550.5 F0 V. 123:4 V. 124:1 OAK ST. HDSF Digitized by the Internet Archive in 2018 with funding írom BHL-SIL-FEDLINK https://archive.org/details/foldtanikozlony1234magy 550.5 FO 123:4 1993 Földtani Közlöny A Magyarhoni Földtani Társulat folyóirata Bulletin of the Hungárián Geological Society Vol. 123. No. 4. Budapest, 1993 Földtani Közlöny A Magyarhoni Földtani Társulat folyóirata Bulletin ofthe Hungárián Geological Society Vol. 123. No. 4. 1993 Budapest ISSN 0015-542X Készült a Magyar Olaj- és Gázipari Rt. támogatásával. Supported by the Hungárián Oil and Gas Co. Felelős szerkesztő és kiadó Responsible editor and publisher-in-charge Kecskeméti Tibor Elnök — President Szerkesztő — Editor KázmÉr Miklós Szerkesztő bizottság — Editorial board Dudich Endre, Greschik Gyula, Horváth Ferenc, Kaszap András, Szederkényi Tibor, Vörös Attila Kéijük, a kéziratokat az alábbi címre küldjék Please, send manuscripts to MAGYARHONI FÖLDTANI TÁRSULAT, H— 1027 Budapest, Fő u. 68. Földtani Közlöny is abstracted and indexed in GeoRef (Washington), Pascal Folio (Orleans), Zentralblatt fiir Geologie und Páldontologie (Stuttgart), Referativny Zhurnal (Moscow) and Geológiai és Geofizikai Szakirodalmi Tájékoztató (Budapest). Útmutató a Földtani Közlöny szerzői számára A Földtani Közlöny csak eredeti, új tudományos eredményeket tartalmazó (máshol még meg nem jelent) közleményeket fogad el. Előzetes megbeszélés alapján összefoglaló jellegű cikkek is beküldhetők. A következő műfajokban várunk kéziratokat: értekezések, rövid közlemények, vitairat (a vitatott cikk megjelenésétől számított hat hónapon belül küldhető be; a szerző lehetőséget kap, hogy válaszát a vitacikkel együtt jelentesse meg), hosszabb tanulmányok (szükséges a szerkesztőbizottsággal való előzetes egyeztetés), könyvkritika. A folyóirat nyelve a magyar és az angol. A kézirat csak magyar nyelven is beküldhető. Az elfogadott kézirat angol változatának elkészítése a szerző feladata. Ennek teijedelméről a lektorok véleménye alapján a szerkesztőbizottság dönt. (Folytatás a borító 3. oldalán) Földtani Közlöny Vol. 123 • 1-4 • 1993 Contents Bállá Zoltán On the tectonic position of weakly metamorphic rocks in the basement of the Little Hungárián Piain . FÓZY, István Upper Jurassic ammonite biostratigraphy of the Mecsek Mts., Southern Hungary FÓZY István Upper Jurassic ammonite biostratigraphy in the Gerecse and Pilis Mts. (Transdanubian Central Rangé, Hungary) . Haas János Formation and evolution of the "Kössen Basin” in the Transdanubian Rangé . . Harangi, Szabolcs & Árva-Sós, Erzsébet Early Cretaceous volcanic rocks of the Mecsek Mountains (South Hungary) I. Mineralogy and petrology . Horváth István, Odor László, Fügedi Ubul & Aimo Hartikainen Gold indications in the regional-scale geochemical survey of the Tokaj Mts. (Hungary) . Juhász Györgyi Sedimentological and stratigraphical evidences of water-level íluctuations in the Pannonian Laké . Kosztolányi, Károly Consequences of radioactive unbalance fór U-Pb radiochronometry . Papp Sándor Subsurface geology of Fábiánsebestyén— Nagyszénás— Orosháza area . Rosta, Éva Gilbert-type delta in the Sarinatian-Pannonian sediments, Sopron, NW-Hungary Sandy, Michael R. Mcsozoic Brachiopods of Alpine Europe. Essay review . Sebestyén István Gcomathematical analysis of the Middle Eocéné Darvastó Formation at the Csabpuszta— 1/2 bauxite prospect . SlJNER, M. Fik rét The Bcypazari trona deposits . Török Kálmán Sillimanite-mullite transition phase in a sillimanite-quartzite xenolith from the Ság-hegy basait (Little Piain volcanic field, W-Hungary) . Valdman, István Geology and metallogeny of the Rotunda-Kelemen sulphide-bearing breecia- pipe, Strimbu, NW Transylvania, Románia . ZÁGORSEK, Kamii New Carboniferous Bryozoa from Nagyvisnyó (Bükk Mts., Hungary) . 465-500 195-205 441—464 . . 9-54 129-165 363—378 379—398 283—298 . 69-98 167—193 503—510 399-415 271—282 . 55-67 261—270 417 — 440 (centin tied overleqf) 1 Kaszap, András Bibliography of geological publications in Hungary, 1991 . 209 — 255 Kaszap, András Bibliography of geological publications in Hungary, 1992 . 311—362 2 Földtani Közlöny Vol. 123 • 1-4 ■ 1993 Tartalom Bállá Zoltán A kisalföldi gyengén metamorf képződmények tektonikai minősítéséről . 465 — 500 Fózy István Felső-jura ammonitesz biosztratigráfia a Mecsek hegységben . 195 — 205 Fózy István Felső jura ammonitesz biosztratigráfia a Gerecse és a Pilis hegységben . 441—464 Haas János A „Kösseni-medence” kialakulása és fejlődése a Dunántúli-középhegységben .... 9—54 Harangi Szabolcs & Árváné Sós Erzsébet / A Mecsek hegység alsókréta vulkáni kőzetei I. Ásvány- és kőzettan . Horváth István, Odor László, Fügedi Ubul & Aimo Hartkainen Arany indikációk a Tokaji-heeységi geokémiai érckutatásban . Juhász Györgyi Relatív vízszintingadozások rétegtani-szedimentológiai bizonyítékai az Alföld pannóniai s.l. üledékösszletében . Kosztolányi Károly A radioaktív egyensúly megbomlásának következményei az U-Pb módszerrel végzett kormeghatározások eredményeire . Pap Sándor Fábiánsebestyén— Nagyszénás — Orosháza környékének mélyföldtana . Rosta Éva 129-165 363-378 379—398 283-298 69-98 Gilbert-típusú delta a Sopron-kömyéki szarmata-pannóniai üledékekben . 167 — 193 SANDY, Michael R. Mesozoic Brachiopods of Alpine Europe. Essay review . 503—510 Sebestyén István A középső eocén Darvastói Formáció geomatematikai vizsgálata a Csabpuszta— 1/2 bauxitterületen . 399—415 SUNER, M. Fikret A beypazari szódatelep . 271 — 282 Török Kálmán Szillimanit-mullit átmeneti fázis egy ság-hegyi szillimanit-kvarcit xenolitból (Kisalföld) . 55—67 VALDMAN István A Rotunda-Kelemen (Horgos-patak, Eszak-Erdély) szulfidos pipe-breccsa földtana és teleptana . , 261—270 ZÁGORSEK, Kamii Uj karbon bryozoafajok Nagyvisnyóról (Bükk-hg.) . 417 — 440 * * * Kaszap András A magyar földtani irodalom jegyzéke, 1992 . 311—362 Kaszap András A magyar földtani irodalomjegyzéke, 1991 . 209—255 (folytatás a hátoldalon) 3 Halmai János Ján SENES (1924—1992) . 257—259 Szederkényi Tibor GRASSELLY Gyula emlékezete (1920 — 1991) . 1—8 Tájékozódás Zelenka Tibor A magyarországi állami földtani-geofizikai kutatások története (1868—1949) . . . 99 — 105 Dudich Endre Fejlődési irányok a földtani tudományokban . 107 — 111 Földessy János Vállalkozások a geológiában — egérét a válságból? . 1 13 — 1 16 Fox, Richard A. Foglalkozási lehetőségek geológusok számára az egységes Európában; a geológia új feladatai, a kutatás és fejlesztés jövőbeli irányai (Brezsnyánszky Károly) . . . 117—118 PRICE, Raymound A. A nemzeti földtani intézetek mai és jövőbeni szerepe (Brezsnyánszky Károly) . . 119—120 * * * Hámor Géza A 29. Nemzetközi Földtani Kongresszus (Kyoto, Japán) . 121 — 122 * * * Halmai János Főtitkári jelentés az 1992. évről . 305—310 Könyvkritika Ősállattani praktikum. GaláCZ András és Monostori Miklós — (Magyar Imre) . 123 — 124 Annals of the History of Hungárián Geology, Special Issues 1 , 2, 3. — (Dudich Endre) . 124—127 Mediterranean Foraminifera. ClMERMAN, Franc ék Langer, Martin R. — (KÁZMÉR Miklós) . 127-128 Four Decades of Indián Palaeobotany (Birkái Sahni Birth Centenary. Venkatachala, B.S. & SíNGH, H.P. (szerk.) — Nagy Lászlóné . 207—208 Chapters from the History of the Hungárián Geological Society. CsiKY Gábor. — Dudich Endre . 299 Brief History of Hungárián Geology. Balogh Kálmán. — Dudich Endre . 299—300 Heavy Minerals in Colour. Mange, Maria A. ék Maurer, Heinz F. W. — VICZIÁN István . 300—301 A V-a Conferin\á Nationalá a Grupului Román pentru Studiul Argilelor. Volum special. Mátéi, L. (szerk). — VICZIÁN István . 301—302 Románia természetföldrajzi tájbeosztása. Hajdú-Moharos József, Sasi Attila & ERŐS László. — KÁZMÉR Miklós . 302—303 Magyarországi ásványfajok. SZAKÁLL Sándor ék Gatter István (1993): — Bognár László . 501—502 Böckh János és Böckh Hugó szerepe a magyar geológiában. VITÁLIS György (1993) — Dudich Endre . 502 Mesozoic Brachiopods of Alpine Europe. PÁLFY, József ék VÖRÖS, Attila (eds.) (1993): - Miehael R. Sandy . 503-510 4 Földtani Közlöny 123/4, 363—378 (1993) Budapest Arany indikációk a Tokaji-hegy ségi geokémiai érckutatásban1 Gold indications in the regional-scale geochemical survey of the Tokaj Mts. (Hungary) Horváth István2, Odor László2, Fügedi Ubul2 & Aimo Hartkainen3 (8 ábrával és 2 táblázattal) Abstract A régiónál geochemical survey fór gold was conducted in the Tokaj Mountains, NE Hungary, in cooperation with the Geological Survey of Finland (GSF). Vein type epithermal silver and gold mineralization could be expected in the area. The main objective of the low density survey was to select targets fór more detailed investigations. The area was subdivided intő 207 catchment cells and the following four sampling média were simultaneously used in the study: 1) heavy mineral concentrate, 2) fmest fraction of stream sediment, 3) composite soil samples, 4) composite rock fragment samples. The samples were analysed using optical emission spectrometer, absorption spectrophoto meter and inductively coupled plasma spectrophotometer. Different methods of statistical treatment of results were applied fór the delineation of anomalies as well as fór finding out the paragenetic associations of elements. Frequency histograms were used to determine the anomaly threshold values. Geochemical maps were prepared partly in Helsinki by the Geological Survey of Finland (dót maps) and partly in the Hungárián Geological Survey (patch maps). So called anomaly additive patch maps were prepared to provide generál anomaly indices classifying the sampling cells according to their prospecting importance. Promising targets have been recommended this way fór future gold prospection. Összefoglalás A Tokaji-hegység áttekintő Au-kutató geokémiai felvételét a MÁFI Geokémiai Program a Finn Földtani Intézettel (GSF) együttműködve végezte el. A telkibányai típusú teléres, epitermális nemes fém-ércesedés lehetséges elteijedését kívántuk lehatárolni, meghatározva a részletező kutatások számára legalkalmasabb részterületeket. ’A kézirat beérkezett: 1993. május Átdolgozva: 1994. január 31. 2Magyar Állami Földtani Intézet, Geokémiai Program, 1142 Budapest, Pf. 106. 3Finn Földtani Szolgálat (Geological Survey of Finland (GSF)) 364 Földtani Közlöny 123/4 A hegység területét 207 önálló vízgyűjtő területre osztottuk. Az egyes cellákból párhuzamosan négyféle mintát gyűjtöttünk: 1) nehézásvány (szér) és 2) finomfrakció mintát a kifolyási pontokon a patakok mederüledékéből, 3) talaj- és 4) kőzettörmelék mintákat az egyes vízgyűjtők több pontjáról. Ezekből félkvantitatív és kvantitatív elemzések készültek. Az érces elemek paragenetikus társulásait és anomális területeit változatos statisztikai módszerek segítségével határoztuk meg. Mivel eloszlásaink többsége szélsőségesen aszimmetrikus volt, a robusztus eljárásokat részesítettük előnyben. A térképek egy részét a MÁFI-ban (mozaik változatok), másik részét a GSF-ben (ponttérképek) szerkesztettük. A reménybeli továbbkutatási területek kijelölésére legalkalmasabbnak az anomália-additív mozaiktérképek bizonyultak. Ezek több mintavételi mód és több elem együttes értékelésével készültek. Key words: geochemical prospecting, gold, Neogene, volcanics, Hungary Bevezetés A Tokaji-hegységben a középkor óta folyt nemesfém bányászkodás. A terület egyes részein ennél fogva többször is végeztek különféle érckutató munkákat, bár egységes felvételre sohasem került sor. Geokémiai vizsgálatok Zentai (1964, 1965), Elsholtz és Németh (1969), valamint Vető (1971) nevéhez kötődnek. A földtani, ércföldtani és egyéb vizsgálatok eredményeit Székyné Fux V. (1970), Mátyás (1978) és Gyarmati (1981) foglalta össze. A megismert előfordulások közül első helyen említendő Telkibánya évszázadokig bányászott ércesedése (szarmata andezit-riolit vulkanizmushoz kötődő, metaszomatikus elvál tozású kálitrachitban szubvulkáni, epitermális eredetű arany-ezüst tartalmú telérek). A hegységből leírt cinnabarit és antimonit (Kulcsár és Barta, 1969; Szakáll, 1988) csupán ércesedési nyomnak tekinthető. A rendszeres geokémiai felvételt 1989-ben kezdtük meg a MÁFI Geokémiai osztályán, a tervezést követő valamennyi munkafázisban szorosan együttműködve a Finn Földtani Szolgálat (GSF) geokémikusaival. A mikromineralógiai vizsgálatokat az Országos Érc- és Ásványbányák egri laboratóriumában Mécs Tamás végezte. Területbeosztás, a mintavétel módszere Az eddig nem ismert nemesfém-ércesedésről a szóródási udvarok és szóródási nyelvek egyidejű vizsgálata alapján kíséreltünk meg információkat nyerni. Ennek érdekében a hegység területét 207, átlagosan mintegy 4 km2-es rész-vízgyűjtőre („cellára”) osztottuk. A cellák kijelölésénél a földtani felépítést, litológiai határokat nem, csupán a vízgyűjtőhatárokat vettük figyelembe. Négyféle mintavételi eljárást alkalmaztunk: — a patakok és időszakos vízfolyások medreiből — széreléses és — finomfrakció (stream sediment) mintavételt; — a lehordási területeken pedig — metallometriai talaj- és — litogeokémiai mintázást végeztünk. HORVÁTH I. et al.: Tokaji-hegységi geokémiai érckutatás 365 A szér- és „finom” mintákat a cellák kifolyási pontjairól gyűjtöttük (előbbieket lehetőleg a durvább törmelékes, utóbbiakat a jóformán áramlásmentes helyeken leülepedett agyagos-iszapos, szervesanyagban dús hordalékból). A talaj- és törmelékmintákat — cellánként 2—10 darabot — a lehordási irányok figyelembevételével, többé-kevésbé egyenletesen terítve szedtük be. Törekedtünk arra, hogy a mintákat a természetes növénytakaróval fedett területeken, a gyökérzetet letakarítva, az A szint aljából gyűjtsük. Kerültük az áthalmozott riolittufával és laza üledékekkel borított részeket. A kőzettörmeléket a talajminták 10—15 m-es körzetéből gyűjtöttük. Az egyes részminták 15—20, mogyorónyi kőzetdarabkából álltak össze. Mintaelőkészítés, analitikai módszerek A szérelési maradékból először a mágneses frakciót választottuk le (kézi mágnessel), majd ezt követően bromoformos szeparálást végeztettünk. A roncsolásos anyag- vizsgálatra kerülő részt 0,06 mm szemnagyság alá törtük. A fmommintákat eleve a légszáraz hordalék ilyen lyukméretű szitán áthullott részéből nyertük, így ezek törésére nem, csupán lazítására volt szükség. A törmelékmintákat törés, a talajokat a finom mintákéhoz hasonló szi tálás után összevontuk, így cellánként és közegenként csak egy-egy elemzés készült. Az egyes mintákból 32 alkotós optikai emissziós színképelemzés (MÁFI), atomabszorpciós színképelemzés (MÁFI: Au, Hg, GSF — kontrollminták: Au, Ag, Sb, As, Hg), valamint folyamatos hidridtechnikájú induktív csatolású plazma spektromet- rikus elemzés (MÁFI: Sb, As) készült. A továbbiakban csak az arany és néhány geokémiailag fontos elem (Ag, As, Sb, Ba, Hg, Pb) alapadatait mutatjuk be. A geokémiai paraméterek meghatározása A várható érték közelítéseként a mediánt, a változékonyság mérőszámaként ennek 99 %-os valószínűségi szinten meghatározott konfidencia-intervallumát fogadtuk el. A gyakorisági görbék felhasználásával határoztuk meg az anomáliák küszöbértékeit: anomáliának a háttéreloszlásból kiemelkedő, magasabb koncentrációtartományba eső önálló gyakorisági maximumok környezetét tekintettük. Egy maximumos, a normálistól szignifikánsan nem különböző eloszlások esetén anomáliaküszöböt nem jelöltünk ki. Jól érzékelteti az eloszlások kevert jellegét a normál, ill. lognormál eloszlási hipotézis alapján meghatározott anomáliaküszöbök nem 'csekély különbözősége (1. táblázat). így a robusztus statisztikai eljárásokat kellett előnyben részesítenünk, a kapcsolatok szignifikanciáját rang-módszerekkel vizsgáltuk. A szolgáltatott információk eltérő jellege folytán célszerűnek tűnt megvizsgálni, mennyiben hasonlít, illetve tér el a négy mintatípus alapján kapható geokémiai kép. Az együttes változás mértékét rangkorrelációszámítással határoztuk meg (2. táblázat). Az SPSSPC + programcsomag által számított r értékeket ugyan rendszeres kötési hiba terheli, de kvantitatív elemzéseknél ez csak jelentéktelen torzulásokat okoz (FÜGEDI, sajtó alatt). A félmennyiségi módszerrel meghatározott Ba és Pb esetében azonban bizonyított, hogy a korrelációs együtthatók abszolút értékei a 2. táblázatban megadottnál kisebbek.. 366 Földtani Közlöny 123/4 1 . táblázat. Néhány fontosabb elem várható értékei és anomáliaküszöbei (g/t) az egyes mintavételi közegekben Table 2. Medián values and confidence intervals of elements fór different sampling média (ppm) minta/közeg várható érték médián value anomáliaküszöb anomáliaküszöb normál eloszlás (lognormál szerint eloszlás szerint) element sampling média médián médián value konfidencia¬ intervalluma confidence interval threshold value (normál distribution) threshold value (lognormal distribution) Au szér 0,005 0,003-0,007 0,043 0,16 finom <0,001 — 0,006 0,009 talaj <0,01 — 0,006 0,005 kőzet 0,001 0-2,5 0,011 0,021 Ag szét <0,4 — 0,4 — finom <0,4 — 0,4 — talaj <0,4 — 0,4 — kőzet <0,4 — 0,4 — As szér <1,0 _ 39 17 finom 4,0 2, 0-5,0 60 50 talaj 6,2 3, 5-7, 5 68 80 kőzet 5,5 4, 5-8, 5 68 100 Sb szér <1,0 — 5,9 1,0 finom <1,0 — 6,0 1,0 talaj <1,0 — 4,6 4,5 kőzet <1,0 — 13,0 1,0 Ba szér 47 25-50 — 400 finom 880 800-1240 — — talaj 880 800—1200 — — kőzet 880 800-1200 — — Hg szér 0,315 0,265-0,395 0,86 10 finom 0,28 0,24-0,33 0,8 1,5 talaj 0,22 0,17-0,27 0,7 1,6 kőzet 0,15 0,12-0,17 0,7 3,0 Pb szér 35,5 20-50 — 160 finom 46 32-50 — — talaj 41,5 32-50 — — kőzet 48 32-50 — — Abbreviations: szér = heavy mineral concentrate finom = fine fraction of stream sediment talaj = composite soil samples kőzet = composite rock fragment samples HORVÁTH I. et al.: Tokaji-hegy ségi geokémiai érckutatás 367 2. táblázat. Spearman-rangkorrelációk a négy párhuzamos mintatípus összevetésére Table 2. Spearmcm ránk correlation values to compare sampling média by pairs. Elem Element Mintatípusok (páronként) Types of samples by pairs szér/ /finom szér/ /talaj szér / /kőzet finom/ /talaj finom/ /kőzet talaj/ /kőzet Au 0,387 0,220 -0,400 0,171 -0,127 0,259 As 0,596 0,481 0,422 0,473 0,564 0,704 Ba 0,101 0,004 0,243 0,228 0,343 0,198 Hg 0,230 0,098 0,351 0,217 0,245 0,191 Pb 0,058 -0,035 0,119 0,223 0,252 0,187 Sb 0,230 0,475 0,339 0,652 0,326 0,434 Abbreviations: szér: heavy mineral concentrate finom: fine fraction of stream sediment talaj: composite soil samples kőzet: composite rock fragment samples ( Italics and bőid values with 95 % and 99 % significance, respectively) A számítások eredményeit nagyban befolyásolja, ha az adathalmazban sok azonos (pl. a kimutatási határ alatti) érték szerepel. Ezért az együtthatókat csak a táblázatban feltüntetett elemekre határoztuk meg, és csak azokat a cellákat vettük figyelembe, amelyekben az illető elem koncentrációja mindegyik mintatípusban a kimutatási határ fölötti. A figyelembe vett minták száma: Au-nál 36, As-re 55, Ba-nál 97, Hg-nál 100, Pb-nál 132 és Sb-nál 15. Ezzel megnöveltük a korrelációs összefüggések megbízhatósᬠgát, de rontottuk azok értelmezhetőségét, mivel egyes elemeknél gyakorlatilag csak az anomáliaterületek kerültek vizsgálatra, míg máskor többé-kevésbé a geokémiai háttér is. A legegyértelműbb az As és az Sb viselkedése: a mintatípusok bármilyen párosítása erős pozitív kapcsolatot eredményez (bár a kis mintaszám okán az Sb-nál ez nem mindig szignifikáns). A négy mintázási mód alapján kapott anomáliák ezen elemekre mutatják a legjobb fedést. Elég szoros az összefüggés a Hg esetében is — csak a szér- és talaj¬ minták Hg-tartalma nem korrelál. A többi elem esetében egyes mintatípusok között hiányzik a szignifikáns kapcsolat. Még ha a két-két, reprezentativitását tekintve leginkább rokon, azonos helyről gyűjtött mintafajtát, a szér-finom, illetve a talaj -kőzet párost vesszük is, akkor is akadnak eltérően viselkedő elemek (Ba, Pb, illetve Au). A szér- és a kőzettörmelék minták Au-tartalma erős negatív korrelációt mutat! Az arany a különböző mintavételi közegekben természetesen más-más formában jelenik meg: a szérmintákban többnyire szabad szemmel is látható termésarany szemcsék képében, a mederüledék finom frakciójában finomdiszperz termésaranyként és bonyolult szerves komplexekben egyaránt. A termésarany 0,01—0,02 mm-es, fémfényű finom¬ szemcsékből összeálló, élénksárga, szabálytalan alakú, 0,1 — 0,4 mm-es rögök képében jelent meg. Az ilyen szemcsék a finommintákba nem kerülhettek be, mivel a 0,06 mm-es szitán fennakadnak! A kőzettörmelékben értelemszerűen a mikroszkópikus termésarany, a talajban pedig a szerves vegyületek szerepe lehet meghatározó. így az 368 Földtani Közlöny 123/4 egyes mintázási közegekben (ahogy azt az 1. táblázat is mutatja) igencsak eltérő várható értékekkel és anomáliaküszobökkel találkozhatunk. Az együtthatókat mintatípusonként összegezve megállapítható, hogy a legszorosabb kapcsolat a talaj- és a kőzetminták elemzései között figyelhető meg. A finomfrakció minták mind a három másik módszerrel jó egyezést mutatnak. Mivel e felvételi mód munka- és költségigénye a legkisebb, a nemzetközi gyakorlatnak megfelelően hazánkban is kiemelt szerepe lehet. A szérminták mediánjai számos más elemnél is jól elkülönülnek a többi közeg középértékeitől: az As, Ba esetében a szér mediánja kisebb, az Au-nál és Hg-nél pedig nagyobb, mint a finom-, talaj- és törmelékmintáké. Ennek alapján jó közelítéssel meg is határozhatjuk, melyek azok az elemek, amelyek a felszíni mállás során oldatba kerülnek, és melyek azok, amelyek a törmelékanyagban (annak nehéz frakciójában) halmozódnak át. Az, hogy a Ba az első csoportba kerül, a barit alárendelt szerepére utal. A Ba zöme valószínűleg a káliföldpátban fordul elő, majd ennek bomlása után az agyagásványokba épül be. A ténylegesen meglévő baritszemcsékre azonban csak a fizikai mállás folyamatai hatnak valamelyest, s így azok a szérelési maradékban dűsulva hasznos információt hordoznak. Egy-és többelemes anomáliatérképek A Tokaj i-hegységi Au-indikációk kijelöléséhez a továbbiakban példaként már csak öt elem (Au, Ag, As, Sb, Pb) geokémiai anomáliatérképeit mutatjuk be. Közvetlen aranyindikációként értelmezhetők a szérelési maradékban látható arany szemcsék. Telkibánya körzetében két mintából sikerült ilyeneket kimutatni. (A szérelési maradék pirittartalma mindkét mintában 20 % fölött volt.) A pirít rendsze¬ resen a geokémiai anomáliaterületeken jelenik meg. A korrelációszámítások eredményei alapján az adott mintasurűség mellett az arany az Ag-As-Sb-K-(Pb)-mal együtt fordul elő (K- és Na-elemzések csak a kőzettörmelék mintákból készültek). Az egyes közegekből mért mennyiségeik szignifikáns pozitív kapcsolatot mutatnak. Anomáliáik területi egybeesése megfelelő, a zonalitási törvénys¬ zerűségek kimutatása azonban csak részletesebb felvétellel lehetséges. Az elemtársulás egyes tagjaira mintavételi közegenként külön-külön anomáliatérképet szerkesztettünk. Kétféle térképi megjelenítési formát használtunk. Helsinkiben (GSF) a tényleges koncentráció-értékekből a kumulatív gyakorisági görbe alapján szerkesztettünk számítógépes ponttérképeket, míg a MÁFI-ban az adatok egyszerű formalizálását (az anomális értékeket 1-nek, a háttér-koncentrációkat 0-nak vettük) követően közegenkénti, majd összesített, ú.n. anomália-additív folt- vagy mozaiktérképeket készítettünk, amelyek közvetlenül utalnak arra a területre, amelyről az anomáliák származhatnak. (Az anomália-additív térképek, amelyeken együttesen vizsgálhatjuk az Au és a társult nyomelemek megjelenését azonos vagy különböző közegben, egyebek között azzal az előnyös tulajdonsággal is rendelkeznek, hogy kompenzálják az alacsony kon¬ centráció-tartományban óhatatlanul megnövekedő véletlenszerű analitikai hiba okozta, egy-egy elemet érintő torzulásokat.) HORVÁTH I. et al. : Tokaji-hegy ségi geokémiai érckutatás 369 A szérelési maradék aranyszemcséi mellett szintén közvetlen indikációnak tekinthetjük a több mintavételi közegben is kimutatott, foltokba rendeződő anomális arany tartalmakat. A talaj, a kőzettörmelék, a finomfrakció és a szér (nehézásvány koncentrátum) közegekre készült anomáliatérképeken (1 — 4. ábra) látható ezek területi elrendeződése. Az 5. ábrán az Au-nak a négy mintázási közeget egyesítő, összefoglaló anomália-additív geokémiai térképét láthatjuk. Közvetett Au-indikációs ismérvként vettük számításba az aranyhoz erős affinitást mutató elemekről nyert adatainkat. A 6. és 7. ábrákon a metallometriai felvétel As- ill. Sb-anomáliáit láthatjuk. Természetesen nemcsak egy-, hanem többelemes geokémiai anomáliatérképeket is készítettünk. A 8. ábrán egy ilyen térképet mutatunk be példaként. A térkép öt elemre és a mintázott négy közegre együttesen adja meg az additív anomáliaképet, növelve a körülhatárolás megbízhatóságát. Összefoglalás A geokémiai térképek értékelése révén az alábbi nagyobb indikációs területek rajzolódnak ki: Telkibánya tágabb körzete, Felsőregmec— Vilyvitány vidéke, Rudabányácska környéke, Erdőbénye— Mád vidéke és a Szerencsi-dombság egy része. Telkibánya és Rudabányácska környezetének ércesedése régóta ismert (Gyarmati, 1981; Mátyás, 1978, stb.) Az általunk választott módszer alkalmazhatóságát igazolja, hogy ezek a körzetek egyértelmű, határozott anomáliaterületekként jelentkeznek a geokémiai felvételen is. Felsőregmectől északra, szlovák területen az utóbbi években jelentős geokémiai anomáliákat mutattak ki (Nagy et al., 1989), ezek eredetének tisztázására a határ mindkét oldalán szelvényszerű talajvizsgálatokat folytattunk. Szintén szlovák területen a vilyvitányi metamorfitok folytatásában kvarcerekhez kötődő gyenge aranyindikációkat figyeltek meg. A határmenti együttműködés eredményei (Horváth et al. 1992; Zalai, 1993) alapján feltételezhető, hogy ezek a kvarcerek szintén a fiatal vulkáni tevékeny¬ séget kísérő hidrotermális folyamatok termékei. Az áttekintő geokémiai felvételnek az a legnagyobb eredménye, hogy eddig nem ismert területeken is kijelölhetővé tette a geokémiai Au-anomáliákat, lehetővé téve a részletező geokémiai kutatásra érdemes területrészek kiválasztását. Irodalom — References ELSHOLTZ L. & NÉMETH L. (1969): Ércelőfordulások szóródási udvarának felderítésére alkalmas módszer. (Method suitable fór finding out dispersion aureoles of őre occurrences.) — Hidrológiai Közlöny 1969/6 258—272. (In Hungárián with Germán summary) FÜGEDI U. (in press): Rosszul számolnak rangkorrelációt egyes statisztikai programcsomagok. (Ránk correlation values are incorrectly given by somé statistical program packages). — Annual Report of the Hungárián Geological Institute of 1992) M. áll. Földtani Int. Évi Jel. az 1992. évről, (in press) GYARMATI P. (1981): Jelentés a „Tokaji hegységi alunit és ércprognózis" c. kutatási munkában végzett munkáról. (Report on the progress of work in the project: Alunite and őre prognosis in the Tokaj Mts). Manuscript. (In Hungárián) Kézirat, MÁFI Adattár. 370 Földtani Közlöny 123/4 Horváth I., Grill J., FOgedi U., Tungli Gy. & ÓtX)R L. (1992): Jelentés a Korom-hegyi (Tokaji-hegység) Au-kutató metallomatriai felvétel eredményei c. kutatási témában végzett munkáról. (Results of the metallometric survey fór gold of the Korom hegy, Tokaj Mts). Manuscript. (In Hungárián) Kézirat, MÁFI Adattár KULCSÁR L. & Barta I. (1969): A sárospataki higanyérckutatással kapcsolatos kőzettani és geokémiai vizsgálatok. (Petrological and geochemical studies related to mercury shows at Sárospatak). Manuscript. (In Hungárián) Kézirat, MÁFI Adattár. MÁTYÁS E. (1978): A Tokaji hegység ércindikációi. (Őre indications of the Tokaj Mts.) Manuscript. (In Hungárián) Kézirat, MÁFI Adattár. Nagy I., Csongrádi J. & ÓDOR L.(1989): Az Epeijes-Tokaj élesedésének tanulmányozása. Útijelentés (Kassa). (Őre mineralization of the Pre§ov-Tokaj rangé. Report on a study trip to Kassa (Kosice, Slovakia.) Manuscript. (In Hungárián) Kézirat, MÁFI Adattár. SZAKÁLL S. (1988): Előzetes jelentés a „Tokaji-hegy ségi Hg-Sb indikációk ásványtani-geokémiai és foldtani-teleptani vizsgálata” c. kutatási szerződésről. (Preliminary report on the geological and mineralogical-geochemical studies of the Hg and Sb indications in the Tokaj Mts). Manuscript. (In Hungárián) Kézirat. SzÉKYNÉ FUX V. (1970): Telkibánya ércesedése és kárpáti kapcsolatai. (Relationships with Intra-Carpathian Metallogenic Processes: Petrogenetic Evolution and Mineralization). Akadémiai Kiadó, Budapest, 266 p. (In Hungárián, with English summary) Vétó I. (1971): A Tokaji-hegység szarmata hévforrástavi képződményeinek ritkaelem indikációi. (Rare element indications in the hydrothermal-lacustrine formations of the Tokaj Mts). — Annual Report of the Hungárián Geological Institute of 1969) M. áll. Földtani Int. Évi Jel. az 1969. évről, 477 — 484. (In Hungárián with English summary) Zalai P. (1993): Jelentés. Tokaj -hegy ségi aranykutatás. Geofizikai mérések, 1992. (Gold prospection in the Tokaj Mts. Report on the geophysical survey carried out in 1992. Manuscript.) Kézirat, MÁELGI Adattár. ZENTAI P. (1964): Geokémiai térképezés a Tokaji hegységben. (Geochemical mapping in the Tokaj Mts). — Annual Report of the Hungárián Geological Institute of 1962) M. Áll. Földtani Int. Évi Jel. az 1962. évről, 437 — 447. (In Hungárián with English and Russian summaries) ZENTAI P. (1965): A Tokaji-hegységi geokémiai adatok feldolgozásának tapasztalatai. (Preliminary statistical evaluation of geochemical data írom the Tokaj Mts). — Annual Report of the Hungárián Geological Institute of 1963) M. áll. Földtani Int. Évi Jel. az 1963. évről, 265—278. (In Hungárián with English summary) HORVÁTH I. et al.: Tokaji-hegy ségi geokémiai érckutatás 371 ^ Au eIoszlása 82 összetett talajmintákban (készült a MÁFI-ban). 1. a mintázott rész-vízg>űjtő, 2. a küszöbérték (6 mg/t) fölötti koncentrációk, 3. a küszöbérték alatti koncentrációk. Fig. 1: Distribution of gold in the composite soil samples (plotted in the Hungárián Geological Survey). 1. the sampled catchment area, 2. concentrations above threshold value (6 ppm), 3. concentrations below threshold value 372 Földtani Közlöny 123/4 2. Az Au eloszlása az összetett kőzettörmelék mintákban (készült a MÁFI-ban). 1. a mintázott rész-vízgyűjtő, 2. a küszöbérték (11 mg/t) fölötti koncentrációk, 3. a küszöbérték alatti koncentrációk, 4. nincs adat. Fig. 2: Distribution of gold in the composite rock fragment samples (plotted in the MÁF1) 1. the sampled catchment area, 2. concentrations above threshold value (11 pptn), 3. concentrations below threshold, 4. no data. HORVÁTH I. et al. : Tokaji-hegységi geokémiai érckutatás 373 3. Az Au eloszlása a finomfrakció (stream sediment) mintákban (készült a MáFI-ban). 1. a mintázott rész-vízgyűjtő, 2. a küszöbérték (6 mg/t) fölötti koncentrációk, 3. a küszöbérték alatti koncentrációk, 4. nincs adat. Fig. 3: Distribution of gold in the Jine fraction of stream sediment samples (plotted in the MáFl). 1. the sampled catchment area, 2. concentrations above threshold value (6 ppm), 3. concentrations below threshold, 4. no data. 374 Földtani Közlöny 123/4 4. Az Au eloszlása a szérmintákban (nehézásvány koncentrátumban) (készült a MáFI-ban). 1. a mintázott rész-vízgyűjtő, 2. a küszöbérték (43 mg/t) fölötti koncentrációk, 3. a küszöbérték alatti koncentrációk, 4. nincs adat. Fig. 4: Distribution of gold in the heavy mineral concentrate samples (plotted in the MáFI). 1. the sampled catchment area. 2. concentrations above threshold value (43 ppm), 3. concentrations below threshold, 4 . no data HORVÁTH I. et al.: Tokaji-hegy ségi geokémiai érckutatás 375 Tolcsvi .Tokaj )i88 y \144 S / \ 1*3 \ T ] 158 /f V \ 'ÍUlrA. J / J Mi / / 1 fi 4187/ mim y I Il48l V X r \_A1«J L/ lui pd U5 \ J f 81 T83 fejj 87 S i tütr í e9 SmmX f J 20 WM 24>r / VU j 27 J ClJ V 78 T _\73 L / | 10 ~J 5. Az Au anomália-additív folttérképe a négy mintázott közegre ( szér, finom, talaj, kőzet együttesen). (Készült a MÁFI-ban.). 1. a mintázott rész-v ízgyűjtő, 2. az anomália-additív mutató értéke: 3 4. az anomália-additív mutató értéke: 1 3. az anomália-additív mutató értéke: 2 5. az anomália-additív mutató értéke: 0 Fig. 5: Anomaly-additive patch-map of gold fór the four different sampling média (data fór heavy mineral concentrate ,fine fraction ofstream sediment, soil and rock fragment samples taken together — plotted in the MáFI). 1. the sampled catchment area 2. the value of the anomaly-additive index — 3 4. the value of the anomaly-additive index = 1 3. the value of the anomaly-additive index = 2 5. the value of the anomaly-additive index = 0 376 Földtani Közlöny 123/4 6. Az As eloszlása az összetett talajmintákban. (Készült Helsinkiben — GSF.) Fig. 6: Distríbution of arsenic in the composite soil samples (plotted in the Geological Survey of Finland -GSF) Horváth I. et al.: Tokaji-hegy ségi geokémiai érckutatás 377 7. Az Sb eloszlása az összetett talajmintákban. (Készült Helsinkiben — GSF.) Fig. 7: Distribution of antimony in the composite soil samples (plotted in the GSF) “ 3 8«SS838 8 83 S f»i A3a»nb»jj 378 Földtani Közlöny 123/4 8. Az Au, A g, As, Sb és Pb anomália-additív geokémiai anomáliatérképe a négy mintázott közegre együttesen (szér, finom, talaj, kőzet). (Készült a MÁFI-ban.) 1. a mintázott rész-vízgyűjtő, 2. az anomália additív mutató értéke ^8, 4. az anomália additív mutató értéke 3—4, 3. az anomália additív mutató értéke 5—7, 5. az anomália additív mutató értéke <2 Fig. 8: Anomaly-additive geochemical map of five elements (Au, Ag, As, Sb and Pb) fór all four sampling média tokén together (plotted in the MÁFI) 1. the sampled catchment area 2. the value of the anomaly-additive index > = 8 4. the value of the anomaly-additive index : 3-4 3. the value of the anomaly-additive index : 5-7 5. the value of the anomaly-additive index < = 2 Földtani Közlöny 123/4, 379 — 398 (1993) Budapest Relatív vízszintingadozások rétegtani-szedimentológiai bizonyítékai az Alföld pannóniai s.l. iiledékösszletében1 Sedimentological and stratigraphical evidences of water-level fluctuations in the Pannonian Laké Juhász Györgyi2 (9 ábrával) Összefoglalás A szerző az Alföld középső része pannóniai s.l. képződményeinek részletes vizsgálata során felmerült problémák ősföldrajzi-fejlődéstörténeti okait taglalja a dolgozatban. Az Alföldön oly jól követhető litofácies egységek a vizsgált terület ÉK-i részén, egy meghatározott sávban, korábban korrelációs problémát okoztak, amelyet most a részletesebb vizsgálatok a relatív vízszint változásaira, erős tektonikai hatásokra, valamint az ezek következtében létrejött, több irányból történő üledékbehordódás összefogazódására vezetnek vissza. A változásokat az egész Alföld területén követve kiderült, hogy kevésbé pregnánsan ugyan, de a Duna — Tisza-közén is észlelhetők ezek a jelenségek. A fáciesvizsgálatok alapján gyakorlatilag sikerült követni a relatív vízszint változásait, amelyek a Pannon-beltenger partvonalának hosszabb idejű stagnálását, és kismértékű ingadozását, ennek következtében igen vastag delta front üledéksor lerakódását okozták. Abstract The regularities in the sedimentation of the Pannonian laké in the area of the Hungárián Piain are relatively well-known, as fór the deep-water sedimentation of basin piain and gravity flows, producing basinal muds (Nagykörű and Tótkomlós Formation) and turbidites and associated facies (Szolnok Formation); large fluvial dischargeof siliciclastic sediments, resulting in fine-grained Gilbert-type deltas, with steep slope (Algyő Formation) and thick delta front multi- storey mouth-bar sequences (Törtei Formation). In the uppermost part of the sequence the alluvial sediments (Zagyva Formation) can be found in a varying thickness (Figs. 3— $). The different facies associations can be detected over long distances all over the basin, and are well mappable, even the deltaic successions are conspicuously continuous caused by the large sediment supply and the lobate type deltas (Juhász, 1991, 1992a). The main delta systems came from the NW and from the NE directions in the Hungárián part of the basin. Sedimentary supply 'A kézirat beérkezett: 1993. május 5. Átdolgozva: 1994. január 3 1 . 2MOL Rt. 1311 Budapest, Pf. 43. 380 Földtani Közlöny 123/4 was coarser-grained and larger from the NW and finer-grained from the NE, depending on the hinterland. This caused somé differences between E and W in the geometry of facies, which was alsó affected by the paleomorphology and thermal subsidence of the basin. Peculiarities of sedimentation are caused on one hand by relatíve lake-level fluctuations, on the other hand by the above mentioned differences in sediment input. The relatíve water-level changes were affected mainly by strong tectonics, differential thermal subsidence, and probably alsó by eustacy, although we know nothing about the connections, and there are no faunistical evidences. Changes can be caused alsó by changes of climate. Nevertheless, the fluctuations can be detected by the great variances in the thickness of the delta front, delta piain facies associations (Törtei Formation), its extreme thickening in a special zone around the Hungárián Piain, where alsó the alluvial sediments pinch out above them (Fig. 8), and a confusion in the sedimentary succession in the NE part of the basin, which could nőt be interpreted earlier. Here the offshore and delta front successions interfinger in a large scale. The whole thickness of this interface area reaches 1000 m, while close to here, inside the basin the thickness is only 50—100 m, representing only incised valley fills or lowstand wedges (Fig. 3—4). The interfingering zone can be detected around the NE part of the basin, its width is about 20—30 km. Evidences show that the eastem shoreline moved in this interfingering zone fór a long time while progradation of deltas and transgression (relatíve rise of lake-level), altemate several times, creating this strange succession in the NE part (Figs. 2 — 3, 4, 9). On the basis of sequence stratigraphic intepretation by well logs, five sequences could be differentiated, nőt defining the hierarchy of sequences (Figs. 6 — 7). In the western part of the basin, however, this disturbance cannot be identified, except in the extreme thickening of the multistorey delta front units (Törtei Formation), i.e. the aggradational parasequence sets. It was caused by the fact, that the delta system, arriving from the NW, was larger with rapid and great amount of sediment supply, where the rate of deposition sometimes exceeded or could keep on with the rate of accomodation. In conclusion this zone of aggradation where the shoreline moved fór a long time and the Törtei Formation thickens so much, could be mapped basinwide. Therefore it shows the evidence that this phenomena was nőt local as thought earlier on the basis of the facies interfingering zone, bút was caused by basinwide relatíve lake-level fluctuations. Key words: sea level changes, sequence stratigraphy, sedimentology, Neogene, Pannonian basin Bevezetés Átfogó szedimentológiai és kőzetrétegtani vizsgálatok a pannóniai s.l. üledéksor litofácies és litosztratigráfiai egységeinek meglehetősen jó térbeli követhetőségét bizonyították az egész Alföldön. Már a nagyobb vonalú térképezés során is kirajzolódott azonban egy kisebb, viszonylag jól körülhatárolható terület, ahol a korreláció nehézségekbe ütközött (Juhász, 1991, 1992). Ezen a területen az egyes litofácies egységek több ritmusban megtalálhatók egymás fölött. Egyes esetekben két-háromszor ismétlődve követik egymást a nyíltvízi pelites, és a partközeli, felfelé durvuló szemcseméretű, aleuritos-homokos kifej lődésű rétegsorok, ráadásul egymáshoz közel eső fúrásokban is teljesen eltérő mélységközökben. Legfeltűnőbb és legjellemzőbb példája a Nagyiván — 1 és a Nagyiván — 2 fúrás összehasonlítása során adódott. Mindehhez társult az a tény, hogy a rétegsor legfelső szakaszán nem található meg az a jellegzetes karotázs szelvényalakkal JUHÁSZ Gy.: V ízszinti ngadozások bizonyítékai az alföldi pannonban 381 rendelkező folyóvízi -ártéri -édesvízi tavi együttes (Zagyvái Formáció), amely a környezetében pedig mindenütt azonosítható. Első közelítésben érthetetlennek tűnt ez a látszólagos összevisszaság, amely határozottan elcsúfította az oly szépen kialakult földtani képet. „Összefogazódásnak” neveztük el, hiszen valószínűnek látszott, hogy két irányból történő felhalmozódással van dolgunk. Arra a kérdésre azonban nem sikerült választ kapnunk, mi az oka a jelentős mélységbeli eltéréseknek? 50 km 1. ábra. A részletesebb rétegtani-szedimentológiai vizsgálatok területének hely szíorajza . Fig. 1. Location map of the area of detailed sedimentological-stratigraphical studies. A területet közelebbről vizsgálva, az egyes fúrások rétegsorát tüzetesebben elemezve érdekes ősföldrajzi kép rajzolódott ki előttünk. Az is kiderült, hogy a lokálisnak tűnő jelenség, bár sokkal kevésbé pregnánsan, de regionálisan követhető bizonyos területen az Alföldön. Jelen tanulmány az ezek alapján leszűrhető fejlődéstörténeti következtetéseket tárgyalja. Az eredeti részletes szedimentológiai-rétegtani elemzés tárgyát képező terület látható az 1. ábrán (Juhász, 1992b), az eredmények ismeretében azonban a nagyvonalú vizsgálódást kiteij esztettük az egész Alföldre. 382 Földtani Közlöny 123/4 2. ábra A Törteli Formáció (delta front-delta síkság fácies) vastagság térképe. Fig. 2. Isopach map ofthe Törtei Formádon (delta front-delta piain facies). In the zone offacies interfingering the isopach map is nőt drawn. Litosztratigráfia és litofáciesek A vizsgált terület és környezete rétegtani felépítésének vizsgálata során hat formációt sikerült elkülöníteni: a Tótkomlósi, Nagykörűi, Szolnoki, Algyői, Törteli és Zagyvái Formációkat. A formációk részletes elemzésére most nem térünk ki, hiszen átfogó leírásuk az Alföldről a közelmúltban került publikálásra (Juhász, 1991, 1992a; JUHÁSZ és Magyar, 1992), valamint korábban számos cikkben — bár más alföldi területekről — találkozhattunk kőzettani elemzésükkel (Mucsi és RÉVÉSZ, 1975; Gajdos et al., 1983; Jámbor, 1980, 1985, 1989; Bérczi és Phillips 1985, Bérczi et al. 1987; Révész et al., 1989), valamint az üledékes kőzettest morfológiai vizsgálatokkal (Geiger és Révész, 1987; Geiger, 1988). JUHÁSZ Gy.: Vízszintingadozások bizonyítékai az alföldi pannonban 383 Az Algyői és a Törteli Formáció elteijedése általános a területen, míg a többi litosztratigráfiai egység egyes részeken kiékelődni látszik. A finomhomokos turbidit fáciesű Szolnoki Formáció csak a mélyzónákban található, ott a nyugati részen általános, míg a vizsgált terület keleti részén, a Derecskei-árokban csak a Derecske — 1 fúrás harántolta, az azonban igen nagy (1020m) vastagságban. Az árok szárnyain mélyült fúrások vastag pelites rétegsort fúrtak át, amely az Algyői Formációba sorolható, és lejtő, ill. mélyvízi fáciesű képződményeket tartalmaz. Itt tehát az Algyői Formáció jóval vastagabb, mint az Alföld egyéb területein. A Zagyvái Formáció, amelyet alluviális üledékek építenek fel, a Tiszától Ny-ra kiékelődni látszik, illetőleg elvékonyodik, csak a Duna— Tisza-köze É-i részén azonosítható, valamint kiékelődik félkörívben a terület ÉK-i részén nyomonkövethető fáciesösszefogazódási zónában is. Ugyanebben a zónában észlelhető a Törteli Formáció jelentős kivastagodása (az 1000 m-t is elérheti), valamint a nyíltvízi, pelites (Algyői Formáció) és a partközeli, felfelé durvuló szemcseméretű aleuritos-homokos kifejlődésű rétegsorok (Törteli Formáció) rendkívül fokozatos, laterális összefogazódása. Ez utóbbi jelenség következtében a fúrásokban az említett litofácies egységek vertikálisan két-háromszor, ill. többször ismétlődve, kisebb-nagyobb vastagságban követik egymást. így ezen a területen a vastagságtérképek megszerkesztésére sem kerülhetett sor (2. ábra). Ugyanakkor a Törteli Formációnak az Alföldön másutt nem észlelhető el vékony odása figyelhető meg a vizsgált terület középső részén, Tiszaroff, Fegyvernek, Bihamagybajom vonalában. A formációt helyenként csak egy 10—15 méteres bevágódott mederkitöltés képviseli, felsőbb része nagy valószínűséggel erodálódott, illetőleg a partvonal igen gyors progradációja következtében — amelyet az akkori igen alacsony vízállás is felerősített — ki sem fejlődött (2. ábra). A DNy-ÉK irányítottságú rétegtani-szedimentológiai szelvények — délről északra haladó sorrendben — jól reprezentálják a vizsgált terület Ny-i és K-i része között fennálló földtani felépítésbeli eltéréseket: a Szolnoki Formáció kiékelődését kelet felé, a Törteli Formáció vastagságának szélsőséges változásait, egyben magyarázattal szolgálnak az ÉK-i részen felismert fáciesösszefogazódás kialakulásának lehetséges okaira is (3a — b, 4b ábra). A terület nyugati részének földtani felépítését szemlélteti a közel É — D-i irányú rétegtani-szedimentológiai szelvény (5. ábra), míg ÉK-en, az említett fáciesösszefogazódást hosszanti irányban kettészelő, az előzőekkel párhuzamos szelvény ettől merőben eltérő rétegsort mutat (4a ábra). Ez utóbbi szelvény, mivel (fúrások hiányában) megtörik, hirtelen kilép a fáciesösszefogazódási zónából. Szekvencia sztratigráfiai vizsgálatok a fáciesösszefogazódási zónában A geológia talán leggyorsabban és legdinamikusabban fejlődő ága napjainkban a szekvencia sztratigráfia, amely szinte forradalmasította a sztratigráfiát az elmúlt évtizedben. E tisztán fizikai sztratigráfia a relatív tengerszint ingadozások révén dinamikai alapokra helyezi az eddigi leíró jellegű sztratigráfiát. A szeizmikus eredmények alapján Pogácsás, Tari és Vakarcs kutatásai folyamatban vannak az Alföld neogén süllyedékeinek vizsgálatában (Tari et al., 1992; Pogácsás et al., 1992; 384 Földtani Közlöny 123/4 - tooo - -2000 1 -3000 h sw DNY NE ÉK Zagyvarékas Tiszagyenda Nagyiván Balmazújváros JUHÁSZ Gy.: Vízszintingadozások bizonyítékai az alföldi pannonban 385 Vakarcs et al., 1992). Egyelőre azonban nem tisztázott, hatottak-e és milyen módon az eusztatikus változások a Pannon-tó vízszintjére. Jelen tanulmány azokra a lehetőségekre szeretne rámutatni, amelyek az egyes üledékes fáciesek és a karotázsszel vények vizsgálata során felmerültek (Vail, 1987; Vail et al., 1991; Van Wagoner et al., 1990). Az Alföld ÉK-i területrészén a rétegsor jelentős fáciesismétlődését jellemzi egy fúrás rétegsorának szekvencia sztratigráfiai szempontból történő értelmezése (Well — I). Az eltérő méretarányban ábrázolt szelvényeken (6—7. ábra) jól látható, hogy nagyobb léptékben több regressziós progradációs és transzgressziós sorozat ismétlődik egymás felett, amelyek egyben a maximális elárasztási felszíneket (maximum flooding surface = MFS) és a szekvencia határokat (sequence boundary = SB) is kijelölik (6. ábra). Az egyes regressziós és transzgressziós összletek (rendszer egységek) vastagsága merőben eltér egymástól az egyes szekvenciákban. Az értelmezésből kitűnik, hogy a vastag delta sorozatot elsősorban nagyvízi (HST) és transzgresszív (TST) rendszer egységek alkotják. A kisvízi rendszer egység (LST) nem azonosítható az adott felbontású szelvényen, ill. annyira vékony, hogy itt ábrázolására nem nyílt mód. Ez természetes is, hiszen az alacsony vízállás során lerakodott fácieseket a medence mélyebb részeiben kell keresnünk, míg a partközeli környezetekben erodálódtak ebben az időben a rétegsorok, ill. bevágódott medrek formájában lehetnek jelen. Egy szekvenciát kinagyítva megfigyelhető, hogy a regresszív kiépülő komplexumon (prograding wedge) belül az egyes paraszekvenciák (torkolati zátony rétegsorok), amelyeket elárasztási felszínek (flooding surface = FS) választanak el egymástól, felfelé vastagodnak és egyre durvább szemcseösszetétel űek (7. ábra). Ezt persze befolyásolhatják a szedimentológiai, környezeti változások is, pl. a delta lebenyek áthelyeződése, stb. Majd a transzgresszív rendszer egységben az egyes paraszekvenciák vastagsága és szemcsemérete felfelé haladva a rétegsorban egyre csökken. Bár a terület részletes szekvencia sztratigráfiai értelmezése meghaladná a dolgozat kereteit, fel kell hívnunk a figyelmet a további ezirányű vizsgálatok jelentőségére, mivel a transzgresszív és regresszív jellegek regionális korrelációra adnak lehetőséget. Nem célszerű azonban a szedimentológiai vizsgálatok elhanyagolása a szekvencia sztratigráfiai értelmezés során. Mivel jelen feldolgozás alapvetően a kőzetminták és a karotázsszelvények értelmezésén alapul, a szekvenciák hierarchiáját egyelőre nem állt módunkban meghatározni, hiszen a különböző frekvenciájú, 3., 4. és 5. rendű szekvenciák egymásra épülnek. Ez csak a szeizmikus szelvények alapján történő értelmezésekkel való összevetés után lehetséges. 3. ábra. Vázlatos DNy— ÉK-i irányú rétegtani-szedimentológiai szelvények: A. Jászladány és Újszentmargita között, a vizsgált terület legészakibb részén, B. Zagyvarékas és Balmazújváros között. Az uralkodó kőzettípusok: 1. aleurolit, agyagmárga és homokkő sűrű váltakozása, 2. közép- és finomszemcsés homokkő, valamint aleurolit, 3. aleurolit és agyagmárga, 4. finomszemcsés homokkő és aleurolit, 5. agyagmárga, 6. mészmárga, márga . Fig. 3. SW—NE stratigraphical and sedimentological cross sections: A. between Jászladány-Újszentmargita, in the northemmost part of the study area, B. between Zagyvarékas and Balmazújváros. The prevailing rock types: 1. thin-bedded siltstone, claystone and sandstone, 2. médium and fine-grained sandstone, as well as siltstone, 3. siltstone and claymarl, 4. fine-grained sandstone and siltstone, 5. clcry mari, 6. calcareous mari and mari, others: see Fig. 9. 386 Földtani Közlöny 123/4 sw DNY NE ÉK JUHÁSZ Gy.: Vízszintingadozások bizonyítékai az alföldi pannonban 387 Annyi azonban bizonyos, hogy több szekvenciát tudtunk elkülöníteni a vizsgálat során ezen a területen, tehát jelentős relatív vízszintingadozásoknak lehetünk tanúi, amely már a litofáciesek változékonyságában is jelentkezik. Hogy nem pusztán a delta lebenyek áthelyeződéséről van szó, az elsősorban a rétegsor vastagságából következik, hiszen több száz, esetenként 1000 méteres nagyságrendről van szó. Másrészt azonban az egykori partvonallal közel párhuzamos földtani szelvényen jól látható a fáciessorok jelentős térbeli követhetősége is, amely csupán a delta lebenyek áthelyeződése esetén nem lenne lehetséges (4a ábra). A partvonal tehát hosszú ideig ebben a zónában mozgott. Hasonló módon értelmezhetők a Duna — Tisza-közén bizonyos zónában elhelyezkedő fúrási rétegsorok is, bár ott a vastag nyíltvízi pelites képződmények betelepülése (vagyis a retrogradáló paraszekvenciák sora) nem jellemző. A delta fronton leülepedett torkolati zátonyok azonban szintén több száz méter vastagságban települnek egymás fölött, melyek aggradáló, ill. progradáló paraszekvenciákként értelmezhetők. Az ÉNy-i irányból érkező nagy tömegű behordódás tehát kiegyenlítette az üledékképződés számára rendelkezésre álló megnövekedett teret. Ha kitérképezzük ezt a területet, amely nagyjából egybeesik a Zagyvái Formáció alluviális képződményeinek kiékelődésével, azt tapasztaljuk, hogy az Alföldön körben kijelölhető az a sáv, amelyben a partvonal huzamosabb ideig mozgott, ezzel igen vastag partközeli, partmenti rétegsort lerakva (8. ábra). Ez azt jelzi számunkra, hogy egész medencére kitelj edő vízszintváltozásoknak vagyunk tanúi, nem pusztán lokális jelenségnek, ahogyan azt korábban gondoltuk a fáciesösszefogazódási zóna esetében. Fejlődéstörténet A vizsgált területünkön a szigettenger jellegű üledékgyűjtőben a szarmata idejére, ill. végére tehető általános elsekélyesedés, ill. relatív vízszintcsökkenés nyomai tapasztalhatók, amelynek okai egyelőre tisztázatlanok. Okozhatta időszakos kiemelkedés, ill. a vízszint süllyedése is. A szarmata-pannon határt a foraminiferák jelentőségének megszűnésével, valamint az endemikus, kis diverzitású molluszka fauna elterjedésével datálják. 4. ábra. Vázlatos rétegtani-szedimentológiai szelvények A. ÉÉNy— DDK-i irányban Egyek— Bihamagybajom között, a fáciesösszefogazódási zónát hosszanti irányban átszelve; B. DNy— ÉK-i irányban, Rákóczi- falva Ebes között, a 3. ábra szelvényeitől délre. Az uralkodó kőzettípusok: 1. aleurolit, agyagmárga és homokkő sűrű váltakozása, 2. közép- és finomszemcsés homokkő, valamint aleurolit, 3. aleurolit és agyagmárga, 4. finomszemcsés homokkő és aleurolit, 5. agyagmárga, 6. mészmárga, márga . Fig. 4. Stratigraphical and sedimentological cross sections : A. NNW—SSE between Egyek and Bihamagybajom, Crossing thefacies inierfingering zone perpendicular to sedimentation, B. SW—NE between Rákóczifalva and Ebes, south of ihe profiles in Fig. 3. The prevailing rock types: 1. thin-bedded siltstone, claystone and sandstone , 2. médium and fine-grained sandstone, as well as siltstone, 3. siltstone and claymarl, 4. fine-grained sandstone and siltstone, 5. clay mari, 6. calcareous mari and mari. 388 Földtani Közlöny 123/4 N 0 E S D Jászladány Kengyel Martfű Öcsöd Fábiánsebestyén — . — 1 • 9 0 0 9 2 3 4 3 6 5. ábra. Közel É— D irányú rétegtani-szedimentológiai szelvény a vizsgált terület Ny-i részén, Jászladány — Fábiánsebestyén között. Az uralkodó kőzettípusok: 1. aleurolit, agyagmárga és homokkő sűrű váltakozása, 2. közép- és finomszemcsés homokkő, valamint aleurolit, 3. aleurolit és agyagmárga, 4. finomszemcsés homokkő és aleurolit, 5. agyagmárga, 6. mészmárga, márga. Fig. 5. N—S stratigraphical and sedimentological cross section in the western part of the study area, between Jászladány and Fábiánsebestyén. 1. thin-bedded siltstone, claystone and sandstone, 2. médium and Jine- grained sandstone, as well as siltstone, 3. siltstone and claymarl, 4. Jine-grained sandstone and siltstone, 5. clcry mari, 6. calcareous mari and mari. JUHÁSZ Gy.: Vízszintingadozások bizonyítékai az alföldi pannonban 389 A pannóniai (s.l.) elején történt események egyelőre szintén tisztázatlanok. Részletes szekvencia sztratigráfiai vizsgálatok adhatnak majd felvilágosítást ezekre a tisztázatlan eseményekre vonatkozóan. Mindenesetre az nyilvánvaló, hogy hirtelen nagy változások állottak be a szarmatát követően, amely az erős termális süllyedés felerősödésével és egyéb környezeti tényezők megváltozásával járt. Az eusztatikus görbe alapján a világtengerekre nagymértékű vízszintcsökkenés valószínűsíthető ebben az időszakban, ami oka lehet a szarmata üledékek nagy területeken történő (esetleg vízalatti) eróziójának. Az azonban, hogy mi módon hatott az eusztatikus tengerszint ingadozás a lefííződött Paratethysre, további kutatásokra vár. A környezeti tényezők hirtelen változása nyomán a vizsgált területünkön nyíltvízi bel tengeri márga, mészmárga rétegsorok lerakódása indult meg (Tótkomlósi Formáció), most már brakkvízi-beltengeri környezetben, melynek elteijedése általános; csak az ÉK-i területrészen, Balmazújváros— Józsa— Ebes— Sáránd térségében elhanyagolható a rétegsorok karbonáttartalma, valamint foltokban kisebb területeken. A mészmárga felszínén túlterjedő módon mindenütt nyíltvízi agyagmárga képződmények (Nagykörűi Formáció) települnek, amely a terrigén anyagbehordás és a vízmélység növekedésére utal. A Jászsági-süllyedékben nagyságrenddel nagyobb vastagságú bazális márga rétegsor ülepedett le az Alföld egyéb területeihez képest (3a, 9. ábra). Tetemes mennyiségű törmelékes üledékanyag szállítódon be a medencébe, amelynek fő forrásai a nagy vízhozamú, a területre ÉNy-ról és ÉK-i irányból érkező folyódelták voltak, így tehát ezek meghatározták a fő behordási irányokat és a medence további feltöltődésének menetét is. A területre északról nem, vagy csak elhanyagolható mennyiségű üledékutánpótlás érkezett. A Ny felől érkező felhalmozódás nagyobb mennyiségű és durvább szemcsés törmelékanyagot szállított, mint az ÉK felől érkező, erre a litofáciesek kifejlődéséből és térbeli elrendeződéséből egyértelműen következtethetünk. A litofácies egységek mélység és vastagságviszonyai, valamint kifejlődése azt is jelzi, hogy a pannóniai (s.l.) elején az aljzatmorfológia nem feltétlenül tükrözte a mai medencealjzat morfológiáját, a süllyedés időben és térben eltérő mértékben folyt. A mélyvízi beltengeri márgák fölött, a gyors feltöltödés nyomán, a terület legmélyebb zónáiban vastag turbidit sorozat települ. Képződése minden bizonnyal összefügg a fokozatos, időnként szakaszosan bekövetkező termális süllyedéssel, valamint a relatív vízszint ingadozásaival is. A vizsgált Nagykunsági— Jászsági-medencerészben a turbidit litofácies együttes területileg jól elkülöníthetően két, egymástól eltérő kifejlődésű egységet foglal magában, amelyet a különböző jellegű és mértékű üledékbehordás determinált. A Ny— ÉNy-ról érkező, elnyúlt hordalékkúpok által lerakott (ld. Stow, 1986) turbidit típus a vizsgált terület Ny-i részén, Egyek, Túrkeve, Dévaványa vonaláig, és ettől délre követhető. A Jászsági süllyedék K-i részén és a Hajdúságban a homokos turbidit összlet a mélyebb zónákban sem fejlődött ki (Egyek, Püspökladány, Földes, Szeghalom). A litofáciesek térbeli elrendeződéséből egyértelműnek látszik, hogy az említett területen a homokos turbiditek nagy része Ny-i irányból érkezett, és csak kisebb vastagságú becsúszások valószínűsíthetők a K-i irányból (3a— b, 4a— b, 9. ábra). Az ÉK-ről érkező felhalmozódás erősen pelites üledékanyagot szállított. A mélyvízi turbiditek a Derecskei-árokban egy viszonylag keskeny vízalatti turbidit hordalékkúp rendszert alkotva haladtak végig az árok tengelyvonalában a Békési-medence irányában, 390 Földtani Közlöny 123/4 WELL-I JUHÁSZ Gy.: Vízszintingadozások bizonyítékai az alföldi pannonban 391 amelyben a homokos üledékek a medrekben rakódtak le és a természetes töltéseken túlra csak a szuszpenzióban szállított pelites üledékanyag jutott el. Erre a már viszonylag kiegyenlített felszínre érkeztek meg a hatalmas tömegű törmelékes üledékanyagot szállító delta rendszerek, amelyek a Pannon beltenger/tó feltöltésében jelentős szerepet játszottak. Az üledékképződés ettől kezdve folyóvíz uralta delta környezetekben történt, ahol a hullámzás hatása már csak kevéssé érvényesült, az árapály hatása pedig elhanyagolható volt. A medence geometriája és a tektonika azonban továbbra is lényeges szerepet játszott a feltöltődés ütemében. Kunmadaras — Egyek — Balmazújváros — Hajdúszoboszló — Földes — Sáránd — Püspökladány vonalában a sekély vízben (delta lejtőn?) és a delta fronton lerakódott üledéksorok többször megismétlődnek egymás fölött. Ennek területén és környezetében a delta front üledékritmusok extrém ki vastagodása jellemző, míg azok — valószínűleg erózió és az igen gyors progradáció nyomán történő — kivékonyodása figyelhető meg Tiszagyenda, Fegyvernek térségében (3b, 4b ábra). Ez a fáciesösszefogazódás elsősorban minden bizonnyal a relatív vízszint erőteljes vátozásaira vezethető vissza, amelyet egyrészt erőteljes tektonikai hatások, másrészt a beltenger vízszintjének többszöri megváltozása eredményezhetett. Ennek pontos okai azonban még tisztázatlanok. A fáciesösszefogazódás területe huzamosabb ideig a Pannon-tó partvonalához tartozott, miközben a relatív vízszint többször megemelkedett, így a relatív vízszintemelkedés és a partvonal progradációja ütemesen váltották egymást, ezzel létrehozva a különös rétegsort (3., 4., 9. ábra). Bár az Alföld nyugati oldalán nem észlelhető a nyíltvízi pelites és a partközeli homokos fáciesek feltűnő ismétlődése, a delta front torkolati zátony üledékritmusai (Törteli Formáció) több száz méter vastagságban szuperponálódtak egymásra, ezzel több paraszekvenciát és szekvenciát alkotva, akárcsak az összefogazódási zónában, mindössze a vastagabb pelites betelepülések hiányoznak. Ugyanakkor fölötte az alluviális rétegsor (Zagyvái Formáció) itt is kiékelődni látszik (8. ábra). Ez a kiékelődési vonal, amely egyben a delta front sorozat kivastagodását is jelzi, körben feltehetően kijelöli az egykori partvonalat, amelynek korát azonban most nem áll módunkban meghatározni. Részletes kronosztratigráfiai és szekvencia sztratigráfiai vizsgálatok adhatnak választ e kérdésekre. Annyi azonban bizonyos, hogy a partvonal huzamosabb ideig ebben a zónában mozgott, extrém vastag partközeli, partmenti rétegsort létrehozva. Amennyiben eusztatikus vízszintingadozás is közrejátszott, úgy feltételezhető, hogy az ENy-i irányból érkező nagyobb mennyiségű üledékbehordás kiegyensúlyozta a vízszintemelkedést, ezért nem jelentkezik olyan pregnánsan annak nyoma, míg keletről kisebb behordás valószínűsíthető, ezért markánsan jelentkezik a fáciesismétlődés. Egészen bizonyos azonban, hogy a szerkezeti mozgások is komoly szerepet játszottak. 6. ábra. Az I. fúrás delta sorozatának szekvencia sztratigráfiai és szedimentológiai értelmezése a fáciesösszefogazódási zónában. FS: elárasztási felszín, MFS: max. elárasztási felszín, HST: nagyvízi rendszer egység, TST: transzgresszív rendszer egység. Fig. 6. The sequence stratigraphical and sedimentological interpretation of the deltaic sequence of Well I, in the facies intercalation area. MFS: maximum Jlooding surface, HST: highstand systems tract, TST: transgressive systems tract. 392 JUHÁSZ Gy.: Vízszintingadozások bizonyítékai az alföldi pannonban 393 A fáciesösszefogazódás zónájától ÉK-re, a Nyírségben, valamint az Alföld Ény-i részén található, alluviális síkságon lerakódott rétegsor tehát korábban, vagy egyidőben képződött az összefogazódási zóna vastag torkolati zátony rétegsoraival (3a— b, 8. ábra). Ezután egy erőteljes vízszintsüllyedést követően rakódott le a vizsgált terület középső részének delta front és delta síkság (lowstand wedge), majd fölötte az alluviális síkság fáciesű rétegsora, amelyet a Törteli Formáció vékony kifejlődése, valamint a delta lejtő sorozatba bevágódott mederkitöltések jeleznek számunkra (Fegyvernek— Tiszagyenda térsége). Az ún. „kevertgáz-öv” közel Ny — K irányú alaphegységi kiemelkedéssora (Tiszapüspöki— Fegyvernek— Kisújszállás) akkor kerülhetett relatíve kiemeltebb helyzetbe a környezetéhez képest, amikor a Ny-i irányból érkező delta ág elérte az öv É— ÉNy-i részét, és így a kiemelkedés útját állta a DK-i irányú előrenyomulásnak. A delta-ág, megkerülve azt, K-i irányban folytatta útját, és beleütközött a K, ÉK-i irányból érkező delta ágba. Ez az összefogazódás, ill. több irányból történő behordódás jelentkezik a szeizmikus szelvényeken is, valamint hatása megfigyelhető a legészakibb földtani szelvényen is, Egyek térségében. A folyamatot elősegítette a Jászsági-süllyedék egyidejű erős süllyedése, amelynek nyomán a Jászsági -sül lyedékben továbbra is mélyen fekvő terület, elsősorban a magas vízállású időszakokban tavi-mocsári környezet alakulhatott ki, láperdőkkel, amely a középhegység előterét jellemezte, és amelyet a vastag mocsárerdei bamakőszéntelepek kifejlődése jelez számunkra. A beltenger fokozatos feltöltődése nyomán a peremeken, a delta háttérben, az alluviális síkságon, majd az egész vizsgált területen folyóvízi, ártéri, tavi, mocsári üledékképződés volt jellemző, ahol meanderező folyók szelték át a síkságot. Ez az üledékképződés folyt a pannóniai (s.l.) végéig a vizsgált területünkön. A vizsgált Jászsági — Nagykunsági — Körösvidéki terület pannóniai (s.l.) rétegsorának kifejlődését, változékonyságát szemlélteti a 9. ábra tömbszelvénye, amely a többszörös kivágatokkal, valamint a -1500 m tsza. síkmetszettel próbálja érzékletesebbé tenni és alátámasztani a fentebb felvázolt földtani— fejlődéstörténeti gondolatmenetet. Következtetések 1. Az Alföld ÉK-i részén található egy jól körülhatárolható terület, amelyben a nyíltvízi és a partmenti, partközeli fáciesek (Algyői és Törteli Formáció) több ritmusban megtalálhatók egymás fölött. Ez a rétegsor helyenként az 1000 méter vastagságot is elérheti, amelyben legalább öt szekvenciát el tudunk különíteni. Ezek hierarchiáját azonban a felhasznált módszerekkel nem állt módunkban meghatározni. 7. ábra. Egy szekvencián belüli rétegsor értelmezése az I. fúrásban. FS: elárasztási felszín, MFS: max. elárasztasi felszín, IIST: nagyvízi rendszer egység, TST: transzgresszív rendszer egység. Fig. 7. Interpretáljon of the deltaic succession in one individual sequence. FS.' Jlooding surface, MFS: maximum Jlooding surface, HST: highstand systems tract, TST: transgressive systems tract. oBakla- 394 Földtani Közlöny 123/4 C fi 8 4> X ' n a Cu 'O *- '03 o '03 «3 & • - jo 3 < s X '«> « t; Cl. vS '4) c x c 'o w w> c >% 4> s 1 ^2 o. 4á 2 g c« o VU £ V t« US '«> 4i T3 r> *2 -c g la ^ | fi S * - -s 5 c1 £ oo 3L-S F 5 .§ •S o « •*• 3 >5 3 00 >» D 00 - N £ < «o . M s « X ej '«3 G . O OO > e 03 X '03 C 'O I * § « <5 * 03 e *3 «* 5 x 53 x r 00 •« • - í s | 03 Q O . S °o a $ © -s: x2, ..., xn} és y = {yi, y2, ..., yn} eltérése: E (*i - Yi)2 i=l PE~Do~ 408 Földtani Közlöny 123/4 >> 1,000 2 0,900 | 0,800 fa 0,700 ^ 0,600 ? 0,500 J 0,400 £ 0,300 > 0,200 | 0,100 0,000 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. 10. 11. 12. 13. 14. 11. szelet - strípe 0,450 | 0,400 |T 0,350 * 0^00 m 0,250 í 0,200 |í 0,150 f 0,100 S 0,050 * 0,000 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. 10. 11. 12. 13. 14. 21. szelet - strípe Kőzetkód - Codes of several type of rocks 1. szelet - stnpe 6. ábra Szeletenkénti kőzeteloszlási hisztogramok (1 ., 1 1 21 . szelet). Fig. 6. Histograms of rock categories fór horizontal segments of the Formádon (1., 11. and 21. segments). SEEBESTYÉN I.: A Darvastói Formáció geomatematikai vizsgálata 409 31. szelet - stripe ^ 0,600 U e a 0,500 Sf 0,400 I OD 0,300 I0’200 I 0,100 X 40. szelet - stripe 0,000 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. 10. 11. 12. 13. 14. Kőzetkód - Codes of several type of rocks 7. ábra Szeletenkénti kózeteloszlási hisztogramok (31., 40. szelet). Fig. 7. Histograms of rock categories fór horizontal segments of the Formádon (31. and 40. segments). A korrelációs számban megjelenő szakaszokon x5 = yi, tehát ezek a D, mutatóban zérust adnak. A lehetséges szélsőértékek D9min = 0,0 (ha a két rétegsor teljesen azonos) Dsmax 83,2 (ha — ad absurdum — az egyik rétegsor végig az 1-es kódú mészkőből, a másik a 14-es kódú aleuritból épül fel). Az eltérési mérőszámokat ugyanazokra a fűráspárokra határoztam meg, mint a korrelációs számokat. Az adatok 9,0 és 45,1 között változnak, normális eloszlásúak, a várható érték 24,4, a szórás 5,8. Területi eloszlásuk homogénebb képet mutat a korrelációs számokénál: egy meglehetősen egységes, Ds = 20—25 közötti alapszintet kisebb minimumok és maximumok tarkítanak, lényegében véletlenszerű eloszlásban. A térkép segítségével mindenesetre kijelölhetők az átlagosnál változékonyabb, illetve kevésbé bonyolult felépítésű régiók. 410 Földtani Közlöny 123/4 0,25 0,50 0,75 1,00 Relatív mélység az összleten belül (relatíve depth inside of formation) 8. ábra. Az összletet felépítő néhány képződmény mélység szerinti eloszlásfüggvénye. 2 — mészmárga, márgaközös mészkő, 3 — márga, 4 — agyagmárga, 5 — agyag. Fig. 8. Relatíve Jrequencies of somé rocks as a Junction of the relatíve depth. 2 — calcareous mari, limestone with interbedded mari, 3 — mari, 4 — argillaceous mari, 5 — clay. 9. ábra. Az összletet felépítő néhány képződmény mélység szerinti eloszlásfüggvénye. 8 — konglomerátum, homokkő, 10 — kavics, 13 — homok, kavicsos homok. Fig. 9. Relatíve frequencies of selected rock types as a function of the relatíve depth. 8 — conglomerate , sandstone, 10 — gravel, 13 — sand, gravelly sand. SEEBESTYÉN I.: A Darvastói Formáció geomatematikai vizsgálata 411 Vertikális változékonyság és rétegsor-mátrix A rétegsorok spektrummá történt átalakítása további lehetőségeket rejt magában. Azáltal ugyanis, hogy valamennyi rétegsort azonos hosszra transzformáltuk és azonos távolságonként mintáztuk meg, a spektrumok megegyező indexű mintaelemei a teljes terület egy — a sorszámnak megfelelő — „szeletét” reprezentálják. Ilymódon minden egyes szelet külön elemezhető, s szintenként meghatározható a különböző típusú kőzetek előfordulási gyakorisága. A szeletenkénti kőzeteloszlási hisztogramok közül az 1., 11., 21., 31. és 40. szeletét mutatom be a 6 — 7. ábrán. Ha mind a 41 ilyen diagramot sorrendben szemléljük, feltűnő, hogy valamennyi képződmény relatív előfordulási gyakorisága szintről-szintre folyamatosan változik, mintha egy animációs film kimerevített képkockái lennének. Ez a folytonosság arra késztetett, hogy az egyes kőzetek relatív előfordulási gyakoriságát a relatív mélység, mint független változó szerinti függvénynek tekintsem. A 8 — 9. ábrán ezeket a mélység szerinti eloszlásfüggvényeket mutatom be, a formációt felépítő legfontosabb képződményekre. Látható, hogy ezek a különböző kódú kőzetek esetében eltérő lefutásúak. A függvényértékek lényegében az adott képződmény empirikus előfordulási valószínűségét adják meg az összlet adott mélységében. Ha a gyakorisági hisztogramokból kapott pontos értékeket mélység, illetve kód szerint rendezzük, tulajdonképpen egy mátrixhoz jutunk (2. táblázat). Egy változékony, bonyolult felépítésű összlet esetében ez a mátrix ugyanolyan jellegzetesen és egyedi módon tükrözi a kőzetösszetételt az adott területen, mint egy jól bontható, homogén formáció leírásakor a típusszelvény. Ezért a fenti táblázatot a Darvastói Formáció rétegsor-mátrixának nevezem. Véleményem szerint az ilyen módon előállított rétegsor-mátrix bármely képződmény valószínűségi alapokon történő jellemzésére bevezethető. A Darvastói Formáció esetében az egyes kőzetfajták előfordulási valószínűségeinek mélység menti változásai karakteres módon kijelölnek bizonyos intervallumokat, melyekre meghatározott képződmények meghatározott konfigurációja jellemző. A karbonátos rétegek (2-es, 3-as és 4-es kód), a durvatörmelékes képződmények (8-as, 10- es, 13-as kód) és az agyag (5-ös kód) egymáshoz viszonyított részaránya a formáció különböző mélységében lényeges eltérést mutat, ennek alapján 5 különböző típusú rétegcsoportot tudtam elkülöníteni. A legfölső (1. típus) egy márgaközös (márga közbetelepüléses) mészkő (2-es kőzetkód), melynek 0,95 fölötti relatív gyakorisága regionális elteijedésre utal az 1 — 4. szelet szintjében. Ez alatt uralkodóan karbonátos, mészmárga-márga-agyagmárga összetételű rétegcsoport (2. típus) található. A következő, 3. típust döntően törmelékes kőzetek (homok, kavics, homokkő, konglomerátum) építik föl, de karbonátos rétegek is előfordulhatnak, fokozatosan csökkenő részarányban. Az agyag itt még alárendelt szerepet játszik, aránya majd a 4. típustól kezd el fokozatosan növekedni, mely agyag, kavics, homokkő és konglomerátum rétegek váltakozásából áll, utóbbiak csökkenő tendenciája mellett. A formáció alján az agyag előfordulási gyakorisága megugrik, vastagabb, összefüggő agyagréteg jelenik meg (5. típusú rétegcsoport). A fenti rétegcsoportokra bontás a terület egészét jellemző, átlagos előfordulási gyakoriságok alapján történt, olyan szignifikáns változások figyelembevételével, melyek regionálisan érvényesek. Nyilvánvaló, hogy egyes rétegcsoport-típusok nem találhatók meg mindegyik fúrási rétegsorban, s vastagságuk, tényleges összetételük a terület A DARVASTÓI FORMÁCIÓ EGYES KÉPZŐDMÉNYEINEK RELATÍV GYAKORISÁGA KÜLÖNBÖZŐ MÉLYSÉGEKBEN RELATÍV FREQUENCY OF TBE ROCKS IN SEVERAL DEPTH OF THE FORMATION (MÁTRIX OF SEQUENCES) II. táblázat — Table II 412 Földtani Közlöny 123/4 SEEBESTYÉN I.: A Darvastói Formáció geomatematikai vizsgálata 413 különböző pontjain más és más. Ahhoz, hogy az egyes fúrási rétegsorokra ez a felosztás konkrétan alkalmazható legyen, olyan algoritmust készítettem, mely az egyes rétegcsoportok alsó és felső határát egy adott rétegsorban egyértelműen kijelöli. (Hely hiányában ezt itt nem részletezem, példaként bemutatom a 2. típusú rétegcsoportra megfogalmazott feltételeket: 1-es, 2-es, 3-as és 4-es kódú kőzetek építhetik fel, melyek közül a 3-as és/vagy 4-es megléte kötelező feltétel, az 1-es és/vagy 2-es kimaradhat; felső határa vagy az 1. típusú rétegcsoport, vagy — ennek kimaradása esetén — a formáció közvetlen fedője; alsó határa az első 8-as, vagy magasabb kőzetkódú réteg megjelenése (3. típusú rétegcsoport), vagy ennek kimaradása esetén az első agyagréteg megjelenése (4. vagy 5. típusú rétegcsoport), vagy a formáció közvetlen feküje.) Látható, hogy az egyes rétegcsoport-típusok (növekvő sorszámuk sorrendjében) szigorúan csak egymás alatt következhetnek, viszont bármelyik kimaradhat az adott rétegsorból. Mivel az 1. és/vagy 2. típus mindegyik fúrásban megtalálható, a rétegsorok közötti különbözőséget az határozza meg, hogy a fennmaradó 3 típus közül melyik található meg az adott pozícióban és melyik marad ki. Ebből elméletileg 8 különböző kombináció származtatható, a területen azonban csak 6 fordul elő közülük, melyeket mint különböző rétegsor-típust definiáltam. Az egyes rétegsor-típusok a következőképpen épülnek fel a különböző típusú rétegcsoportokból: ül. táblázat — Table III Rétegsor- Rétege soport-típus Gyakoriság típus 1—2. 3. 4. 5. % „A” + + __ + 39,1 „B” + + — — 32,1 „C” + + + + 8,7 „D” + + + — 16,3 E" + — + + 3,3 F* + — — — 0,5 (A + jel a rétegcsoport meglétét, a — jel a kimaradását jelenti.) Az egyes rétegsor-típusok bányászati veszélyessége eltérő mértékű, annak függvényében, hogy a víztároló és folyásra hajlamos képződményeket tartalmazó 3. típusú rétegcsoport megtalálható-e bennük, illetve, hogy ez alatt follelhető-e az agyagrétegeket is tartalmazó (így korlátozott fojtó hatású) 4. típusú és a csak agyagból felépülő (teljesértékű védőrétegnek tekinthető) 5. típusú rétegcsoport. Ilyen megfontolásból a „B” típus a legveszélyesebb, majd a „D”, az „A” és a „C” típus következik. A legkedvezőbb az „E” és az „F” típusú rétegsor — azonban #éppen ezek fordulnak elő legritkábban. A különböző rétegsor-típusokat térképen ábrázolva feltűnő, hogy elhelyezkedésük nem véletlenszerű, hanem azonos rétegsor-típusú, összefüggő területrészek különíthetők el. Ezek lehatárolásával lényegében egy „rayon” -térképhez jutunk (10. ábra). Ezen a víztartalmú és folyásra hajlamos képződményeket magukba foglaló 3. és 4. típusú rétegcsoportok összevont vastagságát is feltüntetve, a térkép a bányászati tervezés, fejtéselőkészítés számára közvetlenül felhasználható segítséget jelent. 414 Földtani Közlöny 123/4 250 500 750 lOOOm SEEBESTYÉN I.: A Darvastói Formáció geomatematikai vizsgálata 415 Irodalom — References BÁRDOSSY Gy. (1991): A Halimba— II/DNy terület geokémiai, geomatematikai és bauxitföldtani értékelése. — GEOPROSPECT Kft, kézirat. DÉVÉNYI D. & GULYÁS O. (1988): Matematikai statisztikai módszerek a meteorológiában. — Tankönyvkiadó, Budapest. FÜST A. (1990): Geostatisztika — ELTE egyetemi jegyzet, kézirat. GEOEAS User’s Guide (1988). — Las Vegas, Nevada. GEOPROSPECT Kft. (1992): Jelentés a Csabpuszta — 1/2. ütem megkutatott bauxittelepeiiől. — GEOPROSPECT Kft Adattár, kézirat. HEGEDŰS I.-né, SEBESTYÉN I. & SZANTNER F. (1985): A Csabpuszta-gyepükajánibauxitelőfordulás felső bauxitszintjének vízföldtani viszonyai — Bányászati és Kohászati Lapok, Bányászat 118, 517—525. R. SZABÓ I. et al. (1985): Jelentés a Csabpuszta — I. ütem megkutatott bauxittelepeiiől — Bauxitkutató Vállalat Adattár, kézirat. TERRATEST Kft. (1991): A Csabpuszta — 1/2. ütem zárójelentés geofizikai adatgyűjteménye — GEOPROSPECT Kft Adattár, kézirat. 10. ábra. A különböző rétegsor-típusú területek rayon — térképe. 1 — a vizsgált terület határa, 2 — karotált kutatófúrás a 3. és 4. rétegcsoport összvastagsági adatával (m), 3 — a különböző rétegsor-típusú területek (rayonok) határa, 4 — vastagság-izovonal(m), 5 — „A” rétegsor — típusú terület, 6 — „B” rétegsor — típusú terület, 7 — „C” rétegsor — típusú terület, 8 — „D” rétegsor — típusú terület, 9 — „E” rétegsor-típusú terület. Fig. 10. Rayon-map orx the territories of several type of sequences. 1 — boundary of the studied area, 2 — well-logged borehole with summed ihickness of the 3. and 4. groups of strata [m], 3 — boundary of different rayons, 4 — isopach lines [m], 5 — territory, including „A ” type of sequences, 6 — territory, including „ B ” type of sequences, 7 — territory, including „C” type of sequences, 8 — territory, including „D” type of sequences, 9 — territory, including „E” type of sequences. Földtani Közlöny 123/4, 417 — 440 (1993) Budapest New Carboniferous Bryozoa from Nagyvisnyó (Bükk Mts., Hungary) ✓ Uj karbon bryozoafajok Nagyvisnyóról (Bükk-hg.) Kamii Zágorsek1 (2 figures, 2 tables, and 7 plates) Abstract The Carboniferous Mályinka Formation at Nagyvisnyó (Bükk Mts., Hungary) yielded a rich association of bryozoans belonging to the order Stenolaemata. Ten species (among them 4 are new) were determined; probably they are Westphalian B— C in age. The contrast between conodont and bryozoan ages is discussed. All species are new fór this area, so they are described in detail. Összefoglalás A bükki karbon Mály inkai Formáció nagyvisnyói lelőhelyein gazdag, a Stenolaemata rendbe tartozó bryozoafaunát találtunk. A tíz fajból 4 űj. A fauna kora valószínűleg westphali B — C. Key words: Bryozoa, new species, Carboniferous, Bükk Mts., Hungary Introduction Recent collections from the lower beds of the Berenás Member of the Mályinka Formation (Bükk Mts., Hungary) yielded a rich bryozoan fauna at the locality Nagyvisnyó. The Nagyvisnyó locality (Fig. 1) is the classical railway cut near the railway station of Nagyvisnyó viliágé between hectometres 421 and 422. Bryozoans occur in the brown to yellowish shale, which hosts an associated rich brachiopod and crinoid fauna (Balogh, 1964). According to Kozur (1984), the bryozoans occur alsó in the top of the algal limestone (Fig. 2). I had no possibility to study this matériái, bút the photos in Kozur (1984) indicate a very different fauna. It contains (according to Wyse-Jackson, pers. comm., 1994) genera Penniretepora and Diploporaria. Department of Geology and Palaeontology, Comenius University, SK-842-15 Bratislava, Mlynská dolina 1, Slovakia 418 Földtani Közlöny 123/4 (1984) indicate a very different fauna. It contains (according to Wyse-Jackson, pers. comm., 1994) genera Penniretepora and Diploporaria. Bryozoans were observed from thin sections according to Morozova’s method, and since it was nőt possible to obtain free specimens. A problem of this method is the comparison with the descriptions of old papers, where the bryozoans were described by extemal features. That’s why, I could use only few descriptions, mainly older Russian or very recent ones from other countries. The systematic descriptions, especially micrometric formuláé, are made according to Morozova‘s method with adding the Fenestrata characters from Hageman (1991). 0.1 0.2 0.3 km jVo „ °\V ' iv. * p> ■ |o . o • , .0 ~ EGER ri ) V E o o u X C D 4> 4) X '5. • .2 Q Z >, S ~g Is .2 ^ 2 S •S ^ S J? <3 Ni 'Q •C) '<3 CQ H Eh dl d d 2 < X >H d. < w M Eh 0. •J o X < CO < I I i I !!»* T 6-10 11 - 20 > 20 Fig. 12. Distribution of the totál ammonite fauna fór each family in the Lower Tithonian part of the Tölgyhát profilé. 12. ábra. Az ammonitesz-fauna családonkénti megoszlása a Tölgyháti -kőfejtő alsó tithon rétegeiben. The complete faunal list is as follows: Phylloceras sp. Holcophylloceras sp. Lytoceras sp. Paraspidoceras cf. submerani ZEISS Euaspidoceras sp. lEuaspidoceras sp. Benetticeras cf. benetti CHECA Aspidoceratinae sp. Perisphinctidae sp. 460 Földtani Közlöny 123/4 On the basis of the relatively abundant aspidoceratid fauna the matériái was ranged intő the Oxfordiam The best preserved specimen is P. cf. submerani. This is the first report of the genus in the Central Rangé. On the inner whorls of the big-sized specimen the rare, strong, spatula-like tubercles are clearly visible. B. benetti was described recently from Upper Oxfordian — Lower Kimmeridgian strata (Checa, 1985). The Hungárián matériái (fragmentary, inflated aspidoceratids with completely smooth surface) was tentatively referred to this species. The composition of the fauna probably indicates Middle or lower Upper Oxfordian age. The ammonite succession Oxfordian As was documented above, the Oxfordian of the Gerecse Mts. is generally represented by cherty formations. The only fossiliferous level is usually an ammonitiferous bank situated on the top of the radiolarite or intercalated in its upper part. Thus to discuss the Oxfordian “succession” is rather theoretical. The fauna is similar (if nőt uniform) all over the Gerecse Mts. Besides the most common phylloceratids and lytoceratids Euaspidoceras , Gregoryceras and somé perisphinctids, including Passendorferia, form the essential part of the fauna. Oxfordian ammonites are very scarce all through the Transdanubian Central Rangé. The listed matériái is the most complete one known up to date. The fauna probably indicates a narrow Middle Oxfordian interval, probably a part (or parts) of the Transversarium Zone. The only Pilis Mts. outcrop yielded alsó Paraspidoceras and Benetticeras specimens, bút no Gregoryceras was found. Kimmeridgian The Kimmeridgian ammonite fauna is alsó very incomplete and poorly known in the Gerecse Mts. In many sections the first ammonite-bearing beds above the radiolarite provided Hybonoticeras fauna, characteristic of the uppermost Kimmeridgian Beckeri Zone, or of the lowermost Tithonian. The deeper part of the Kimmeridgian was documented in the Asszony-hegy and •• Ordöggáí sections only. The first provided an extremely poorly preserved Middle Kimmeridgian fauna, insufficient fór further study. The Ördöggát matériái was partly ranged intő the Middle Kimmeridgian, too, on the basis of the Nebrodites fragments, Taramelliceras and the diverse aspidoceratids. Tithonian The Tithonian is the most complete and best documented part of the Upper Jurassic succession of the Gerecse Mts.. Especially the Lower Tithonian seems to be well represented. The succession of the Hybonotum, Darwini, Semiforme, Fallauxi and Ponti Zones is almost complete. FŐZY I.: Upper Jurassic ammonite biostratigraphy, Transdanubia, Hungary 461 H. hybonotum was found in many localities. In the beds above, the genus Semiformiceras and simoceratids are the most useful index forms. Perisphinctids are abundant in certain levels, and somé assemblages are similar to those illustrated by ZEISS (1968) and Cecca (1990) from the Submediterranean region. The S. admirandum-biruncinatum bearing horizon is, if it is documented, very characteristic. The Upper Tithonian assemblages are generally rather incomplete. Himalayitids are rare. The Jurassic/Cretaceous boundary is generally nőt traceable by means of megafossils. Laté Jurassic facies and environment According to the generál picture outlined fór the Jurassic of the whole Transdanubian Central Rangé (Galácz and VÖRÖS, 1972; Galácz et al., 1985) the Jurassic of the Gerecse Mts. is alsó characterized by a former uneven bottom topography. Although there were local differences in the water depth at the beginning of the Laté Jurassic, the area sank below the CCD. This is proved by the widespread cherty formádon of Oxfordian age. The intercalated Middle Oxfordian brecciated limestone bed (see alsó FÜLÖP, 1975) represents an episodic uplift characteristic of the discussed area, or an episodic fali of the CCD. It is difficult to determine the exact time when the deposition of the siliceous műd ended. The radiolarite formádon probably went on in the Early Kimmeridgian in many places. Bút from the Middle and especially from the Laté Kimmeridgian the retum of the carbonate environment is typical. The Upper Jurassic carbonates, similar to the Lower and Middle Jurassic facies, reflect three different types of depositional environments. The first is the basin, where the most complete and thickest, red, nodular, Ammonitico Rosso type limestone deposited. Typical examples are the Margit-hegy, Tölgyhát, Törökbükk and Ördöggát sections. The second environmental type is the surface of probably elevated blocks, where strong currents resulted episodic sedimen tation and generally thin succession. Hardground-like ferromanganese crust and sharply subsolved, differently bored ammonites characterize this type. The succession of the Paprét profilé displays all these features. The rather incomplete succession of the Szél-hegy quarry, with the hardground-like surfaces is alsó regarded as a succession deposited on elevated blocks, or simply in an environment characterized by effective bottom currents. # The third type is the slope environment chracterized by gravity slides. The Asszony¬ hegy and the Szél-hegy shaft profiles were ranged intő this type. The complicate succession of the Asszony-hegy needs detailed evaluation. Here, above the thick Lower Jurassic series somé Middle and Upper Jurassic is randomly represented. The overlying rock above the Kimmeridgian were ranged intő the Liassic again. According to an explanation, the Lower Jurassic rock is repeated tectonically. In fact, beds immediately below the Liassic strata seems to be continuous under the Lower Jurassic block, which suggest a non-tectonical repetition. There is another explanation fór the succession. According to this, the whole Middle and Upper Jurassic 462 Földtani Közlöny 123/4 series would be a fissure infilling in the Lower Jurassic rocks. Unfortunately, the way of preservation of the megafossils does nőt support this idea. Ammonites bear no ferromanganese crust, and they are neither size sorted. In the case of a fissure-infilling, it is alsó difficult to understand the accumulation of somé megafossils (e.g. belemnites) in certain level. Unfortunately, because of the poor preservation of the ammonites, coming from below, from the Liassic rocks, the exact age-relation between the lower and upper Liassic strata is unknown. In conclusion the thin and chaotic series of Asszony-hegy, with the Lower Jurassic block on the top, can be regarded as a scarp breccia. The lumachella-like, size-sorted fossil matériái of the Szél-hegy section can be interpreted as a fine-grained debris of shells washed through by currents toward the basin area. The Szomód section, with the chaotic, slump-like structure above the radiolarite, can be regarded as a distal gravity sliding. Detailed sedimentological studies on the documented profiles are expected to refine the generál idea fór the Laté Jurassic palaeoenvironment outlined above. Palaeobiogeographic affinity of the megafauna The rich matériái of the Upper Jurassic of the Gerecse Mts. is built up overwhelmingly by ammonites. Other cephalopods are extremely rare: besides the thousands of ammonites only somé specimens of belemnites and only one nautiloid were found. As far as the proportion of the non-cephalopod fauna is concemed, the Tölgy hát section offers a representative example: together with the hundreds of ammonites the section yielded somé fragments of belemnites and one nautiloid specimen. Additionally 37 specimens of echinoids and a dozen brachiopods (mainly pygopids) were collected. The composition of the ammonite fauna is characterized by the high percentage of the Phylloceratina and Lytoceratina suborders which indicate Mediterranean affinity. The biostratigraphicaly useful Ammonitina were subdivided intő five families. This kind of diversity, as well as the appearance of Semiformiceras , Volanoceras , Simoceras etc. document alsó the Mediterranean character. It means, that the fauna has a strong similarity to those described e.g. from the Appennines (F. Cecca et al., 1990) and from the Subbetics (F. OlÓRIZ, 1978). On the other hand, especially from the point of view of the Early Tithonian perisphinctids, there are surprising similarities to those faunas published from Ardéche (F. Cecca, 1986) and South Germany (A. Zeiss, 1968), and which are regarded as Submediterranean traditionally. The common appearance of the strictly Mediterranean and the Submediterranean ammonites in the same (small) tectonic unit, suggests probably palaeoecologic reasons. It means that the biogeographic distribution of the ammonites was complicated by local ecological factors. FÓZY I.: Upper Jurassic ammonite biostratigraphy, Transdanubia, Hungary 463 Acknowledgements Most of the fossil matériái was collected and made available by the Hungárián Geological Survey. I am grateful to Dr. J. Konda fór providing the matériái. I thank Dr. A. VÖRÖS (Geological and Palaeontological Department of the Hungárián Natural History Museum, Budapest) fór determining the Liassic brachiopods of the Asszony¬ hegy, and Dr. J. Knauer (Hungárián Geological Survey, Budapest) fór providing calpionellid-data on the Szomód matériái. I am grateful to Dr. A. GalácZ (Department of Palaeontology, Eötvös University, Budapest), fór providing unpublished data (reports) on many Gerecse localities, to I. Szente (Department of Palaeontology, Eötvös University, Budapest), and J. PÁLFY (Geological and Palaeontological Department of the Hungárián Natural History Museum, Budapest) fór their help in the field, and fór their suggestions. The presented investigations were sponsored by OTKA grant No. F4008. References BENETTI, A., PEZZONI, N. & ZEISS, a. (1990): A small, bút interesting new ammonite fauna from the Western Lessinian Alps (preliminary note). In: PALL1NI, G. (ed.). Atti II Convegnolnternazionale Fossili, Evoluzione, Ambiente; Pergola, 33—37. CECCA, F. (1986): Le Tithonique de la bordűré ardéchoise dans la region du stratotype de l’Ardescien: étude stratigraphique et paléontologique. Thése, Université Claude-Bemard, Lyon I. no. 20 — 86: 1 — 272, 24 pls. CECCA, F. (1990): Étude des Périsphinctidés de la zone á Darwini (Tithonique inférieur) des Apennins des Marches (Italie): paléontologie et paléobiogéographie. In: PALL1NI, G. (ed.), Atti II Convegno Intemazionale Fossili, Evoluzione, Ambiente; Pergola, pp. 39 — 55., 3 pls. Cecca, F., Cresta, S., PALLINI, G. & SANTANTONIO, M. (1990): II Giurassico di Monté Nerone (Appennino marchigiano, Italie Centrale): biostratigrafia, litostratigrafia ed evoluzione paleogeografica. In: PALLINI, G. (ed.): Atti II Convegno Intemazionale Fossili, Evoluzione, Ambiente; Pergola, pp. 63 — 139., 6 pls. CECCA, F., FÓZY, I. & Wierzbowski, A. (1990): Signification paléoécologiquedes faunes d’ammonites du Tithonique inférieur de la Téthys occidentale. — Comptes Rendus de l’Académie des Sciences, Paris, t. 311, Sér II, 501-507. Cecca, F., FÓZY, I. & Wierzbowski, a. (1993): Ammonites et paléoécologie: étude quantitative d’associations du Tithonian inférieur de la Téthys occidentale. — Geobios, 15, 39 — 48. CHECA, A.G. (1985): Los aspidoceratiformes in Európa (Ammonitina, Fám. Aspidoceratidae: Subfamilias Aspidoceratinae y Physodoceratinae): Tesis doctoral, Universidads de Granada, 411 p., 42 pls. FÓZY, I., KÁZMÉR, M. & SZENTE, I. (in press): A unique Lower Tithonian fauna in the Gerecse Mts., Hungary. — Paleopelagos, Special Publication 1. ' FÓZY, I. & PÁLFY, J. (1992): Jelentés a gerecsei Asszony-hegy és Szél-hegy jura szelvényeinek biosztratigráfiai vizsgálatáról [Report on the Jurassic biostratigraphy of the Asszony-hegy and Szél-hegy, Gerecse Mts.]: manuscript, (in Hungárián) FÜLÖP, J. (1958): Die kretazeischen Bildungen des Gerecse-Gebirges. — Geologica Hungarica, series Geologica 11, 124 p., 14 pls. FÜLÖP, J. (1975): The Mesozoic basement horst blocks of Tata. — Geologica Hungarica, series Geologica 16, 229 p. GALÁCZ, A. (1986): Jelentés Gerecse- és Pilis-hegységi középső- és felső-jura szelvények biosztratigráfiai vizsgálatáról [Middle and Upper Jurassic biostratigraphy of Gerecse Mts. profiles.) Manuscript. (In Hungárián) 464 Földtani Közlöny 123/4 GALÁCZ, A., HORVÁTH, F. & VÖRÖS, A. (1985): Sedimentary and structural evolution of the Bakony Mts. (Transdanubian Central Rangé, Hungary): palaeogeographic implications. — Acta Geologica Hungarica 28/1-2, 85—100. GALÁCZ, A. & VÖRÖS, A. (1972): Jurassic history of the Bakony Mountains and interpretation of principal lithological phenomena. — Földtani Közlöny, 102/2, 122—135. (In Hungárián with English abstract). * HOFMANN, K. (1884): Bericht über die auf dér rechten Seite dér Donau zwischen O-Szöny und Piszke im Sommer 1883 ausgefiihrten geologischen Specialaufnahmen. — Földtani Közlöny 14/1 — 3, 323—342. JakUCS-Neubrandt, E. (1954): Relevé géologique des environs de Tardos (Montagne Gerecse). — Annual Report of the Hungárián Geological Institute fór 1953, (I): 49 — 58. (In Hungárián with French abstract). KÁZMÉR, M. (1986): Tectonic units of Hungary: their boundaries and stratigraphy. (A bibliographic guide.). — Annales Universitatis Scientarium Budapestinensis, Sectio Geologica 26, 46 — 120. KULCSÁR, K. (1913): Geologische Beobachtungen im Gerecsegebirge. — Földtani Közlöny 43/10 — 12, 499-502. KULCSÁR, K. (1914): Die mittelliassischen Bildungen des Gerecsegebirges. — Földtani Közlöny, 44/1 — 2, 150-175, 2 pls. KUTEK, J. & WlERZBOWSKI A. (1986): A new account on the Upper Jurassic stratigraphy and ammonites of the Czorsztyn succession, Pieniny Klippen Beit, Poland. — Acta Geologica Polonica 36/4, 289 — 316, 4 pls. OLÓRIZ, F. (1978): Kimmeridgiense-Tithonico inferior en el sector Central de las Cordilleras Béticas (Zóna Subbetica). Paleontología, Biostratigrafía. Tesis doctoral, Universidad de Granada, 184, 758 p.. 29 figs., 57 pls. SCHAFARZIK, F. (1884): Jelentés az 1883. év nyarán a Pilis hegységben eszközölt földtani részletes felvételről. — Annual Report Hungárián Geological Institute fór 1883, 91 — 1 14. (In Hungárián) STAFF, J. (1905): Zűr Stratigraphie und Tektonik dér ungarischen Mittelgebirge. I. Gerecse-Gebirge. — Centralblatt fíir Mineralogie, Geologie und Paláon’ologie 13, 371—397. VADÁSZ, E. (1913): üledékképződési viszonyok a Magyar Középhegységben a jura időszak alatt. [Sedimentationsverháltnisse in dem Ungarische Mittelgebirge wáhrend dér Jurazeit.] — Mathematikai és ✓ Természettudományi Értesítő 31, 102 — 120. (In Hungárián) VlGH, G. (1961): Geological outline of the western Gerecse Mountains. — Annales Instituti Geologici Publici Hungarici 49, 445 — 462. VlGH, G. (1969): Magyarázó a Dorogi-medence földtani térképe 10.000-es sorozat. Pusztamarót c. laphoz. [Explanation to the geological map: “Pusztamarót 10.000”.] Hungárián Geological Institute, Budapest, 69 p. (In Hungárián) VlGH, G. (1971): Obeijurassische-berriasische Ammonoiden-Faunenaus dem Nordteil des Transdanubischen Mittelgebirges. — Annales Instituti Geologici Publici Hungarici 54/2, 263—274. VlGH, G. (1984): Die biostratigraphische Auswertung einigen Ammoniten-Faunen aus dem Tithon des Bakonygebirgessowie aus demTithon-Berriasdes Gerecsegebirges. — Annales Instituti Geologici Publici Hungarici 67, 210 p., 14 pls. VlGH, GY. (1913): Júratanulmányok a Magyar Középhegység északkeleti részéből. [Jurassic studies from the Transdanubian Central Rangé.] Doctoral thesis. Budapest, 20 p. (In Hungárián). Vt H. GY. (1920): Neueres Vorkommender Acanthicum-Schichtenim ungarischenMittelgebirge. — Földtani Ki riöny 50, 129-130. Vi ’Y. (1928): Führer in das Gerecse-Gebirge nach Lábatlan und Piszke. — Führerzu den Studienreisen J ■ ’ dáontologischen Gessellschaft. Budapest, 32 p. VlGH, . (1935): Beitráge zűr Kenntnis dér Geologie des westlichen Teiles vöm Gerecse-Gebirge. — A \ Report of the Hungárián Geological Institute fór 1925—28, 97—100. VlG t, < 1940): Beobachtungen in dér Umgebung des Bcrges Nagypisznice. — Annual Report of the Hungárián Geological Institute fór 1933 — 35, 1467 — 1478. VlGH, GY. (1943): Die geologischen und paláontologischen Verháltnisse im nordwestlichenTeil des Gerecse- Gebirges. — Földtani Közlöny 73/1—3, 537—550. ZEISS, a. (1968): Unterschuchungenzur Paláontologie dér Cephalopoden des Unter-Tithon dér Südlichen Frankenalb. — Abhandlungen dér Bayerischen Akademie dér Wissenschaften, Mathematisch- naturwissenschaftliche Klasse, Neue Folge 1 ?• ' , 190 p., 27 pls., München. ZlTTEL, K.A. (1870): Die Fauna dér álteren CephalopodenführendenTithonbildungen. — Palaeontographica, Supplementband 2, 1 — 192, Atlas, 15 pls. Ka.^el. Földtani Közlöny 123/4, 465 — 500(1993) Budapest A kisalföldi gyengén metamorf képződmények tektonikai minősítéséről On the tectonic position of weakly metamorphic rocks in the basement of the Little Hungárián Piain Bállá Zoltán1 (5 ábrával és 3 táblázattal) Abstract In the basement of the Little Hungárián Piain2, the Transdanubian Rangé and the East Alpine tectonic units contact with each other. From drilling data, two principal types of metamorphic rocks have been distinguished here which correspond to ‘crystalline’ and ‘metamorphic schists’ in a traditional sense. Within the latter, five groups can be delineated, i. e. the Vaszar, Nemeskolta, Mihályi, Bük and Szentgotthárd metamorphites, their belonging to definite tectonic units being discussed below. The age and stratigraphic position are only known fór the Vaszar Slates: they are co vered by the non-metamorphic Pemian — Mesozoic sequence of the Transdanubian Rangé, and therefore their Lower Palaeozoic age and Variscan metamorphism can hardly be doubted. The Nemeskolta Slates usually cannot be distinguished from the Vaszar ones in their petrographic features, nevertheless, due to their spatial position they are mostly arranged within the East Alpine basement unit. Both sequences consist of low-carbonate rocks and differ from the Mihályi Slates fór which rocks with various carbonate content are characteristic. An analysis of published data resulted in the conclusion that the Nemeskolta Zone comprises rocks from various sequences which form a dislocation beit along the boundary of the Transdanubian Rangé and East Alpine tectonic units. The Bük Dolomité developed in a restricted area Southwest of the Mihályi Slates is analogous to the Arnwiesen Dolomité known from the basement of the East Styrian Basin and correlated with distinct sequences of the Palaeozoic of Graz. Correlation of the Mihályi Slates with any sequence of the Palaeozoic of Graz, however, is far from unambiguity despite numerous statements in Hungárián geological literature. Conceming the three principal groups of data on that correlation (lithologic analogy, metamorphism, radiometric ages) following conclusions can be made: i) Precise lithologic analóg of the Mihályi Slates is unknown both in the Eastern Alps and West Carpathians, the Sausal or Blumau Palaeozoic of the East Styrian basin (nőt of Graz) and 'Magyar Állami Földtani Intézet, 1 142 Budapest, Stefánia út 14. 2Danube Lowlands of Slovakian authors 466 Földtani Közlöny 123/4 the Mesozoic of the Rechnitz— Kőszeg area can equally be regarded as approximate analogs, existence of West Carpathian analogs alsó being nőt excluded. ii) Considering the metamorphic grade, besides the Sausal Palaeozoic or Rechnitz— Kőszeg Mesozoic, numerous West Carpathian sequences seem to be comparable with Mihályi Slates. In the data on the geothermal gradient of the metamorphism, no significant deviation from those fór the Kőszeg Slates is observable. Despite the absenceof comparable data from corresponding East Alpine and West Carpathian sequences this points to the deviation from the generál trend of the Variscan metamorphism and, thus, favours the Kőszeg analogy. iii) Radiometric ages indicate metamorphic grades and fit in with the Tauem — Rechnitz trend bút are alsó explicable in terms of transition towards the Carpathians, thus, cannot be used fór distinction of Lower Palaeozoic sequences. Consequently, there are numerous data and consideration in favour of the Penninic provenanceof the Mihályi Slates nőt proving, however, this possibility. Unfortunately, there are no direct data on the age of Mihályi sediments, and there are almost no measurements of metamorphic parameters from comparable sequences. We only call therefore attention to the fact that correlation of Mihályi Slates with the Palaeozoic of Graz which has been usual in Hungárián geological literature fór last 25 years is deceptive and that their true qualification should be ‘of uncertain position’. It means that the tectonic position of Mihályi Slates within the East Alpine nappe pile should alsó be regarded uncertain, nőt ‘Upper Austroalpine’, since they may equally be ‘Penninic’. General petrographic revision, probably, will result in changes of the picture, and it would be desirable to study comparable Alpine and Carpathian sequences by the same methods as the Mihályi and Nemeskolta slates. • • Összefoglalás A Kisalföld aljzatában húzódik a középhegységi és a keletalpi egység határa. Mélyfúrásokból itt a metamorf kőzetek két fő típusát ismeijük, amelyek a klasszikus értelemben vett ‘kristályos’ és ‘metamorf palák’-nak felelnek meg. Az utóbbiaknak öt csoportja körvonalazható, a vaszari, nemeskoltai, mihályi, büki és szentgotthárdi metamorfltok, tanulmányunkban ezek tektonikai helyzetét tárgyaljuk. Csak a vaszari palák rétegtani helyzete és kora biztos: a középhegységi nem metamorf perm- mezozoós összlet feküjében települnek, s így ópaleozoós korukhoz és variszkuszi metamorfózi¬ sukhoz nemigen férhet kétség. Kőzettani jellegeik alapján nem különböztethető meg a vaszariaktól a nemeskoltai palák többsége, ezeket azonban térbeli helyzetük alapján már általában a keletalpi aljzatba sorolják. A fenti két karbonátszegény összlettől határozottan elkülönülnek a mihályi palák, amelyekre különböző mértékben karbonátos kőzetek jellemzőek. Az irodalmi adatok elemzésével arra a következtetésre jutottunk, hogy a nemeskoltai pászta többféle összlet anyagából állhat, s ezek a középhegységi és keletalpi egység határán húzódó disz- lokációs övben kerültek egymás mellé. A mihályi paláktól DNy-ra kis területen előforduló büki dolomit analógja a Stájer-medencealjzatából ismert arnwieseni dolomit lehet, amelyet a gráci pa¬ leozoikum bizonyos összleteivel párhuzamos ítanak. Maguknak a mihályi paláknak a korrelációja a gráci paleozoikum valamely konkrét összletével vagy sorozatával azonban távolról sem olyan egyértelmű, mint az a hazai publikációkból tűnhetne. A korrelációra vonatkozó adatok három fő csoportját (litológiai analógia, metamorfózis, radio¬ metrikus korok) elemezve az alábbiakat állapítottuk meg: a) A mihályi paláknak pontos litológiai analógja sem a Keleti Alpokban, sem a Nyugati-Kár¬ pátokban nem ismeretes; közelítő analógként nem a gráci, hanem a Stájer-medencéből ismert sausali vagy blumaui paleozoikum és a kőszegi mezozoikum egyforma valószínűséggel vehető tekintetbe, s nem zárható ki nyugatkárpáti analógok létezése sem. Bállá Z.: A kisalföldi metamorfltok tektonikai helyzete 467 b) A metamorf fokot tekintve a sausali paleozoikum és a kőszegi mezozoikum mellett egy sor nyugatkárpáti paleozoós képződmény is számításba jöhet. A metamorfózis geotermikus gradiensére vonatkozó adatokban a kőszegi paláktól gyakorlatilag nem mutatkozik eltérés, ami — annak ellenére, hogy a számbavehetó keletalpi és nyugatkárpáti paleozoós összletekből nincs összehasonlítható adat, — a variszkuszi metamorfózis általános jellegétől a mérési pontosságon belül eltér, s így inkább a kőszegi analógia mellett szól. c) A radiometrikus korok gyakorlatilag metamorf fokot jeleznek s beleillenek a Tauem— Rech- nitz gyengülési tendenciába, de éppúgy magyarázhatók a Kárpátok felé fennálló átmenettel is, s így nem szolgálhatnak az ópaleozoós összletek diagnosztikai kritériumául. Egy sor adat és megfontolás szól tehát a mihályi palák ‘pennini’ minősítése mellett, bár nem bizonyítja azt. Sajnos, a mihályi üledékekre vonatkozóan nincs egyetlen közvetlen koradat sem, s a metamorf jellegeiket illetően rendelkezésre álló mérési adatokat szinte nincs mivel összevetni. Ezért elemzésünkkel elsősorban arra kívántuk felhívni a figyelmet, hogy megtévesztő a mihályi palák immáron negyedszázadapublikációról publikációra vándorló ‘gráci paleozoikum’ minősítése és hogy a helyes rétegtani minősítés mindmáig a ‘bizonytalan helyzetű’ lenne. Ezzel összhangban a tektonikai minősítést is bizonytalannak és nem ‘felső-ausztroalpi’-nak kell vennünk a keletalpi takaró rendszeren belül, mivel a ‘pennini’ éppúgy lehetséges. Egy átfogó kőzettani újravizsgálat az eddigi képbe valószínűleg változásokat hozna, s minden¬ képpen célszerű lenne azt a számbaveheö alpi és kárpáti analóg képződmények hasonló részletes¬ ségű tanulmányozásával egybekötni. Key words: metamorphic rocks, tectonics, Little Piain, Hungary Bevezetés A Kisalföld aljzatában feltárt kőzeteknek eleinte egységesen ‘kristályos’, ‘metamorf vagy más hasonló minősítéseket adtak, s ezeket a képződményeket tektonikailag el¬ választva a középhegységi mezozoikumtól (Scheffer V. — Kántás K. 1949, Kőrössy L. 1958) a keletalpi takarórendszer folytatásának minősítették (SCHEFFER V. 1962). A kristályos kőzeteket és a gyengébben metamorf palákat Balázs E. (1967) különítette el, ami elsőízben Balogh K. — Kőrössy L. (1968) tektonikai térképén realizálódott. Ezen soproni ‘felső'proterozoós’ kristályos összlet és a Kisalföld többi részét képező ‘va¬ riszkuszi’ sorozat van feltüntetve, s az utóbbi a kőszegi palákat is magában foglalja. Tanulmányunkban csak a gyengén metamorf ‘variszkuszi sorozat’ -tál foglalkozunk, amelyet öt területen tártak fel fúrásokkal: (1) a Győrtől 30 km-rel DDNy-ra lévő Vaszar és (2) az innen 50 km-rel DNy felé eső Nemeskolta körzetében, (3) a Mihályi-hátságon és (4) attól DNy-ra Bük körzetében, valamint (5) Szentgotthárd vidékén (1. ábra). Ezzel összhangban a továbbiakban ‘vaszari’, ‘nemeskoltai’, ‘mihályi’, ‘büki’ és ‘szent¬ gotthárdi’ metamorfltokról beszélünk. Az első részletes leírásban JUHÁSZ A. (1967) a vaszari palákat a balatonfel vidéki paleozoikum analógjának tekintette, megemlítve, hogy az 1966-ban lemélyített Tét — 2 fúrás (1. a 2. ábrán) rétegsorában a középhegységi perm normális rétegtani kontaktussal települ rajtuk. Juhász Á. és Koháti A. (1966), majd Balázs E. (1967, 1971, 1975) nemcsak a vaszari, hanem a nemeskoltai palákat is a balatonfel vidéki paleozoikummal korrelálta. Az így körvonalazódó Nemeskolta— Vaszar pászta karbonátszegény paláit Ba¬ lázs E. (1971) a többitől elkülönítette, s az azon túli — részben karbonátdús — mihályi képződményeket a gráci paleozoikummal párhuzamosította (Balázs E. 1975). A büki Prekainozoos képződmények felszínen (kibúvásban) 468 Földtani Közlöny 123/4 . ábra. A Kisalföld áttekintő térképe Fig. 1. Map of the Little Piain. BÁLLÁ Z.: A kisalföldi metamorfitok tektonikai helyzete 469 dolomitot eleinte (Juhász Á. és Kőháti A. 1966) önálló összletként fogták fel, később (Balázs E. 1967, 1971, 1975, Árkai P. et al. 1987) a mihályi palákkal együtt tárgyalták, legújabban (FÜLÖP J. 1990) a ‘Mihályi Fillit Formáció’-val egyenrangú ‘Büki Dolomit Formáció’ néven különítik el. A palák megkülönböztetésében fontos szerepet játszott az ikervári Ike — 4 fúrás (1. a 2. ábrán) rétegsora, amelyet Balázs E. (1967) három összletre tagolt, s ezeket később a kisalföldi ópaleozoikum sztratotípusának vette (Balázs E. 1971, 1975). Az alsó összlet homokos-agyagos üledékekből, a középső bázisos vulkánitokból, a felső pedig szervesanyagban dús márgás üledékekből keletkezett; a vulkáni összlet legfelső tagja a leírás szerint tektonikus breccsa, az összletek sorrendjének rétegtani értékét illetően mégsem merült fel kétely (FÜLÖP J. 1990). Ezt a ‘sztratotípust’ és — irodalmi hivatko¬ zások hiányában — ismeretlen eredetű ‘regionális törvényszerűségeket’ alapul véve szü¬ letett az a felfogás, hogy a Kisalföld medencealjzatában lévő két eltérő üledékösszlet közül a karbonátszegény szilur, a karbonátdús pedig devon korú (Balázs E. 1971, 1975). Az alsó összlet a nemeskoltai palák analógja lehet. A középső, 190 m vastag vulkáni összlet analógja a Kisalföld medencealjzatában csak a Sót— 2 fúrásból (1. alább) ismert, s a felső összlet korrelációja a mihályi palákkal nem látszik meggyőzőnek: ebben ugyanis ‘grafitos márgapala’ és ‘mészmárgapala’ van, ami a sokféle mihályi kőzet leírásában egyszer sem fordul elő (Balázs E. 1971, 1975). A nemeskoltai és a vaszari palák A nemeskoltai és vaszari palákat eleinte nemcsak a balatonfel vidéki, hanem a kőszegi palákhoz is hasonlónak vélték (Balázs E. 1967, 1971, 1975; Juhász Á. 1967, 1971). Ez a felfogás nem azért tűnt el, mert bebizonyosodott, hogy a hasonlóság kőzettani értelemben nagyobb a balatonfel vidéki, mint a kőszegi palákhoz, hanem egyesegyedül azért, mert a hetvenes évek elejétől-közepétől kezdve a kőszegi palákat már mezozoós korúnak tekintették, amelyek nyilvánvalóan nem lehetnek azoknak a vaszari paláknak az analógjai, amelyekre nem metamorf permi üledékek települnek. Balázs E. (1983) úgy vélte, hogy a nemeskoltai palák a keletalpi, a vaszariak pedig a középhegységi egységbe tartoznak, de nem adott meg semmiféle anyagi különbséget a kettő között. Az újabb vizsgálatok viszont igazolták a vaszari és a nemeskoltai palák nagyfokú hasonlóságát (ÁRKAI P. et al. 1987) és egyaránt paleozoós korát (Árkai P. és Balogh Kad. 1989), ezért Árkai P. és Balogh Kad. (1989) a nemeskoltai palákat visszasorolta a középhegységi egységbe. A vaszari anchimetamorf képződmények a térképi rajzolatból (CSÁSZÁR G. et al. 1978), valamint a Tét — 2 és néhány más fúrás (1970: Alsószalmavár Asz — 1, 1972: Győrszemere Gysz— 2, 1984: Tét— 4, 1987: Győrszemere Gysz — 3 — 1. a 2. ábrán) ré¬ tegsorából következően valóban a Középhegység metamorf aljzatába sorolhatók, azonban az ugyanilyen nemeskoltai kőzeteket illetően kételyek maradnak. E kételyek alapjául elsősorban az szolgálhat, hogy Nemeskoltától 10 km-rel ÉK-re az egymástól mindössze 2 km-re lévő két sótonyi fúrás (1. a 2. ábrán) nagy biztonsággal látszik ‘befogni’ a keletalpi és a középhegységi egység határát (FÜLÖP J. és Dank V. 1987, Dank V. és FÜLÖP J. 1990): a Sót — 1 középhegységi felsőkréta alatt közép¬ hegységi felsőtriászt tárt fel (Juhász Á. és Kőháti A. 1966), míg a Sót— 2 epidotos Prekainozoos képződmények felszínen (kibúvásban) 470 Földtani Közlöny 123/4 Bállá Z.: A kisalföldi metamorfltok tektonikai helyzete 471 zöldpalája (Balázs E. 1967) vagy kloritpalája (Balázs E. 1971, 1975) a keletalpi meta¬ morfltokkal látszott párhuzamosíthatónak. Emellett ismeretes, hogy a sótonyi fúrásoktól 6 — 7 km-rel Ny-ra az ikervári Ike — 2 fúrás gyengén metamorf agyagpala-homokkö so¬ rozatából KŐVÁRY J. felsőjura-alsókréta mikrofaunát (Tintinnidae, Lombardia) mutatott ki (Juhász Á. és Kóháti A. 1966), ami (metamorf mezozoikum) nyilvánvalóan az illető képződmények ‘keletalpi’ minősítése mellett szólna. A rendelkezésre álló adatok alapján a Kám — 1, Káld — 1, Sót — 1, Mes — 1 és Bor — 1 fúrás ‘középhegységi’ és a Pe — 1, Öl — 5 és Rás — 1 fúrás (1. a 2. ábrán) ‘keletalpi’ minősítését illetően nem látunk alapot kételyekhez. A két egység határát ebből követ¬ kezően a Pe — 1 és Sót — 1 fúrás közötti 7 — 8 km széles sávban kell keresnünk. Ezzel az a kérdés vetődik fel, hogy a Sót— 2, valamint all ikervári és a 3 nemeskoltai fúrás kö¬ zül melyik milyen típusú aljzatot tárt fel. Szerintünk a Sót — 2 zöldpalája, amelyet Balázs E. (1975) óta a keletalpi ópaleo¬ zoikumba sorolnak, éppúgy lehetne akár középhegységi paleozoós is, hiszen ott is van¬ nak ilyen kőzetek, s korrekt összevetés azokkal nem történt. LelkesnÉ Felvári Gy. szóbeli közlése (1992) szerint a sótonyi bázit legfeljebb anchimetamorfózison esett át, ami a ‘középhegységi’ minősítéssel összhangban állna. Ebből következően a határ ‘be¬ fogása’ a két sótonyi fúrás által nincs bizonyítva. Az ikervári Ike — 2 fúrás anchimeta- morf agyagpala - kovás homokkő összletéből előkerült felsőjura-alsókréta mikrofauna (JUHÁSZ Á. és Kóháti A. 1966) ‘keletalpi’ minősítést eredményez. Ezzel szemben az Ike — 10 fúrás agyagpalájának kora 314 millió évnek bizonyult, vagyis nélkülöz minden fiatal ráhatást, s így ÁRKAI P. és BALOGH Kad. (1989) szerint a vaszari paleozoikummal korrelálható, azaz ‘középhegységi’ minősítésű. A két fúrás eltérő korú, de kőzettanilag nem feltétlenül különböző képződményeinek összehasonlító vizsgálatáról nincs adatunk, ezért szigorúan véve nincs biztos alapunk ahhoz, hogy a többi ikervári fúrás kőzettanilag hasonlójellegű rétegsorát ide- vagy odasoroljuk. A nehézségeket illusztrálandó, megemlítjük: JUHÁSZ Á. és KŐHÁTI A. (1966) szerint az Ike — 2 által feltárthoz hasonló rétegsor volt az Ike — 3, — 4 és — 5 fúrásban (1. a 2. ábrán), míg Balázs E. (1967) úgy vélte, hogy az Ike— 2 nem ért ‘szálban álló’ ópaleozoós képződményt, a másik három rétegsora viszont az ópaleozoikumba tartozik, ezen belül az Ike — 4 által 550 m vastagságban harántolt metamorf sorozat hármas tagozatú, s a térség szilur-devon alapszelvényének tekinthető (Balázs E. 1971, 1975). Kázmér M. (1986) szerint az Ike — 2 felsőjura-alsókréta koradatát át kellene értékelni, s lehetséges, hogy az illető kőzetek egy középhegységi pikkelyben települnek. Ezzel kapcsolatban három önálló adatra kell figyelemmel lennünk, amelyeket az eredeti leírás (Juhász Á. és Kóháti A. 1966) alapján vázolunk. (1) A kőzetek gyenge regionális metamorfózist szenvedtek, ami a középhegységi mezozoikumtól teljesen idegen. (2) A rétegsor agyagpalából, kovás homokkőből és konglomerátumból áll; ilyen kombináció a Középhegységből nem ismeretes, de a terrigén jelleg alapján az aptinál idősebb — uralkodóan karbonátos, legfeljebb márgás — mezozoós összletek szóba sem jöhetnek. (3) A fauna tintinnidákból és lombardiákból áll; ezek KNAUER J. szóbeli közlése (1991) szerint nem ismeretesek az hauterivi emeletnél magasabb szintekből. Az ikervári rétegsor faunisztikai korának felső határa tehát mélyebben van, mint a litológiailag egyáltalán számbavehető képződmények legidősebbike, vagyis faunisztikai -f Etológiái korreláció a Középhegység egyik képződményével sem lehetséges. Az ikervári faunáról természetesen kiderülhetne, hogy tévesen lett mezozoós korúnak minősítve. Knauer J. véleménye szerint erre megvan a lehetőség, mivel 472 Földtani Közlöny 123/4 vannak olyan paleozoós alakok, amelyek emlékeztetnek a tintinnidákra és lombardiákra, de új vizsgálat nélkül nem lehet állást foglalni. Az ikervári mezozoós fauna KŐRÖSSY L. (1987) szerint is bizonytalan, de az indoklásában említett kőzettani jellegek és rétegsorrend nem egyeztethetők sem Juhász Á. és Kőháti A. (1966), sem Balázs E. (1967) adataival, így nehéz megítélni, hogy kételyeit mire alapozza. Jelenlegi ismereteink szerint tehát a keletalpi /középhegységi határ az egymástól 3,5 km távolságban elhelyezkedő Ike — 2 és Ike — 10 fúrás között várható. A többi ikervári fúrás kőzettani jellege és alacsony metamorf foka — a publikált anyagokból ítélve — mind ‘középhegységi paleozoós’, mind ‘keletalpi mezozoós’ minősítésükkel össze¬ egyeztethető lenne, vagyis további céltudatos vizsgálatig egyik sem használható fel a határ helyzetének pontosabb meghatározásához. Az Ike — 10 fúráshoz viszonyított térképi helyzete alapján a Sót— 2 fúrás zöldpalája a középhegységi aljzatba sorolandó; analógjai Litémél és Velencénél kibúvásokból ismeretesek. Mivel a tőle mindössze 2 km-re lévő Sót — 1 hasonló mélységben felsőtriász dolomitot tárt fel, a két fúrás között törést tételezhetünk fel. Ez azonban nem a keletalpi és a középhegységi egység határa, hanem egy az utóbbin belüli törés, amilyen a jobban tanulmányozott területeken nagy számban fordul elő (hasonló rétegtani amplitúdóval pl. Litémél). Lehetséges, hogy egy faunisztikai újraértékelés vagy nagyobb számú további radiometrikus kormeghatározás eredménye az lesz, hogy az Ike— 2 — vagy valamely más fúrás(ok) ilyen típusú — rétegsora paleozoós korú. Ebben az esetben a határt 1—2 * km-rel kellene ENy felé áthelyezni. Van azonban egy másik lehetőség is: kiderülhet, hogy a mezozoós metamorfltok a körzetben jóval nagyobb elterjedésűek, s az Ike — 10 radiometrikus koradata csak véletlen: alapvetően mezozoós kőzetekből álló területen egy elszigetelt palozoós tömböt vagy pikkelyt jellemez. Ebben az esetben a határ visszake¬ rülhetne a két sótonyi fúrás közé. A Kisalföld egésze szempontjából mindkettő elhanyagolható változás lenne, s inkább a keletalpi egység felépítéséről alkotott képre gyakorolna befolyást. Megjegyezzük, hogy a nemeskoltai metamorfltok a magnetotellurikus szondázásokból a középhegységi /keletalpi határ mentén körvonalazható 4—5 km széles átmeneti sáv (HOBOT J. et al. 1987) csapásmenti folytatásába esnek, ami egy olyan lehetőségre mutat, hogy nem éles határral, hanem egy több km széles diszlokációs övvel van dolgunk, amelyen belül akár mindkét érintkező egységből származó, akár kömyezetidegen képződmények is jelen lehetnek. Ezzel összhangban az Ike — 2 faunisztikai és az Ike— 10 radiometrikus koradata akár együttesen is a valóságot tükrözheti. A nemeskoltai pászta ilymódon kirajzolódó vegyes összetételével összhangban állna az Ike — 4 rétegsora, amelyben két különböző típusú — karbonátszegény és karbonátdús — üledékösszlet van jelen, a köztes vulkáni összlet fedője mentén tektonikus zónával elválasztva (1. feljebb). A mihályi metamorfltok A mihályi metamorfltok jelenlegi minősítésében alpi analógiából indulnak ki. Ismeretes azonban, hogy a Keleti-Alpok és a Nyugati-Kárpátok között a mezozoós és idősebb képződmények alapján nem vonható meg semmiféle éles határ, s fokozatos át- Bállá Z.: A kisalföldi metamorfltok tektonikai helyzete 473 menet tételezhető fel. Ez az átmenet az Alpok ÉK-i csücskén lévő Rozália-hegy ségnek, valamint a tőle ÉK-re lévő Lajta- és Hainburg-szigethegy ségnek ‘kiskárpáti’ (Pahr, A. 1980b) és a Kis-Kárpátok ‘keletalpi’ (Mahel, M. 1986) beütésében nyilvánul meg, egészében véve egy legalább 120 km hosszú szakaszon. A Mihály i-hátság ezen átmeneti szakasz alpi részének a hátterében h^’yezkedik el (1. ábra), s lehetséges ÉK-i folytatásában az átmeneti szakasz teljes kárpáti részének hátterében nem ért aljzatot egyetlen fúrás sem. Nem hagyhatjuk tehát figyelmen kívül azt a körülményt, hogy a mihályi paláknak lehetnek kárpáti analógjaik is, ezért az alábbiakban az alpi és a kárpáti analógia lehetőségét külön elemezzük. Az alpi analógia Az alpi analógia a következő alapokra épült: (1) litológiai hasonlóság, (2) a meta¬ morfózis foka és jellege, (3) radiometrikus kor. Ahhoz, hogy a kérdésben tisztán lás¬ sunk, elemezzük ezeket az alapokat. Litológia A gráci paleozoikummal fennálló litológiai analógiát illetően a hazai munkákban csak célzásokat vagy olyan utalásokat találunk, amelyeknek legfeljebb az értelmezésével juthatunk valamilyen következtetésre. A legfőbb szempont — úgy látszik — nem az e- redeti (metamorfózis előtti) kőzetek és rétegsorok hasonlósága, hanem a metamorfózis alacsony foka volt (Balázs E. 1983, Fülöp J. 1990). A gráci paleozoikummal fennálló szoros értelemben vett litológiai analógia (amelybe a metamorf fok nem tartozik bele) lényegileg egyetlen tényre, a kőzetek karbo¬ náttartalmára és ezen belül dolomitok jeleni étére támaszkodott. Az analógia igazolásához vagy cáfolásához azonban ez édeskevés, ezért a kérdést tüzetesebben vizsgáljuk meg. Balázs E. (1971, 1975) leírása szerint a mihályi palasorozat elsősorban dolomitos- sziderites szericitpalából és meszes kloritpalából, ritkábban meszes-dolomitos-sziderites szericitfillitből és szericites kloritfillitből áll, vagyis karbonátos-pélites üledékekből keletkezett, s a klorit talán bázisos tufát-tufi tót jelez. Kisebb mennyiségben egyrészt törmelékes (meszes vagy dolomitos homokkőpala és aleurolitpala, valamint dolomitos- sziderites kvarcitpala és szericites kvarcitpala), másrészt karbonátos kőzetek (mészpala, dolomit, dolomitpala és palás dolomitfillit) vannak jelen; mészkő csak mészpalán belüli néhány cm-es lencsékben fordul elő; a törmelékes kőzetekben lévő savanyú plagioklászok talán vulkáni eredetűek; helyi vulkanizmus terméke lehet viszont a néhol előforduló diabáz. A leírásban kétséges elem a dolomit és a savanyú vulkáni nyomok jelenléte, valamint a ‘karbo-diabáz’-ként leírt vulkánitok jellege is. Dolomit Balázs E. (1971) szerint az M — 28 fúrásban (1. a 2. ábrán) volt. A kútkönyv szerint dolomitot VÉGH S.-né írt le a 20. sz. mag egyik kőzeteként (a másik kőzet finomhomokos szericitpala volt). A földtani napijelentés, az előzetes magvizsgálati jelentés és az összefoglaló laboratóriumi jelentés szerint a 2947,5 — 2949,5 m-ből származó 0,5 m-es mag breccsa volt, amelynek törmelékéből fillitet (agyagpalát) és * mészfillitet említettek, dolomitot nem, és amelyet miocén korúnak vettek. így nem vi¬ lágos, mennyire biztos a dolomit jelenléte az alaphegységi rétegsorban. Nyilvánvaló azonban, hogy még ha a VÉGH S.-né által leírt dolomit valóban ebből a fúrásból 474 Földtani Közlöny 123/4 származott is, a mindössze félméteres magnak csak egy apró részletét képezhette. Palás¬ kristályos dolomit volt még a Balázs E. leírásait követően mélyített fiírások közül az M — 31 jelűben is (az 1682,5 — 1689,0 m-ből vett 3,27 m hosszú 8. sz. mag alsó 0,8 m- e) közvetlenül miocén homokkő és konglomerátum alatt, társuló fillit vagy pala nélkül. Egészében véve tehát a több, mint 40 mihályi fúrás által feltárt aljzat felépítésében a do¬ lomit teljesen jelentéktelen szerepet játszik, s egyáltalán nem biztos, hogy a fillitösszletbe tartozik. Megjegyezzük, hogy a szórt karbonátanyag összetételének diagnosztikai értéke erősen kétségesnek látszik, mivel az előzetes magvizsgálati jelentések és az összefoglaló laboratóriumi jelentések szerint a karbonátok nagy része erekben és üregekben válik ki, s így valószínűleg utólagos folyamatokat tükröz. Savanyú vulkánosság nyomának Balázs E. a törmelékes eredetűeknél jóval nagyobb méretű szemcsékben megjelenő idiomorf albit- és oligoklász-albit-kristályokat tekintette. Az előzetes magvizsgálati jelentések és az összefoglaló laboratóriumi jelentések azonban ezeket a kristályokat porfiroblasztokként jelölik, ami a zöldpala-fáciesű metamorfltokban szokványos jelenség. Ugyanakkor feltűnő a kvarc ‘krisztalloklasztok’ hiánya a savanyú plagioklász mellett. A nagyobb savanyú plagioklászokat tehát nem tekinthetjük vulkáni nyomoknak. Karbo-diabázt , azaz karbonátosodon bázisos vulkanitot Balázs E. három fúrásból (1. a 2. ábrán) említett, s ezekről az alábbiakat állapíthatjuk meg. Az M — 22 fúrás 2441,0 — 2444,0 m-éből vett 0,5 m hosszú 16. mag háromféle kőzete közül az egyik ‘karbo-porfiritoid’ minősítést kapott annak alapján, hogy plagioklász, amfibol és biotit utáni kalcit-pszeudomorfózákat ismertek fel benne (a másik két kőzet fillit volt). Ha az eredeti fenokristályok valóban az említett ásványokból álltak, az illető kőzet kb. dácitos összetételű lehetett, s nem világos, miért vélte azt Balázs E. bázitnak. Az M — 23 fúrás 1516,0 — 1517,0 m-éből származó 1,0 m hosszú 7. mag minősítése az előzetes és összefoglaló magvizsgálati jelentésben ugyancsak ‘karbo-porfiritoid’ volt, ebben csak plagioklász utáni kalcit-pszeudomorfózákat ismertek fel, az alapanyagban sok kvarc volt, s VÉGH S.-né szerint a kőzet tufitból keletkezett, amelynek eredeti összetételét nemigen lehet megállapítani. ÁRKAI P. et al. (1987) szerint a kőzet ‘intermedier metatufa’. Az M — 29 fúrás 1661,0 — 1662,5 m-éből származó 1,3 m hosszú 7. mag anyaga ‘meszes epigneisz’, amely kvarc-plagioklász-karbonát alapanyagból és jóval nagyobb plagioklász- szemcsékből áll. Árkai P. et al. (1987) szerint a kőzet ‘intermedier metavulkanit’. A Balázs E. által említetteken túlmenően Árkai P. et al. (1987) még két fúrásból említ vulkánitokat. Az M — 24 fúrás 1450,0 — 1453,0 m-éből vett 2,0 m hosszú 5. mag Juhász Á. (összefoglaló magvizsgálati jelentés) szerint miocén alapbreccsa, törmelékében meszes kvarcittal, fillittel, szericitpalával és mészfillittel; az 1460,0 — 1461,5 m-ből vett 1,0 m hosszú 6. sz. mag VÉGH S.-né leírása szerint kloritos szericitpala vagy szericites meszes kloritpala, Juhász Á. (összefoglaló magvizsgálati jelentés) szerint karbonátos és kvarc-szericit-kloritos csíkok váltakozásából álló mészfillit. ÁRKAI P. et al. (1987) mindkét magból ‘intermedier metatufáf említ. Az MF — 4 fúrás 1448,0 — 1450,0 m-éből vett 2,0 m hosszú 19. sz. mag MeszÉna Bernadett ✓ (összefoglaló laboratóriumi jelentés) szerint kloritos szericitfillit, Árkai P. et al. (1987) szerint ‘metabazalttufa’. A Balázs E. leírásait követően mélyített fúrások közül az M — 33 jelű 1717,0 — 1723,6 m-éből vett 6,6 m hosszú 8. mag anyaga ‘meszes-epidotos kloritfillif volt, amely talán intermedier vagy bázisos vulkáni anyag és üledék keveredésével keletkezett. Látjuk tehát, hogy a ‘karbo-diabáz’ minősítés meglehetősen kétes, s az Bállá Z.: A kisalföldi metamorfltok tektonikai helyzete 475 összletben valószínűleg nem annyira vulkánitok, vagyis >90% -bán vulkáni anyagból álló kőzetek, hanem vulkáni-üledékes keverékkőzetek vannak. Az üledékbe került vulkᬠni anyag összetétele bizonytalan, bázisos és/vagy intermedier lehetett. A fentiek értelmében mihályi palák egészében véve olyan karbonátos-pélites ü- ledékekből származtathatók, amelyekben kőzetlisztes-finomhomokos és elég ritka, va¬ lószínűleg bázisos és/vagy intermedier vulkáni beütések voltak, távoli vulkáni működést jelezve. A litológiai korreláció lehetőségeinek elemzésében ez a jellemzés vehető alapul. A karbonátkőzetek közül dolomit egy biztos (M— 31) és egy bizonytalan (M — 28) eset¬ ben volt jelen az aljzatban, de viszonya a mihályi palákhoz tisztázatlan maradt; mészkő az egész mihályi területen nem fordult elő. A gráci paleozoikum (Schönlaub, H. P. 1980) egy kb. 50x25 km-es területen jön elő. Rétegsorai meglehetősen változatosak, értelmezésük sok szempontból vitatott, de az összevetés szempontjából eléggé egységesen jellemezhető. Legmélyebb szintjeiben bázisos vulkánitok és homokos vagy agyagos üledékek vannak, de a rétegsor nagyrésze mészkőből és mészpalából, valamint dolomitból és dolomithomokkőből áll, néhol bázisos tufa-, esetenként diabáz-betelepülésekkel. A mészkövek gyakran tartalmaznak dűs faunát (krinoidea, korall, brachiopoda, ritkábban goniatitesz, clymenia, konodonta, stromatopora stb.). Uralkodóan agyagos kifejlődésű rétegcsoportok nagyobb vastagságban csak a legmélyebb szintekben fordulnak elő, többnyire bázisos vulkánit és mészkő, de nem dolomit kíséretében. Gráctól D-re, a Sausal dombvidéken (1. az 1. ábrán) egy 670 m vastag paleozoós rétegsor figyelhető meg (SCHÖNLAUB, H. P. 1980), amelynek alsó részén zöldpala, fillit és szericitpala van némi kvarcporfírral és tufával, feljebb pala következik, mész¬ kőbetelepülésekkel. H. W. FLÜGEL (1988a-b) szerint fúrások alapján (3. ábra, 1. tábl.) hasonló kőzeteket (epizónás fillit, mészfillit, szericitfillit, szericites kvarcitpala, kovapala és grafitos kvarcit, helyenként mészkő- és bázitbetelepülésekkel, de savanyú vulkánitok nélkül) a Rába-vonal DNy-i folytatásáig és csaknem a magyar határig követtek. Az itteni gyengén anchi metamorf, sötétszürke, zöldes, pirites részben finomréteges agyagpalát, csillámos, néhol homokos és meszes közbetelepülésekkel (radocheni rétegek), a sausali sorozat fedőjébe helyezték. A Stájer-medence (1. az 1. ábrán) északabbi részein — Gráctól K-re — a fúrásokkal (3. ábra, 1. tábl.) feltárt medencealjzat gyengén metamorf kőzeteit H. W. FLÜGEL (1988a-b) a felső-ausztroalpi paleozoikum különböző összleteiként fogta fel, de konkrét rétegtani és tektonikai helyzetüket illetően más vélemények is vannak (pl. Ebner, F. 1988), ezért a mihályi palákkal való korreláció szempontjából elsősorban a kőzettani jellegekre összpontosítunk. A Gráctól K-re megfúrt wollsdorfi metabázitot H. W. FLÜGEL (1988a-b) a gráci paleozoikum legalsó részéről ismert vulkánitokkal egyeztette; F. NEUBAUER szóbeli közlése (1992) szerint azonban kőzettani jellegei alapján inkább a Penninikumba kellene sorolni. A keletebbre megjelenő és dolomittal kezdődő am- wieseni sorozat, amelynek magasabb részein dolomit- és szericitpala-betelepülések lehetnek, már bizonytalanabbul párhuzamosítható a gráci paleozoikum egyes magasabb szintjeivel (‘dolomithomokkő’), s az alatta települőnek vélt, de a magyar határig sehol ki nem jutó blumaui összlet (fillit, mészkő és dolomit váltakozása) gráci analógja már erősen problematikus. H. W. FLÜGEL (1988a) érdekes módon elfogadta, hogy a kisalföldi (valószínűleg nem a karbonátszegény nemeskoltai, hanem a karbonátos mihályi) szericitkvarcit, kvarcit- és homokkőpala az amwieseni sorozattal, a büki dolomit pedig annak alsó 476 Földtani Közlöny 123/4 tagozatával párhuzamosítható, de a sausali sorozat kisalföldi folytatását Balázs E. szóbeli közlésére — ‘a szomszédos magyar területeken addig paleozoikumba sorolt kőzetek kréta korúnak bizonyultak, s elválasztásuk a paleozoikumtól kérdéses maradt’ — hivatkozva vetette el, s emellett kétségbevonta a szentgotthárdi fillit korrelációját a közvetlen közelben lévő blumaui összlettel. 0 lan 50 I Prekainozoos képződmények felszínen (kibúvásban) Aljzatot ért mélyfúrás o szövegben említve BaKlp V t-CFKl oL‘ 1 a o P ° Ml a S SB Ol LjCFE 17 _ a I 3 CFW 2 kd 1 j CFG 1 Gü 1 °p r: ___ , . v- ^'<4* ( Szg-2 „ , ( J o 0Szg-l^- ' V* o Iv-2 o • Örl-2 Öri-3 3. ábra. A Stájer-medence és a Dél-Burgenlandi-küszöb metamorf aljzatát feltáró fúrások, H. W. FLÜGEL (1988b) nyomán. A fúrások által feltárt képződmények minősítése (1. tábl .) : korok - C = karbon, D = de¬ von, MZ = mezozoikum, P = perm, T = triász, összletek - a = arnwieseni, b = blumaui, g = gráci, k = kristályos, p = pennini, s = sausali, w = wollsdorfi Fig. 3. Metamorphic basement of the Styrian basin and the South Burgenland ridge in wells (after H. W. FLÜGEL , 1988b). A fúrási rétegsorok (1. tábl.) alapján a három számbavehető képződ ménycsoport az alábbi módon jellemezhető: a) sausali sorozat (8 fúrás, ebből kettőben — Wiersdorf 1 és Pichla 1 — kristályos kőzetek fölött) — erősen gyüredezett, uralkodóan sötétszürke fillit és grafitfillit egyedi kvarclencsékkel, ritkábban zöldes fillitpala, szericites kvarcfillit és grafitkvarcit, va¬ lamint mészfillit; az egyik fúrás (St. Peter 1) rétegsorának alsó harmada dolomit, amely Bállá Z.: A kisalföldi metamorfltok tektonikai helyzete 477 esetleg az amwieseni analógja lehet (az erősen eltérő dőlésekből ítélve a határ va¬ lószínűleg tektonikus eredetű); b) blumaui összlet (4 fúrás, feküjét egy sem érte el) — fekete és szürke, néha zöl¬ desibolya fillit és grafitos fillit kvarclencsékkel, ritkábban mészkő és mészfillit, még rit¬ kábban fillites agyagpala, agyagpala, karbonátos agyagpala és tufitpala, valamint do¬ lomitos mészkő és karbonátos kvarchomokkő, néhol (Blumau la) nagy szerepet kap a dolomit és a dolomithomokkő; c) amwieseni sorozat (8 fúrás, háromban — Waltersdorf 1, Blumau la és Für- stenfeld Th 1 — a blumaui összlet felett) — uralkodóan dolomit, breccsás vagy tömeges, ritkán meszes dolomit, dolomithomokkő, mészkő és mészpala. A fentiekből véleményünk szerint eléggé nyilvánvaló, hogy a mihályi palák (Balázs E. 1971, 1975 — 24 fúrás) litológiai analógiája a gráci paleozoikummal meglehetősen bizonytalan: nincs bennük mészkő, ami a gráci paleozoikumnak jellemző képződménye, s ugyanakkor uralkodóan karbonátos-pélites üledékeik a gráci paleozoikumnak csak kis szakaszaival vethetők össze. A mihályi palák analógját tehát legfeljebb a blumaui vagy sausali összlet közül választhatnánk, mégpedig azok uralkodóan pélites kifej lődésű rétegsoraiból. Az analógia azonban így is csak közelítő: mindkettőben van mészkő, ami nincs meg a mihályi sorozatban. Térben a blumaui van közelebb (4. ábra), azonban a korrelációt ez a körülmény még nem bizonyítja. A litológiai analógia fennáll a kőszegi sorozattal is, amelyben elég sok a mészfillit és — a cáki konglomerátum törmelékében, valamint a szomszédos Rohonci-hegységben nagyméretű tömbökben (olisztolitok? pikkelyek?) — előfordul dolomit is (Varrók K. 1963, PAHR, A. 1980a, 1984). Metamorfózis Az ásványos összetétel alapján ÁRKAI P. et al. (1987) a mihályi palák metamorfó¬ zisát a zöldpala fácies kvarc-albit-muszkovit-kloritszubfáciesére rögzítette, azzal, hogy a hőmérséklet az epi- és anchizóna határa közelébe esett. A gráci paleozoikum me¬ tamorfózisa — a leírásban (Schönlaub, H. P. 1980) alkalmazott kőzetnevekből ítélve — ennél jóval gyengébb, valószínűleg nem lép ki az anchizóna kereteiből; ugyanilyen alapon valamivel erősebbnek vélhető a blumaui összlet metamorfózisa, de csak a sausali sorozat kőzetei metamorfizálódtak a mihályi paláknak megfelelő fokozatban. H. Fritz és F. NEUBAUER (1990) szerint a metamorfózis a gráci paleozoikum K-i peremvidékén is eléri a zöldpala fáciest. Lelkes-Felvári Gy. (1982) az alumoszilikát-ásványtársaság alapján arra a követ¬ keztetésre jutott, hogy a kőszegi palák a kvarc-albit-muszkovit-klorit §zubfáciesben alakultak át, néhol átmenetekkel a magasabb hőmérsékletű, biotitot is produkáló szub- fácies felé. Ez ugyanaz a szub fácies, mint amelyet Árkai P. et al. (1987) a mihályi pa¬ lákra meghatározott. Igaz ugyan, hogy Árkai P. és Balogh Kad. (1989) szerint a mi¬ hályi palák egy része az anchizóna magashőmérsékletű részébe tartozik, azonban ez a következtetés rendkívül kevéssé meggyőző, mivel nincs indokolva, sőt a felsorolt minták megoszlása az anchi- és az epizóna között sincs megadva. A mihályi palák némelyikében szintén megjelenik a biotit, amint az LelkesnÉ Fel¬ vári Gy. fényképén (FÜLÖP J. 1990: 29D. ábra) világosan látható, egyes fúrások (M — 18, — 20, — 22, — 27 (1. a 2. ábrán)) laboratóriumi vizsgálati eredményeivel ossz- 478 Földtani Közlöny 123/4 I i . ábra. A Kisalföld aljzatának és peremvidékeinek prekainozoós képződményei. Fig. 4. Pre-Cenozoic formations of the Little Piain. BÁLLÁ Z.: A kisalföldi metamorfitok tektonikai helyzete 479 hangban. Mivel biotit a kőszegi palákban sincs mindig jelen (Lelkes-FelváRI Gy. 1982), az eltérés mértéke valójában akár jelentéktelen is lehet. A rendelkezésre álló adatokból tehát az következik, hogy a mihályi és kőszegi palák eltérése egyazon szubfáciesen belül marad; a mihályi palák metamorfózisa esetleg valamivel gyengébb, mint a kőszegieké, de szigorúan véve még erre sincs bizonyíték. Az esetleges eltérés azonban amúgy sem tekinthető döntőnek, hiszen ismeretes, hogy szinte bármely képződmény metamorfózisa térben változhat, mivel a metamorf izográdok ritkán esnek egybe rétegtani határokkal. Konkrétan a Penninikum metamorfózisa erősen ingadozik (Koller, F. és Höck, V. 1987, Höck, V. és Koller, F. 1989): az Alsó-Engadini-ablakban pumpellyit-aktinolit fáciesű (anchizóna), míg a Tauem-ablakban eléri az amfibolit fáciest (mezozóna). A metamorf fok tehát semmiképpen nem lehetne a Penninikum diagnosztikai kritériuma. A metamorfózis Kőszegnél jóval gyengébb, mint az innen Ny-ra eső Tauem-ablakban (zöldpala és amfibolit fácies határ környéke — Frank, W. et al. 1987a). Ez a tendencia K felé folytatódhat, s természetes magyarázatul szolgálhatna arra, miért még gyengébb a mihályi palák metamorfózisa, ha azok valóban a kőszegiek analógjai. Jóval meggyőzőbb lehetne a geotermikus paleogradiensekben mutatkozó különbség, mivel ez a metamorfózis körülményeiben bizonyíthatna eltérést. Árkai P. et al. (1987) a mihályi palákra nagy geotermikus gradienst kapott, ami az Alpok variszkuszi metamorfózisára jellemző, ugyanakkor Lelkes-Felvári Gy. (1982) szerint a kőszegi palák két metamorfózison estek át, az elsőben (középsőkréta) kis, a másodikban (paleo- gén) pedig közepes geotermikus gradienssel, amint az szerinte más Pennini egységekben is megszokott. Mivel a középsőkréta szakasz csak bázisos magmatitokban előforduló reliktum-ásványokból körvonalazható, a mihályi palákkal — vagyis üledékes eredetű kőzetekkel — való összevetés során nyugodtan figyelmen kívül hagyható, s így elegendő a paleogén korú szakaszra vonatkozó következtetést szem előtt tartanunk; ezt tette Árkai P. et al. (1987) is. A geotermikus paleogradiens értékére mindkét munkában az illit-muszkovit b0 rács- paraméteréből következtetnek. ÁRKAI P. et al. (1987) azonban a saját mérési adatait nem a kőszegi mérési eredményekkel, hanem az ottani várható értékkel vetette össze. Ezt az utóbbit Lelkes-Felvári Gy. (1982) ügy kapta, hogy a mért értékek alapján megállapította: mind a paragonit, mind a karbonát jelenléte csökkenti a bG-értéket, így a várható érték a mérési adatok bármiféle átlagánál magasabb, ezért a legmagasabb mért értéket (9.015 Á) tekintette mérvadónak. Ennek alapján született következtetése a kőszegi — és általában a pennini — üledékes eredetű kőzetek döntően paleogén metamorfózisának közepes geotermikus gradiensére. Ha azonban az eltérést a kőszegi és a mihályi metamorfltok bG-értékei között az alapadatok (2. tábl.) szintjén vizsgáljuk, az alábbiakat állapíthatjuk meg. A paragonitos mészfillitek (PMF) esetében még a középértékek is egyeznek, a paragonitmentes mészfillitek (MF) közül az egyetlen ölbői adat a 24 kőszegi minta hibakorlátján belül van, a négy mihályi adat átlaga viszont kicsivel a 24 kőszegi minta hibakorlátjá az alá kerül, végül a paragonit- és mészmentes fillitek (F) kategóriájában az egyetlen mihályi adat valóban jóval a 33 vashegyi minta átlagának hibakorlátja alá esik. Az eltéréseknek azonban nem tulajdoníthatunk tűi nagy jelentőséget, mivel a mihályi adathalmaz egy nagyságrenddel kisebb, mint a kőszegi, s így egyik kőzetcsoportban sem ad reprezentatív átlagot, amelytől — amint azt a kőszegi halmaz esetében látjuk — a valószínűnek vett érték viszont lényegesen eltér. 480 Földtani Közlöny 123/4 Külön probléma, hogy a kis- és közepes nyomású metamorfózis határaként megadott b0 = 9 Á érték — egy emberek által felvett közelítő szám lévén — nyilvánvalóan csak bizonyos pontossággal érvényes, itt pedig éppen a pontossággal van probléma. LelkesnÉ Felvári Gy. (1982) mérési adatainak átlaga 9,006 Á, egy esetben ±0,002, egy másikban ±0,005 A statisztikus hibával, de alkalmazhatónak a mérési átlagnál 0,009 Á-mel nagyobb 9,015 Á érték látszik. ÁRKAI P. et al. (1978) megfelelő mérési adata 8,995 Á. Ez az érték a LelkesnÉ Felvári Gy. által jóval nagyobb számú (19 db) mintára kapott ±0,005 A hibával akár 9,000 A is lehetne, de ez még mindig mérési és nem korrigált, valószínű érték, amely minden bizonnyal magasabb lenne (ha volna elég adat a meghatározásához). S akkor még nem vettük figyelembe azt a tényt, hogy a hibakorlát értéke a mihályi mérések esetében az adatok kis száma ( 1 db) következtében teljesen bizonytalan, és azt sem, hogy a LelkesnÉ Felvári Gy. és Árkai P. et al. által valószínűnek vett kőszegi érték (a 9,015 Á) egyetlen, végeredményben véletlen minta mérési adatát (a teljes mintahalmaz maximális értékét) jelenti. A mérési adatok tehát nem szolgálhatnak érvként a korreláció ellen, sőt éppen el¬ lenkezőleg: inkább a metamorfózis — mérési pontosságon belül — azonos geotermikus gradiensét igazolják. Megjegyezzük, hogy LELKESNÉ Felvári Gy. módszerével a mihá- lyi adatokból akár egy még nagyobb (9,020 A) értéket is kiválaszthatnánk, ami ‘még inkább’ közepes geotermikus paleogradienst eredményezne. Ezért Árkai P. et al. (1987) következtetésével ellentétben úgy véljük: a mihályi palákon kapott bG-értékek nemhogy nem cáfolják, hanem egyenesen alátámasztják korrelációjukat a kőszegi palákkal, mivel kizárják a variszkuszi metamorfltokra jellemző nagy gradienst. Összehasonlításunk természetesen akkor lenne teljes, ha abba a gráci paleozoikumot is bevonnánk. Erre vonatkozóan azonban még viszonylag új összesítésben (Becker, L. P. et al. 1987) sem találtunk olyan mérési eredményeket, amelyek a Kisalföldön kapottakkal összevethetők lennének. Radiometrikus kor A mihályi palákra Árkai P. és Balogh Kad. (1989) egy 116 ±5 és egy 123 ±5 mil¬ lió éves (hauterivi-barrémi — Haq, B. U. és Van Eysinga, F. W. B. 1987) kort kapott3, azt (az idősebb büki korokkal együtt) ‘kevert’ — alpi ráhatással módosított variszkuszi — korként értelmezte s a korrelációt a kőszegi palákkal azon az alapon vetette el, hogy azokból csak fiatal ( < 35 millió év) korokat kaptak. Ez az eszmefuttatás hallgatólagosan azt tételezi fel, hogy ha a mihályi palák a Penninikumba tartoznának, metamorf koruk paleogén lenne, vagyis azt, hogy még ugyanazon paleogén korú metamorfózis hatásterületén voltak, amely a kőszegieket érintette, de olyan magas helyzetű tektonikai egységben (Felső Ausztroalpi) települtek, amelyet ez a metamorfózis már nem érintett. Ha ugyanis ezt a feltételezést elhagyjuk, az érvelés elveszti a logikai alapját: miért lenne a metamorfózis paleogén vagy idősebb kora megkülönböztető kritérium egy olyan területen, ahol a mélyebb helyzetű Penninikumot sem érte második metamorfózis? Maga a feltételezés — ugyancsak hallgatólagosan — arra épül, hogy a mihályi palák még az alpi régióba tartoznak. 3Ebben a büki dolomit-összletbol származó adatok nincsenek benne Bállá Z.: A kisalföldi metamorfltok tektonikai helyzete 481 A Mihályi -hátság azonban a Keleti-Alpok és a Nyugati -Kárpátok — a Rozália-hegy- séggel kezdődő és a Kis-Kárpátokkal végződő — átmeneti övében van (1. ábra), s az átmenet egyik igen fontos jellegzetessége az, hogy a Kárpátok felé eltűnik a paleogén metamorfózis, s mindenütt az a középsőkréta körű metamorfózis az utolsó, amelyet az Alpokban gyakran elfed a paleogén átalakulás. Ez pedig felveti azt a lehetőséget, hogy a mihályi palák — a kőszegiektől eltérően — már kívül estek a paleogén metamorfózis hatásterületén, s ezért bennük az a középsőkréta metamorfózis őrződött meg, amely a kőszegiekben csak a bázitok reliktum-ásványaiból rekonstruálható, s ebből a szempontból a mihályi palák már ‘kárpáti’ képződménynek tekinthetők. Az a pennini óceáni medence, amelynek anyagából a kőszegi sorozat kőzetei képződtek, már a krétában eltűnt, s a paleogén orogenezis egy másik medence bezáródásával kapcsolatos. Mivel kevéssé valószínű a két medence teljes konformitása, nincs semmi okunk azt feltételezni, hogy a paleogén metamorfózis és a kőszegi sorozat ugyanazon a helyen ér véget. Lehetségesnek tartjuk hogy a Kárpátok felé a paleogén metamorfózis hamarabb tűnik el, mint a kőszegi sorozat, s így az utóbbi szélső tagjai már csak kréta korú metamorfózist szenvedtek. E szélső tagok egyike lehetne a mihályi sorozat, amely így a jura időszakban felhalmozódott mélytengeri üledékekből keletkezett, ugyanúgy és ugyanabban a medencében, mint a kőszegi, de attól eltérően nem szenvedett paleogén korú metamorfózist. A gráci paleozoikumból csak kisszámú K-Ar koradat áll rendelkezésre, ezek L. P. Becker et al. (1987) szerint 80 és 180, H. Fritz és F. Neubauer (1990) szerint pedig 80 és 238 millió év közé esnek. Ezen belül a mélyebb tektonikai egységek/takarók kora fiatalabbnak (6 mintából 98 — 133, 1-ből 80 millió év) látszik a magasabb helyzetű korᬠnál (10 mintából 155 — 200 millió év, 1 — 1-ből 121, 138 és 238 millió év), nyilvánvalóan a szelvényben lefelé erősödő alpi behatás következtében (FRITZ, H. és NEUBAUER, F. 1990). Könnyen belátható tehát, hogy a radiometrikus kor a tárgyalt tartományban lé¬ nyegileg metamorf fokot tükröz. A radiometrikus korok, következésképpen, egyaránt összeegyeztethetők a mihályi paláknak mind a kőszegi mezozoikummal, mind a gráci paleozoikummal fennálló ro¬ konságával, vagyis nem használhatók fel választáshoz a kettő közül. Összesítés A mihályi palákra vonatkozó alapadatok három csoportja közül (1) a litológiai ha¬ sonlóság mind a kőszegi mezozoós, mind a sausali vagy blumaui paleozoós képződmé¬ nyekkel fennáll, (2) a metamorfózis foka közelebb áll a sausali, mint a blumaui összle- téhez, s a kőszegi palák esetében talán valamivel nagyobb, de a Penninikum regionális képébe ez a különbség beleilleszthető; a geotermikus paleogradiens a kőszegi palákéval a mérési pontosságon belül azonos, s így a variszkuszi metamorfózis ellen szól, végül (3) a kőszegiektől eltérő radiometrikus korok a Mihály i-hátságnak a Keleti- Alpok és Nyugati -Kárpátok átmenetén elfoglalt helyzetével könnyen magyarázhatók, s a gráci paleozoikumból kapott értékekkel fennálló hasonlóság ellenére nem szolgálhatnak alapul a mezozoós kor kizárásához. 482 Földtani Közlöny 123/4 - E T; 3 fS E -a *o a. X- c t= ó SS C Ü ÍTÍ o o. *r- . — , X 3 E ’c X> .2 *5 3 o >•« *s\ — fNl £ C £ o E 3 o E 3 5 X •o o 0- o *r* ’C O VO -O E ^-■r- X '