.376 <0.209 0.732 <0.185 <1.590 <0.110 <1.089 <0.086 <0.136 <0.069 <0.642 <0.755 <0.264 <1.371 <0.116 <0.495 <0.153 0.449 <0.128 <0.600 <0.104 <0.232 <0.090 <0.686 <0.079 <0.063

935.491 177.563 1402.334 2.560 649.107 <0.152 <0.152 <0.178 1.017 0.328 <0.748 <0.057 <1.106 <0.046 <0.073 <0.046 0.505 <0.704 <0.182 <0.667 <0.050 <0.297 <0.118 <0.429 <0.077 <0.875 0.115 <0.130 <0.054 <0.377 <0.036 <0.045

887.456 183.087 1541.855 2.796 640.847 <0.191 0.449 0.308 0.613 0.592 <1.215 <0.083 <1.069 <0.050 <0.060 <0.064 <0.836 <0.741 <0.236 <0.867 <0.082 0 <0.088 <0.501 <0.110 <0.722 <0.125 <0.244 <0.068 <0.389 <0.055 <0.030

914.122 189.902 1737.694 8.763 613.998 <0.281 <0.312 <0.253 0.553 0.844 <1.644 <0.099 <1.916 <0.111 <0.093 <0.053 <0.853 <0.716 <0.206 <1.172 <0.154 <0.572 <0.120 <0.778 <0.189 <0.801 <0.169 <0.205 <0.085 <0.575 <0.045 <0.040

833.503 190.811 1545.245 6.257 1096.062 <0.192 0.955 0.356 0.804 0.608 <0.825 0.109 <0.878 <0.056 <0.106 <0.050 <0.595 <0.609 <0.143 <0.957 <0.120 <0.566 <0.059 <0.276 <0.119 <0.681 <0.135 <0.154 <0.070 <0.410 <0.073 <0.042

811.067 197.737 2039.972 11.12 656.926 <0.154 0.346 <0.133 0.268 0.618 <1.032 <0.063 <1.120 0.37 <0.092 <0.038 <0.357 0 <0.168 <0.313 <0.064 <0.509 <0.127 <0.463 0 <0.728 <0.058 <0.137 <0.052 <0.336 <0.060 <0.041

782.011 164.344 1432.319 4.615 512.928 <0.130 <0.148 <0.227 0.155 0.664 <0.655 <0.045 0.481 <0.038 <0.087 <0.038 <0.473 0 <0.114 <0.418 <0.105 <0.568 <0.105 <0.308 <0.094 <0.621 <0.093 <0.191 <0.044 <0.379 <0.046 <0.031

0.4% 0.6% 1.6% 0.7% 1.3% 0.6% 0.4% 0.3% 0.1% 0.3% 0.5% 0.8% 0.8% 0.3% 0.4% 0.1% 0.4% 0.1% 0.6% 0.4% 0.2% 0.1% 0.6% 0.2% 0.2% 0.3% 0.5% 0.2% 0.3% 0.1% 0.1% 0.1%

15. ábra. A Stravaj masszívum bazalt telérjeiben található spinell kémiai összetétele a cr#-mg# - (ARAI, 1992), TiO2-Al2O3 (tömeg %) (KAMENETSKY et al., 2001), valamint a mg# és a TiO2 (tömeg %) tartalom függvényében. Összehasonlításképpen ábrázoltam a Rehove és a Voskopoje masszívum (Mirdita ofiolitegység) telérjeiből származó spinell összetételét is (HOECK et al., 2002)

38

5.2.3. Plagioklász A mikroszondás elemzések a ritkán megjelenő fenokristály plagioklászból készültek (4. táblázat). A SiO2 50,5 s%, az Al2O3 koncentráció 30,4s% és a CaO tartalom 14,54 s%. A Na2O 3,27 s%-ban van jelen a plagioklászban (4. táblázat). Az anortit tartalom 70% és a 4. táblázat. Reprezentatív elektronmikroszondás adatok a plagioklász kémiai összetételéről oxidos tömeg %-ban és kationszámokban.

plagioklász összetétele az anortit–albit–ortoklász háromszög diagramon a bytownitos és a labradoritos mező határára esik. A plagioklász ritkaföldtartalmára a pozitív Eu anomália mellett az általános ritkaföldfém

plagioklász

430_pl

431_pl

433_pl

SiO2 TiO2 Al2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O Total

50,51 0,03 30,44 0,72 0,34 14,55 3,27 0,01 99,87

50,69 0,04 30,50 0,65 0,35 14,54 3,28 0,02 100,07

50,17 0,04 30,36 0,72 0,33 14,53 3,16 0,00 99,30

Si Al Fe Ca Na K

2,320 1,648 0,028 0,716 0,291 0,001

2,322 1,647 0,025 0,714 0,292 0,001

2,317 1,652 0,028 0,719 0,283 0,000

An Ab Or

71,05 28,87 0,08

70,92 28,97 0,10

71,73 28,27 0,00

szegénység a jellemző (16. ábra).

A könnyű

ritkaföldfémekben mutatkozó kimerülés mellett feltűnő

az

Y

szegénység

a

szomszédos

ritkaföldfémekhez (Dy és Ho) képest. A Sr tartalom 76,2 ppm és a Ba 0,13 ppm (5. táblázat).

A kationok 8 oxigénre vannak normálva

39

5. táblázat. Plagioklász nyomelemösszetétele (LA-ICP-MS) ppm-ben, 1σ- a plagioklász méréseknek a relatív bizonytalansága %-ban, <-jellel elátott értékek kisebbek, mint a műszer érzékenysége az adott elemre

V Cr Co Ni Cu Zn Rb Sr Zr Nb Mo Cs Ba La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Y Ho Er Tm Yb Lu Hf Ta Pb Th U

03_pl 2.64 4.78 0.75 3.03 0.35 2.40 0.04 70.60 0.18 0.03 0.02 0.19 0.01 0.14 0.01 0.11 0.01 <0,123 <0,087 0.12 <0,115 <0,013 <0,066 <0,020 <0,045 <0,015 <0,113 <0,020 0.05 0.01 0.26 0.00 0.01

04_pl 2.94 4.75 0.99 1.87 0.37 2.77 0.06 71.89 0.14 0.05 0.03 0.15 0.01 0.18 0.02 0.10 0.02 <0,109 <0,109 0.09 <0,091 <0,016 <0,056 0.00 <0,046 <0,016 <0,107 <0,016 0.05 0.01 0.16 0.02 0.03

05_pl 2.40 5.38 0.80 2.61 0.35 2.70 0.05 69.16 0.15 0.04 0.02 0.19 0.01 0.14 0.01 0.09 0.02 0.19 <0,146 0.14 <0,106 <0,014 0.05 <0,013 <0,031 <0,012 <0,091 <0,017 0.05 0.01 0.06 0.02 0.01

06_pl 3.12 3.56 0.80 0.73 0.18 2.09 0.03 76.69 0.21 0.02 0.02 0.07 0.01 0.05 0.02 0.14 0.02 0.18 <0,057 0.15 0.05 0.01 <0,030 <0,007 0.03 <0,007 <0,041 <0,009 0.02 0.00 0.15 0.01 0.01

07_pl 3.73 3.76 1.45 2.19 0.35 2.80 0.04 86.06 0.18 0.04 0.03 0.18 0.01 0.12 0.03 0.18 0.02 0.24 <0,106 0.20 <0,094 <0,016 <0,041 <0,010 <0,067 <0,009 <0,082 <0,014 0.06 0.01 0.15 0.02 0.02

08_pl 3.80 4.53 1.30 1.87 0.41 2.87 0.05 83.01 0.20 0.04 0.03 0.12 0.01 0.20 0.03 0.14 0.03 0.10 <0,069 0.18 0.09 0.01 <0,050 <0,011 <0,070 <0,011 <0,095 <0,012 0.07 0.01 0.05 0.01 0.01

1σ 0.7% 0.7% 0.4% 0.3% 0.3% 1.7% 0.3% 0.7% 0.6% 0.8% 0.6% 0.7% 0.4% 1.5% 0.5% 0.9% 0.9% 1.3% 0.5% 0.7% 0.6% 0.3% 0.3% 1.1% 0.4% 0.2% 0.6% 1.1% 0.6% 0.8% 0.2% 0.5% 1.0%

6. táblázat. A kőzetalkotó klinopiroxén kristályok kémiai főelemösszetétele tömeg %-ban (elektronmikroszondás elemzések)

SiO2 TiO2 Al2O3 Cr2O3 FeOtotal MnO NiO MgO CaO Na2O K 2O Total Si Al Ti Cr Fe Mn Mg Ca Na Total

406_cpx 407_cpx 416_cpx 417_cpx 418_cpx 419_cpx 420_cpx 421_cpx 422_cpx 423_cpx 424_cpx 425_cpx 426_cpx 427_cpx 428_cpx 465_cpx 466_cpx 467_cpx 468_cpx 706_cpx 707_cpx 708_cpx 50.06 50.16 51.83 49.30 49.90 50.15 50.18 49.82 49.67 49.69 50.05 50.37 51.59 51.14 51.21 49.91 50.31 50.23 49.25 52.93 52.58 50.95 1.31 1.18 0.78 1.53 1.13 0.93 0.92 1.46 1.33 1.19 1.12 1.06 0.81 0.85 0.81 1.01 1.26 1.23 1.43 0.53 0.60 1.23 4.28 3.95 2.89 5.01 5.24 4.85 5.00 4.99 4.91 5.28 5.20 4.41 2.59 3.77 3.17 5.29 4.32 3.90 4.46 1.47 1.98 3.71 0.52 0.33 0.24 0.18 0.26 0.26 0.21 0.54 0.73 0.27 0.37 0.18 0.10 0.31 0.16 0.36 0.25 0.41 0.82 0.16 0.16 0.28 8.61 9.32 10.02 8.08 6.77 6.89 7.59 7.19 7.41 7.39 7.11 7.31 8.73 8.22 9.79 7.23 7.93 8.38 8.58 9.25 8.31 8.38 0.22 0.22 0.28 0.21 0.16 0.17 0.20 0.20 0.21 0.22 0.16 0.17 0.23 0.21 0.27 0.21 0.20 0.26 0.25 0.30 0.22 0.25 0.00 0.02 0.03 0.03 0.04 0.01 0.03 0.04 0.02 0.04 0.03 0.02 0.00 0.03 0.00 0.02 0.00 0.02 0.00 0.01 0.05 0.02 15.33 15.28 16.14 15.24 14.99 15.11 15.73 15.04 15.37 15.77 15.48 15.39 15.82 15.70 16.46 15.41 15.60 15.10 15.36 17.80 17.50 15.64 19.92 19.62 17.80 20.08 21.69 21.80 19.94 20.77 20.42 20.11 20.77 21.19 19.89 19.83 18.04 20.79 20.22 20.45 19.14 17.75 18.86 19.72 0.27 0.27 0.27 0.28 0.30 0.28 0.24 0.28 0.26 0.28 0.28 0.27 0.28 0.26 0.23 0.24 0.26 0.28 0.30 0.18 0.16 0.29 0.02 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.03 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 100.53 100.36 100.28 99.93 100.47 100.44 100.04 100.31 100.32 100.25 100.55 100.37 100.03 100.34 100.15 100.50 100.34 100.26 99.60 100.36 100.42 100.45 1.490 0.150 0.029 0.012 0.214 0.006 0.680 0.635 0.016 4.407

1.498 0.139 0.026 0.008 0.233 0.006 0.680 0.628 0.016 4.410

1.543 0.101 0.018 0.006 0.249 0.007 0.716 0.568 0.015 4.394

1.475 0.176 0.034 0.004 0.202 0.005 0.680 0.644 0.016 4.409

1.481 0.183 0.025 0.006 0.168 0.004 0.663 0.690 0.017 4.407

1.490 0.170 0.021 0.006 0.171 0.004 0.669 0.694 0.016 4.410

1.493 0.175 0.021 0.005 0.189 0.005 0.698 0.636 0.014 4.403

1.482 0.175 0.033 0.013 0.179 0.005 0.667 0.662 0.016 4.400

1.478 0.172 0.030 0.017 0.184 0.005 0.682 0.651 0.015 4.405

1.477 0.185 0.027 0.006 0.184 0.005 0.699 0.641 0.016 4.409

1.483 0.181 0.025 0.009 0.176 0.004 0.684 0.659 0.016 4.405

1.497 0.154 0.024 0.004 0.182 0.004 0.682 0.675 0.016 4.407

1.540 0.091 0.018 0.002 0.218 0.006 0.704 0.636 0.016 4.403

1.520 0.132 0.019 0.007 0.204 0.005 0.696 0.631 0.015 4.399

1.527 0.111 0.018 0.004 0.244 0.007 0.732 0.577 0.013 4.404

1.481 0.185 0.023 0.008 0.179 0.005 0.682 0.661 0.014 4.408

1.496 0.151 0.028 0.006 0.197 0.005 0.691 0.644 0.015 4.404

1.500 0.137 0.028 0.010 0.209 0.007 0.672 0.654 0.016 4.407

1.480 0.158 0.032 0.019 0.216 0.006 0.688 0.616 0.018 4.408

1.569 0.051 0.012 0.004 0.229 0.007 0.786 0.564 0.010 4.398

1.556 0.069 0.013 0.004 0.206 0.006 0.772 0.598 0.009 4.399

1.514 0.130 0.027 0.007 0.208 0.006 0.693 0.628 0.017 4.399

XMg

0.77

0.75

0.75

0.78

0.81

0.80

0.80

0.80

0.80

0.80

0.80

0.80

0.77

0.78

0.76

0.80

0.79

0.77

0.77

0.78

0.80

0.78

Wo En Fs Ac

41.0 43.9 14.1 1.0

40.2 43.6 15.2 1.0

36.5 46.0 16.5 1.0

41.6 44.0 13.3 1.0

44.7 43.0 11.1 1.1

44.7 43.1 11.2 1.0

41.3 45.3 12.5 0.9

43.3 43.6 12.0 1.0

42.4 44.4 12.3 1.0

41.5 45.3 12.2 1.1

42.8 44.4 11.7 1.1

43.3 43.8 11.9 1.0

40.3 44.6 14.1 1.0

40.7 44.8 13.5 1.0

36.7 46.6 15.9 0.8

42.9 44.3 11.9 0.9

41.6 44.6 13.0 0.8

42.0 43.2 13.8 1.0

39.9 44.6 14.3 1.1

35.3 49.3 14.8 0.7

37.6 48.6 13.3 0.6

40.5 44.7 13.8 1.1

A kation számolás 6 oxigén atom alapján történt

16. ábra. A plagioklász átlagolt ritkaföldfém-tartalma primitív köpenyre (SUN ÉS MCDONOUGH, 1989) normált ritkaföldfém eloszlás diagramon (n=6). Az átlagtól való eltérés jelölve van, amennyiben az nagyobb, mint a használt szimbólum

5.3. Alapanyag ásványi alkotóinak kémiai jellemzői Az intersticiális alapanyagot alkotó ásványok közül csak a klinopiroxénből készültek főelem geokémiai elemzések. A SiO2 tartalom 49,3 – 52,9 tömeg%, a Na2O tartalom maximum 0,3 tömeg% (6. táblázat). A kisebb mennyiségben jelenlevő főelemek közül a Cr2O3 számottevő koncentrációban (max. 0,73 tömeg %) mutatkozik, a TiO2. 0,53 és 1,46 tömeg% között változik (6. táblázat) és a mg# 0,75-0,80 között van. A 17. ábrán a mg# függvényében a Na2O/Al2O3 negatív korrelációt mutat, továbbá jól elkülönül egymástól a bazalt klinopiroxénjeinek, valamint az olvadékzárványokban lévő klinopiroxének csoportja. A klinopiroxén számolt magnéziumos (ensztatit) és kalciumos (wollasztonit) végtagjait a 6. táblázat mutatja. A számolt végtagok az En-Wo-Fs diagramban főként az augit mezőbe esnek.

42

17. ábra. A alapanyag klinopiroxén és a szilikátolvadék-zárványok klinopiroxénjének kémiai összetétele közötti különbség a Na2O/Al2O3 vs mg# diagramon

5.3. A spinell szilikátolvadék-zárványainak fő- és nyomelem-tartalma 5.3.1. Nem melegített olvadék-zárványok A szilikátolvadék-zárványokat felépítő klinopiroxén és kőzetüveg a visszaszórt elektronképek alapján nem zónás, és összetételi inhomogenitás sem tapasztalható (12. d ábra). Azonban egymáshoz képest némi összetételi változást mutathatnak a különböző olvadékzárványokban (7. táblázat). A klinopiroxén kémiai összetétele különbözik a bazalt alapanyagában található klinopiroxéntől (17. ábra).

A SiO2 tartalom átlagban 49,7 tömeg%, az Al2O3 8,03

tömeg%. A mg# = 0,82, a TiO2 0,69 tömeg%, a CaO 16,5 tömeg%. A Na2O mennyisége viszonylag kicsi: 0,19 tömeg%, a Cr2O3 viszont 1,10 és 0,68 tömeg% között változik (7. táblázat). A szilikátolvadék-zárványban, a klinopiroxén leányásvány mellett jelenlévő kőzetüveg kémiai összetétele változatos (7. táblázat) (18. ábra), amit a TAS diagramban (14. ábra) bemutatott adatok világosan jeleznek. A SiO2 tartalom és 57,1 és 64,6 tömeg % között változik, a Na2O 3,4-6,1 tömeg %, a Cr2O3 0,38 és 0,65 tömeg % között van. A 43

7. táblázat Reprezentatív kémiai adatok (elektronmikroszondás elemzések) a nem melegített szilikátolvadékzárványokról (klinopiroxén leányásvány+kőzetüveg párok) tömeg%-ban 1. pár 2. pár 3. pár klinopiroxén kőzetüveg klinopiroxén kőzetüveg klinopiroxén kőzetüveg minta 396_cpx 399_gl 402_cpx 404_gl 450_cpx 451_gl 48.55 57.14 49.48 60.91 49.03 64.68 SiO2 TiO2 0.89 0.20 0.86 0.35 0.73 0.46 Al2O3 9.03 25.89 7.59 25.28 8.74 22.50 Cr2O3 1.10 0.65 0.97 0.60 0.91 0.58 FeO 5.66 0.75 5.46 0.54 5.83 0.53 MnO 0.15 0.00 0.12 0.01 0.15 0.02 NiO 0.00 0.05 0.01 0.08 0.02 0.01 MgO 16.23 1.56 17.98 0.19 17.30 0.32 CaO 18.58 9.68 18.38 7.66 17.54 6.30 0.23 4.71 0.14 6.17 0.22 3.40 Na2O K 2O 0.00 0.04 0.00 0.00 0.00 0.02 Total 100.42 100.66 100.98 101.78 100.46 98.80

Si Al4+ Al6+ Ti Cr Fe3+ Fe2+ Mn Ni Mg Ca Na K

1.767 0.233 0.154 0.024 0.032 0.009 0.164 0.005 0.000 0.880 0.724 0.016 0.000

2.553 0.000 1.916 0.007 0.023 0.001 0.026 0.000 0.002 0.104 0.464 0.408 0.002

1.787 0.213 0.110 0.023 0.028 0.008 0.157 0.004 0.000 0.968 0.711 0.010 0.000

2.666 0.000 1.971 0.011 0.021 0.001 0.019 0.000 0.003 0.012 0.359 0.524 0.000

1.778 0.222 0.151 0.020 0.026 0.009 0.168 0.005 0.001 0.935 0.681 0.015 0.000

2.851 0.000 2.020 0.015 0.020 0.001 0.019 0.001 0.000 0.021 0.297 0.291 0.001

XMg

0.84

0.80

0.86

0.39

0.85

0.53

A klinopiroxén leányásvány esetében a kation számítás 6 oxigén atom alapján, míg a kőzetüveg esetében a plagioklász összetételt alapul véve 8 oxigén atom alapján történt

MgO tartalom kicsi – 1,56 és 0,1 tömeg % közötti. A CaO tartalom szintén széles tartományban mozog: 6,3 – 9,6 tömeg % (7. táblázat). A különböző főelemek SiO2-hoz való viszonyát a Harker-diagramokon (18. ábra) mutatom be.

18. ábra. A vizsgált bazalt, a nem melegített olvadék-zárvány és a melegített olvadékzárvány kőzetüvegének reprezentatív kémiai összetétele (tömeg %-ban) a Harker diagramokon ábrázolva

45

A Harker diagramokon (18. ábra) megfigyelhető, hogy a szilikátolvadék-zárványok kőzetüvegének összetétele bizonyos esetekben (Na2O, TiO2, CaO) tág értékek között változik, míg az Al2O3, a FeO és a MgO esetében a szűk összetételi tartományon belül marad.

Gyenge pozitív korreláció látszik a Na2O és a TiO2 esetében a SiO2

függvényében. A CaO tartalom a SiO2 növekedésével csökken, míg a FeO és MgO koncentrációjára – a kis értékei miatt – ez nem mondható el (18. ábra).

5.3.2. Melegített és homogenizált szilikátolvadék-zárványok A melegített és homogenizált olvadék-zárványok megdermesztett kőzetüvegének kémiai elemzésére a homogenizációs kísérletek után került sor, az összetételeket a 8. táblázat mutatja. Az elektronmikroszondás elemzési adatok szűk összetételi tartományban mozognak. A SiO2 48,1 és 51,7 tömeg% között, a MgO 9,9 és 12,7 tömeg% közötti koncentrációban van jelen.

Ezenkívül jelentős a CaO tartalom is: 12,0 - 13,1 tömeg%.

Az Al2O3

koncentrációja 14,6 és 17,4 tömeg% közötti, míg a FeO 5,3 és 7,5 tömeg% közötti értékekben mérhető.

A kőzetüveg Na2O tartalma 2,0 - 2,4 tömeg%, a TiO2

koncentrációja 0,58 - 0,88 tömeg%. A kis mennyiségben jelen levő főelemek közül a MnO 0,10 – 0,15%, a P2O5 eléri a 0,07 tömeg%-ot (igen közel a mikroszonda kimutatási határához). A vizsgált homogén kőzetüveg tartalmaz Cr2O3-t, maximum 1,28 tömeg%ban. A főelemek 100%-ra normálását követően az elemzési adatok a TAS-diagramon (14. ábra) a bazalt mezőbe esnek, közel a befogadó bazalt telér teljes kőzet összetételéhez. A Harker-diagramokon (18. ábra) szintén megfigyelhető, hogy a homogén kőzetüveg kémiai összetétele nem változékony és szinte minden esetben az adatok közel esnek a befogadó bazalt telér összetételéhez.

Kivéve a FeO és a MgO esetében, ahol a

homogenizált kőzetüveg kevesebb FeO-ot és MgO-ot tartalmaz, mint a bazalt.

A

homogenizált kőzetüveg esetében a Harker-diagramokon a főelemek és a SiO2 között értelmezhető trend nem tapasztalható, hiszen a pontok inkább halmaz-szerű eloszlást mutatnak. A 19. ábrán egyes főelemek (TiO2, Al2O3, CaO, FeO és Na2O) kapcsolatát vizsgálom a MgO tartalom függvényében.

A CaO és az Al2O3 esetében negatív

korreláció mutatkozik, tehát e két elem koncentrációja a szilikátolvadék-zárvány 46

8. táblázat. Melegített szilikátolvadék-zárvány elektronmikroszondával mért kémiai összetétele (tömeg %ban) és számított normatív összetétele (%-ban) I/01_01m I/02_01m I/05_01m I/05_02m I/05_03m I/07_01m I/10_01m SiO2 50.73 51.48 51.04 50.63 50.71 50.83 49.50 MgO 11.21 11.15 11.18 12.69 11.32 12.36 10.26 2.37 2.38 2.18 2.03 2.29 1.99 2.19 Na2O Al2O3 16.51 16.07 16.10 15.74 16.88 14.63 17.20 K 2O 0.01 0.00 0.00 0.00 0.08 0.00 0.00 Cr2O3 0.83 0.91 0.91 0.93 0.87 0.81 0.89 TiO2 0.78 0.67 0.73 0.72 0.68 0.78 0.88 CaO 12.32 12.10 12.54 12.36 12.77 12.03 13.06 FeO 5.64 5.53 5.99 5.38 5.31 6.80 5.71 MnO 0.10 0.13 0.13 0.12 0.10 0.13 0.09 NiO 0.01 0.00 0.01 0.00 0.03 0.00 0.00 0.05 0.02 0.02 0.06 0.05 0.04 0.01 P2O5 Total 100.57 100.46 100.84 100.67 101.11 100.39 99.80

I/10_02m 49.38 9.87 2.01 17.40 0.00 0.87 0.74 12.75 6.35 0.09 0.00 0.00 99.46

I/10_03m 48.10 10.52 2.41 16.35 0.01 1.07 0.79 12.45 7.52 0.12 0.02 0.01 99.40

I/11a_01m 51.70 10.71 2.39 16.21 0.01 1.00 0.73 12.45 5.72 0.13 0.04 0.05 101.16

Krómit Magnetit Ilmenit Apatit Ortoklász Albit Anortit Diopszid Hipersztén Olivin Total

1.22 1.39 1.48 0.12 0.07 20.08 34.49 19.76 13.34 8.07 100.00

1.35 1.36 1.28 0.06 0.00 20.18 33.34 19.97 17.69 4.77 100.00

1.35 1.47 1.39 0.04 0.00 18.46 34.18 20.86 16.74 5.50 100.00

1.38 1.32 1.37 0.15 0.00 17.22 33.87 20.19 16.32 8.18 100.00

1.28 1.30 1.28 0.13 0.38 19.36 35.53 20.41 11.00 9.33 100.00

1.19 1.68 1.49 0.10 0.00 16.95 31.13 21.35 20.20 5.91 100.00

1.32 1.42 1.68 0.02 0.00 18.75 37.51 20.88 9.91 8.51 100.00

1.29 1.58 1.42 0.00 0.00 17.26 38.97 18.81 14.68 5.98 100.00

1.60 1.88 1.52 0.03 0.06 20.73 34.29 21.27 2.11 16.52 100.00

1.47 1.40 1.38 0.12 0.07 20.20 33.39 20.84 17.00 4.12 100.00

mg-szám

80.72

80.93

79.69

83.23

81.76

79.26

79.09

76.57

74.63

79.75

4.78 0.96

4.68 0.94

5.08 1.02

4.56 0.91

4.50 0.90

5.77 1.15

4.84 0.97

5.38 1.08

6.38 1.28

4.85 0.97

FeO Fe2O3

8. táblázat. folytatása

SiO2 MgO Na2O Al2O3 K 2O Cr2O3 TiO2 CaO FeO MnO NiO P2O5 Total

III/14_01ma III/14_02ma III/14_03ma III/14_01mb III/14_02mb III/16_01ma III/16_02ma III/16_01mb III/16_02mb III/05_01mb 50.26 50.14 50.07 50.16 49.33 50.69 50.69 50.88 50.94 51.19 10.73 10.79 10.71 10.95 10.82 10.58 10.64 10.74 10.77 10.62 2.26 2.29 2.21 2.23 2.30 2.26 2.38 2.26 2.29 2.30 16.57 16.59 16.59 16.09 16.09 16.27 16.27 16.36 16.42 15.69 0.02 0.00 0.02 0.00 0.00 0.01 0.01 0.02 0.02 0.00 0.90 0.97 0.95 1.12 1.12 1.07 0.97 0.92 0.88 1.29 0.75 0.81 0.80 0.79 0.81 0.88 0.80 0.81 0.83 0.58 12.36 12.33 12.31 12.23 12.21 12.03 12.15 12.09 12.04 11.96 6.56 6.70 6.71 6.73 6.42 6.47 6.46 6.18 6.23 6.39 0.14 0.13 0.12 0.14 0.14 0.13 0.15 0.11 0.14 0.12 0.00 0.01 0.05 0.03 0.00 0.02 0.01 0.05 0.01 0.01 0.03 0.06 0.02 0.06 0.02 0.01 0.05 0.06 0.00 0.01 100.60 100.80 100.56 100.52 99.27 100.41 100.58 100.49 100.56 100.16

Krómit Magnetit Ilmenit Apatit Ortoklász Albit Anortit Diopszid Hipersztén Olivin Total

1.31 1.61 1.43 0.08 0.12 19.18 35.08 19.55 13.51 8.13 100.00

1.42 1.64 1.53 0.15 0.00 19.37 34.99 19.27 12.88 8.74 100.00

1.41 1.65 1.53 0.05 0.09 18.75 35.38 19.22 13.91 8.01 100.00

1.65 1.66 1.50 0.16 0.00 18.89 34.00 19.77 14.85 7.53 100.00

1.67 1.60 1.55 0.06 0.00 19.79 34.12 20.37 11.10 9.75 100.00

1.58 1.59 1.68 0.02 0.05 19.18 34.34 19.04 17.99 4.52 100.00

1.43 1.59 1.52 0.12 0.05 20.19 33.77 19.68 14.94 6.70 100.00

1.19 1.51 1.53 0.15 0.10 19.09 34.38 21.74 13.34 6.95 100.00

1.30 1.53 1.58 0.00 0.10 19.42 34.55 18.91 17.42 5.21 100.00

0.43 1.60 1.12 0.03 0.00 19.83 33.11 20.40 19.49 3.99 100.00

mg-szám

77.48

77.20

77.04

77.40

77.99

77.47

77.60

78.52

78.43

77.76

5.56 1.11

5.67 1.13

5.69 1.14

5.70 1.14

5.44 1.09

5.48 1.10

5.47 1.09

5.24 1.05

5.28 1.06

5.42 1.08

FeO Fe2O3

8. táblázat folytatása I/01_01m 50.73 11.21 2.37 16.51 0.01 0.83 0.78 12.32 5.64 0.10 0.01 0.05 100.57

I/02_01m 51.48 11.15 2.38 16.07 0.00 0.91 0.67 12.10 5.53 0.13 0.00 0.02 100.46

I/05_01m 51.04 11.18 2.18 16.10 0.00 0.91 0.73 12.54 5.99 0.13 0.01 0.02 100.84

I/05_02m 50.63 12.69 2.03 15.74 0.00 0.93 0.72 12.36 5.38 0.12 0.00 0.06 100.67

I/05_03m 50.71 11.32 2.29 16.88 0.08 0.87 0.68 12.77 5.31 0.10 0.03 0.05 101.11

I/07_01m 50.83 12.36 1.99 14.63 0.00 0.81 0.78 12.03 6.80 0.13 0.00 0.04 100.39

I/10_01m 49.50 10.26 2.19 17.20 0.00 0.89 0.88 13.06 5.71 0.09 0.00 0.01 99.80

I/10_02m 49.38 9.87 2.01 17.40 0.00 0.87 0.74 12.75 6.35 0.09 0.00 0.00 99.46

I/10_03m 48.10 10.52 2.41 16.35 0.01 1.07 0.79 12.45 7.52 0.12 0.02 0.01 99.40

I/11a_01m 51.70 10.71 2.39 16.21 0.01 1.00 0.73 12.45 5.72 0.13 0.04 0.05 101.16

Krómit Magnetit Ilmenit Apatit Ortoklász Albit Anortit Diopszid Hipersztén Olivin Total

1.22 1.39 1.48 0.12 0.05 20.11 34.48 19.74 13.30 8.10 100.00

1.35 1.36 1.28 0.05 0.00 20.22 33.31 20.02 17.55 4.86 100.00

1.34 1.47 1.39 0.05 0.00 18.46 34.18 20.87 16.70 5.54 100.00

1.37 1.32 1.37 0.15 0.00 17.20 33.89 20.20 16.35 8.15 100.00

1.28 1.30 1.29 0.12 0.00 19.34 35.52 20.41 10.93 9.41 100.00

1.20 1.68 1.49 0.10 0.00 16.93 31.15 21.34 20.23 5.89 100.00

1.32 1.42 1.69 0.03 0.00 18.74 37.51 20.85 9.96 8.49 100.00

1.30 1.58 1.42 0.00 0.00 17.24 38.98 18.80 14.73 5.95 100.00

1.60 1.88 1.52 0.03 0.05 20.72 34.31 21.26 2.19 16.46 100.00

1.47 1.40 1.38 0.12 0.05 20.18 33.40 20.82 17.11 4.06 100.00

mg-szám

80.70

80.92

79.70

83.22

81.76

79.27

79.08

76.58

74.63

79.75

4.78 0.96

4.69 0.94

5.08 1.02

4.56 0.91

4.50 0.90

5.76 1.15

4.84 0.97

5.38 1.08

6.37 1.27

4.85 0.97

SiO2 MgO Na2O Al2O3 K 2O Cr2O3 TiO2 CaO FeO MnO NiO P2O5 Total

FeO Fe2O3

homogén kőzetüvegében a MgO tartalom növekedésével csökken, míg a többi főlelem esetében nem látható összefüggés (19. ábra).

19. ábra. A vizsgált bazalt és a homogenizált szilikátolvadék-zárványok kémiai összetételének ábrázolása a MgO függvényében (tömeg%). A melegített és homogenizált szilikátolvadék-zárványok nyomelemösszetételét a 9. táblázat mutatja, ahol a LA-ICP-MS technikával nyert adatokat mutatom be. Az olvadék-zárványok tartalmaznak spinellben kompatibilis elemeket: a Ni 813 és 160 ppm között, a Co 80 és 27 ppm között változik. A V tartalom 230-142 ppm, míg a Zn 50 és 90 ppm. A HFSE (nagy térerejű nyomelemek) elemek közül a Zr 20 és 30 ppm között

50

9. táblázat A homogenizált szilikátolvadék-zárvány nyomelem összetétele ppm-ben (LA-ICP-MS elemzések) n.d. -nem detektált, a III/3, III/23 és III/45 zárvány esetén az 1σ a mérés standardjának a bizonytalansága, a II/16, II/33 és II/36 zárvány esetében a bizonytalanság Halter et al., (2002) módszerével számolt 1σ 1σ 1σ 1σ ppm III/3_SMI III/23_SMI III/45_SMI II/16_SMI 1σ II/33_SMI 1σ II/36_SMI Nb Zr Y Sr Rb Zn Cu Ni Co V Ba Mo Cs Pb Th U

<0,08 20.60 12.96 38.78 <0,07 50.73 46.43 160.02 37.38 142.27 <0,25 <0,33 <0,02 <0,20 <0,04 <0,04

0.30% 0.10% 0.30% 0.40% 0.60% 1.30% 0.70% 1.60% 0.60% 0.40% 0.80% 0.50% 0.80% 0.10% 0.10% 0.10%

<0,12 21.15 13.91 35.75 <0,16 55.23 113.13 122.59 39.67 164.40 <0,70 <0,40 <0,03 <0,26 <0,06 <0,07

0.30% 0.10% 0.30% 0.40% 0.60% 1.30% 0.70% 1.60% 0.60% 0.40% 0.80% 0.50% 0.80% 0.10% 0.10% 0.10%

<0,04 21.84 14.47 40.63 0.12 60.95 370.32 230.78 51.29 154.47 <0,10 <0,29 <0,01 0.24 <0,01 <0,03

0.30% 0.10% 0.30% 0.40% 0.60% 1.30% 0.70% 1.60% 0.60% 0.40% 0.80% 0.50% 0.80% 0.10% 0.10% 0.10%

<0.73 25.57 21.30 39.14 <0.64 158.59 70.04 <427.81 <32.63 193.50 <2.27 n, d, <0.11 <0.78 <0.08 <0.08

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Hf Ta

0.24 1.92 0.42 2.18 0.83 0.57 1.12 0.35 2.59 0.65 1.11 0.28 1.06 0.25 0.71 <0,01

0.30% 0.40% 0.10% 0.40% 0.10% 0.60% 0.40% 0.20% 0.10% 0.60% 0.20% 0.20% 0.30% 0.50% 0.20% 0.30%

0.24 1.58 0.41 2.21 0.77 0.71 2.25 0.35 2.50 0.64 1.45 0.18 1.74 0.28 1.00 <0,03

0.30% 0.40% 0.10% 0.40% 0.10% 0.60% 0.40% 0.20% 0.10% 0.60% 0.20% 0.20% 0.30% 0.50% 0.20% 0.30%

0.34 2.14 0.49 3.80 1.53 0.66 2.37 0.38 3.02 0.79 2.22 0.24 1.67 0.28 0.69 <0,01

0.30% 0.40% 0.10% 0.40% 0.10% 0.60% 0.40% 0.20% 0.10% 0.60% 0.20% 0.20% 0.30% 0.50% 0.20% 0.30%

0.34 2.72 0.42 4.34 0.96 0.53 1.66 0.65 6.02 0.86 2.82 0.26 <1.33 <0.49 1.22 <0.11

12% 10% 6% 42%

43%

32% 16% 41% 103% 54% 79%

30%

<0.75 24.34 18.21 39.88 0.68 102.36 42.53 813.09 27.14 230.97 <1.54 n, d, 0.50 <0.75 <0.08 <0.08 <0.32 2.32 0.57 3.47 1.94 <0.28 2.75 0.37 2.70 0.71 2.95 0.16 1.84 0.28 1.20 <0.11

11% 10% 6% 53% 56% 25% 63% 26%

23%

15% 39% 50% 44%

49% 68% 27%

<2.06 30.43 20.56 37.90 <0.98 390.03 46.43 <871.37 80.62 <217.52 <5.04 n, d, <0.17 <1.88 <0.13 0.49 0.21 1.55 0.36 2.28 2.25 0.64 1.09 0.48 4.37 0.73 2.86 0.21 <2.12 0.77 <0.72 <0.26

15% 13% 7% 24%

35%

33% 56% 28% 91% 73% 68% 91%

69%

változik, a Hf 1,2-0,7 ppm mennyiségben van jelen az olvadékzárványban. A Sr 40-35 ppm és az Y 20-12 ppm. A könnyű-ritkaföldfémeken belül a La 0,34-0,21 ppm, a Ce 2,71,9 ppm, a Nd 3,8 és 2,1 ppm. Az Eu 0,7 és 0,5 ppm között változik. A nehézritkaföldfémek közül az Yb 1,8 és 1,6 ppm, illetve a Lu 0,7 és 0,2 ppm között változik (9. táblázat).

A sokelemes nyomelemdiagramon (20. ábra) az elemek sorrendje a

földköpenybeli kompatibilitásukat követi (a kompatibilitás balról jobbra nő).

A

diagramon a nyomelemösszetétel lefutása viszonylag egyenletes, az erősen kompatibilis elemekben (Ni, Co, Cu) kimerített az olvadék.

52

53

54

A ritkaföldfém eloszlásokat tekintve (21. ábra) a homogenizált szilikátolvadékzárványok anyaga kimerült könnyű ritkaföldfémekben (La-Nd között).

A nehéz

ritkaföldfémek felé a görbe egyenessé válik, Eu anomália nem tapsztalható. A primitív köpenyre normált La/Lu arány 1,18 és 0,28 között változik.

Összehasonlításként a

Stravaj masszívummal szomszédos Rehove masszívum (Mirdita ofiolitegység) bazalt telérjeinek ritkaföldfém összetétele (HOECK et al., 2002) a 21. ábrán látható, ami világosan mutatja, hogy gazdagabb könnyű-ritkaföldfémekben, mint az általam vizsgált olvadékzárvány.

6. Diszkusszió A diplomamunkám eredményeinek tárgyalását három fő részre osztom. Az első pontban a magma kristályosodási körülményeit, a második pontban a csapdázott olvadék lehetséges forrásrégióját, végül a kapott információk geológiai alkalmazhatóságát tárgyalom. A szilikátolvadék-zárvány vagy teljeskőzet összetétel? A homogenizált szilikátolvadék-zárványok és a teljeskőzet főelem összetétele különbözik egymástól (1. táblázat, 8. táblázat): a legjelentősebb különbség a MgO tartalomban látszik. PRESNALL (1978) által 0.7 GPa-on bazaltos rendszerre kidolgozott fázisdiagramon (diposzid-forszterit-anortit háromkomponensű rendszer, 22. ábra) a grafikus ábrázolás is rámutat a két természetes anyag kémiai diverzitására. A bazalt teljes kőzet összetétele az olivin stabilitási mezejébe, míg az olvadékzárványok összetétele a klinopiroxén–spinell kotektikus vonalra esik (utóbbi összetétel néhány esetben eléri a klinopiroxén–spinell–olivin hármaspontot, 22. ábra). A kőzet szövete azt mutatja, hogy az olivinek nagy része kisebb csomókba, aggregátumokba is tömörülhet (8a-b. ábra, 9b. ábra), a spinellek pedig főként olivinben kristályzárványként és önálló ásványként találhatók . Ez magyarázható azzal, hogy hőmérséklet csökkenés hatására először olivin kristályosodott, majd ezután az olvadék összetétele elérte a spinell-olivin kotektikus vonalat, ahol e két ásvány kristályosodása párhuzamosan haladt. Így a teljes kőzet összetétel egy olivin-gazdag kristály-kumulátumot és nem pedig olvadékot reprezentál, mert kristályosodó olivinnel és spinellel együtt csak olyan olvadék létezhet,

55

amelynek összetétele (konstans nyomáson) a spinell–olivin kotektikus vonalon változik (22. ábra). Megjegyzendő, hogy a nyomás csökkenésével (pl. 1 atm) az olivin-spinell kotektikus vonal megmarad (22. ábra) a stabilitási mezők viszont megváltoznak (OSBORN & TAIT, 1952), tehát a fenti állítás kisebb nyomáson is tartható.

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

56

nem.

Tehát a spinell homogenizált szilikátolvadék-zárványai nem mutatják meg a

legprimitívebb magmaösszetételt, azonban vizsgálatuk a rendelkezésre álló egyik legjobb eszköz a primitív olvadékhoz legközelebbi állapot tanulmányozására. Ezen túlmenően fontos itt leszögezni, hogy a későbbiekben bemutatott kulcsfontosságú nyomelemösszetételek szempontjából az olivin-kristályosodás okozta ún. “grain boundary layer effect” elhanyagolható, mert az olivinben a nikkel kivételével az összes nyomelem erősen inkompatibilis.

6. 1. A magma kristályosodási körülményeinek megbecslése 6.1.1. Hőmérséklet A magma hőmérséklete, ezen belül a spinell kristályosodási hőmérséklete a szilikátolvadék-zárvány homogenizációs hőmérséklete, valamint a zárványon belül a klinopiroxén leányásvány kristályosodási hőmérséklete alapján becsülhető. A szilikátolvadék-zárványok homogenizációja minden esetben és 1240 ±20°C-on következett be. Ez az érték egy minimum csapdázódási hőmérséklet, ahol a spinell kristály az olvadékzárványokat befogta.

Hasonló hőmérsékleti értékeket kapott

KAMENETSKY (1996) MORB spinellbe zárt szilikátolvadék-zárványok homogenizálása során (>1240 °C).

6.1.2. Nyomás A nyomás számítására NIMIS

ÉS

ULMER (1998) olvadékból kristályosodó

klinopiroxénre kalibrált barométerét használtam fel.

A barométer a klinopiroxén

különböző pozíciói (T, M1, M2) közötti kationmegoszlást veszi alapul, amely a klinopiroxén rácshelyeinek nyomás változás hatására fellépő mérettorzulását tükrözi. A módszert bazaltos olvadékból kristályosodó klinopiroxénre dolgozták ki, maximum 24 kbar nyomáson alkalmazható, hibája ±1,7 kbar. A barométert a vízmentes bazalt opcióra kalibráltam, amely a többi olvadékösszetétellel ellentétben nem hőmérsékletfüggő. A számoláshoz az alapanyagban lévő interszertális klinopiroxének összetételét használtam fel.

Az általuk adott nyomásértékek 1,81 és 2,86 ± 1,7 kbar.

Az

alapanyagban levő klinopiroxén összetételéből kapott nyomás a magma egy késői, már a

57

felszín közeli szakaszhoz tartozik. Hasonló nyomástartományt (2,1 - 3,8 ± 1,7 kbar) közölt KOLLER et al. (2006) a Voskopoje, Rehove, Luniku és Sphati masszívumok (Mirdita ofiolitöv) mélységi magmás kőzeteiből (pl. gabbró) NIMIS ÉS ULMER (1998)-féle geobarométer alkalmazásával.

A barométer a spinell olvadékzárványaiban lévő

leányásvány klinopiroxén esetében nem mutatott értelmezhető eredményt.

6.1.3. Oxigénfugacitás Bazaltos rendszerben a kristályosodó magma redox állapotát a spinellek Fe2+/Fe3+ hányadosa is tükrözi.

Az oxigénfugacitás (fO2) számolható az egyensúlyi olivin és

spinell összetételek alapján (BALLHAUS et al., 1991) (az olivin összetételének számolása „Az olivin forszterit-tartalmának becslése” című alfejezetben olvasható). A számolás szerint a logfO2 értékek az FMQ-hoz (fayalit-magnetit-kvarc puffer, mint referencia = 0) képest -0,64 és + 0,14 között változnak (átlagérték -0,22). A kapott számok jól egyeznek a MOR bazaltokra jellemző értékekkel (BALLHAUS et al., 1991) (23. ábra).

23. ábra. Az A05/612 bazalt olivinje és spinellje alapján számolt oxigénfugacitás értékek BALLHAUS et al. (1991) módszerével számolva, geodinamikai diszkriminációs diagramon ábrázolva FMQ- Fayalit-Magnetit-Kvarc puffer OIB- óceáni sziget bazalt, MORB- óceán középi hátság bazalt

58

6.1.4. Az olivin forszterit-tartalmának becslése Az olivin és a vele egyensúlyban levő olvadék között a Mg/Fe2+ megoszlása elsősorban a hőmérséklet függvénye (pl. FORD et al., 1983).

A spinell olvadék

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

59

24. ábra. Az A05/612 bazaltban található spinell cr- és mg-szám viszonya összehasonlítva más masszívumokból (Mirdita ofiolitegység) származó spinellel. A Foizoplet vonalak KAMENETSKY et al. (2001) által számolt olivin forszterit-tartalmat jelölik 1100± 71°C-on

6.1.5. Spinell – olvadék közötti fő- és nyomelem-megoszlási együtthatók A spinell és homogenizált szilikát-olvadékzárványai nagyszerű lehetőséget kínálnak egyes elemek spinell és szilikátolvadék közötti megoszlásának vizsgálatára. Jól ismert, hogy a spinell a kristályosodás során az egyes átmeneti fémeket, mint például a V, Cr, Co és Ni beépíti a rácsszerkezetébe, fontos szerepet játszva e gazdaságilag is jelentős fémek frakcionációjában (pl., IRVING 1978). A megoszlási hányados KDi = Ciásvány/Ciolvadék, ahol i az adott elem, C az i elem koncentrációja az ásvány illetve az olvadék fázisban. A legújabb kísérletek szerint a Co és a Ni megoszlási hányadosa nem, ezzel szemben a V

60

erősen függ a magma hőmérsékletétől és redox állapotától (RIGHTER et al., 2006), hiszen a V többféle, +5, +4, +3 vegyértékkel is jelen lehet bazaltos rendszerben. Megjegyzendő, hogy a V +2-es vegyértékkel csak extrém reduktív környezetben található (BORISOV et al., 1987; CANIL 1999). Természetes körülmények között a spinell szerkezetébe a +3-as vegyértékű V épül be, így a továbbiakban a V esetében a V3+-t értem. Kevés kísérlet készült spinell és vele egyensúlyban levő olvadék közötti megoszlási hányados megbecsléséről, mert természetes közegben ritkán található meg a két fázis egyensúlyban. Laboratóriumban előállított, szintetikus, valamint mesterségesen dúsított anyagokkal kísérleteztek már korábban (LEEMAN 1974, 1978; NIELSEN et al., 1994; O’NEILL ÉS EGGINS 2002; SATARI et al, 2002; O’NEILL ÉS BERRY 2006; RIGHTER et al., 2006) (25. ábra). LI és munkatársai (2008) már természetes anyagokon vizsgálták a Ni megoszlási hányadosát Cr-spinell és szilikátolvadék között (25. ábra, 10. táblázat). A Na, Co, Ni, Mg, Ca, Al, Cr, V, Ti, Zr és Nb elemekre számolt megoszlási együtthatókat 6 spinell és homogenizált szilikátolvadék-zárvány pár összetétele alapján számoltam ki 1240 ±20°C-on, ΔlogfO2 -0,64 — 0,14 oxigénfugacitás értékekre (25. ábra). Az eredményeket összehasonlítottam RIGHTER és munkatársai (2006) és LI és munkatársai (2008) adataival (10. táblázat, 25. ábra). A 25. ábrán látható, hogy a Co, V és a Cr erősen kompatibilisak, a Mg, Al és a Nb kevésbé kompatibilis elemek, a Ti kissé inkompatibilis, míg a Na, Ca és a Zr erősen inkompatibilis elemek a spinellben.

61

10. táblázat. Megoszlási együttható spinell és szilikátolvadék-zárvány között (1240 ± 20°C-on és log (f O2) -0,64 és 0,14 (FMQ) között) elektronmikroszondás és LA-ICP-MS elemzések alapján. (Leeman (1974) V elemzései 1250°C-on és log f O2 0 ± 2 (QFM) értékeken)

KD Na Co Ni Mg Ca Al Cr V Ti Zr Nb

1. pár 0.001 5.769 3.278 1.478 0.002 1.958 33.563 4.480 0.374 0.040 -

2. pár 0.008 7.051 2.506 1.553 0.001 1.938 31.963 3.439 0.356 0.011 1.212

3. pár 0.002 2.029 1.419 0.002 2.079 30.543 4.505 0.297 0.005 1.355

4. pár 0.000 5.912 12.396 1.992 0.002 2.168 29.569 6.866 0.290 0.009 5.425

5. pár 0.001 5.209 16.467 1.872 0.002 2.402 24.948 5.999 0.351 0.020 4.049

6. pár 0.001 4.001 8.735 1.825 0.002 2.196 30.658 5.521 0.359 0.030 11.581

Li et al. (2008) max

11.200

Li et al.(2008) min

6.400

Righter et al., (2002) max 6.000 9.400

Righter et al., (2002) min

Leeman (1974) max

Leeman (1974) min

2.300 6.300

4.300

2.300

25. ábra. Számolt megoszlási együttható a spinell és a benne csapdázódott homogenizált szilikátolvadék-zárványok összetétele alapján, összehasonlítva korábbi munkák eredményeivel A megoszlási együtthatók más szerzők adataival jó egyezést mutatnak.

A Ni

megoszlási együtthatója valamivel tágabb tartományban jelentkezik a vizsgált mintában, mint LI és munkatársai (2008) által közölt adatok, amely valószínű a már korábban leírt olivin „grain boundary layer effect” miatt mutatkozik. A Co esetében a megoszlási együtthatóak jó egyezést mutatnak a kísérleti körülmények között előállított olvadékok és spinellek megoszlási együtthatóival (RIGHTER et al., 2006) (25. ábra). A V-ra számolt megoszlási együtthatók is hasonlóak, mint LEEMAN (1974) által közölt adatok, amelyeket 1250°C-on és log fO2 0 ± 2 (FMQ) értékeken állapított meg (25. ábra).

63

Összességében elmondható, hogy a spinell és a benne csapdázódott szilikátolvadékzárványok összetétele alkalmasak KD

spinell/olvadék

számolására olyan elemek esetében

elsősorban, amelyek mérése a spinellben viszonylag kis hibával terheltek (pl. Co, Al, Ti, V és Mg). Ennek ellenére az adatokat kritikusan kell kezelni, mert a „Bevezetésben” már említett falrakristályosodott szegély nem megfelelő mértékű visszaolvasztása (a homogenizációs kísérletek során) is befolyásolja a spinell-kompatibilis elemek mennyiségét a homogén üvegben.

6.1.6. A szilikátolvadék fejlődése a csapdázódás után A magmás rendszer hűlésével a csapdázott olvadékból spinell kristályosodott a zárvány falára (12d. ábra), amely során az olvadék spinell komponenseiben elszegényedett. Tehát a falrakristályosodás megváltoztatta az eredetileg csapdázódott olvadékcsepp méretét és összetételét is. Ezt a jelenséget már számos különböző geológiai környezetből is leírták (WATSON 1976; FREZZOTTI 2001; DANYUSHEVSKY et al., 2002; KRESS ÉS GHIORSO 2004, GUZMICS et al., 2008). KAMENETSKY (1996) szerint a spinellbe zárt szilikátolvadék-zárványok esetében a falrakristályosodás mértéke nem jelentős, és elhanyagolható a vizsgálatok során, mert a magma oldott Cr-spinell tartalma kevés. Ezt a feltevést jelen munka nem tudta megerősíteni.

Az olvadékzárványokban lévő

klinopiroxén leányásványok továbbá azt is mutatják, hogy a falrakristályosodással egyidőben vagy utána történt a kristályosodásuk. A csapdázódás utáni folyamatokat más, előbbiektől független módszerrel a MELTS programcsomaggal (GHIORSO

ÉS

SACK 1995) tanulmányoztam. A program MORB-ok

esetén 2 GPa nyomás alatti tartományra alkalmazható.

A modellezés során a

homogenizált olvadékzárvány anyagát vettem egy egész zárt rendszernek és ezen belül modelleztem a kristályosodást a hőmérséklet iteratív csökkentése mellett.

Az

oxigénfugacitás (logfO2 = -0,22) és a nyomás (5 kbar) végig konstans volt. A modellezés során az első kiválási termék a spinell (kb. 1400oC-n). 1300oC-ig (±20oC) a zárvány 3 térfogat%-a spinellként vállt ki, tehát a spinellbe zárt szilikátolvadék-zárványok esetében ez a falrakristályosodás mértékének fogható fel. További hőmérséklet-csökkenés hatására klinopiroxén is kristályosodott 1280 ± 20 °C-on. Ez az olvadékzárványok esetében a klinopiroxén leányásványként fogható fel. 64

További hőmérséklet csökkenéssel a modellezés nem volt értelmezhető. A MELTS programcsomaggal modellezett folyamat kitűnő összhangban van mind PRESNALL (1978) anortit-diopszid-forszterit fázisdiagramjának topológiájával (22. ábra), mind az olvadékzárványok fázis összetételével (12d. ábra).

A 22. ábrán látható, hogy a

homogenizált olvadékzárvány összetételek a diopszid-spinell kotektikus vonalra esnek. A rendszer a hőmérséklet csökkenésével az anortit-diopszid-spinell hármas pontba tartott, azonban azt nem érte el, mert befagyott. Ekkor kerülhetett a felszín közelébe a magma, amikor a kőzetüveg megdermedt, magában zárva a ki nem kristályosodott plagioklász komponenst. A leányásvány klinopiroxén nagyobb mg-számmal jellemezhető, mint az alapanyag klinopiroxén (17. ábra), amely azt mutatja, hogy a leányásvány klinopiroxén primitívebb magmából (a bezáródott olvadékcseppből) kristályosodott, mint a bazaltból kristályosodó kőzetalkotó klinopiroxén. Ez szintén kitűnő összhangban van a fenti modellel.

6.2. A vizsgált olvadék forrásrégiójának meghatározása 6.2.1. A spinell összetételéből levonható következtetések A bazaltos összetételű olvadékbólból kristályosodó üde spinell kiváló petrogenetikai indikátor, mert összetételét nagymértékben a bazalt forráskőzetének típusa és a parciális olvadás mértéke szabja meg. A spinellek cr-száma és mg-száma alapján megállapítható, hogy a vizsgált bazaltban található spinellek óceánközépi hátság (MORB) eredetűek a tapasztalati diszkriminációk alapján (15. ábra). Hasonló következtetésre lehet jutni a spinell Al2O3 és TiO2 tartalma alapján megrajzolt diszkriminációs diagram (KAMENETSKY et al., 2001) és a spinell cr# és mg# diagramja alapján is (ARAI, 1992) (15. ábra). A vizsgált spinell kristályok azonban jóval primitívebb összetételűek, mint a szomszédos Rehove és Voskopoje bazalt telérjeiben találhatók.

65

6.2.2. A szilikátolvadék-zárványok összetételéből levonható következtetések 6.2.2.1. A homogenizált szilikátolvadék-zárványok főelem összetétele A homogenizált szilikátolvadék-zárványok főelem összetétele alapján a befogott olvadék bazaltos összetételű, mg#-a alapján meglehetősen primitív. Primitív, nagy MgO tartalmú (≥6 tömeg%) bazaltos összetételű magmák óceánközépi hátság területén jellemzők, de ív mögötti, vagy ív előtti medencékben is képződhetnek (PERFIT et al., 1980). A vizsgált területen (Mirdita ofiolitegység) azonban mind a MORB, mind a szigetív típusú kőzetek megtalálhatók. Az általam vizsgált szilikátolvadék-zárványok összetételét (8. táblázat) összehasonlítottam egy Kis-Antillákról származó szigetív bazalttal (PICHAVANT et al., 2002), amely szintén nagy MgO-tartalommal jellemezhető (1. táblázat), továbbá a két fajta kőzet szinte ugyanolyan főelemösszetétellel jellemezhető. Az előbb említett szigetív típusú kőzet (PICHAVANT et al., 2002) a vizsgált A05/612 bazalt teljeskőzet főelemösszetételével is nagy hasonlóságot mutat (1. táblázat), habár a MgO-tartalom az általam vizsgált bazaltban nagyobb. A

melegített

homogenizált

szilikátolvadék-zárványok

összetételét,

valamint

összehasonlításképpen a Rehove és Voskopoje (Mirdita ofiolitegység) (HOECK et al., 2002) és a Kis-Antillákról származó bazaltok (PICHAVANT et al., 2002) összetételét jól ismert tektonikai diszkriminációs diagramokon vizsgáltam (PEARCE 1976, MULLEN, 1983) A főelemek alapján (Al2O3, MgO, FeOtotal) szerkesztett diszkriminációs diagramon (26. ábra) (PEARCE 1976) a melegített és homogenizált szilikátolvadék-zárványok anyagának eredete nem állapítható meg egyértelműen.

66

26. ábra. Tektonikai diszkriminációs AFM (MgO-Al2O3-FeOtotal) diagram főelemekre szerkesztve (Al2O3, FeOtotal, MgO) PEARCE (1976) alapján módosítva Ugyanezeket az összehasónlító anyagokat (kivéve a szigetív bazaltok összetételét, mert nem mértek P2O5-t) felhasználva a kis mennyiségben jelen levő főelemekre (P2O5, TiO2, MnO) szerkesztett diagramon (MULLEN 1983) az összetételek főként a szigetív bazalt mezőbe esnek, és csak néhány referencia érték esik a MORB mezőbe és az óceáni sziget bazalt mezőbe (27. ábra). A MULLEN-féle diszkriminációs diagram alapján sem lehet meghatározni egyértelműen a vizsgált bazalt eredetét.

67

27. ábra. Tektonikai diszkriminációs diagram kis mennyiségben jelen levő főelemekre (P2O5, TiO2, MnO) szerkesztve. MULLEN (1983) alapján módosítva (a jelmagyarázatot lásd a 26. ábrán)

6.2.2.2. A homogenizált szilikátolvadék-zárványok nyomelem összetétele A homogenizált szilikátolvadék-zárványok primitív köpenyre

normált

ritkaföldfém eloszlása azt mutatja, hogy az olvadék könnyű-ritkaföldfémekben erősen kimerült a nehéz ritkafölfémekhez képest. A könnyű ritkaföldfémekben való kimerülés még a normál MORB-hoz (N-MORB) képest is nagy: összehasonlításképpen a 21. ábrán ábrázoltam a Rehove masszívum (Mirdita ofiolitegység) bazalt telérjeinek a ritkaföldfém eloszlását (HOECK et al., 2002), amely egy tipusos N-MORB eloszlást mutat.

A

ritkaföldfém eloszlás alapján a vizsgált olvadékhoz nem keveredetett szubdukciós jellegű komponens, mert az a könnyű-ritkaföldfémek koncentrációját megemelte volna és ebben az esetben jellegzetes gazdagított E-(Enriched)MORB eloszlást látnánk. A közép- és nehéz-ritkaföldfémek lefutása egyenes, nem mutat változékonyságot. Az egyenes lefutás arra utal, hogy a vizsgált olvadék egy rendkívül kimerült forrásrégióból olvadt ki (ahol már nincs számottevő különbség a közép- és nehéz-ritkaföldfém koncentrációkban) és/vagy a parciális olvadás mértéke igen nagy volt.

68

Hasonló képet mutat a szilikátolvadék-zárványok sokelemes nyomelem diagramja. A nyomelemeloszlás egyöntetű, majdnem egyenes lefutású (20. ábra), kivéve az olivinbe és spinellbe kompatibilis elemek esetében, ahol az olvadék a Ni és Cr esetében kimerült. A Rehove masszívum területéről származó, szubdukciós komponensekkel gazdagított bazalt nyomelem eloszlásához képest a homogenizált szilikátolvadék-zárványok normalizált értékei alacsonyabbak K, La, Ce, Sr, Zr esetében a 20. ábrán. Mindezek alapján a szubdukciós komponensek jelenlétét a vizsgált olvadékzárványok esetében nem valószinűsíthető.

6.2.2.3. A parciális olvadás modellezése A homogenizált szilikátolvadék-zárványok extrém kimerülése a könnyű ritkaföldfémekben jelzi, hogy a vizsgált kőzet nagyfokú parciális olvadással keletkezett, és/vagy nagyon kimerült forráskőzetből származik. A parciális olvadás mértékének és a forrásrégió összetételének meghatározására Dr. Harangi Szabolcs által kifejlesztett „Modell melting process” 2005.1. (2005) verzióját használtam fel.

Az olvadás

modellezését különböző olvadás típusokkal közelítettük, mindezek közül a „nem modális diszkrét egyensúlyi parciális olvadás (non-modal batch equilibrium partial melting)” közelítette leginkább a vizsgált természetes bazaltos rendszert . A modellezést különböző mértékű, 1-10%-os parciális olvadások esetére végeztük el.

A forrásrégió kőzettani

összetételét, a vizsgált nyomelemek koncentrációját a feltételezett forrásrégióban, továbbá a nyomelemek megoszlási együtthatóit illetve a fázisok olvadási arányait (melting mode) MCKENZIE ÉS O’NIONS (1991), valamint KOSTOPULOS ÉS JAMES (1992) munkáiból merítettük. A modellezéshez ol57 opx25,5 cpx15 sp2,5 összetételű spinelllherzolit forrásrégiót használtuk fel, és a forrásrégió nyomelem összetételét a spinelllherzolitra megállapított „Depleted MORB Mantle” (DMM)-re érvényes adatokból származtattuk.

A forráskőzet kiválasztásakor a Mirdita ofiolitegység geológiai

adottságait vettem figyelembe. KOLLER et al. (2006) szerint a Mirdita ofiolitegység nyugati zónájában (ahol a Stravaj masszívum és ezen belül a A05/612 bazalt található) az ofiolit sorozatok bázisát alkotó köpeny kőzetek főként lherzolitos összetételűek és ezen belül is spinell lherzolitok. A parciális olvadás során az olvadékba lépő fázisok aránya az

69

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

70

28. ábra. Kondritra normalizált ritkaföldfém diagram, mely tartalmazza a modellezett, kimerített spinell-lherzolit forráskőzet (KOSTOPULOS ÉS JAMES, 1992), a kimerült óceánközepi hátság bazaltra jellemző ritkaföldfém eloszlást(KOSTOPULOS ÉS JAMES, 1992). A kondritra jellemző koncentráció értékeket SUN ÉS MCDONOUGH, 1989-es munkája alapján közlöm

6.3. Geológiai alkalmazás A Mirdita ofiolitegység keletkezéséről megoszlanak a vélemények, nincs még olyan egységes nézet, illetve modell, ami leírja a terület feltételezhetően komplex fejlődéstörténetét.

Mindezek ellenére több olyan elmélet is született a Mirdita

ofiolitegység keletkezését illetően (pl. 1994; BORTOLOTTI et al., 1996; 2002; BÉBIEN et al., 1998; 2000; HOECK ÉS KOLLER 1999; HOECK et al., 2002; KOLLER et al., 2006; DILEK

71

et al., 2008), amelyek egyaránt egy óceánközépi hátság környezetet (MOR) és egy szubdukció feletti (SSZ) régiót feltételeznek. Mivel a diplomadolgozatban vizsgált bazaltos összetételű telérkőzet az ofiolitos sorozat egy részét keresztül szeli, egy késői, az óceáni litoszféra képződése utáni magmatikus eseményt rögzít.

A spinellbe zárt szilikátolvadék-zárványok összetétele

alapján megállapítható, hogy e kései magmás esemény olvadékait nem befolyásolta szubdukciós komponens, az olvadék összetétele kimerült normál-MORB összetételt mutat. Tehát feltételezhető egy olyan késői szakasza a magmaképződésnek, amelyet nem befolyásolt a szubdukciós lemezből távozó komponensek hatása.

7. Következtetések A Mirdita ofiolitegység bazalt telérjeiben lévő spinell fenokristályokban primer, többfázisú (falrakristályosodott spinell, klinopiroxén leányásvány, kőzetüveg ± szulfid cseppek) szilikátolvadék-zárványok vannak. Az olvadékzárványok melegítéses kisérletei során 1240 ±20 °C homogenizációs hőmérsékleteket mértem. Ez a tartomány a spinell minimum kristályosodási hőmérséklete, amikor az oxigénfugacitás értéke az FMQ pufferhez képest -0,64 és + 0,14 között volt, amely a MOR bazaltokra jellemző tartomány. A homogenizált szilikát-olvadékzárványok igen primitív, nagy mg# (0,81) bazalt összetételét mutatják.

A nyomelem eloszlások szerint a spinellbe záródott

magmacseppek olyan olvadékot képviselnek, amely erősen kimerült könnyűritkaföldfémekben (La, Ce, Pr) és inkompatibilis elemekben (pl.: Nb, K, Pb, Sr, Zr) a közép- és nehéz-ritkaföldfémekhez, valamint a kompatibilis elemekhez képest (pl.: Co, Ni, V és Cr). Ez az eloszlás még a tipikus N-MORB-nál is nagyobb kimerültséget jelent, amely azt sugallja, hogy a vizsgált bazalt telérek óceánközépi hátság eredetűek. A homogenizált szilikátolvadék-zárványok ritkaföldfém tartalmán alapuló numerikus modellezés szerint a vizsgált olvadék forráskőzete korábbi, kb. 5%-os parciális olvadáson átesett spinell-lherzolit lehetett, amelynek egy későbbi 5-10 %-os parciális olvadéka csapdázódott a spinellekben. A spinell-szilikátolvadék közötti megoszlási együtthatók azt mutatják, hogy a Co, V és a Cr erősen kompatibilisak, a Mg, Al és a Nb kevésbé kompatibilis elemek, a Ti kissé inkompatibilis, míg a Na, Ca és a Zr erősen inkompatibilis elemek a spinellben. A

72

spinellbe csapdázódott olvadék összetétele alapján levonható petrogenetikai értelmezés és a vizsgált bazalt szövete szerint az olvin és a spinell együtt kristályosodtak, azonban az olivin szemcse felületi hatása megmutatkozik az olvadékzárványok főelem összetételében és a Ni tartalomban.

73

English summary The aim of this study is to better understand the initial stage of magmatic evolution of the ‘high-Mg’ basalts in the Albanian Mirdita Ophiolite Belt. A part of this belt is the Stravaj massif which consists of MOR-type mafic rocks interlayered with subduction related rocks and volcanosediments, and from which the basalt rock samples have been collected for further research Our primary research tool was the study of spinel-hosted, primary silicate melt inclusions (SMI) in the basalts, as such inclusions provide useful information about the physico-chemical evolution of crystallizing magmatic systems (including phase properties). The significance of this study lies in the fact that there are unanswered questions regarding the petrogenesis of such basaltic magmatites and the geotectonical evolution of the Mirdita Belt is not fully determined. The host spinels occur as solid inclusions in olivine phenocrysts and contain 10 to 80 μm, negative crystal shape, multiphase SMIs. These SMIs consist of glass, clinopyroxene daughter minerals and occasionally sulphide blebs. Besides a microthermometrical study, minor and trace element composition of the host spinel, SMI phases and homogenized SMIs have been determined. Results of the microthermometrical measurements suggest that minimum crystallization temperature of spinels was between 1180 and 1260 °C. Homogenized silicate SMIs have basaltic composition (49-51 wt% SiO2, 5.5-6 wt% Fe2O3, 10-11 wt% MgO, 14.5-16 wt% Al2O3, 2-2.4 wt% Na2O and 12-12.7 wt% CaO). Both the major element composition of spinels and trace element composition of the homogenized SMIs suggest that the studied basalts are of MOR character. This is also consistent with the O2 fugacity values calculated from the major element composition of spinel and the theoretical composition of olivine estimated. From the trace element compositions measured, distribution coefficients of Na, Co, Ni, Mg, Ca, Al, Cr, V, Ti, Zr and Nb between silicate melt and spinel have been calculated. The values obtained are consistent with experimental data from previous studies. Calculations based on the trace element composition of the homogenized melt inclusions suggest that the parent basaltic magma was generated by 10% partial melting of a rather depleted spinel lherzolite source.

74

Köszönetnyilvánítás Ezúton szeretnék köszönetet mondani mindazoknak, akik segítségemre voltak, hogy e diplomamunka elkészülhetett: Témavezetőmnek, Szabó Csabának, köszönöm a folyamatos konzultációs lehetőséget, a külföldi elektronmikroszondás és LA-ICP-MS mérések megszervezését és a munkámhoz szükséges technikai, tudományos és emberi háttér rendelkezésemre bocsájtását.

Dr.

Friedrich Koller-nek köszönöm a témajavaslatot, feltétlen szakmai és emberi támogatást, valamint a segítségét az elektronmikroszondás mérések során. Köszönettel tartozom Kodolányi Jánosnak és Thomas Pettke-nek a LA-ICP-MS mérések során nyújtott segítségükért. Köszönet illeti Dr. Harangi Szabolcsot a számolások során nyújtott segítségéért. Zajacz Zoltánnak és Guzmics Tibornak, Kodolányi Jánosnak és Azbej Trisztánnak a rengeteg munkájáért, amit dolgozatom javításába fektettek. Köszönet illeti Guzmics Tibort és Berkesi Mártát a folyamatos tudományos inspirálásért és baráti támogatásért.

Szeretnék köszönetet mondani Dr. Azbej Trisztánnak, hogy

szakmailag és emberileg mindig számíthattam rá. Külön köszönet illeti a Litoszféra Fluidum Kutató Labor minden tagját, akik a megfelelő szakmai és baráti hátteret biztosították számomra. Hálával tartozom családom türelméért, biztatásáért és, hogy nagyon büszkék rám.

75

Irodalomjegyzék ALBAREDE F; BOTTINGA Y (1972) Kinetic disequlibrium in trace element partitioning between phenocrysts and host lava. Geochimica et Cosmochimica Acta 36, pp. 141-146 ANDERSEN T; GRIFFIN WL; O’REILLY SY (1987) Primary sulphide melt inclusions in mantle-derived megacrysts and pyroxenites. Lithos 20, pp. 279–294. ANDERSON T; WRIGHT TL (1972) Phenocrysts and glass inclusions and their bearing on oxidation and mixing of basaltic magmas, Kilauea Volcano, Hawaii. American Mineralogist 57, pp. 188-216 ANONYMUS AHF (1972) Penrose field conference on ophiolites. Geotimes 17, pp. 24-25 ARAI S (1992) Chemistry of chromian spinel in volcanic rocks as a potential guide to magma chemistry. Mineralogical Magazine 56, pp. 173-184 BACON CR (1986) Magmatic Inclusions in Silicic and Intermediate Volcanic Rocks. Journal of Geophysical Research 91, pp. 6091-6112 BALI E; SZABÓ C; VASELLI O; TÖRÖK K (2002) Significance of silicate melt pockets in upper mantle xenoliths from the Bakony–Balaton Highland Volcanic Field, Western Hungary. Lithos 61, pp. 79-102 BALLHAUS C; BERRY RF; GREEN DH (1991) High pressure experimental calibration of the olivine-orthopyroxene-spinel oxiygen geobarometer: implications for the oxidation state of the upper mantle. Contributions to Mineralogy and Petrology 107, pp. 27-40 BARNES SJ (2000) Chromite in komatiites II. Modification during greenschist to midamphibolite facies metamorphism. Journal of Petrology 41, pp. 387-409 BARNES SJ; ROEDER P (2001) The range of spinel compositions in terrestial mafic and ultramafic rocks. Journal of Petrology 42, pp. 2279-2302 BECCALUVA L; COLTORTI M; PREMTI I; SACCANI E; SIENA F; ZEDA O (1994) Midocean ridge and suprasubduction affinities in the ophiolitic belts of Albania. Ofioliti 19/1, pp. 77-96 BÉBIEN J; SHALLO M; MANIKA K; GEGA D (1998) The Shebenik massif (Albania): a link between MOR- and SSZ-type ophiolites? Ofioliti 23/1, pp. 7-15 BÉBIEN J; DIMO-LAHITE A; VERGÉLY P; INSERGUEIX-FILIPPI D; DUPEYRAT L (2000) Albanian ophiolites. I. – Magmatic and metamorphic processes associated with the initiation of a subduction. Ofioliti 25, pp. 39-45

76

BORISOV AA; KADIK AA; ZHARKOVA YV; KALINICHENKO NV (1987) Effects of oxygen fugacity on the ratio between valency forms of Vanadium in magma. Geokhimiya 7, 915-920 BORTOLOTTI V; KODRA A; MARRONI M; MUSTAFA F; PANDOLFI L; PRINCIPI G; SACCANI E (1996) Geology and petrology of ophiolitic sequences in the Mirdita region (northern Albania). Ofioliti 21/1, pp. 3-20 BORTOLOTTI V; MARRONI M, MARCUCCI M; MARRONI M; PANDOLFI L; PRINCIPI G (2002) Interaction between mid-ocean ridge and subduction magmatism in Albanian ophiolites. Journal of Geology 110, pp. 561-576 BOUDIER F; NICOLAS A (1985) Lithology and thickness of a typical ophiolite sequence, based on the Samial Ophiolite in Oman. Earth and Planetary Sciences Letter 76, pp. 8492 BROWN GC; MUSSETT AE (1993) The Inaccessible Earth: An Integrated View of Its Structure and Composition. Chapman & Hall. London. CANIL D (1999) Vanadium partitioning between orthopyroxene, spinel and silicate melt, and the redox states of mantle source regions for primary magmas. Geochimica et Cosmochimica Acta 63, pp. 557-572 COLEMAN RG (1981) Tectonic setting for ophiolite obduction in Oman. Journal of Geophysical Research 86, pp. 2497-2508 DANYUSHEVSKY LV; CARROLL MR; FALLON TJ (1997) Origin of high-An plagioclase in Tongan high-Ca boninites: implications for plagioclase-melt equilibria at low P(H2O). Canadian Mineralogist 35, pp. 313-326 DANYUSHEVSKY LV; DELLA-PASQUA FN; SOKOLOV S (2000) Reequilibration of melt inclusions trapped by magnesian olivine phenocrysts from subduction-related magmas: petrological implications. Contribution to Mineralogy and Petrology 138, pp. 68-83 DANYUSHEVSKY LV; MCNEILL AW; SOBOLEV AV (2002) Experimental and petrological studies of melt inclusions in phenocrysts from mantle-derived magmas: an overview of techniques, advantages and complications. Chemical Geology 183, pp 5-24 DILEK Y; SHALLO M; FURNES H (2005) Rift-drift, seefloor spreading, and subduction tectonics of Albanian ophiolites. International Geology Review 47, pp. 146-176 DILEK Y; FURNES H; SHALLO M (2008) Geochemistry of the Jurassic Mirdita Oplhiolite (Albania) and the MORB to SSZ evolution of a marginal basin oceanic crust. Lithos 100, pp. 174-209

77

ERMAKOV N P (1949) About the primary secondary inclusions in minerals. L’vov. Geol. Obshch. Mineral, Sbornik 3, pp. 23-27 FORD CE; RUSSEL DG; CRAVEN JA; FISK MR (1983) Olivine-liquid equilibria: temperature, pressure and composition dependence of the crystal/ liquid cation partition coefficients for Mg, Fe2+, Ca and Mn. Journal of Petrology 24/3, pp. 256-265 FREZZOTTI ML; DE VIVO B; CLOCCHIATTI R (1991) Melt-mineral-fluid interactions in ultramafic nodules on alkaline lavas from M. Etna (Sicily, Italy) as recorded by melt and fluid inclusions. Journal of Volcanology and Geothermal Research 47, pp. 209-219 FREZZOTTI ML (1992) Magmatic immiscibility and fliud phase evolution in the M. Gneis granite (SE Sardinia). Geochimica et Cosmochimica Acta 56, pp. 21-33 FREZZOTTI ML (2001) Silicate-melt inclusions in magmatic rocks: application to petrology. Lithos 55, pp 273-299 GAETANI GA; WATSON BE (2000) Open system behavior of olivine-hosted melt inclusions. Earth and Planetary Sciences Letters 183, pp. 27-41 GARCIA MO; LIU NWK; MUENOW D (1979) Volatiles in submarine volcanic rocks from the Mariana Island arc and trough. Geochimica et Cosmochimica Acta 43, pp. 305-312 GHIORSO MS; SACK RO (1995) Chemical mass transfer in magmatic processes. IV. A revised and internally consistent thermodynamic model for the interpolation and extrapolation of liquid-solid equilibria in magmatic systems at elevated temperatures and pressures. Contributions to Mineralogy and Petrology 119, pp. 197-212 GUZMICS T; ZAJACZ Z; KODOLÁNYI J; HALTER W; SZABÓ CS (2008) LA-ICP-MS study of apatite- and K feldspar-hosted primary carbonatite melt inclusions in clinopyroxenite xenoliths from lamprophyres, Hungary: Implications for significance of carbonatite melts in the Earth’s mantle. Geochimica et Cosmochimica Acta 72, pp. 18641886 HALTER WE; PETTKE T; HEINRICH CA; RUTHEN-ROTISHAUSER B (2002) Major to trace element analysis of melt inclusions by laser-ablation ICP-MS: methods of quantification. Chemical Geology 183, pp. 63–86 HAVANCSÁK I (2006) Szilikátolvadék-zárvány vizsgálatok plagioklász fenokristályokban a Zalai-medence oligocén dácitjából. Tudományos Diákköri Dolgozat, ELTE-TTK Budapest, pp. 1-48 HOECK V; KOLLER F (1999) The Albanian ophiolites and the Dinaride-Hellenide framework. EUG 10 Strasbourg, Journal of Conference Abstract 4, pp. 406

78

HOECK V; KOLLER F; MEISEL T; ONUZI K; KRENINGER E (2002) The Jurassic South Albanian ophiolites: MOR- vs. SSZ-type ophioltes. Lithos 65, pp. 143-164 IRVING AJ; (1978) A review of experimental studies of crystal/liquid trace element partitioning. Geochimica et Cosmochimica Acta Acta 42, pp. 743-770 IYER K; AUSTRHEIM H; JOHN T; JAMTVEIT B (2008) Serpentinization of the oceanic lithosphere and some gochemical consequences: Constraints from Leka Ophiolite Complex, Norway. Chemical Geology 249, pp. 66-90 KAMENETSKY VS (1996) Methodology for the study of melt inclusions in Cr-spinel, and implications for parental melts of MORB from FAMOUS area. Earth and Planetary Science Letters 142, pp. 479-486 KAMENETSKY VS; CRAWFORD AJ; MEFFRE S (2001) Factors controlling chemistry of magmatic spinel: an empirical study of assiciated olivine, Cr-spinel and melt inclusions from primitive rocks. Journal of Petrology 42/4, pp. 655-671 KOLLER F; HOECK V; MEISEL T; IONESCU C; ONUZI K; GHEGA D (2006) Cumulates and gabbros in southern Albanian ophiolites: their bearing on regional tectonic setting. Tectonic Development of the Eastern Mediterranean Region, Geological Society, London Különkiadvány 260, pp. 267-299 KOSTOPULOS DK; JAMES DJ (1992) Parameterization of the melting regime of the shallow upper mantle and the effects of variable lithospheric stretching on mantle modal stratification and trace-element concentrations in magmas. Journal of Petrology 33, pp. 665-691 KÓTHAY K; SZABÓ CS; TÖRÖK K; SHARYGIN V (2005) Egy csepp a magmából: szilikátolvadék-zárványok a hegyestűi alkáli bazalt olivin fenokristályaiban. Földtani Közlöny 135/1, pp 31-57 KRESS VC; GHIORSO MS (2004) Thermodynamic modeling of post-entrapment crystallization in igneous phases. Journal of Volcanology and Geothermal Research 137, pp. 247-260 LE BAS MJ (2000) IUGS Reclassification of the high-Mg and picritic volcanic rocks. Journal of Petrology 41, pp. 1467-1470 LEEMAN WP (1974) Experimental determination of the partitioning of divalent cations between olivine and basaltic liquid. Pt. II. PhD Thesis, University of Oregon, pp. 231337 LEEMAN WP; LINDSTROM DJ (1978) Partitioning of Ni2+ between basaltic and synthetic melts and olivine – an experimental study. Geochimica et Cosmochimica Acta 42, pp. 400-412

79

LI C; RIPLEY EM; TAO Y; MATHEZ EA (2008) Cr-spinel/olivine and Cr-spinel/liquid nickel partition coefficients from natural samples. Geochimica et Cosmochimica Acta 72, pp. 1678-1684 LONGERICH HP; JACKSON SE; GÜNTHER D (1996) Laser Ablation Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometic Transient Signal Data Aquisition and Analyte Concentration Calculation. Journal of Atomic Analytical Spectrometry 11, pp. 899-904 LOWENSTERN JB (1995) Applications of silicate-melt inclusions to the study of magmatic volatiles. Magmas, fluids, ore deposits. Tartalmazza: Thompson JFH (ed.) MAC short course, vol. 23, pp. 71-100, Victoria, British Columbia LU F; ANDERSON AT; DAVIS AM (1995) Diffusional gradients at the crystal/melt interface and their effect on the composition of melt inclusions. The Journal of Geology 103, pp. 591-597 LUKÁCS R; HARANGI SZ; NTAFLOS T; MASON P (2005) Silicate melt inclusions in the phenocrysts of the Szomolya Ignimbrite, Bükkalja Volcanic Field (Northern Hungary): Implication for magma chamber processes. Chemical Geology 223, pp. 46-67 MARCUCCI M; PRELA M (1996) The Lumi zi, (Puke) section of the Kalur Cherts: Radiolaeian assemblages and composition with other sections in northern Albania. Ofioliti 21, pp. 71-76 MCKENZIE D; O’NIONS RK (1991) Partial melt distribution from inversion of rare earth elemet concentrations. Journal of Petrology 32, pp. 1021-1091 MECO S; ALIAJ S (2000) Geology of Albania. Beitrage zur regionalen Geologie der Erde 28, Borntraeger, Berlin MÉTRICH N; CLOCCHIATTI R (1989) Melt inclusion investigation on the volatile behavior in historic Alkali-Basaltic magmas of Etna. Bulletin of Volcanology 51, pp. 185-198 MEVEL C (2003) Serpentinization of abyssal peridotites at mid-ocean ridges. Comptes Redus Geoscience 335, pp. 825-852 MULLEN ED (1983) MnO/TiO2/P2O5: a minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic environments and its implications for petrogenesis. Earth and Planetary Sciences Letter 62, pp. 53-62 MÜNTNER O; HERMANN J (2001) The role of the lower crust and continental upper mantle during formation of non-volcanic passive continental margins: evidence from the Alps. Tartalmazza: Wilson RCL; Whitmarsh RB; Taylor B; Froitzheim N (szerkesztők)

80

Non-volcanic rifting of continental margins: acomparison of evidence from land and sea. Geological Society, London, Különkiadvány 187, pp. 267-288 NIELSEN RL; FORSYTHE LM; GALLAHAN WE; FISK MR (1994) Major- and traceelement magnetite-melt equilibria. Chemical Geology 117, pp. 167-191 NIELSEN RL; CRUM J; BOURGEOIS R; HASCALL K; FORSYTHE LM; FISK MR; CHRISTIE DM (1995) Melt inclusions in high-an plagioclase from the Gorda Ridge - an example of the local diversity of MORB parent magmas. Contributions to Mineralogy and Petrology 122, pp. 34-50 NIELSEN RL; MICHAEL PJ; SOURS-PAGE R (1998) Chemical and phisysical indicators of compromised melt inclusions. Geochimica et Cosmochimica Acta 65, pp. 831-839 NIMIS P; ULMER P (1998) Clinopiroxene geobarometry of magmatic rocks. Part 1. An expanded structural geobarometer for anhydrous and hydrous, basic and ultrabasic systems. Contributions to Mineralogy and Petrology 135, pp. 62-74 NORMAN MD; GARCIA MO; KAMENETSKY VS; NIELSEN RL (2002) Olivine-hosted melt inclusions in Hawaiian picrites: equilibration, melting, and plume source characteristics. Chemical Geology 183, pp. 143-168 O’NEILL HC; EGGINS SM (2002) An experimental investigation of the effect of melt composition on the activity coefficients of FeO, NiO, CoO, MoO2 and MoO3 in silicate melts, and its ipmlications for trace element partitioning. Chemical Geology186, pp. 151181 O’NEILL HC; BERRY AJ (2006) Activity coefficients at low dilution of CrO, NiO and CoO in melts in the system CaO-MgO-Al2O3-SiO2 at 1400 °C: using the thermodynamic bahavior of transitional metal oxides in silicate melts to probe their structure. Chemical Geology 231, pp. 77-89 OSBORN EF; TAIT DB (1952) The system diopside-forsterite –anorthite. Journal of Science Bowen, pp. 413-433

American

PAMIC J; TOMJLENOVIC B; BALEN D (2002) Geodynamic and petrogenetic evolution of Alpine ophiolites from central and NW Dinarides: an overview. Lithos 65, pp. 113-142 PEARCE JA (1976) Statistical analysis of major element patterns in basalt. Journal of Petrology 17, pp. 15-43 PEARCE JA; LIPPARD SJ; ROBERTS S (1984) Characteristics and tectonic significance of supra-subduction zone ophiolites. Tartalmazza: Kokelaar BP; Howells MF Marginal Basin Geology. Geological Society, London Különkiadvány 16, pp. 77-89

81

PERFIT MR; GUST DA; BENCE AE; ARCULUS RJ; TAYLOR RS (1980) Chemical characteristics of island-arc basalts: implications for mantle sources. Chemical Geology 30, pp. 227-256 PETERSON R; FRANCIS D (1977) The origin of sulfide inclusions in pyroxene megacrysts. American Mineralogist 50, pp. 1049–1051 PICHAVANT M; MYSEN BO; MCDONALD R (2002) Source and H2O content of highMgO magmas in island arc settings: An experimental study of a primitive calc-alkaline basalt from St. Vincent, Lesser Antilles Arc. Geochimica et Cosmochimica Acta 66/12, pp. 2193-2209 PRESNALL DC; DIXON SA; DIXON JR; O’DONELL TH; BRENNER NL; SCHROCK RL; DYCUS DW (1978) Liquidus phase relation on the join diopside-forsterite-anorthite from 1 atm to 20 kbar: their bearing on the generation and crystallization of basaltic magma. Contribution to Mineralogy and Petrology 66, pp.203-220 RAPIEN MH; BODNAR RJ; SIMMONS SF; SZABO CS; WOOD CP; SUTTON SR (2003) Melt inclusion study of the embryonic porphyry at White Island, New Zealand. Society of Economic Geologists Special Publication10, pp. 41-59 RIGHTER K; LEEMAN WP; HERVIG RL (2006) Partitioning of Ni, Co and V between spinel-structured oxides and silicates melt: Importance of spinel composition. Chemical Geology 227, pp. 1-25 ROBERTSON AHF; SHALLO M (2000) Mesozoic-Tertiary tectonic evolution of Albania in its regional Eastern Mediterranean context. Tectonophysics 316, pp. 197-254 ROBERTSON AHF (2002) Overview of the genesis and emplacement of Mesozoic ophiolites in the Eastern Mediterranean Tethyan region. Lithos 65, pp. 1-67 ROBERTSON AHF; DIXON JE (1984) Introdutcion: aspects of the geological evolution of the eastern Mediterranean. Tartalmazza: Dixon JE; Robertson AHF The Geological evolution of the eastern Mediterranean. Geological Society, London Különkiadvány 49, pp. 1-73 ROEDDER E (1984) Fluid inclusions. Society of America, pp 646

Reviews in Mineralogy vol 12 Mineralogical

ROEDDER E (1987) Silicate liquid immiscibility in magmas. In The evolution of the igneous rocks (ed. H. S. Yoder). Princeton University Press, Princeton, pp 15-58 SADOFSKY SJ; PORTNYAGIN M; HOERNLE K; VAN DEN BOGAARD P (2008) Subduction cycling of volatiles and trace elements through the Central American Volcanic Arc: Evidence from melt inclusions. Contribution to Mineralogy and Petrology 155, pp. 433456

82

SATARI P; BRENAN JM; HORN I; MCDONOUGH WF (2002) Experimental constraints on the sulfide- and chromite-silicate melt partitioning behavior of rhenium and platinumgroup elements. Economic Geology 97, pp. 385-398 SCHIANO P (2003) Primitive mantle magmas recorded as silicate melt inclusions in igneous minerals. Earth-Sciences Reviews 63, pp. 121-144 SCHIANO P; CLOCCHIATTI R (1994) Worldwide occurrence of silica rich melts in subcontinental and sub-oceanic mantle minerals. Nature 368, pp. 621– 623 SCHUBERT F; KÓTHAY K; DÉGI J; M. TÓTH T; BALI E; SZABÓ CS; BENKÓ Z; ZAJACZ Z (2007) A fluid- és olvadékzárvány irodalomban használt kifejezések és szimbólumok szótára. Földtani Közlöny 137/1, pp. 83-103 SHALLO M (1992) Geological evolution of the Albanian ophiolites and their platform periphery. Geologische Rundschau 81, pp. 681-694 SHALLO M (1994) Outline of the Albanian ophiolites. Ofioliti 19, pp. 681-694 SHARYGIN VV; SZABÓ C; KÓTHAY K; TIMINA TJU; PETŐ M; TÖRÖK K; VAPNIK YE; KUZMIN DV (2007) Rhönite in silica-undersaturated alkali basalts: inferences on silicate melt inclusions in olivine phenocrysts. Alkaline magmatism, its sources and plumes. Irkutsk-Napoli, ed. Vladykin NV Ph of Vinogradov Institute of Geochemistry, Irkutsk, pp. 157-182 SOBOLEV AV (1996) Melt inclusions in minerals as a source of principle petrological information. Petrology 4/3, pp 228-239 SPANDLER C; O’NEILL H ST; KAMENETSKY V (2007) Survival times of anomalous melt inclusions from element diffusion in olivine and chromite. Nature 447, pp. 303-306 STUDENT J; BODNAR RJ (1996) Melt inclusion microthermometry: petrologic constraints from the H2O-saturated haplogranite system. Petrology 4/3, pp. 310-325 STUDENT J (2002) Silicate melt inclusions in igneous petrogenesis. Ph.D. dolgozat, Blacksburg, Virginia SUN SS; MCDONOUGH WF (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts; implication for mantle composition and processes. Tartalmazza: Magmatism in the ocean basins (Saunders AD; Norry MJ). Geological Society of London, London, pp. 313-345 SZABÓ C; BODNAR RJ (1995) Chemistry and origin of mantle sulfides in spinel peridotite xenoliths from alkaline basaltic lavas, Nógrád-Gömör Volcanic Field, northern Hungary and southern Slovakia. Geochimica et Cosmochimica Acta 59/19, pp. 3917-3927

83

TAYLOR B; MARTINEZ F (2003) Back-arc basin basalt systematics. Earth and Planetary Sciences Letter 210, pp. 481-497 WATSON EB (1976) Glass inclusions as sample of early magmatic liquid: determinative method and application to a South Atlantic basalt. Journal of Volcanology and Geothermal Research 1, pp. 73-84 ZAJACZ Z; SZABÓ C (2003) Origin of sulfide inclusions in cumulate xenoliths from Nógrád–Gömör Volcanic Field, Pannonian Basin (north Hungary/south Slovakia). Chemical Geology 194, pp. 105-117 ZAJACZ Z; KOVÁCS I; SZABÓ CS; HALTER W; PETTKE T (2007) Evolution of mafic alkaline melts crystallized in the uppermost lithospheric mantle: a melt inclusion study of olivine-cinopyroxenite xenoliths, Northern Hungary. Journal of Petrology 48, pp. 853883

84