GEOLOGICA CARPATHICA, 49, 3, BRATISLAVA, JUNE 1998

181–192

THE CARRIERS OF MAGNETIC PROPERTIES IN THE

NEOVOLCANIC ROCKS OF CENTRAL AND SOUTHERN SLOVAKIA

(WESTERN CARPATHIANS)

OTO ORLICKÝ

Geophysical Institute, Slovak Academy of Sciences, Dúbravská cesta 9, 842 28 Bratislava, Slovak Republic;  geoforky@savba.savba.sk

(Manuscript received March 18, 1997; accepted in revised form March 24, 1998)

Abstract: The carriers of magnetic properties of rocks were studied using: (1) fully automated measurements of magnetic

susceptibility (

κ

) change of sample influenced by temperature in the range of –196 to 700 

o

C, (2) reflected light micros-

copy, (3) electron microprobe analysis, (4) Mössbauer spectroscopy, (5) X-ray powder diffraction analysis.

The carriers of magnetic properties of the Neogene volcanics have been grouped into seven dominant groups (B, C, D,

F, G, I, J) on the basis of the results of method (1) for about 670 individual samples. Groups B–F contain titanomagnetites

(TMs) of two magnetic phases of different Curie temperatures (T

C1

, T

C2

); Groups B, C: first phase (T

C1 

≈

 130–220 

o

C)

contains quasi homogeneous or partly oxidized TMs of composition Fe

2.35

Ti

0.65

O

4

–Fe

2.5

Ti

0.5

O

4

, second phase (T

C2 

≈

 570–

575 

o

C) contains oxidized TMs of unknown composition. Groups D, F: both magnetic phases correspond to oxidized TMs

of unknown composition. Group D — dominant phase of T

C1

 

≈

 480 

o

C and second magnetic phase of T

C2 

≈

 590 

o

C. Group

F contains oxidized TMs, a first magnetic phase of T

C1 

≈

 420 

o

C and T

C1 

≈

 530  

o

C, and a second one of T

C2 

≈

 600 

o

C,

T

C2 

≈

 590–600 

o

C. Magnetic phases of T

C

 

≤

 585 

o

C also contain small portion of hematite-ilmenites. Group G contains

one magnetic phase of T

C 

≈

 580 

o

C (and Verwey transition temperature of T

V 

≈ 

–153 

o

C), which corresponds to pure

multidomain magnetite. Group I contains two magnetic phases, a first phase of T

C1 

≈

 560–600 

o

C corresponds to

nonstoichiometric magnetite (exceptionally an oxidized TM can be present), and a second phase of T

C2 

≈

 600–630 

o

C

corresponding to hematite-ilmenites. The J group contains only one phase of T

C 

≈

 610–640 

o

C. This magnetic phase cor-

responds to hematite-ilmenites. The magnetic phases of T

C 

≈

 585–640 

o

C correspond to hematite-ilmenites, probably of

composition within the range x 

≈

 0.09–0.04 (of equation Fe

2-

×

Ti

x

O

3

). Dominant occurrences of the groups B–J have been

delineated in the geological schemes.

Key words: Neogene volcanics, 7 dominant groups of Fe-Ti magnetic minerals.

Introduction

In the past a detailed paleomagnetic investigation of neovolca-

nics  of  central  and  southern  Slovakia  was  performed  (Orlický

1992; Orlický et al. 1996). Some knowledge about the magnetic

minerals  of  the  neovolcanics  was  also  obtained  (Nairn  1966;

Kropáèek et al. 1981; Pašteka 1991; Orlický˜ et al. 1982, 1992;

Orlický  1993,  1996).  The  above  presented  results  concerned

only limited collections of rocks.

 The results presented in this article were obtained by the stu-

dy of rock samples collected from about 650 individual localities.

 The dominant minerals that are responsible for the mag-

netic properties in volcanic rocks are within the ternary-sys-

tem FeO-TiO

2

-Fe

2

O

3

 (McElhinny 1983). In general, diverse

chemico-physical  conditions  (partial  pressure,  temperature,

presence or lack of oxygen, composition of magmatic gases,

speed  of  the  ascent  and  cooling  of  a  magma,  presence  or

lack of magmatic water and steam, etc.) have dominantly in-

fluenced the development of magnetic minerals in the vol-

canic rocks (Kropáèek 1986). The crystallization conditions

control the composition of the Fe-Ti oxides, while the cool-

ing  histories  control  crystal  size,  extent  of  cation-ordering

and  development  transformation  microstructures  including

exsolution and oxidation (Lawson et al. 1987).

 In the case of igneous rocks the magnetic minerals (the re-

manence carriers) are the titanomagnetites (TMs) (Fe

3-x

Ti

x

O

4

;

0 

≤

 x 

≤

 1; Stacey & Banerjee 1974) or compounds derived by

oxidation, substitution and/or unmixing processes (Hargraves

& Petersen 1971). The TMs consist of the two end members

(spinels) magnetite (Fe

3

O

4

) and ulvospinel (Fe

2

TiO

4

). Experi-

ence in the study of magnetic minerals have pointed out that

they have arisen within the basaltic magma. The basalts and

the nepheline-rich rocks contain xenoliths which indicate that

these  rocks  have  their  source  within  the  mantle  (Ehlers  &

Blatt 1980). In the magnetite-ulvospinel series there is com-

plete  solid  solution  at  temperatures  in  excess  of  600 

o

C.  At

lower temperatures, the solid solution is much more restricted

and there is a tendency for the two phases to exolve (McEl-

hinny 1973). In practice the composition of naturally occur-

ring  spinels  tends  to  be  displaced  towards  the  hematite-il-

menite  series  in  the  direction  of  increased  oxidation.  The

oxidation  during  cooling  tends  to  proceed  first  through  the

production of ilmenite lamellae and then progresses towards

the pseudobrookite series (McElhinny 1973).

 Titanohematites are represented by the chemical formula

Fe

2-x

Ti

x

O

3

 where x varies between 0.0 and 1.0. Slow cooling

from about 700 

o

C results in exsolution of hematite-rich (0 

≤

x 

≤

 0.2) and ilmenite-rich (0.8 

≤

 x 

≤

 1.0) components, known

as ilmeno-hematites or hematite-ilmenites (Stacey & Baner-

jee  1974).  In  the  hematite-ilmenite  series  there  is  complete

solid solution above 1050 

o

C. At lower temperatures the solid

solutions are restricted and the intermediate compositions are

represented  by  the  intergrowths  of  the  end  members  (both

rhombohedral) hematite and ilmenite.

182                                                                                                ORLICKÝ

 Two main alteration processes can determine the state of

the Fe-Ti oxides in volcanic rocks: deuteric oxidation, which

is active between 800

o

 and 500 

o

C during initial cooling, and

regional  hydrothermal  alteration,  acting  between  0

o

  and

300 

o

C, during post-eruptive burial of younger material (Ade

Hall et al. 1971). The true TMs are presumably rare in nature,

they are mostly in near-stoichiometric Fe-Ti oxides state. The

degree  of  non-stoichiometry  is  limited  at  high  temperature

(

≥

400 

o

C) and the products of such deuteric oxidation beyond

the  monophasis  limit,  are  intergrowths  containing  spinel

components. The monophasis spinel products of low temper-

ature oxidation are refered to as titanomaghemites and oxida-

tion  process  itself  as  maghemitization  (O’Donovan  &

O’Reilly  1976).  Kropáèek  (1986)  found  that  the  oxidation

process  at  temperatures  up  to  400 

o

C  is  a  diffusive  process

during  which  the  cation-deficient  titanomagnetites  (tita-

nomaghemites) are formed, at the temperatures over 500 

o

C

the titanomagnetites undergo spontaneous disintegration and

hematite-ilmenites, pseudobrookites and rutiles are formed.

 Readman & O’Reilly (1970) studied the alterations of the

TMs  in  detail.  They  revealed  that  an  original  TM  was  in-

verted into two-phase intergrowth (spinel and rhombohedral

phases) after heating to 700 

o

C and successive cooling. The

spinel  phase  comprised  a  mineral  close  to  magnetite  (in

composition) containing small quantity of Ti and vacancies

and a mineral richer in iron than the original TM. The rhom-

bohedral phase comprised a mineral near to ilmenite (less Ti

rich in composition than ilmenite), a mineral near to hema-

tite (in composition), pseudobrookite (Fe

2

TiO

5

) and anatose

(TiO

2

). The presented knowledge has proved that the Fe-Ti

oxides  within  the  rocks  are  very  variable  in  composition,

magnetic state and grain sizes as well as in other character-

istics. Though only a very concise description of the Fe-Ti

oxides  and  their  possible  alterations  has  been  presented

above, one can anticipate a high degree of intricacy in the

detection and study of natural Fe-Ti minerals in the rocks.

 Short outline of geology

  Lexa  et  al.  (1993)  have  distinguished  four  essential

groups  of  neovolcanic  rocks,  according  to  their  composi-

tional characteristics and spatial distribution. Only the rocks

of two of them have been investigated:

— Areal type andesite volcanic activity including differ-

entiated  rocks  (this  also  involves  a  short  episode  of  acidic

rhyolite activity). It lasted since the Early Badenian until the

Early  Pannonian  time.  Its  spatial  distribution  was  strongly

influenced by back-arc extension tectonics associating with

diapiric uprising of the mantle. Geochemistry indicates sub-

duction  influenced  mantle  source  magmas  with  variable

crustal components.

— Alkali olivine basalt/nepheline basanite volcanic activi-

ty in the north-western part of the Pannonian Basin as well as

in the southern part of Slovakia. This volcanism was active

during  the  Pannonian  to  Quaternary  periods.  Basalts  of  this

type  indicate  continuing  extension  accompanied  by  diapiric

uprising in the mantle, which has not been affected by sub-

duction processes.

Shortly about the petrography of the Neogene volcanics:

—Alkaline basalts (according to Mihaliková  &  Šimová

1989). The alkaline basalts have been divided  into the fol-

lowing types: olivine basalts, plagioclase basalts, limburgit-

ic  basalts  and  basanites.  The    basanites  have  been  divided

into  the  plagioclase  basanites,  limburgitic  basanites,

nepheline  basanites,  amphibole  basanites  and  trachytic

basanites. Other dominant types of basalts  are the tephrites

and  trachybasanites.  The  ore  minerals  (magnetite,  Ti-mag-

netite, maghemite, ilmenite; in the basanites also ulvospinel

and  hematite)  have  been  found  among  the  phenocrysts  as

well as in the matrix of the rocks.

—The products of the areal type andesite volcanic activi-

ty (according to Lexa et al. 1997) — the main types of the

effusive  and  extrusive  volcanic  activity:  basaltic  andesites,

pyroxene  andesites,  hornblende-pyroxene  andesites,  pyrox-

ene-hornblende  andesites,  hornblende  andesites,  biotite-

hornblende  andesites  to  dacites,  rhyodacites,    plagioclase

rhyolites,  plagioclase-sanidine  rhyolites.  The  ore  minerals

(Ti-magnetite, magnetite, ilmenite) have been found among

the phenocrysts as  well as in the matrix of the rocks. The

main  types  of  the  intrusive  rocks:  diorite,  granodiorite,

aplite,  diorite  porphyry,  basic  siliceous-diorite  porphyry,

acid siliceous diorite porphyry, granodiorite porphyry Zlat-

no type, granodiorite porphyry Kozí potok type, granite por-

phyry. The ore minerals (magnetite, Ti-magnetite, ilmenite)

have  been  found  among  the  phenocrysts  as  well  as  in  the

matrix of the rocks.

The contours of individual volcanic formations and com-

plexes  are  presented  in  Figs. 1, 2.  The  individual  volcanic

formations  and  complexes  including  the  petrographical

characteristics of volcanic rocks are described below Fig. 1.

 Experimental techniques

  Transmission  optical  microscopy  and  reflected  light

microscopy of the samples were performed by A. Mihalí-

ková and J. Beòka, respectively, in the Geological Survey,

Bratislava.

  Microprobe  analyses,  Mössbauer  spectroscopy,  X-ray

diffraction analysis and measurements of magnetic suscep-

tibility  (

κ

)  change,  as  well  as  electric  voltage  change  of

samples influenced by temperature (in low and high temper-

ature intervals) were used to study the magnetic minerals of

rocks.  The  first  five  methods  were  performed  within  the

time  period  1982–1989.  Microprobe  analyses  were  carried

out  by  F.  Caòo  in  the  Geological  Survey,  Bratislava.  The

compositions of Fe-Ti oxides were studied using the JEOL

instrument  equipped  with  the  EDAX  system.  Microprobe

analyses were carried out on the compact polished samples

(29 samples were observed; 4 or more individual grains of

Fe-Ti oxides for each sample were analysed).

 The Mössbauer spectroscopy was realized by I. Toth and

interpreted  by  J.  Lipka  in  the  laboratory  of  the  Nuclear

Physics Dept. of the Slovak Technical University, Bratisla-

va  (Lipka  et  al.  1982–1988).  The  Mössbauer  spectra  were

recorded  using  a  constant  acceleration  spectrometer  with  a

source of 1.5 GBq 

57

Co in rhodium. Isomer shifts have been

THE CARRIERS OF MAGNETIC PROPERTIES IN THE NEOVOLCANIC ROCKS                        183

given relative to that of the 

α

-Fe absorber at 27 

o

C. Ca. 72

samples  were  analysed.  The  spectra  were  obtained  at  ab-

sorber  laboratory  temperature,  but  seven  samples  of  mag-

netic fraction from basalts were also measured at liquid ni-

trogen temperature where the hopping among the octahedral

Fe

2+

 and Fe

3+

 ions in the Fe-Ti oxides does not occur.

 X-ray powder diffraction analyses were performed by B.

Toman in the Geological Institute of the Slovak Academy of

Fig. 1. An outline of the lithostratigraphic units of the volcanics of central Slovakia. (The map has been combined from individual maps, ac-

cording to V. Koneèný˜ et al. 1983). —Products of andesite (and short episode of rhyolite) volcanic activity (2nd group). Explanations of

symbols in the map: Š — Undivided rocks of the Štiavnica stratovolcano; I — Undivided rocks of the first stage; Zs — Zlatá  Studòa Forma-

tion (Š, I, ZS — propylitized andesite and andesite porphyry, diorite porphyry, undivided complex of propylitized effusions and intrusions,

hornblende-pyroxene, unspecified pyroxene and hypersthene pyroxene andesites). T — Turèok Formation  (feldsparic, pyroxene and basal-

tic  andesites);  P —  Plešina  Formation    (extrusive  domes  and  subordinate  volcanoclastic  rocks  of  hyperstene-hornblende  andesites);  Si —

Sielnica Formation, Vt — Vtáènik Formation, Jb — Jabloòový˜vrch Effusive Complex, R — Remata Formation, Md — Flochová  Forma-

tion, Tu — Turová  Formation,  Vd — Ve¾ká  Detva Formation  (Si, Vt, Jb, R, Md, Tu, Vd — pyroxene andesites); Sb — Sebechleby Forma-

tion, Sk — Sitno Effusive Complex, Pr — Priesil Formation, A — Abèina Formation, Ja — Javorie Formation, IV — Undivided rocks of the

fourth stage (Sb, Sk, Pr, A, Ja, IV — hornblende pyroxene andesites); Bd — Baïan Formation, In — Inovec Formation  (Bd, In — glassy py-

roxene  and  feldspharic  andesites);  St —  Studenec  Formation,  Kr —  Krahule  Formation    (St,  Kr —  biotite-hornblende  andesites  );  Kš —

Kremnický˜ štít Formation (pyroxene-hornblende, pyroxene and biotite-hornblende andesites); Ro — Rohy Formation, B — Neresnica For-

mation  (Ro, B — hornblende-pyroxene, hyperstene-hornblende andesites ); Kl — K¾akovská  dolina Formation, By — Blýskavica Forma-

tion  (Kl, By — pyroxene and basaltic andesites); Šv — Šibenièný˜ vrch Complex, Vv — Vlèí vrch Formation  (Šv, Vv —  basaltic andes-

ites);  J —  Jastrabá   Formation,  Hr —    Hliník  rhyolites  (J,  Hr —  rhyolites  and  rhyodacites);  Ib —  Beluj  Intrusive  Complex,  i —

Hodruša-Štiavnica Intrusive Complex, Bi — Banisko Intrusive Complex, Ki — Kalinka Intrusive Complex (Ib, i, Bi, Ki — intrusions  —

andesite porphyry, diorite, diorite-porphyry). Bz — Basalts (the basalts belong to the alkali olivine basalt/nepheline basanite volcanic activi-

ty. B, C, D, F, G, I, J (in circuit)— distinguished groups of Fe or Fe-Ti magnetic minerals).

184                                                                                                ORLICKÝ

were  studied  by  this  method.  The  powdered  samples  were

prepared by grinding, subsequent magnetic separation, (most-

ly by bar permanent magnet; but several samples were sepa-

rated  by  Cook,  or  Kaldrovich  magnetic  separators).  Some

samples were separated by the flotation method by M. Žabka

at the Geological Institute of the Slovak Academy of Scienc-

es, Bratislava. We also tried to separate individual magnetic

components from each other, but this procedure was almost

ineffective due to the mutual intergrowth of magnetic grains

within the rocks.

Results and the contribution of individual methods

 The results of the transmission optical microscopy have

been  mainly  used  for  the  more  precise  petrographical  de-

scription of the rocks.

The results obtained by all methods have been presented

in  Tables  1,  2,  3.  We  see  from  Tables1–3  that  3  types  of

magnetic  oxides  were  detected  in  the  rocks  using  the  re-

Sciences, Bratislava. The Philips PW 1420 X-ray spectrom-

eter and PW 1150 diffractometer were used to perform the

powder  diffraction  analyses  of  samples.  Co-K

α

,  Cu  radia-

tion using the Fe filter was applied. A total of 52 samples

were analysed.

 Measurements of the change of electric voltage of sam-

ples  of  the  magnetic  fraction  influenced  by  temperature

(from liquid helium temperature to room temperature) were

performed  by  A.  Zentko  in  the  Institute  of  Experimental

Physics of the Slovak Academy of Sciences, Košice.

  Measurements  of  magnetic  susceptibility  (

κ

)  change  in

samples  influenced  by  temperature  were  performed  by  the

author  of  this  article.  The  description  of  the  apparatus  and

laboratory procedure have been published by Orlický˜ (1990).

This method is fully automated. It is able to detect all subtle

magnetic phases and their tendency to change due to the in-

fluence of temperature (in the presence or absence of oxygen)

on  the  rocks.  The  measurements  by  this  method  were  per-

formed  with  the  presence  of  air  oxygen  (except  the  sample

presented  in  Fig.  4).  The  samples  from  about  650  outcrops

Fig. 2. Scheme of relicts of alkali basalt volcanism of southern Slovakia (according to Vass & Eleèko 1992). 1 — lava flows of Podreèany

Basalt Formation; 2 — maars of the Podreèany Basalt Formation; 3 — lava flows of the Cerová  Basalt Formation; 4 — cinders cones;

5 — agglomerates; 6 — lapilli tuffs; 7 — maars of the Cerová  Basalt Formation; 8 — feeding systems of the Cerová  Basalt Formation:

a) diatremes, b) necks; 9 — frontiers between Slovakia and Hungary. 6–31 near of dots-numbers of localities. B, C, D and ~G (in cir-

cuit) — selected groups of Fe-Ti magnetic minerals.

THE CARRIERS OF MAGNETIC PROPERTIES IN THE NEOVOLCANIC ROCKS                        185

Group Number

Type of

Geographical Reflected Curie 

temperature

Mössbauer X-ray

 

diffraction Microprobe analyses

of

 samples

rock

coordinates

light

of magnetic

spectroscopy

analyses

Grain

FeO   TiO

2

jL(

°)

lL(

°) microscopy

phases

size (mm)  (%)    (%)

148a/7

Basaltic

T

C1

» 130 °C

TM

25

72.49

25.78

B

andesite

48.451

18.81

T

C2 

» 570 °C

15

73.35

25.07

10

73.41

24.58

 7

72.99

25.53

Brehy

Nepheline

48.409 18.650

T

C1

» 220 °C

TM

20

76.64

22.42

B2/16

basanite

T

C2 

» 570 °C

Pbr

10

74.36

23.77

B

  8

75.84

23.20

 7

74.26

24.57

 6

73.48

25.63

Š.V.6/1

Aphanitic

48.593 18.879

T

C1

» 210 °C

TM

20

71.73

26.16

basaltic

T

C2 

» 575 °C

Mag

10

75.97

23.25

andesite

Hem

  8

71.86

25.84

Ilm

 7

75.61

23.08

C

Š.V.3/2            „

48.593 18.879

T

C1

» 210 °C

60

73.23

24.63

T

C2 

» 575 °C

 8

74.44

23.83

 8

74.44

23.83

 8

73.49

24.58

 7

75.61

23.08

Bd-256/2

Glassy

48.280 18.750

T

C1

» 480 °C

pyroxene

T

C2 

» 590 °C

feldsparic

andesite

DVt-45/11

Pyroxene

48.550 18.600

T

C1 

» 480 °C

TM(35%)

100

78.90

17.34

andesite

Tc

2 

» 590 °C

Mag(40%)

  50

78.26

18.56

Magh(6%)

 10

82.75

14.51

   6

82.33

13.69

Kr. Vr.-

Hyperstene

48.757 18.817

T

C1

» 420 °C

   26/1

augite

T

C2 

» 600 °C

andesite

F

AF-329-B2

Pyroxene

48.653 19.344

T

C1 

» 530 °C

Mag(57%)

Mag

30

83.32

15.43

hornblende

  T

C2 

» 590 °C–

Hem(6%)

Magh

15

80.35

18.88

andesite

–600 % °C

Magh(10%)

Rutile

  6

84.94

14.68

I-104/1

Propylitized 48.483 18.750

T

C

» 580 °C

Mag(100%)

Mag

100

93.16

   4.43

pyroxene

Tv

 

» –153 °C

Rutile

 70

94.86

   3.86

andesite

 50

94.05

   3.25

G

  15

  0.82

99.18

I-181/4

 „

48.439 18.849

T

C 

» 580 °C

Tv 

 

» –153 °C

St-156/1

Biotite-

48.451 18.966

T

C1

» 580 °C

Mag(13%)

Mag

100

79.03

20.60

hornblende

T

C2 

» 620-630 °C

Hem(48%)

Hem

 40

89.35

  8.65

andesite

Magh(27%)

  12

97.67

  0.29

I

    7

98.35

  0.68

St-215/4

„

48.412 18.723

T

C1 

» 580 °C

T

C2 

» 620–630 °C

Tv 

 

» –153 °C

3-IV-B1/1 Hornoblende- 48.518 18.743

T

C

» 630 °C

Mag(30%)

Mag

 60

76.60

23.40

pyroxene

Hem(30%)

Magh

 70

89.24

   9.52

andesite

Ilm

Hem

 10

93.91

   5.04

 10

56.19

43.81

J

  10

88.72

11.28

    7

91.30

  8.70

    7

95.08

  0.00

    6

53.64

45.40

    6

78.81

20.41

    TR-24

Hyperstene

48.456 18.947

Hem

T

C

» 640 °C

Mag(16%)

Magh

   45

84.40

14.53

J

-hornblende

Hem(22%)

Hem

   30

55.10

44.12

-biotite

Mag

Magh(14%)

    20

93.38

  5.34

andesite

Ilm

      7

90.20

  8.40

Mag—magnetite; Hem—hematite; Magh—maghemite; Ilm—ilmenite; Us—ulvospinel; Br—brookite; Pbr—pseudobrookite; TM—titanomagnetite.

Table  1:  The  results  of  reflected  light  microscopy,    Curie  temperature  measurements,  X-ray  diffraction  analyses,  electron  microprobe

analyses and Mössbauer spectroscopy of magnetic minerals.

flected light microscopy. Magnetite (Mag) was detected in

all samples, hematite (Hem) was detected in 14 samples and

ilmenite  (Ilm)  was  detected  in  5  samples  of  rock.  These

minerals mostly intergrow each other when they are present

together in the rock.

 Electron microprobe analysis

 Electron microprobe analysis can detect only the chemis-

try of the respective material. The contents of FeO and TiO

2

of samples were presented in Tables 1–3. The compositional

186                                                                                                ORLICKÝ

Group Number

Type of

Geographical

Reflected Curie tempera-

Mössbauer

X-ray

Microprobe analyses

of samples

rock

coordinates

light mic- ture of magnetic

spectroscopy

diffraction

Grain

FeO

TiO

2

j L (

o

)

lL (

o

)

roscopy

phases

analyses

size (µm)

(%)

(%)

Pyroxene

48.610

18.583

T

C1

 » 600 

o

C

Mag (30%)

Mag, Hem

40

50.72

49.02

I

St-4/1

andesite

T

C2

 » 620 

o

C

Hem (21%)

20

50.74

48.65

Magh (25%)

10

88.27

11.05

TM (11%)

  5

90.36

  9.11

Ilm

Pyroxene

T

C1

 » 500 

o

C

Mag (20%)

Mag, Magh, Ilm

DVt-16/2

andesite

48.613

18.611

T

C2

 » 590 

o

C

TM (59%)

Ilm

Autometa-

Mag, Hem, Magh

70

93.73

5.27

J

Vt-38/3

morphosed

48.567

18.714

Mag

T

C

 » 610 

o

C

70

60.54   38.94

pyroxene

30

93.60

6.00

andesite

Hem

  7

92.39

6.37

Pyroxene

Mag (36%)

Mag, Hem, Ilm

J

St-43/3

andesite

48.566

18.500

T

C

 » 615 

o

C

Magh (21%)

Us, Pbr

Hem (25%)

Br

Ilm

Mag

T

C1

 » 580 

o

C

Mag (26%)

Mag, Hem

60

91.18

  8.14

Hornblende

Hem (33%)

Magh

  8

73.93

25.56

I

TR-13/2

pyroxene

48.548

18.670

Hem

T

C2

 » 620 

o

C

Magh (8%)

  7

96.49

  3.27

andesite

TM (11%)

  7

88.40

11.12

Hyperstene

Mag (44%)

Mag, Hem, Magh

40

92.31

  7.48

I

Tr-16/1

-hornblende 48.509

18.656

Mag

T

C1

 » 600 

o

C

Hem (21%)

30

50.90

48.64

biotite

Hem

T

C2

 » 615 

o

C

Magh (11%)

Ilm

15

87.41

12.34

andesite

TM

Ilm

Br

10

87.41

12.34

Mag (37%)

2 samples:

60

91.98

  7.50

Hem (35%)

Hem

60

65.79

33.83

Ilm

1 sample:

15

91.73

  7.67

Mag

Magh, Br

15

70.09

29.42

Hyperstene

Hem

T

C1

 » 600 

o

C

2 samples:

  6

90.14

  8.85

I

TR-16/3

hornblende- 48.509

18.656

Ilm

Mag, Hem

  5

88.28

10.90

biotite

T

C2

 » 620 

o

C

2 samples:

andesite

Mag, Hem, Br

7 samples:

Mag, Hem, Ilm, Br

Biotite-

Mag (%)

Magh, Hem

40

92.65

  7.02

J

St-102/13 hornblende

48.482

18.745

T

C

 » 630 

o

C

Hem (55%)

Us, Ilm

20

88.20

11.51

andesite

Magh (29%)

Br

10

81.83

17.88

Ilm

  7

80.21

19.01

Pyroxene

T

C1

 » 590 

o

C

Mag (82%)

Mag, Hem

30

78.05

18.89

I

I-238/7

andesite

48.382

18.633

Hem (3%)

20

51.02

48.39

T

C2

 » 620 

o

C

TM (10%)

10

77.56

19.09

  7

76.29

20.97

Hyperstene

Mag (82%)

Mag, Hem

30

85.13

13.96

G

TR-6/2

hornblende

48.578

19.345

Mag

T

C

 » 580 

o

C

Hem (8%)

Br

15

91.00

8.62

biotite

15

53.99

45.86

andesite

Hem

10

54.23

45.57

10

52.11

47.42

Hornblende

2 samples:

1 sample:

70

80.77

18.91

F

TR-11

pyroxene

48.550

19.331 2 samples

T

C1 

» 530 

o

C

Mag (70%)

Mag, Hem, Magh

10

99.05

  0.12

andesite

T

C2

 » 590 

o

C

Hem (10, 15%)

2 samples:

  7

82.11

17.47

Mag

Ilm

Hem, Ilm

  7

88.47

11.39

I

Hem

T

C1

 » 560 

o

C

2 samples:

1 sample:

  6

91.89

  8.11

TM

T

C1

 » 615 

o

C

Mag (51, 67%)

Hem, Ilm, Magh

70

95.72

  4.02

Hem (22, 17%)

4 samples:

60

52.57

46.17

3 samples

Magh (17, 8%)

Mag, Hem, Ilm

10

83.97

15.41

Ilm

2 samples:

  7

93.51

  5.79

Hem

1 sample:

Mag, Hem, Ilm, Us

  7

97.47

  1.15

Mag (42%)

2 samples:

70

95.13

  4.51

Ilm

TM (36%)

Mag, Hem

60

47.83

51.45

Ilm

Us, Pbr

  8

68.68

30.98

Nonmagn. fr.:

1 sample:

  7

91.07

  8.93

2 samples:

Mag, Hem,

  7

68.53

30.84

Mag (12, 18%)

Magh, Pbr

80

46.70

52.22

Hem (28, 30%)

1 sample:

30

90.36

  9.40

Ilm

Mag, Hem, Magh,

1 sample:

Ilm, Us, Pbr

Hem (42%), Ilm

 Mag—magnetite; Hem—hematite; Magh—maghemite; Ilm—ilmenite; Us—ulvospinel; Br—brookite; Pbr—pseudobrookite; TM—titanomagnetite.

Table  2: The  results  of  reflected  light  microscopy,    Curie  temperature  measurements,  X-ray  diffraction  analyses,  electron  microprobe

analyses and Mössbauer spectroscopy of magnetic minerals.

THE CARRIERS OF MAGNETIC PROPERTIES IN THE NEOVOLCANIC ROCKS                        187

Group Number

Type of

Geographical

Reflected Curie tempera-

Mössbauer

X-ray

Microprobe analyses

of samples

rock

coordinates

light mic- ture of magnetic

spectroscopy

diffraction

Grain

FeO

TiO

2

j L (

o

)

lL (

o

)

roscopy

phases

analyses

size (mm)  (%)

 (%)

Hornblende

Mag (52%)

Mag, Hem

J

TR-15/1

-pyroxene

48.544 18.947

Mag

T

C

 »

 

610 

o

C

Hem (12%)

Ilm,TM

andesite

Magh (9%)

Hem

TM (8%), Ilm

T

C1

 »

 

520 

o

C

Mag (49%)

Mag, Hem

40

88.65

10.31

F

TR-17/2

Biotite

48.509 18.973

Mag

TM (51%)

20

87.95

10.17

hornblende

T

C2

 »

 

570 

o

C

10

83.70

14.76

andesite

  7

88.30

10.00

Pyroxene

Mag (74%)

Mag

J

TR-19/1

andesite

48.461 18.971

Mag

T

C

 »

 

610 

o

C

TM (4%)

Ilm

Hornblende

Mag (30%)

Hem, Ilm

J

TR-20/2

biotite

48.462 18.971

Mag

T

C

 »

 

612 

o

C

Hem (35%)

Magh, Br

andesite

Hem

Magh (12%), Ilm

Hornblende

Mag (47%)

Mag, Hem

I

TR-22/1

-biotite

48.457 18.941

Mag

T

C1

 »

 

570 

o

C

Hem (22%)

Ilm, Br

andesite

T

C2

 »

 

620 

o

C

Magh (9%), Ilm

Hornblende 48.427 18.898

Mag

T

C

 »

 

625 

o

C

Mag (53%)

Mag

15

82.27

15.64

J

TR-23/2

-biotite

Hem

Hem (24%)

  8

90.13

  8.60

andesite

Ilm

  6

87.69

10.37

Biotite

Mag (55%)

Mag, Hem,

J

Tr-25/2

-hornblende 48.450 18.965

Mag

T

C1

 »

 

625 

o

C

Hem (23%)

Br

andesite

Magh (8%), Ilm

Pyroxene

Mag

40

0.41

99.59

J

I-174/3

andesite

48.445 18.883

T

C

 »

 

620 

o

C

15

3.15

96.05

(propylized)

10

1.38

98.62

  7

2.19

96.98

Pyroxene

T

C1

 »

 

580 

o

C

Mag (78%)

Mag, Hem

I

AF-314A1

andesite

48.665 19.392

T

C2

 »

 

600 

o

C

Hem (12%)

Ilm

Ilm

Augite

Mag (16%)

Hem, Magh

    100

63.87

34.79

J

AF-323/1 -hyperstene 48.660 19.400

T

C

 »

 

630 

o

C

Hem (20%)

30

50.47

49.00

andesite

Ilm

10

94.19

  3.64

  6

60.93

38.38

Pyroxene

Mag (59%)

50

87.50

11.71

I

VD-331B1

-biotite

48.650 19.392

T

C1

 »

 

565 

o

C

Hem (28%)

15

86.17

13.42

andesite

T

C2

 »

 

605 

o

C

Magh

10

88.35

10.73

  6

87.04

12.73

Pyroxene

T

C1

 »

 

575 

o

C

Mag (43%)

Mag, Hem

40

51.87

47.70

I

VD-335A3

-biotite

48.647 19.380

T

C2

 »

 

605 

o

C

Hem (33%)

40

91.69

  8.31

andesite

Magh (12%)

15

93.01

  6.99

Ilm

  7

92.43

  7.57

Pyroxene

Mag (37%)

Mag, Hem

90

86.97

11.50

I

Ro-399

-hornblende 48.583 19.373

T

C1

 »

 

570 

o

C

Hem (51%)

Magh

30

46.17

52.31

hyperstene

T

C2

 »

 

620 

o

C

Magh (5%)

15

46.96

51.12

andesite

Ilm

  6

54.95

44.24

Pyroxene

Mag, Hem

F

Ro-404B1 -hornblende 48.575 19.397

T

C1

 »

 

520 

o

C

andesite

T

C2

 »

 

610 

o

C

Pyroxene

F

Ro-405C1 -hornblende 48.573 19.387

T

C1

 »

 

530 

o

C

Mag (92%)

Mag, Hem

andesite

T

C2

 »

 

590 

o

C

Ilm

Ilm

Pyroxene

F

Ro-427A1 -hornblende 48.550 19.390

T

C1

 »

 

520 

o

C

Mag (69%)

Mag, Magh

andesite

T

C2

 »

 

590 

o

C

TM (23%)

Pyroxene

I

Ja-450

-hornblende 48.485 19.400

T

C1

 »

 

590 

o

C

Mag (87%)

Mag, Hem

andesite

T

C2

 »

 

610 

o

C

Hem (8%)

Ilm

Pyroxene

Mag (67%)

F

Ja-451D1 -hornblende 48.477 19.347

T

C1

 »

 

520 

o

C

TM (14%)

Mag, Magh

andesite

T

C2

 »

 

600 

o

C

Magh (6%)

Mag—magnetite; Hem—hematite; Magh—maghemite; Ilm—ilmenite; Us—ulvospinel; Br—brookite; Pbr—pseudobrookite; TM—titanomagnetite.

Table  3:  The  results  of  reflected  light  microscopy,    Curie  temperature  measurements,  X-ray  diffraction  analyses,  electron  microprobe

analyses and Mössbauer spectroscopy of magnetic minerals.

188                                                                                                ORLICKÝ

parameter x for TM was calculated using the Ti/Fe ratio ac-

cording to Furuta (1993). The first magnetic phase of basalts

and basaltic andesites (Table1) contains quasi homogeneous

or  partly  oxidized  TMs  of  a  composition  Fe

2.35

Ti

0.65

O

4

–

Fe

2.5

Ti

0.5

O

4

. Several samples of andesitic rocks have pointed

out also rather homogeneous contents of FeO or TiO

2

 in most

of individual grains (see Tables1–3), but the Ti/Fe ratio of in-

dividual grains is significantly lower compared with that for

basalts and basaltic andesites. Oxidized-cation deficient TMs

are present in these rocks. The general formula for oxidized
TM  is  Fe

3+

8/3-2x

Fe

2+

x

Ti

4+

x

¨

1/3

O

2-

4

,  when  oxidation  is  com-

plete  (¨denotes  the  lattice  vacancies,  Stacey  &  Banerjee

1974).  Because  the  oxidation  parameter  “z”  (or  a  degree  of

oxidation) of the TMs has not been determined the composi-

tional parameter x for cation deficient TMs has not been de-

rived. The samples of rock I-104/1 (Table 1) or I-174/3 (Table

3) do reflect quite uniform dominant contents of FeO (I-104/

1),  or  uniform  dominant  volumes  of  TiO

2

  (I-174/3),  among

individual grains. A dominant portion of Mag and minor por-

tion of rutile is present in sample I-104/1, and a dominant por-

tion  of  rutile  and  minor  portion  of  other  Fe-Ti  oxides  is

present  in  sample  I-174/3.  In  samples  of  rocks  of  variable-

heterogeneous  contents  of  FeO  and  TiO

2

  quantities  (Tables

1–3), a presence of ilmenite (Ilm) in respective grain has been

predicted on the basis of FeO and TiO

2

 contents, compared

with the data (FeO = 46.54 %, TiO

2 

= 45.70 %), published by

Lawson  &  Gordon  (1987)  for  the  ilmenite  from  the  Ilmen

Mountains, USSR.

 Mössbauer spectroscopy

  In  principle,  Mössbauer  absorption  spectra  of  magnetic

spinels  and  their  paramagnetic  and  ferrimagnetic  states

should provide useful information about the valence state of

the cations, their distribution between octahedral and tetrahe-

dral  sites,  and  deviations  from  perfect  cubic  symmetry.  In

practice, however, only the “normal” spinel data, where each

site contains only one kind of cation can be interpreted with a

high  degree  of  confidence.  In  inverse  spinels  complications

can arise in interpretation of the results (Banerjee et al. 1967).

Basically  linewith,  isomer  shift  (IS),  quadrupole  splitting

(QS)  and  hyperfine  field  of  the  spectrum  are  characteristics

for respective Fe or Fe-Ti minerals. Unfortunately, in Fe-Ti

oxides we can find some difficulties in these parameters. For

example  ilmenite  (FeTiO

3

)  and  pseudobrookite  (Fe

2

TiO

5

)

have  rather the same range of QS and IS. Room temperature

spectra with increasing portions of Ti

4+

 ions in TM also in ti-

tano-hematites  become  progressively  more  difficult  to  ana-

lyze because of broadening and overlapping of the peaks of

the spectrum (Warner et al. 1972). Such a result is not inter-

pretable  according  to  standard  procedures.  Fe-Ti  oxides  of

basaltic rocks (Table 1) were measured at room temperature

as well as at the liquid nitrogen temperature. While the spec-

tra at room temperature were broad (non Lorentzian lines), on

cooling to –196 

o

C, one set of six lines was sharpened dra-

matically. The parameters of the spectra correspond rather to

magnetite,  but  with  relatively  broad  lines.  Similar  results

have been published by Banerjee et al. (1967). According to

their suggestion the results suggest that at –196 

o

C there is no

hopping of the electrons among the octahedral Fe

2+

 and Fe

3+

ions, so that the observed spectrum is the sum of that from

Fe

2+

, which is broad and similar to that of Fe

2

TiO

4

, and Fe

3+

,

which  is  an  almost  spherically  symmetrical  ion  and  gives

sharp  lines  as  it  is  not  so  sensitive  to  the  random  environ-

ment. We know that individual magnetic minerals are present

in different grain size in the sample. The Mössbauer spectros-

copy is very sensitive to the grain size of the studied sample.

For example while Hem of about 18 nm has a typical sextet’s

spectrum, Hem of about 5 nm appears as a typical doublet’s,

paramagnetic spectrum.

 Most of the Mössbauer’s spectra of the Fe-Ti oxides from

the  andesitic  rocks  were  interpreted  despite  the  above  de-

scribed  difficulties.  The  interpretation  of  Ilm  is  considered

problematic. Its presence has been only predicted in respec-

tive rocks. Most andesitic rock samples contain Mag, Hem,

Magh, in some samples also TM or Ilm, according to Tables

1–3. Their relation is very different.

 X-ray powder diffraction analysis

 We can use the results of analyses to make only a rough

image about the composition of the Fe-Ti oxides. We know

that  the  unit  cell  size  increases  with  the  amount  of  the

Fe

2

TiO

4

  within  the  titanomagnetite  (from  8.39  Å  for  pure

Fe

3

O

4

 to 8.53 Å for pure Fe

2

TiO

4

, McElhinny 1973). Similar-

ly the unit cell parameter (a

rh

) increases with the amount of il-

menite  (FeTiO

3

)  within  the  hematite-ilmenite  (from  5.42  Å

for  pure 

α

-Fe

2

O

3

  to  5.54  Å  for  pure  ilmenite,  McElhinny

1973).  This  means  that  the  composition  of  the  Fe-Ti  oxide

might have been determined very effectively on the basis of

the unit cell parameters. Due to intricate interferences, the X-

ray diagrams were not suitable for deriving the unit cell sizes

of the Fe-Ti oxides. Only a qualitative interpretation of the X-

ray diagrams were made. (We derived the lattice constants of

some  samples  of  the  TMs  using  the  equation  of  Hamano

(1989), for basalts for the temperature 20 

o

C in the past, Orlic-

ký et al. (1992); they are: d = 8.455–8.489 Å, for x = 0.3–0.73).

Measurements of the magnetic susceptibility change

of samples influenced by temperature

 The method can use the following effects for the detection

of different magnetic phases within the magnetic material:

—  The  Curie  temperature  (T

C

)  which  is  a  characteristic

constant for both, ferromagnetic or ferrimagnetic materials.

The Curie temperatures of TMs are dependent primarily on

the concentration of cations found on the octahedral and tet-

rahedral lattice sites and are dependent in only a subordinate

way on the cation distribution (O’Reilly 1984).

— The Verwey transition temperature (T

V

) of magnetite

at about –155 

o

C (magnetite undergoes a cubic-to-orthorom-

bic crystallographic transition on cooling through –155 

o

C,

Stacey & Banerjee 1974). This effect is accompanied by the

THE CARRIERS OF MAGNETIC PROPERTIES IN THE NEOVOLCANIC ROCKS                        189

presence  of  magnetic  susceptibility  (

κ

,  or  other  magnetic

parameter’s) peak at about –155 

o

C; it is the so-called iso-

tropic point. However, the isotropic point itself is very sen-

sitive to departures from stoichiometry of the magnetite and

generally will be lowered for impure samples (Syono & Ish-

ikawa 1963). The presence of a well defined isotropic peak

in magnetite constitutes a diagnostic feature of the multido-

main state (Radhakrishnamurty et al. 1981).

—  A  decreasing  of  the 

κ

  of  the  titanomagnetites  from

room temperature down to liquid nitrogen temperature. This

effect was studied by Senanayake & McElhinny (1982) on

the magnetic fraction of basaltic rocks, and by Radhakrish-

namurty & Likhite (1993) on synthesized titanomagnetites.

— A decreasing of the 

κ 

of maghemitized magnetite over

280 

o

C due to transformation of maghemitized part of mag-

netite (if any) into hematite influenced by temperature. This

effect  appears  more  conspicuous  with  decreasing  of  the

grain size of magnetic particles.

— The Morin transition of hematite. In hematite, the spin

moments above –10 

o

C are oriented in the c plane, but in-

stead of being precisely antiparallel, they are slightly cant-

ed,  resulting  in  a  weak  spontaneous  magnetization  within

the c plane, but normal to the spin-axis. Below –10 

o

C, due

to change in the sign of the magnetocrystalline anisotropy,

the c-axis becomes the spin axis (Stacey & Banerjee 1974).

This effect is accompanied by a sharp decreasing of the 

κ

,

or other magnetic parameter of hematite, being cooled e.g.

from  room  temperature  to  below  –10 

o

C.  This  effect  de-

pends  very  strongly  on  the  stoichiometry  of  hematite,  in

some non-stoichiometric hematites it is completely missing.

— The Néel temperature (T

N

) for the detection of the sto-

ichiometric ilmenite at about –218 

o

C. In the hematite-ilmeni-

tes the Néel temperature ranges in the –218 

o

C (ilmenite) to

675 

o

C (for hematite) temperature interval, depending on the

content of ilmenite in hematite (Nord & Lawson 1989; McEl-

hinny 1973). Several samples of hornblende pyroxene andes-

ite of locality 3-IV-B1 (group J) were studied by the method

of electric voltage change of a sample influenced by tempera-

ture, in the interval from laboratory temperature down to liq-

uid helium temperature.

The  presence  of  non-stoichiometric  ilmenite  was  detected

by this method.

 Moreover, if the Curie temperatures of synthetic TMs of

defined composition are known, the compositional parame-

ter (x) of a respective sample of natural Fe-Ti oxide can be

derived (e.g. magnetic phases of samples 148a/7 and B2/16,

with the range T

C 

≈

 130–220 

o

C, Table 1, correspond to the

composition  of  Fe

2.3

Ti

0.7

O

4

–Fe

2.4

Ti

0.6

O

4

,  and  magnetic

phases of samples Kr.Vr.-26/1 and Bd-256/2 with the range

T

C

 

≈

 420–480 

o

C, Table 1, correspond to the compostion of

Fe

2.7

Ti

0.3

O

4

–Fe

2.8

Ti

0.2

O

4

,  comparing  our  results  with  those

published by Radhakrishnamurty et al. (1981) for synthetic

TMs  of  defined  parameter  x).  The  composition  of  Ti

4+

  in

TM derived by this procedure is supposed to be rather high-

er compared with that derived from the Ti/Fe ratio accord-

ing to Furuta (1993). (The data presented by Radhakrishna-

murty et al. 1981 were obtained on synthetic, stoichiometric

T

M

, whereas the data presented by Furuta (1993), were de-

rived from the results of natural Fe-Ti oxides; other discrep-

ancy can result from a different oxidation of TM; e.g. a TM

of x = 0.6 could have T

C 

≈

 175 

o

C for oxidation parameter

z  =  0.0,  but  T

C 

≈

  490 

o

C  for  z = 1.0,  according  to  Néel–

Chevallier theoretical calculation; in Moskowitz 1987).

Fig. 5. Thermomagnetic curves of sample No. ŠV-6/1 (aphanitic ba-

saltic  andesite).  The  sample  contains  two  magnetic  phases  T

C1

≈

210 

o

C; T

C2 

≈

 575 

o

C.

Fig.  4.  Thermomagnetic  curves  of  sample  No.  B2/16  (nepheline

basanite). Sample contains two magnetic phases —T

C1 

≈

 220 

o

C; T

C2

≈

 570 

o

C. Curve 1 — measurements of the sample in air; Curve 2 —

measurements in a vaccuum (

≈

10

–5 

Torr). Only one phase with T

C1 

≈

170 

o

C has been detected after heating of the sample to 700 

o

C and

successive cooling in a vacuum.

Fig.  3.  Thermomagnetic  curve  of  sample  No.  148a/7  (basaltic

andesite).  The  sample  contains  two  magnetic  phases  —  T

C1 

≈

130 

o

C; T

C2 

≈

 570 

o

C; 

κ

T

 — magnetic susceptibility of the sample

at temperature T, 

κ

Max

 — maximum magnetic susceptibility of the

sample  among  all  the  data  within  the  whole  applied  temperature

interval. T

C

 — Curie temperature of concrete magnetic phase. T —

temperature. 

→

 heating of sample, 

←

 cooling of sample. The ex-

planations of T, 

κ

Max

,T

C

,T,  

→

, 

←

, are also valid for Figs. 4–10.

190                                                                                                ORLICKÝ

tite  has  pointed  out  very  clear,  reproducible  Curie  tempera-

ture of T

C  

≈

  675 

o

C, Hopkinson’s peak (Hp

 

≈

 650 

o

C) and the

Morin transition temperature of about T

M 

≈

 –20 

o

C (Orlický

1994).  No  case  of  detection  of  Curie  temperature  of  T

C 

≈

675 

o

C, Morin transition of T

M 

≈

 –20 

o

C or Hopkinson’s peak

of about 650 

o

C was found in these volcanic rocks. It means,

no  clear  stoichiometric  hematites  occurred  in  the  above

mentioned  rocks,  but  hematite-ilmenites  should  be  present

in  these  rocks.  The  presence  of  the  hematite-ilmenites  can

be interpreted on the basis of their Curie (or Néel) tempera-

tures, taking into account the theoretical linear dependence

of T

C

 on the portion of ilmenite within hematite; T

C 

≈

 675 

o

C

corresponds to pure hematite and T

C 

≈

 –218 

o

C corresponds

to pure ilmenite (Stacey & Banerjee 1974; McElhinny 1973;

Nord  &  Lawson  1989).  So,  the  compositional  parameter

x

 

≈

  0.09–0.04  has  been  derived  for  Fe-Ti  oxides  of  Curie

temperatures within the range T

C 

≈

 585–640 

o

C. This is sup-

posed  to  be  within  the  range  of  the  hematite-rich  compo-

nents, which are as a consequence of slow cooling of titano-

hematites  (Fe

2-x

Ti

x

O

3

),  according  to  the  above  mentioned

statements.

 We see from Tables 1–3 and in Figs. 3–10, that most of the

rocks contain two magnetic phases, but some of them contain

only  one  magnetic  phase.  The  characteristic  representative

thermomagnetic  curves  of  Fe-Ti  oxides  (Figs.  3–10)  have

been chosen on the basis of a comparison of the results of all

the samples studied by this method (670 individual samples

were studied; the T

C

 of the magnetic phase on each presented

graph is inferred where the projected steepest part of the de-

scending  curve  intersects  the  temperature  axis;  only  the  re-

sults during heating of the sample were considered for the de-

tection  of  different  magnetic  phases  on  the  basis  Curie

temperatures). We see from Figs. 3–7 and Fig. 9 that a rela-

tion between the magnetic phase of lower Curie temperature

and  that  of  higher  T

C

  is  different.  In  Figs.  8,  10,  only  one

magnetic phase of Fe-Ti oxide was detected within the stud-

ied samples of rock.

 Interpretation of the results

 Seven dominant groups of magnetism carriers have been

chosen on the basis of thermomagnetic curves and the rela-

tion  of  magnetic  phases  within  the  rocks.  The  mentioned

groups have been designated B, C, D, F, G, I, and J (Tables

1–3 and in Figs. 3–10). The following characteristics of the

individual groups are presented below.

 Group B: the Fe-Ti oxides of the group contain two mag-

netic  phases  (Figs.  3,  4);  a  dominant  phase  (T

C1 

≈

  130–

220 

o

C)  containing  quasi  homogeneous  to  partly  oxidized

TMs with a composition of Fe

2.35

Ti

0.65

O

4

–Fe2.5Ti

0.5

O

4

, and

the  second-  less  abundant  magnetic  phase  (T

C2 

≈

  570 

o

C)

which contains oxidized TMs.

  Group  C:  Fe-Ti  oxides  contain  two  magnetic  phases

(Fig. 5): the first magnetic phase (T

C1 

≈

 210 

o

C) corresponds

to quasi homogeneous to partly oxidized TMs of composi-

tion Fe

2.5

Ti

0.5

O

4

, and the second-phase T

C2 

≈

 575 

o

C, which

corresponds  to  oxidized  TMs.  The  share  of  both  phases  is

supposed to be equal in the rocks.

Fig.  6.  Thermomagnetic  curves  of  samples  of  magnetic  fraction.

Curve  1  —  sample  No.  Bd-256/2  —  glassy  pyroxene-feldsparic

andesite. The sample contains two magnetic phases — T

C1 

≈

  480 

o

C;

T

C2 

≈

 590 

o

C. Curve 2 — sample No. Vt-45/11 — pyroxene andesite.

The sample contains two magnetic phases T

C1 

≈

 480 

o

C; T

C2 

≈

 590 

o

C.

Fig.  7.  Thermomagnetic  curves  of  samples  of  magnetic  fraction.

Curve 1 — sample No. 329-B2 — pyroxene-hornblende andesite. The

sample  contains  two  magnetic  phases  —  T

C1 

≈

  530 

o

C;  T

C2 

≈

  590–

600 

o

C.  Sample  No.  KrVr-26/1  —  hyperstene-augite  andesite.  The

sample contains two magnetic phases — T

C1 

≈

 420 

o

C; T

C2 

≈

 600 

o

C.

Fig.  8.  Thermomagnetic  curves  of  samples  of  magnetic  fraction.

Curve  1  —  sample  No.  I-104/1  —  propylized  pyroxene  andesite.

The  sample  contains  only  one  magnetic  phase  of  T

C 

≈

  580 

o

C  and

Verwey  transition  temperature  T

V 

≈

  –153 

o

C.  The  sample  showed

very strong maghemitization in the interval 220–530 

o

C. Curve 2 —

sample  No.  I-181/4-propylitized  pyroxene  andesite.  The  sample

contains only one magnetic phase of T

C 

≈

 580 

o

C and Verwey transi-

tion temperature T

V 

≈

 –153 

o

C.

 We see from Tables 1–3, that quite frequently a presence

of hematite in respective rocks has been interpreted on the ba-

sis  of  ore  microscopy,  Mössbauer  spectroscopy  and  X-ray

diffraction analysis. We know that pure stoichiometric hema-

THE CARRIERS OF MAGNETIC PROPERTIES IN THE NEOVOLCANIC ROCKS                        191

  Group  D:  Fe-Ti  oxides  contain  two  magnetic  phases

(Fig. 6);  the  first  —  dominant  magnetic  phase  of  T

C1 

≈

480 

o

C  and  the  second  magnetic  phase  of  T

C2 

≈

  590 

o

C,

which  is  in  a  minor  portion  in  the  sample.  Both  magnetic

phases  correspond  to  oxidized  TMs  of  unknown  composi-

tion. Hematite-ilmenites can be present in these minerals.

  Group  F:  Fe-Ti  oxides  contain  two  magnetic  phases

(Fig. 7); the first magnetic phase of T

C1 

≈

 420 

o

C and T

C1 

≈

530 

o

C, and the second magnetic phase of T

C2 

≈

 600 

o

C and

T

C2 

≈

 590–600 

o

C. Both magnetic phases correspond to oxi-

dized TMs with presence of hematite-ilmenites.

The magnetic minerals of groups B to F show a characteris-

tic decreasing of 

κ

 from laboratory temperature down to liq-

uid nitrogen temperature (Figs. 3–7). This behaviour reflects

a presence of either quasi homogeneous or oxidized TMs.

  Group  G:  The  magnetic  minerals  of  this  group  contain

only one magnetic phase of T

C 

≈

 580 

o

C (and Verwey transi-

tion  temperature  of  T

V 

≈

  –153 

o

C  (Fig.  8)).  This  magnetic

phase corresponds to pure multi domain magnetite (a small

portion  of  hematite-ilmenites  can  be  present  in  these  mag-

netic minerals).

 Group I: The magnetic minerals of this group contain two

magnetic phases, both of them with comparatively high Cu-

rie temperatures (Fig. 9; T

C1

 

≈

 580 

o

C, T

C2 

≈

 620–630 

o

C).

The  first  phase  corresponds  to  magnetite  (mostly  non-sto-

ichiometric), the second phase contains hematite-ilmenites.

 Group J: The magnetic minerals contain only one magnet-

ic phase of Curie temperatures in the range T

C 

≈

 620–640 

o

C.

Hematite-ilmenites are present in the rocks of the group J. Il-

menites are frequently present in both I and J groups (see Ta-

bles 1–3). The composition of the hematite-ilmenites is sup-

posed to be within the range of x

 

≈

 0.09–0.04 for magnetic

phases with Curie temperatures of T

C 

≈

 585–640 

o

C.

 Magnetic minerals of the first phase of lower T

C

 of rocks

of the D and F groups correspond to oxidized TMs, the sec-

ond magnetic phase of higher T

C

 correspond probably also

to oxidized TMs with a presence of hematite-ilmenites. Ac-

cording  to  McElhinny  (1973)  the  composition  of  naturally

occurring spinels tend to be displaced towards the ilmenite-

hematite  series  in  the  direction  of  increased  oxidation.  So,

we  can  predict  that  the  hematite-ilmenites  can  also  be

present  there  in  the  rocks  of  the  B,  C,  groups,  despite  not

having  been  detected  by  applied  methods.  The  composi-

tions of oxidized TMs have not been derived due to lack of

information about the degree of oxidation.

The occurrences of the above mentioned dominant groups

of magnetism carriers have been delineated in the geologi-

cal schemes (Figs.1, 2).

The Fe-Ti oxides of groups B and C (Figs. 3–5) have been

revealed dominantly within the basalts and basaltic andesites

(Figs.1, 2). Oxidized TMs of group D were revealed in pyrox-

ene andesites, glassy pyroxene feldspharic andesites (Fig. 1)

and olivine basalts, as well as in basaltic andesites (Figs.1, 2).

Fe-Ti oxides of C and D groups were revealed mostly within

the smaller individual lava flows, basaltic diatremes, volcanic

cones, dykes and necks. Fe-Ti oxides of group F are frequent-

ly  present  in  basaltic  andesites,  pyroxene  andesites  of  the

Kremnické vrchy Mts., in pyroxene and basaltic andesites as

well as in hornblende and hyperstene hornblende andesites of

the Po¾ana and Javorie Mts. (Fig. 1). Magnetites of group G

were  revealed  mostly  within  the  propylitized  andesites  and

the most of intrusive rocks (Fig. 1; e.g. diorites, monzodior-

ites from borehole Kon-1, within the interval from ca. 1000

to  1800  m  contain  dominantly  magnetite  of  the  group  G).

The  basalts  of  several  localities  contain  minerals  near  to

magnetite  (Figs.1,  2).  These  types  of  Fe-Ti  oxides  were

found  mostly  in  basaltic  bodies  of  different  shapes  (lava

flows, volcanic cones and agglomerates together).

While the Fe-Ti oxides of the group I have been revealed

very frequently in andesites of variable petrographic types,

as well as in several localities of rhyolites, the Fe-Ti oxides

of  the  group  J  occurred  mostly  within  biotite-hornblende

andesites,  hornblende  pyroxene  andesite,  hyperstene-horn-

blende andesites, as well as in most of rhyolites and rhyo-

dacites  (Fig.  1).  TMs  or  oxidized  TMs  have  never  been

found in rhyolites or rhyodacites.

Acknowledgements: I thank RNDr. J. Beòka, CSc., RNDr.

A. Mihalíková  who performed respectively the ore and trans-

mission microscopy, RNDr. F. Caòo, who realized the elec-

Fig.  10.  Thermomagnetic  curves  of  samples  of  magnetic  fraction.

Curve 1 — sample No. 3-IV-B1/1 — hornblende-pyroxene andesite.

Curve  2  —  sample  No.  St-201/4  —  biotite-hornblende  andesite.

Curve 3 — sample No. St-TR-24/23 — hyperstene-hornblende-bi-

otite andesite. All three samples contain only one magnetic phase of

high Curie temperature-from T

C 

≈

 620 

o

C (curve 2) to T

C 

≈

 640 

o

C

(curve 3). Sample 3-IV-B1/1 is highly maghemitized.

Fig.  9.  Thermomagnetic  curves  of  samples  of  magnetic  fraction.

Curve 1 — sample No. St-215/3; Curve 2 — sample No. St-156/1 —

both samples are biotite-hornblende andesites. The samples contain

two magnetic phases of T

C1 

≈

 580 

o

C and T

C2 

≈

 620–630 

o

C. The first

phase of sample showed theVerwey  transition temperature as well.

192                                                                                                ORLICKÝ

tron microprobe analysis, Prof. Ing. J. Lipka, DrSc., and Ing.

I. Tóth who performed the laboratory measurements and the

interpretation of the Mössbauer spectroscopy, RNDr. B. To-

man, who realized the laboratory measurements and the inter-

pretation of the X-ray diffraction analysis, and Doc. RNDr. A.

Zentko, DrSc., who studied the change of electric voltage of

samples influenced by temperature in the interval from labo-

ratory temperature down to liquid helium temperature.

 Many

thanks  Doc.RNDr.I.Rojkoviè,DrSc.,  and  RNDr.J.Lexa,CSc.,

for stimulating discussions and very appreciable improvement

of early version of the manuscript.

References

Ade Hall J.M., Palmer H.C. & Hubbard T.P., 1971: The magnetic

and petrological response of basalts to regional hydrothermal

alteration. Geophys. J. Roy. Astron. Soc., 24, 137–17.

Banerjee  S.K.  &  O’Reilly  W.,  1967:  Mössbauer-effect  measure-

ments in Fe-Ti spinels with local disorder. J. of Apl. Phys., 38,

3, 1289–1290.

Ehlers E.G. & Blatt H., 1980: Petrology, Igneous, Sedimentary and

Metamorphic. W.H. Freeman and Company, San Francisco.

Furuta T., 1993: Magnetic properties and ferromagnetic mineralo-

gy of oceanic basalts. Geophys. J. Int., 113, 95–114.

Hamano  Y.,  1989:  Lattice  constants  of  titanomagnetites  at  high

temperatures. J. Geomag. Geoelectr., 41, 65–75.

Hargraves R.B. & Petersen N., 1971: Notes on the correlation be-

tween petrology and magnetic properties of basaltic rocks. Z.

Geophys., 37, 367–382.

Koneèný˜ V., Lexa J. & Planderová E., 1983: Stratigraphy of the Cen-

tral Volcanic Fields. Západ. Karpaty, Sér. Geol., 9 (in Slovak).

Kropáèek  V.,  Lašovièková   M.  &  Bochníèek  J.,  1981:  Magnetic

and electrical properties of basaltic rocks from South-Eastern

Slovakia. Sbor. Geol. Vìd, ø. UG, 17, 87–100.

Kropáèek V., 1985: Magnetic properties of young alkaline volca-

nic  rocks  of  Central  Europe.  (Doctorant’s  Thesis).  Manu-

script;  The  Geophysical  Institute  of  the  Czechoslovak

Republic, Prague, (in Czech).

Lexa J., Koneèný˜ V., Kalièiak M., Hojstrièová  V., 1993: A space-

time  distribution  of  volcanics  in  the  Carpatho-Pannonian  re-

gion. Geodynamic model and deep-seated pattern of the West

Carpathians. GÚDŠ, Bratislava, 57–69 (in Slovak).

Lexa J., Koneèný P., Hojstrièová V., Koneèný V. & Köhlerová M.,

1997: The petrographical model of the Štiavnica Mts.´s Stra-

tovolcano. Manuscript. In the Archives of the Geological Sur-

vey of Slovak  Republic, Bratislava (in Slovak).

Lawson Ch.A., Nord Jr.G.L. & Champion D.E., 1987: Fe-Ti oxide

mineralogy  and  the  origin  of  normal  and  reverse  remanent

magnetization in dacite pumice blocks from Mt. Shasta, Cali-

fornia. Phys. Earth Planet. Inter., 46, 270–288.

Lipka  J.,  Hucl  M.,  Prejsa  M.,  Tóth  I.,  Cirák  J.,  Gábriš  F.,  Sitek  J.,

Grone R., Èerveò I., Seberíni M., Metko E., Štubendek M., 1982-

1988: Mössbauer spectroscopy of natural minerals. (I–VI stage,

Manuscripts). The laboratory of the Nuclear Physic Dept. of the

Slovak Technical University, Bratislava (in Slovak).

McElhinny  M.W.,  1973:  Palaeomagnetism  and  plate  tectonics.

Cambridge University Press, 1–357.

Mihalíková A. & Šímová M., 1989: The geochemistry and petrolo-

gy of the Miocene-Pleistocene alkaline basalts of

 

central

 

and

southern  Slovakia.  Západ.  Karpaty,  Ser.  Miner.,  Geochem.,

Metallogen., 12, 7–142 (in Slovak).

Moskowitz  B.M.,  1987:  Towards  resolving  the  inconsistencies  in

characteristic  physical  properties  of  synthetic  tita-

nomaghemites. Phys. Earth Planet. Inter., 46, 173–183.

Nord Jr. G.L. & Lawson Ch.A., 1989: Order-disorder transition-in-

duced  twin  domains  and  magnetic  properties  in  ilmenite-he-

matite. Amer. Mineralogist, 74, 160–176.

O’Donovan J.B. & O’Reilly W., 1977: The preparation, character-

ization and magnetic properties of sythetic analogues of some

carriers of the palaeomagnetic record. Adv. Earth Planet. Sci.,

1, 99–112.

O’Reilly  W.,  1984:  Rock  and  mineral  magnetism.  Blackie,  Glas-

gow, 1–222.

Orlický˜ O., Kropáèek V. & Vass D., 1982: Palaeomagnetism and

radiometric  ages  of  alkaline  basalts  of  SW  Slovakia.  Miner.

slovaca, 14, 97–116 (in Slovak).

Orlický˜ O., 1990: Detection of magnetic carriers in rocks: results

of  susceptibility  changes  in  powdered  rock  samples  induced

by temperature. Phys. Earth. Planet. Inter., 63, 66–70.

Orlický˜  O.,  1992:  Paleomagnetism—Štiavnick邠 vrchy  and  Po-

hronský˜  Inovec  Mts.,  Vtáènik  Mts.,  Kremnické  vrchy  Mts.,

Javorie  and  Po¾ana  Mts.  (Manuscript).  Geophysical  Institute

of the Slovak Academy of Sciences, Bratislava (in Slovak).

Orlický˜ O., Caòo F., Lipka J., Mihaliková  A. & Toman B., 1992:

Fe-Ti  magnetic  minerals  of  basaltic  rocks:  A  study  of  their

nature and composition. Geol. Carpathica, 43, 5, 287–293.

Orlický˜  O.,  1993:  Palaeomagnetism  and  magnetic  mineralogy  of

selected  neovolcanic  rocks  of  the  Central  Slovakia.  Geol.

Carpathica, 44, 6, 399–408.

Orlický˜  O.,  1994:  Study  and  detection  of  magnetic  minerals  by

means  of  the  measurements  of  their  low-field  susceptibility

changes induced by temperature. Geol. Carpathica, 45, 113–119.

Orlický  O.,  1996:  Curie  temperatures  of  the  Fe-Ti  oxides  of  ba-

salts:  Is  it  possible  to  use  Curie  temperatures  to  assess  the

source of the depth of origin of the Fe-Ti oxides and related

basalt magmas? Geol. Carpathica, 47, 1, 51–58.

Orlický˜ O., Balogh K., Koneèný˜ V., Lexa J., Túnyi I. & Vass D.,

1996:  Paleomagnetism  and  radiometric  ages  of  basalts  of

Central  and  Southern  Slovakia  (Western  Carpathians).  Geol.

Carpathica, 47,1, 21–30.

Pašteka V., 1991: Identification of Magnetic Minerals at Low Temper-

atures. Acta Geol. Geogr. Univ. Comen., Geol., 47/II, 121–125.

Radhakrishnamurty  C.,  Likhite  S.D.,  Deutsh  E.R.  &  Murthy  G.S.,

1981: A comparison of the magnetic properties of synthetic ti-

tanomagnetites and basalts. Phys. Earth Planet. Inter., 26, 37–46.

Radhakrishnamurty  C.  &  Likhite  S.D.,  1993:  Frequency  depen-

dence of low-temperature susceptibility peak in some titano-

magnetites. Phys. Earth Planet. Inter., 76, 131–135.

Readman P.W. & O’Reilly W., 1970: The synthesis and inversion

of  non-stoichiometric  titanomagnetites.  Phys.  Earth  Planet.

Inter., 4, 121–128.

Stacey F.D. & Banerjee S.K., 1974: The physical principles of rock

magnetism. Elsevier, Amsterdam, 1–195.

Syono Y. & Ishikawa Y., 1963: Magnetocrystalline anisotropy of

xFe

2

TiO4(1-x)Fe

3

O4. J. Phys. Soc. Jpn., 18; 1230–1231.

Senanayake W.E. & McElhinny M.W., 1982: The effects of heating

on low-temperature susceptibility and hysteresis properties of

basalts. Phys. Earth Planet. Inter., 30, 317–321.

Warner B.N., Shive P.N., Allen J.L. & Terry C., 1972: A Study of

the hematite-ilmenite series by the Mössbauer Effect. J. Geo-

mag. Geoelectr., 24, 353–367.