Szekessy Vilmos (szerk.): A Magyar Természettudományi Múzeum évkönyve 56. (Budapest 1964)

Csalogovits, J. I.: De la palingénese calédonienne et des rapports de grande tectonique du Massif de socle cristallin du Sud du Bassin Pannonien (Cisdanubie)

„durbachite" qui se rapporte à une roche de teneur plus faible en plagioclase parce qu'en face de la composition type de la minette les durbachites ont une teneur en plagioclase plus petite mais plus grande en biotite; durbachites aui pourraient être plutôt rapprochées des types de Mórágy. La dénomination précédente „kersantite" ne peut être en aucune façon en accord avec la teneur, supérieure à 30%, en orthose des roches et c'est pourquoi nous devons repousser ce qualificatif. Ces types de roches avaient été considérés par les examens precedents comme ,,produit de séparation" lamprophyrique du magma aplitique c'est-à-dire qu'ils sont syngénétiques avec l'aplite. Cependant leur apparition sous forme de poches sans racine dans le granite de base, leur structure comprimée différente de celle de l'aplite et ressemblant à celle du granite de base excluent les considérations précédentes; ces formations montrent d'une façon certaine des caractères migmatiques syngénétiques avec le granite de base. Leur développement proviendrait du processus de la migmatisation calédonienne (anatexie primaire). Dans la zone, s'étirant le long de la ligne Fazekasboda-Üveghuta-Kismórágy dans la région du socle cristallin et que nous avions qualifiée de zone d'anatexie secondaire, se présentent des types de roches microaplogranitiques. Le contact bien défini de ces roches avec le granite de base, malgré la coupe claire, ne peut être montré. La cause en est que la série de microaplogranite-aplite qui s'était formée lors de la deuxième refonte hercynienne du granite de base, est en contact, par des transitions continues ressemblant à celles des roches migmatisées calédoniennes, avec le granite de base non fondu; la cause est également que la délimitation bien claire ne peut être possible que dans les filons d'aplite comprimés et en relation avec cette même série. Les microaplogranites se différencient des aplites par le fait que pour la même teneur ferrique le fer cristallise dans les biotites qui forment 5—8% de ces microaplogranites (cette cristallisation a été rendue possible par un refroidissement plus lent découlant de la présence d'amas de plus grande masse), alors que dans des filons d'aplite de faible épaisseur fortement oxydés et toujours pour la même teneur, le fer se présente dans la phase oxyphile sous forme de hématite dispersée. Ce qui explique la couleur rouge des roches. D'après ceci les aplites sont des formes d'eutexie microaplogranitique provenant de la deuxième refonte et pénétrant dans les surfaces préformées de la compression; à cause de la séparation de la limonite et de l'hématite la teneur en fer se présente dans les feldspaths comme une phase hétérogène. L'une des principales conséquences de ceci est l'accumulation qui se montre dans les feldspaths, des éléments-traces (entre autres celle de l'uranium) oxyphilse provenant d'une sécrétion latérale sous l'effet de la refonte, contrairement aux bypotèses plus anciennes (soutenues par A. FÖLDVÁRI, T. SZÁLAI et. B. JANTSKY) selon lesquelles la concentration des éléments radiactifs est liée aux silicates colorés, par exemple biotite (Fig. 6.). La présence de poches de quartz pegmatitique de la grosseur du poing dans les aplites et dans leurs espèces rouges dépourvues d'éléments mélanocrates est également caractéristique. Ces aplites sont caractérisées par la formation de perthites (kryptoperthites) à l'état initial ou développé qu'elles contiennent et qui sont la conséquence d'une teneur en Na toujours plus grande que celle de la composition modale. A cause de la teneur plus grande en Na et de l'aspect aplite-pegmatitique et de la présence