Földtani Közlöny A Magyarhoni Földtani Társulat folyóirata Bulletin of the Hungárián Geological Society Vol. 122. No. 2-4 Budapest, 1992 Földtani Közlöny A Magyarhoni Földtani Társulat folyóirata Bulletin of the Hungárián Geological Society Vol. 122. No. 2-4. 1992 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, Greschk Gyula, HORVÁTH Ferenc, Kaszap András, Szederkényi Tibor, Vörös Attila Kétjük, a kéziratokat az alábbi címre küldjék Please, send manuscripts to KÁZMÉR Miklós, ELTE Őslénytani Tanszék, H-1083 Budapest, Ludovika tér 2. Földtani Közlöny is abstracted and indexed in GeoRef (Washington), Pascal Folio (Orleans), Zentralblattfür Geologie und Palaontologie (Stuttgart), Referativny Zhurnal (Moscow) and Geológiai és Geofizikai Szakirodalmi Tájékoztató (Budapest), Földtani Közlöny 122/2—4, 133—165 (1992) Budapest A pannoniai (s.l.) formációk térképezése az Álföldön: elterjedés, fácies és üledékes környezet Pannonian (s.l.) lithostratigraphic units in the Great Hungárián Piain: distribution, facies and sedimentary environment Juhász Györgyi 1 (17 ábrával) Összefoglalás A szerzó többéves kutatási tapasztalat nyomán megpróbálta szisztematikusan azonosítani, korrelálni és térképezni a pannóniai (s.l.) litosztratigráfiai egységeketaz Alföldön. A munka közel 900 alap- és pillérfűrás, valamint egyéb szénhidrogénkutató fúrás rétegsorának elemzésén alapszik. Az azonosíthatóság és térképezhetöség kritériumainak szem előtt tartásával nyolc formációt különítettünk el, és javaslatot teszünk a Magyar Rétegtani Bizottság által elfogadott formációbeosztás módosítására (3.ábra). Meghatároztuk az egyes formációk területi elterjedését, vastagságviszonyait, megszerkesztettük tetótérképüket, valamint a Tótkomlósi és a Szolnoki Formációnak a vastagságtérképét is. A litosztratigráfiai egységek elemzése során meghatároztuk azok üledékes fácieseit, felvázoltuk szedimentológíai-fejlődéstörténeti modelljüket. A formációk regionális kapcsolatait, valamint a fáciesviszonyokat az Alföldet átszelő regionális földtani szelvényeken mutatjuk be, kiemelve a fejlődéstörténeti érdekességeket. Meghatároztuk és kitérképeztük azt a területet, ahol a nyíltvízi (delta lejtő) és a delta front fácies üledéksora többször megismétlődik egymás fölött, (Algyői és Törteli Formáció), és felhívtuk a figyelmet ennek fejlődéstörténeti hátterére, valamint a további vizsgálatok jelentőségére. Summary Identification, correlation and mapping of the lithostratigraphical formations in the Pannonian (s.l.) sequence in the Neogene basin of the Great Hungárián Piain (Alföld), E Hungary, was 'lUHÁSZ Györgyi, MÓL Rt.—OGIL, 1311 Budapest, Pf. 43. A kézirat beérkezett: 1991. december 10. Átdolgozva: 1992. november 5. 134 Földtani Közlöny 122 / 2—4 carried out based on lithological and detailed sedimentological investigations as well as palaeogeographical reconstruction, using the geological data of more than 900 boreholes. Eight lithostratigraphic formations were identified and mapped, seven of them are sedimentary ones. Proposals are given fór the necessary changes in the present chart of the Pannonian s.l. formations in the Great Hungárián Piain (Fig, 3). The paper gives brief characterisation of each formation eonceming the Lithofacies, extent, lower and upper boundaries, depth of the sedimentary environment and thickness, as well as their depositional models (Figs.7, 10, 16, 17). Békés Formation: Built up by oligomictic sandy conglomerates and pebbly sandslones, formed in a coastal environment along preexisting islands. It can be identified in a limited area (Fig. 4). It is underlain by the Pannonian basement, overlain by calcareous maris and clay maris. Tótkomlós Formation: The calcareous mari and mari succession was formed in the basins, far from sediment input. It displays different appearance depending on water depth, either shallow or deep. It grades upward intő mari and clay mari, and if connected to steep relief it contains pebbles. It has large extent underlain by the Békés Formation or the basement, overlain by the Nagykörű Formation (Figs. 4, 6a). Its thickness varies between 20 and 300 m (Fig. 5), Nagykörű Formation: The offshore argillaceous maris are widespread all over the basin with variable thickness of about 10—600 m. It is the thickest in the- N part of the basin, in the Jászság subbasin. In the upper parts it contains thin silty and sandy intercalations of distal turbidites. Underlain by the Tótkomlós Formation, the Békés Formation, as well as the basement in the margins, overlain by the Szolnok Formation and the Algyó Formation. Szolnok Formation: The fine-grained sandy turbidites are easy to deteet and map. It can be found in the deepest part of the basin. Most of the turbidites arrived from the NW—W direction in elongated fan systems along the shoreline, while somé of them came from the NE in a single, elongated fan system along the valley of the Derecske trough (Fig. 8). Its top follows the basement morphology, and the thickness exceeds 1000 m, pinchíng out towards the flanks of structural highs (Figs. 8, 9). Algyő Formation: The prevailing rock types are siltstones, and argillaceous maris, containing sandstone intercalations. It is widespread all over the basin and was formed in the slope environment. The shelf itself was very narrow in the basin, thus the lithofacies, formed in the delta slope and the basin slope, merge here. In the eastern areas it alsó contains the deep basin facies as the fine grained slope aprón sediments derived from the flanks of the structural highs, the overbank deposits of the fan system and the basinal argillaceous maris cannot be differentiated by the available data. Its top more or less follows the basement morphology (Fig. 11). Its average thickness is about 400—500 m, bút can reach 1000 m in the deepest zones and the E part of the basin (Figs. 7, 10). It is underlain by the Szolnok Formation and the Nagykörű Formation (this latter cannot be dtfferentiated), overlain by the Törtei Formation. Törtei Formation: The médium and fine-grained sandstoneand siltstone lithofacies was formed in mainly delta and shoreline environments. Due to the tremendous amount of sediment discharge by rivers, fluvial dominated lobate type deltas were formed, thus the deltaic lithofacies are very characteristic, widespread and thicker than usual (Figs. 6, 7, 10). Multi-level mouth-bar and distributary channel fill as well as crevasse-splay successions form the coarse mernber of the formation. Underlain by the Algyő Formation and overlain by the Zagyva Formation or the Quartemary sediments around the marginal areas. A zone of facies interfingering can be mapped in the E part of the basin, caused by the changes of relative sea levet (mainly due to tectonics and probably alsó to eustacy), where the Algyő and Törtei Formations intercalate (Figs. 11, 15). These large-scale phenomena cannot be detected in the W part of the basin, only the thickening of the Törtei Formation. The reason probably is, that sediment input from the NE was less and finer grained than that of the NW. Therefore the smaller delta system prograding from the NE was more sensible fór the changes of relative sea level while the larger, arriving from the NW, kept equilibrium with it. JUHÁSZ Györgyi: Pannóniái formációk elterjedése a i Alfáidon 135 Zagyva Formation: The thin bed ded altemating siltstone, sandstone and claystone succession was formed in an alluvial piain of meandering streams, with oxbow lakes, a few small lakes and marshes, The thicker sandstone beds are channel-fill and point-bar sediments. The formation is nőt widespread in the Hungárián Piain, it pinches out in the Danube-Tisza interfluve, and in the area of facies interfingering mentionod above(Figs, 6, 7, 10, 13, 15). It is underlain by the Törtei Formation and overlain by the Quartemary sediments. Key words: lithostratigraphy, sedimentology, Neogene, Pannonian, Hungary, Pannonian hasin, mapping Bevezetés Az alföldi neogén süllyedék kutatásában a legnagyobb ismertségi fokot a pannóniai (s.l.) képződmények tekintetében értük el (1. ábra). A több ezer méter vastag üledékösszlet litosztratigráfiai tagolása GAJDOS és munkatársai (1983, 2. ábra) munkássága nyomán elviekben megoldottnak tekinhető ugyan, a modell térbeli kiterjesztése, a regionális feldolgozás és korreláció során azonban számos probléma és ellentmondás merült fel. A pannóniai összlet felhalmozódást törvényszerűségeinek tisztázása, amely elsősorban az Alföld délkeleti süllyedékzónáinak szedimentológiai és szeizmo- sztratigráfiai vizsgálataira épült, nagyban hozzájárult a litosztratigráfiai egységek értelmezésének sikeréhez. Az itt bemutatott, eredetileg 1:500.000 méretarányban szerkesztett térképsorozat az alföldi pillér- és alapfurások alapján, közel 900 fúrás rétegsorának litosztratigráfiai feldolgozásával és szedimentológiai értelmezésével készült el. A térképezés tapasztalatait és a térbeli korreláció elvégzéséhez szükséges változ¬ tatásokat tárgyalja a jelen tanulmány, különös hangsúlyt fektetve az azonosítás és értelmezés szedimentológiai vonatkozásaira. Kutatástörténet Elsősorbana szénhidrogénkutatásban dolgozó szakemberek foglalkoztakolvanjellegű tagolás elkészítésével, amely az egész Alföldre általános érvényű lehet. A mélyfúrások földtani adatait először Kőrössy (1955, 1968) foglalta össze, majd VÖLGYI (1965) szintetizálta a mélyföldtani ismereteket. Az alföldi pannóniai (s.l.) üledékösszlet tagolása elsősorban litológiai megfontolásokon alapult, mivel bebizonyosodott á rétegek jelentős laterális folytonossága. Az első átfogó jellegű tagolást Kőrössy készítette 1971-ben. Bár nem tipikusan litosztratigráfiai egységeket, hanem litofácieseket különített el, a tagolás maga ma is helytálló. A fejlődéstörténetet illetően azonban gyökeresen megváltozott a szemlélet. A medencebeli pannóniai (s.l.) képződmények litológiai tagolódásának megis¬ merésében jelentős előrelépést jelentett a Szalay és Szentgyörgyi (1979) által kidolgozott litológiai trendanalízis vizsgálati módszere. Olyan eljárást dolgoztak ki, amely az üledékképződés folyamatát követve, a változás lényegi, tendencia-jellegét emeli ki. A számos mélyfúrás kutatási eredményei lehetővé tették egy olyan litosztratigráfiai beosztás elkészítését, amely a karotázs szelvények kőzettani tartalmának ismeretére épül 136 Földtani Közlöny 122/2—4 1. ábra. A pannőniai (s.l.) képződmények talpmélység térképe (CSÍKY et al., 1987). 1. Makó—Hódmeaívásár- helyi-árok, 2. Derecskei-árok, 3. Jászsági-süllyedek. 4. Békési-medence. Fig. 1. Structural map at the bonom of the Pannonian (s.l.) formations (CsÍKYet al., 1987). 1. Makó — Hód¬ mezővásárhely trough, 2. Derecske trough, 3. Jászság basin, 4. Békés basin. (Gajdos et al., 1983). A szarmata és a pleisztocén között található pannőniai (s.l.) üledéksorort belül 12 formációt különítettek el, négy formációcsoportba sorolva őket (2. ábra). Az egyes litosztratigráfiai egységek határait megpróbálták azonosítani a Marinovic és Boskov-Stainer (1971) által kidolgozott lyukgeofizikai markerekkel, amelyeknek egy része alkalmazható volt a magyarországi medenceterületekre is. A formációk térbeli kiteijesztése során a legfőbb problémát az jelentette, hogy a Marosi Formációcsoportot éles határral választották el a Nagykörűi Formációtól, így térbeli követésükre nem nyílt mód. JÁMBOR (1980a) szintetizáló munkájában igyekezett egyensúlyba hozni a hegység¬ peremek és medencebeli pannőniai (s.l.) képződmények geológiáját, ezen belül a JUHÁSZ Györgyi: Pannóniái formációk elterjedése az Alföldön 137 FORMÁCIÓ csoport (típusok) formációk fedő Fáciestípus 1 MAfiYAI FÖLDI TARKAAGYAG FORMÁCIÓ J Tavi-folyóvízi üJedékfácies ZAGYVA! HOMOK - AGYAG FORMÁCIÓ (Felső vezérszint ___ -" típus) TÖRTÉL! HOMOKKŐ FORMÁCIÓ _■ ~ ) Regressziós delta jellegű üledékfácies CDeitafron t—Jejtő J* tipus) ALGYŐI AGYAGMÁRGA-HOMOKKŐ FORMÁCIÓ 5 ^ (Alsó vezérszint f —Lípus.) —SZOLNOKI HOMOKKŐ-AGYAGMÁRGA FORMÁCIÓ S CSzámyhomokkö típus) ^ Transzgressziós jellegű feltöltő¬ dési mutató üledékfácies NAGYKÖRŰI AGYAGMÁRGA FORMÁCIÓ ) \ VÁSÁRHELYI ^ : ^ TÓTK0M ^r^ /^ . KECELI )mÉSZ^-> bekesi / / MARGA . x r> MÁRGA F, _ F ;J> í Transzgressziós üledékfácies helyenként vulkáni tevékenységgel f e k ű 2. ábra. Az alföldi pannóniaiképződményeklitosztratigráfiai egységei, és egymással való kapcsolatuk (GAJDOS etal., 1983). Fig. 2. Uthostratigraphical units of rhe Pannonian formations in the Hungárián Piain and their correlation (Gajdos et al, 1983). litosztratigráfiai egységek összeszerkesztését is megkísérelte. Felhívta a figyelmet, hogy a dunántúli medencebeli formációk megfeleltethetők az alföldieknek. Ő szervezte meg a pannóniai (s.l.) képződményeket bemutató térképek szerkesztését az egész országra (JÁMBOR 1985,1988; JÁMBOR et al., 1987). Az alföldi pannóniai üledéksor felhalmozódási törvényszerűségeit vizsgálva elsők között Mucsi és RÉVÉSZ foglalkozott a delta üledékképződés lehetőségével (Mucsi, 1973; Mucsi és Révész, 1975; Révész, 1980). Bérczi és Phillips (1985) a Hód—I fúrás és környezetének részletes szedimentológiai vizsgálata során tisztázták a DK-alföldi neogén süllyedők feltöltődésének elvi mechanizmusát. Négy fő felhal¬ mozódási egységet különítettek el: mélymedence fáciest, prodelta fáciest, delta front és delta lejtő fáciest, valamint delta síkság fáciest. Az általuk készített fáciesmodell a mai napig a további kutatások alapjául szolgál. A pannon kutatásában éppen e törvénys¬ zerűségek felismerése és az alkalmazott és hagyományos szedimentológiai vizsgálatok széles körű alkalmazása lendítette előre a további kutatások fejlődését, a litosztratigráfia, a biosztratigráfia, a biofáciesek, a szeizmikus sztratigráfia és legújabban a szekvencia sztratigráfia terén is. (Bérczi et al., 1987; Pogácsás és RÉVÉSZ, 1987; Révész et al., 1989; Juhász et al., 1989; Juhász, 1990, 1991; Pogácsás et al., 1992). ősföldrajzi keretek Az alföldi neogén süllyedők aljzatának mai képét az újalpi szerkezeti mozgások formálták, egy morfológiailag erősen tagolt, részmedencék és alaphegységi kiemelke¬ dések sorával jellemzett medencét hozva létre. Az extenziós medencében ÉK—DNy-i 138 Földtani Közlöny 122/2—4 3. ábra. Az azonosíthatóság és térképezhetőség kritériumainak szem előtt tartásával javasolt formációbeosztás az alföldi pannóniai rétegsorban. Fig. 3. Suggested lithostratigraphical chart, hased on íhe identification and detailed mapping of the Pannonian s.l. formations in the Hungárián Piain. irányú oldaleltolódásos rendszerek és a hozzájuk kapcsolódó tektonikai elemek teszik meglehetősen bonyolulttá a szerkezeti képet (Royden et al., 1983; Horváth et al., 1987). A térben és időben eltérő mértékű süllyedés a középső miocénban indult meg, és a pannóniai (s.l.) során vált intenzívebbé, amelynek következtében a legmélyebb zónákban több ezer méter vastag üledéksor halmozódott fel. Az alpi-kárpáti régió kiemelkedése szolgáltatta azt a hatalmas mennyiségű törmelékanyagot, amelyet a csapadékos klíma hatására nagy vízhozamú folyók juttattak el a medencébe. A feltöltődés több irányból történt, de a legjelentősebb delta rendszerek hazánk területén az ÉNy-i és ÉK-i peremeken alakultak ki. A feltöltődés során a Gilbert-típusú, meredek lejtővel, jól fejlett torkolati zátonyok¬ kal, de fmomszemcsés üledékanyaggal jellemzett deltaágak gyorsan progradáltak a medencebelső irányába. A delta előterében és a medence mély zónáiban vastag turbidit összlet halmozódott fel, egyrészt a szakaszos tektonikai mozgások következtében, másrészt a vízszintingadozásokhoz kötődően az alacsony vízállások idején. Mivel a legjelentősebb üledékbeáramlás ÉNy-i és ÉK-i irányból érkezett, az Alföld délebbi részeire a terrigén törmelékes üledékanyag sokkal később ért el. A medence ezen részeiben, a delta ágaktól távolabbi területeken pelágikus üledékképződés folyt, ahol szuszpenzióből agyagmárga, még távolabb mészmárga rétegsorok rakódtak le. Néhány kisebb sziget partvonala mentén abráziós konglomerátum képződött. A medence jelenlegi geometriáját illusztrálja a pannóniai (s.l.) képződmények talpmélység térképe (1. ábra, CsÍKY et al., 1987), amely jól szemlélteti a főbb JUHÁSZ Györgyi: Pannóniái formációk elterjedése az Alfoldön 139 4. ábra. A pannóniai (s.l.) alapképződmények területi elterjedése és kőzettani kifejlődése az Alfoldön. 1. abráziós konglomerátum és homokkő (Békési Formáció), 2. vulkánit (Keceli Formáció), 3. mészmárga (Tótkomlősi Formáció), 4 . márga (Tótkomlósi Formáció), 5. agyagmárga (Nagykörűi Formáció). Fig. 4. Distribunon of the hasal Pannonian formations. 1. conglomerates and sandstones (Békés Formádon), 2. volcanics (Kecel Formaiion), 3. calcareous mart (Tótkomlós Formádon), 4. maris (Tótkomlós Formádon), 5, argillaceous mari (Nagykörű Formádon). süllyedékzónákat: Makó—Hódmezővásárhelyi-árok (1), Békési-medence (2), Derecskei- árok (3) és Jászsági-süllyedék (4). A pannóniai (s.l.) összletet legnagyobb vastagságban eddig a Hód—I jelű fúrás tárta fel (4450m), de a szeizmikus adatok alapján a még feltáratlan legmélyebb zónákban a rétegsor vastagsága elérheti az 5 km-t is. A medenceperemek irányában az összlet vastagsága azonban erősen lecsökken és csak 200—300 m a vizsgált területünkön, míg a hegységperemek irányában kiékelődnek a rétegsorok (1. ábra). 140 Földtani Közlöny 122/2—4 Fig. 5. Isopach nap of Tótkomlós Fonnation, A pannóniai (s.l.) összlet aljzatát miocén üledékek, ezek hiányában a neogén aljzat mezozoós, ill. prekambriumi képződményei alkotják, A miocén rétegsort középső- és felső-miocén tengeri és csökkentsósvízi üledékek, valamint változó vastagságú vulkáni képződmények építik fel. A térképezés módszerei Ha a regionális korreláció csak litosztratigráfiai meggondolásokon alapul, általában bizonyos fenntartásokkal kezelik, mivel előfordulhat, hogy hasonló felépítésű rétegsorok különböző helyeken, különböző időben halmozódtak fel, így korrelációjuk nem indokolt. A párhuzamosítás mégis megvalósítható azonban bio-, ill. kronosztratigráfiai adatok nélkül is, ha a fáciesvizsgálatok a rétegek jelentős laterális folytonosságát bizonyítják (Miall, 1984). A pannóniai (s.l.) összlet ez utóbbi kritériumnak eleget tesz. Ezt ismerték fel munkájuk során GAJDOS és munkatársai (1983), a mik or kidolgozták a jelenleg érvényes fomiációtáblázatotaz Alföldre. Ők alapvetően a karotázs szelvények kőzettani tartalmára és a lyukgeofizikai markerek követésére építették föl a rendszert. JUHÁSZ Györgyi: Pannóniái formációk elterjedése az Alföldön 141 A litosztratigráfiai egységek fogalmának kritériumához tartozik azok azonosítható¬ sága és térképezhetősége is. A Magyar Rétegtani Bizottság által elfogadott formációkat- korábban senki nem próbálta meg térképezni az Alföldön, jelen munka az első kísérlet e területen (Id. még JUHÁSZ, 1991). Az Alföld nagy vastagságú neogén rétegsorának vizsgálata a szórványos, igen gyér maganyag elemzésén, valamint a fúrások vertikális szelvényében folyamatos, de jóval kevesebb in formációval szolgáló karotázs szelvények értelmezésén alapul. Mindkét módszer más-más léptékű felbontást enged meg, egybevetésük sem könnyű feladat. Még kisebb a felbontóképessége a szeizmikus szelvényeknek, amelyek azonban a rétegsorok szelvény menti követésében nyújtanak nélkülözhetetlen információkat. Medence méretű feldolgozásokhoz azonban mindhárom eszköz kombinációjára szükségünk van. A jelen térképezés alapvetően az alföldi medencekitöltés felhalmozódási törvénys¬ zerűségeinek feltárásával, a törmelékes szedimentológia módszereinek alkalmazásával történt. Az ősföldrajzi és fejlődéstörténeti rekonstrukció egyben elősegítette a litosztratigráfiai egységek azonosítását, térképezését, és a korábbi ellentmondások kiküszöbölését is. A hagyományos szedimentológiai vizsgálatok körét karotázs szelvényalakelemzéssel bővítettük. Az SP, ellenállás és természetes gamma szelvények — amelyek érzékenyek a harántolt kőzetek kőzettani, szöveti változásaira, valamint a rétegtartalomra — együttes értelmezése alapján jellegzetes szelvényképeket lehet elkülönítem, amelyek valamely üledékes fácies tipikus megjelenési formái (Pirson, 1970; Serra és Abbott, 1980; Serra, 1985). A módszer Magyarországon történő bevezetése BÉRCZI nevéhez fűződik, és az SZKFI szedimentológusai rutinszerűen alkalmazzák munkájuk során. Eddig több száz mélyfúrás rétegsorát vizsgálták végig a magyarországi medenceterületeken, segítve ezzel a szeizmikus sztratigráfiai kutatást, A módszer azonban csak akkor használható, ha előzőleg már tisztáztuk a leülepedési környezetet. A pannóniai (s.l.) összleten belül sikerült néhány üledékes fáciest elkülöníteni, amelyek jellegzetes szelvényképpel rendelkeznek (BÉRCZI etal., 1987; JUHÁSZ et al., 1989; Juhász, 1990a, 1990b, 1991). A vizsgálatok eredményeit szeizmikus szelvényeken ábrázolva, a szedimentológia és a szeizmikus sztratigráfia együttesen jelentős előrelépést tett az Alföld medence- analízisében (Pogácsás és Révész, 1987, Pogácsás et al., 1992). A jelen tanulmányban az egyes formációk jellemzése során előbb az elterjedési és vastagságviszonyokat tekintjük át, valamint az azonosíthatóság szempontjait ismertetjük, majd a kőzetrétegtani egységek kőzettani kifejlődését, fácieseit és ezek szedimentológiai- fejlődéstörténeti hátterét igyekszünk megvilágítani. A pannóniai (s.l.) üledéksor litosztratigráfiai tagolása és térképezése az Alföldön A pannóniai (s.l.) üledéksor litológiai, szedimentológiai és litosztratigráfiai vizsgálata során nyilvánvalóvá vált, hogy az egyes kőzetrétegtani egységek itt fácieseket jelölnek, idő-transzgresszívek és a medence fejlődéstörténetével szoros kapcsolatban állnak. Az elmúlt tizenöt év szedimentológiai kutatásai alapján lassan összeállt a kép a medence QUARTER 142 Földtani Közlöny 122/2—4 MIOCÉN JUHÁSZ Györgyi: Pannóniái formációk elterjedése az Alföldön 143 egészére vonatkozóan, és ez a szemléletmód segített abban, hogy az egyes felhal- mozódási ill. litosztratigráftai egységek térképezését elvégezzük. Pelites alapképződmények — áttekintés A GAJDOS és munkatársai (1983) által elkülönített 12 formációból nem volt mindegyik térben azonosítható és térképezhető, ez különösen a rétegsor alját felépítő képződményekre vonatkozik. A Nagykörűi, Dorozsmai és Vásárhelyi Formációk egymástól való elkülönítése és térképezése a rendelkezésre álló módszerekkel nem lehetséges, így nem javasoljuk önálló formációként történő megjelölésüket. Ezek ugyanannak a nyíltvízi beltengeri agyagmárga-márga képződménynek különböző kifejlődési típusai: — A Nagykörűi Formáció agyagmárga, márga kifejlődésű képződményeinek azonosításával nincs probléma. — Igen meredek relief esetén extraformacionális kavicsok behordódása történt, így a márga, mészmárga, helyenként agyagmárga rétegsorok alsó részén elszórtan az aljzatból származó kavicsszemcsék jelennek meg (Dorozsma, Kismaija), a Hód—I és Derecske—I fúrásban pedig a márga rétegsorok közé kavics csíkok iktatódnak, ami nyilvánvalóan jelzi a tektonikai mozgások szakaszos voltát. Ezeket a képződményeket nevezték Dorozsmai Formációnak. — A nyíltvízi rétegsor felsőbb szakaszain a turbiditek disztális részének vékony homokkőcsíkjai jelennek meg, fokozatos átmenetként a Szolnoki Formáció felé. Ezt az összletet korábban Vásárhelyi Formációként jelölték. Az Alföld ÉK-i részén azonban a delta lejtő és a mélyvízi, finomszemcsés törmelékkúp csatornán kívüli üledékeinek („overbank deposits”)> vala min t a lejtőlábi becsúszott üledékes („slope-apron”) fácies megnevezésére szintén használatos volt a Vásárhelyi Formáció elnevezés, teljes zavart okozva. Nem csoda tehát, ha úgy tűnt, ezt az egységet lehetetlen térben követni. — A nyíltvízi pelites alapképződmények („bazális márgák” — talán e gyűjtőnév használata a legegyszerűbb, mivel mind sekély, mind mélyvízi üledékeket tartalmaz, és a pannon üledéksor bevezető képződménye) képződése az Alföld területén nem egyszerre, hanem időben eltolódva történt, elteijedésük azonban általános. A Tótkomlósi Formáció mindig azonosítható, hiszen a karbonáttartalom változása több módszerrel is követhető, így térképezése is megoldott. A bazális márga képződmények megfelelnek a Szalay—SZENTGYÖRGYI- féle (1979) litogenetikai osztályozás Pa| a egységének. A bazális márga képződményeknek két fő típusa különíthető el. Ezért az azonosítha¬ tóság és térképezhetőség kritériumainak szem előtt tartásával a következő litosztratigrá- fiai beosztást javasoljuk (3. ábra). 6. ábra. A lítosztraügráfiai egységek, a litofáciesek és a Etológiái felépítés kapcsolata az alföldi medencebeli fúrások pannóniai (s.L.) képződményeiben. A: a pannóniai (s.I.) rétegsor alsó részében, B: a pannőniai (s.l.) rétegsor felső szakaszán. 1 . homokkő, 1. aleurolit, 3. agyagmárga, 4 . mészmárga, 5 . delta-ág mederkitöltés-, 6. torkolati zátony-, ill. gátszakadás-sorozatok, 7. övzátony üledéksorok. Fig, 6, Relationships among the lithostratigraphical units, the facies and the lithology in the Pannonian sedimentary sequence of the Hungárián Piain. A: in the lower part of the sequence, B: in the upper part of the sequence. 1. sandstone, 2. siltstone, 3. argillaceous mari, 4. calcareous mari, 5. distributary channelfill, 6. mouth bar and crevasse splay, 7. point bar sequences. ÉNY DK S -ta. 7. ábra. Az Alföld pannonjai (s.l.) képződményeinek ÉNy—DK-i irányú vázlatos rétegtani-szedimentológiai szelvénye Verpelétés Battony a között. A jellemzó kőzettípusok: la: finomszemcsés homokkő, lb: közép- és finomszemcsés homokkő, 2. aleurolit, 3. agyagmárga, 4. mészmárga. Fig. 7. Straiigraphical and a ed i m entolog ical profilé in the Pannonian (s. l.J sequertce across the Hungárián Piain, between Verpelét and Battonya, in approximately NW—SE direction. la: Jine-grained sandstone, lb: médium- and fine-grained sandstone, 2. silistone, 3. argillaceous mari, 4. calcareous mari. Földtani Közlöny 122/2— JUHÁSZ Györgyi: Pannóniái formációk elterjedése az Alföldön 145 Tótkomlóst Formáció A Tótkomlósi Formáció az Alföld nagy részén a pannőniai (s.l.) üledéksor kezdő képződményeit tartalmazza, ill. a durvatörmelékes alapkonglomerátum fedőjét is ez képezi. A rétegsor azonosíthatósága, térképezhetősége és regionális elterjedése kielégíti a formáció megnevezéssel szemben támasztott követelményeket. A formáció a prepáimon aljzatra rétegtani diszkordanciával települ, kivéve a legmélyebb süllyedékek- ben, ahol üledékfolytonosan települ a miocén képződményekre (4. ábra). A rétegtani hiány teijedelmére vonatkozóan azonban jelenleg nincs kielégítő információnk, mértéke a medence különböző területein változó. A formáció elhatárolása megoldott, feküje a prepáimon aljzat, ill. a Békési Formáció, fölötte fokozatos átmenettel a Nagykörűi Formáció agyagmárgája települ. Vastagsága területenként igen változó, és nem mutat szoros kapcsolatot a jelenlegi aljzatmorfológiával. Helyenként el vékonyodik, másutt a 300 métert is meghaladja (5. ábra). A Tótkomlósi Formációt uralkodóan mészmárga, márga építi fel. A rétegsor általában mészmárgával indul, felfelé haladva azonban, a karbonáttartalom csök¬ kenésével, vala min t vékony agyagmárga közberétegződéseket alkotva, a kőzet márgába, majd agyagmárgába megy át. A mészmárga, márga képződmények a Tótkomlósi Formációt képviselik, a fölötte települő agyagmárga sorozat pedig a Nagykörűi Formációba sorolható (6a ábra). Uralkodóan márgás kifejlődés jellemző a medenceperemeken, ahol az üledékbehor- dás mértékétől függően az üledékek karbonáttartalma lecsökken, a kőzet fokozatosan agyagmárgába megy át, valamint a medencebelsőben néhány területrészen foltokban (4. ábra). A peremi részeken a formáció kőzettani kifejlődése és a kiékelődés vonala jól láthatóan kijelöli a fő behordási irányokat, mind ÉNy, mind ÉK felől, valamint egy kisebb jelentőségű, de erőteljes behordás valószínűsíthető az Alföld DNy-i részén (Kiskunhalas) egy keskeny sáv mentén. Itt a pelites alapképződményekben a mészmárga márgával, ill. agyagmárgával történő helyettesítése jelzi a törmelékanyag beáramlást, majd, mintegy ennek a sávnak folytatásaként, egy különálló turbidittest jelenik meg Kiskunhalas környékén (ld. Szolnoki Formáció). A képződmények mésztartalma 60—95 %, néhány % dolomitot, kevés kvarcszemcsét, és változó arányban agyagásványokat tartalmaz, mikrit szövetű. Battonya—Pusztaföldvár (Bat, Pf) térségében a karbonáttartalom olyan magas, hogy a kőzet mészkőnek minősül. A mészmárga több litofáciest képvisel. A kiemelt hátakon, sekély vízmélységben képződve színe világossárga, sárgásszürke, általában rétegzetlen, másutt mikrorétegzet- tség figyelhető meg, amelyet a kőzetben látható piritesedett növénymaradványok, aleurit feldúsulások jeleznek. Nagyobb vízmélységben képződve fáciese megváltozik, színe sötétebb, bamásszürke, foltokban néhol szürkészöld elszíneződésű. A legmélyebb zónákban az erősen redukáló körülmények és a magas szervesanyagtartalom hatására színe feketévé válik. Meredek aljzatmorfológia esetén az aljzatból származó kavicsok jelennek meg elszórtan a formáció alsó részében, a legmélyebb, leggyorsabban süllyedő zónák esetén pedig kavicscsíkok találhatók be nn e. A dél-alföldi bazalt vulkanizmus termékei (Keceli Bazalt Formáció) a mészmárga képződményekbe települnek, közberétegződéseket, lávapadokat alkotva, míg másutt 8. ábra. A Szolnoki Formáció tetőtérképe (Az *S” marker tengerszinthez viszonyított helyzete). Fig. 8. Structural map on top of Szolnok Formation (Depth of „S" marker below sea levet). Földtani Közlöny 122/2— 9. ábra. A Szolnoki Formáció vastagságtérképe. Fig. 9. Isopach map of Szolnok Formádon. -J JUHÁSZ Györgyi: Pannóniái formációk elterjedése az Alföldön NY KÉK Izsák Kecskemét Martfű Endréd Dévává nya Földes Sáránd Almosd 10. ábra. Az Alföld pannóniai (s.l.) képződményeinek közel K—Ny irányú vázlatos rétegtani-szedimentológiai szelvénye Izsák és Álmosd között. A jellemző kőzettípusok: la: finomszemcsés homokkő, lb: közép-és finomszemcsés homokkő, 2, aleurolit, 3. agyagmárga, 4. mészmárga. Fig. 10. Stratigraphical and sedimenlologicalprofilé in the Pannonian (s.l.) sequence across the Hungárián Piain in approximately W-Edirection. la:fine sandstone, lb: médium and fine sandstone, 2. siltstone, 3. argillaceous mari, 4. calcareous mart. 148 Földtani Közlöny 122/2— Juhász Györgyi: Pannóniái formációk elterjedése az Alföldön 149 vulkáni kúpok láthatók a szeizmikus szelvényeken. A vulkánitok elteijedése a 4. ábrán látható (NUSSZER és Balogh, 1980; Pap, 1983; Balázs és Nusszer, 1987). A Tótkomlósi Formáció képződményei a medence DK-i részei felé haladva egyre fiatalabb korúak. Részletes szedimentológiai vizsgálatuk a mai napig nem történt meg (pedig néhány helyen szénhidrogéntároló), így keletkezésük körülményei nem tisztázottak. A mésziszap biogén eredetére utaló nyomok a pásztázó elektronmik¬ roszkópos felvételeken sem látszanak, még a mészkő kifejlődésű pusztaföldvár—batto- nyai területen sem (SzentgyöRgyi, személyes közlés), ez azonban nem kizáró ok, hiszen egyes típusok vázai teljesen fel is oldódhatnak a diagenezis során. A mélyvízi kifejlődés azonban vagy vegyi kiválású, vagy áthalmozott lehet; az ellentmondás abban rejlik, hogy hatalmas a területi elterjedése, és nem ismerünk megfelelő fonásterületet. Nagykörűi Formáció A Nagykörűi Formáció nyíltvízi tavi-beltengeri agyagmárga képződményei általános elteljedést mutatnak az Alföldön, legfeljebb néhány fúrásban nem nyomozható a jelenlétük, de valószínűleg itt is megtalálhatók jelentéktelen vastagságban. A képződmények azonosíthatósága, térképezhetősége szintén kielégíti a formációval szemben támasztott alapvető követelményeket. A Nagykörűi Formáció a feküt alkotó mészmárgákből fokozatosan fejlődik ki, de a Tótkomlósi Formációra túlterjedő módon települ. A többi területen közvetlenül a miocén képződmények, illetőleg a pannóniai abráziós alapkonglomerátum (Kismaija, Kaskantyú) alkotják feküjét. Gyors transzgresszió esetén az agyagmárga rétegtani diszkordanciával, az alapkonglomerátum kimaradásával, közvetlenül települ a miocén sekélytengeri képződményekre (4. ábra). Fedője felé az elhatárolás csak ott megoldott, ahol a Szolnoki Formáció homokos turbidit kőzettestei települnek rá (6a ábra). A kisebb mélységű területeken, ahol az Algyői Formáció hasonlóan pelites kifejlődésű képződményei alkotják fedőjét, elkülönítésük a rendelkezésre álló módszerekkel nem lehetséges, ÜL nehézkes. A rétegsor kezdő képződményeit azonban itt is hasonló fáciesű, mély vízi, tavi agyagmárga alkotja. A Nagykörűi Formáció vastagsága átlagosan 10—50 m között változik az Alföldön, de esetenként 200—300 m is lehet. Kivételt képez a Jászsági-süllyedék, ahol a több száz méter vastagságot is elérheti (7. ábra). Ez utóbbi adat arra utal, hogy a turbiditek később érték el ezt a süllyedéket, mint a medence más területein, illetve arra, hogy itt az üledékképződés már jóval korábban megindult. Kőzettani szempontból a formációt sötétszürke agyagmárga építi fel, amely alsó részén általában rétegzetlen. A rétegsor aljában előfordulhatnak extraformácionális kavicsok. Felfelé haladva a rétegsorban, vékony aleurolit, majd finomszemcsés homokkő közberétegződések jelennek meg a pelágikus, beltengeri agyagmárga rétegsorban, növekvő gyakorisággal, amelyek már a turbiditek disztális részét képviselik. Békési Formáció A Békési Formáció abráziós parti környezetben képződött durvatörmelékes képződményeinek azonosítása és térképezése megoldottnak tekinthető. Feküje mindig 11. ábra. Az Algyői Formáció tetőtérképe (Az „L” marker tengerszinthez viszonyított helyzete). 1. fáciesösszefogazódás zónája. Részletesen ld. a szövegben. Fig. 11. Structural map on top of Algyő Formation (Depth of „L ” marker below sea levet). 1. zone of facies interfingering. 150 Földtani Közlöny 122/2—■ JUHÁSZ Györgyi: Pannóniái formációk elterjedése az Alíoldön 151 12. ábra. A feltöltódés során kialakuló litofáciesek térbeli elrendeződése az aljzatmorfológia függvényében. 1. uralkodóan közép- és finomszerríí homokkő, 2. uralkodóan finomszemű homokkő és aieuroltt, 3. aleurolít, 4. agyagmárga, márga, mészmárga. Fig. 12. Distribution oj lithofacies formed during progradanon as a Junction of basin Jioor morphology. 1. médium and fme-grained sandstones, 2. sandstones and siltstones, 3. siltstones, 4. clayey and calcareous maris. a preneogén aljzat, fedője általában mészmárga (Tőtkomlósi Formáció), Kismaiján azonban nyíltvízi tavi agyagmárga (Nagykörűi Formáció) települ rá. A Kaskantyú—2 fúrásban szarmata a Békési Formáció feküje (JÁMBOR, 1989). Kőzetanyaga a környező alaphegységből származik, finomszemcsés, oligomikt konglomerátum és kavicsos, durvaszemcsés homokkő építi fel. Rosszul osztályozott, a kavicsok jól kerekítettek, kőzetszerkezete rétegzetlen, helyenként gradációs jellegeket mutat. Növénymaradványok előfordulnak benne. Vastagsága átlagosan 30—40 méter, sehol nem haladja meg a 100 métert. A legnagyobb vastagságot a szerkezeti magaslatok 13, ábra. A Zagyvái Formáció tengerszinthez viszonyított talpmélység térképe („D” marker térkép), Fig. 13, Structural map al the bottom of the Zagyva Formádon (depth of „D” marker below sea level). 152 Földtani Közlöny 122/2—' JUHÁSZ Györgyi: Pannóniái formációk elterjedése az Alföldön 153 számyhelyzetében éri el, míg a tetőzónák és a mély zónák irányában elvékonyodik és kiékelődik. Ma ismert előfordulási területei az Alföldön az algyői gerincen: Algyő, Ferencszál- lás, Kisznmbor {A, F); a battonyai vonulaton: Battonya, Pusztaföldvár (Bat, Pf); Kismama térségében (Kism); valamint Endrődön egy-két fúrás szintén feltárta (4. ábra: abráziós konglomerátum és homokkő). A végig magvételes Kaskantyü—2 fúrás 30 cm vastagságban tárta fel (JÁMBOR, 1989). Ilyen csekély vastagságban az Alföld jóval nagyobb területén előfordulhat, azonban a rendelkezésre álló módszerekkel, a karotázs- szelvények segítségével ez nem nyomozható. Szolnoki Formáció Az egész Alföldön megoldott és problémamentes a Szolnoki Formáció finom- homokos-aleuritos turbidit képződményeinek az azonosítása és térképezése. Mind alsó, mind felső határának kijelölése egyszerű („S” és „L ” lyukgeofizikai markerek — 2., 6a ábra), mivel a turbidit összlet markánsan elkülönül az alatta található bazális márgáktól (Nagykörűi Formáció), valamint általában a fölötte települő Algyői Formációtól is, kivéve, ahol az erősen homokos kifejlődésű; utóbbi esetben a karotázs szelvények korrelációja segít. A Szolnoki Formáció elteijedése, mélység- és vastagságtérképe megrajzolható, bizonytalanságok csak a kis furássűrűségű kiékelődési- és összefogazódási-területeken, valamint a mély zónákban adódnak, ahol minden űjabb fúrás lemélyítésével rearn- bulációra szorul a térképünk (pl. Jászsági-süllyedék, Derecskei-árok, stb.) (7., 8., 9. ábrák). A Szolnoki Formáció elteijedése a medencerészek legmélyebb zónáira korlátozódik. Felszíne nagyjából követi az aljzatmorfológiát, szembetűnő módon emelkedik Ny-i és É-i irányban 1000—1500 m-ig, míg a legmélyebb zónákban 3500 m-re süllyed (8. ábra). Ez egyrészt az üledékek differenciális kompakciójának hatásából következik, másrészt arra utal, hogy leülepedése után a süllyedés jelentős mértékben folytatódott a medence nagy területén. A Szolnoki Formáció vastagsága a süllyedékekben meghaladja az 1000 m-t is (Hód—1: 1090 m, Derecske—1: 1020 m). A szeizmikus szelvények alapján azonban még több is lehet, míg a peremek irányában kiékelődik (9. ábra). Kőzettani szempontból a formációt vékonyabb-vastagabb fmomszemcsés homokkő, aleurolit és agyagmárga váltakozása jellemzi. A vastagabb homokkőrétegeket is kisebb ritmusok építik fel. Az összlet alsó részét disztális turbidit alkotja, ahol a pelitek részaránya jóval nagyobb, míg felső részén a homokkő rétegek vastagsága és gyakorisága megnő, a rétegsor fokozatosan proximális turbiditbe megy át. A szuszpenzióból, ill. sűrűségi (vagy gravitációs) áramlásokból leülepedett agyagmárga rétegek vastagsága 5—30 m között váltakozik; jellemző a vízszintes vékonyrétegzett, ill. lemezes szerkezet, másutt rétegzetlenek. A homokkövek finomszemcsések, karbonátos kötőanyagúak, mind összetételi, mind szöveti szempontból közepesen érettek. A kőzetmintákon felismerhetők a turbiditkép- ződésre jellemző üledékszerkezeti jegyek, a gyűrt, kaotikus rétegzettség, konvolűciő, az örvénylabdás szerkezetek, valamint a víztelenedés és terhelés hatására kialakuló tányér- és lángszerkezetek. Az egyes rétegekben jellemző az éles alsó határ, és a gradált rétegződés, melynek alsó szakaszán előfordulhatnak felszaggatott agyagmárga 154 Földtani Közlöny 122/2—4 JUHÁSZ Györgyi: Pannóniái formációk elterjedése az Alfoldön 155 intraklasztok. Gyakori a vízszintes, finom rétegződés, a réteglapok mentén feldúsuló szenesedett növénymaradványokkal. Felhalmozódásuk szempontjából elkülöníthető az Alföld Ny-i, elterjedési területének döntően nagyobb részén található turbidit összlet, amely nagy vastagságú kötegeket alkot. A kötegek viszonylag nagy területen követhetők, az egyes homokkőtestek azonban korlátozott elteijedésűek. Az összlet felső szakasza feltehetően a területre ÉNy-i irányból progradáló, erősen homokos üledékanyagot szállító deltarendszerhez kapcsolódik. Turbidit medrek azonban csak kevés helyen nyomozhatok a deltalejtőn a szeizmikus szelvényeken, míg karotázs szelvényen helyenként megjelennek (14. ábra). A törmelékanyag behordódása úgy képzelhető el, hogy párhuzamosan sok, helyét változtató meder alakult ki (16. ábra). A Derecskei-árokban a formáció csak az árok tengelyvonalában található meg igen jelentős vastagságban, míg a süllyedék szárnyain vastag, pelites, mélyvízi fácies fejlődött ki. Itt az ÉK-i, K-i irányból érkezett homokos turbidit üledékek, feltehetően vízalatti hordalékkúp rendszert alkotva, turbidit medrekben ülepedtek le, ill. haladtak végig a Vésztői-árok és a Békési-medence irányában (17, ábra). Az árokban a homokos turbidit üledéksort csak a Derecske—1 fúrás tárta fel 1020 m vastagságban. Az árok szárnyain, a Sáránd—1, Földes—2 és a Bagamér—1 fúrásokban a deltalejtő és a bazális márgák között, hasonlóan pelites kifejlődésben, a hordalékkúp nagy tömegű csatornán kívüli („overbank deposits”), valamint az oldalirányból behordódott lejtőlábi („slope aprón”) üledékeit találhatjuk. Mivel elkülönítésük a ma rendelkezésre álló módszerekkel nem lehetséges, ezt a mélyvízi pelites üledéksort az Algyői Formációba soroljuk (10. ábra). A Szolnoki Formáció turbidit sorozata megfelel a SZALAY És SzENTGYÖRGYI-féle (1979) litogenetikai osztályozás Paj b egységének. Algyői Formáció Az Algyői Formáció uralkodóan agyagmárga-aleurolit kifej lődésű képződményei általános elteijedésűek az Alföldön, és a Szolnoki Formációra túlterjedő módon települnek. A formáció az Alföld nagy részén a lejtő fáciest képviseli, amely alatt a delta lejtőt és egyben a medence lejtőt értjük. Mivel azonban a medencében a self rendkívül keskeny lehetett, szerepe elhanyagolható, így a két fácies gyakorlatilag egybeolvad. A medence peremein, a fő behordási irányoktól távolabb, a formáció a partközeli beltengert üledékes fácieseket is tartalmazza, úgy mint a lítorális, szublitorális zóna üledékes képződményeit. A felhalmozódási irányba eső szeizmikus szelvényeken jól látható az összlet lejtése. Az ÉK-i területrészeken (Derecskei-árok és környéke) a formáció a mélyvízi fácieseket is tartalmazza, amint arról a Szolnoki Formációnál már szó esett (16., 17. ábra). Felső határa („L” marker; 6., 11. ábra), amely az Algyői és a Törteli Formáció képződményeit választja el egymástól, azaz a hagyományos értelemben vett „a- Isó/felsőpannóniai” határt jelöli ki, az egész rétegsorban a legkönnyebben követhető 14. ábra. Jellegzetes karotázs szelvényalak rajzolatok a különböző litosztratigráfiai egységekben. 1. Zagyvái Formáció, 2. Törteli Formáció, 3. Algyői Formáció, 4. Szolnoki Formáció. Fig. 14, Characteristic well logs in the differem lithosiratigraphical uniís. 1, Zagyva Formádon, 2. Törtei Formádon, 3. AlgyőFormádon, 4, Szolnok Formádon. DNY ÉK tA o 15. ábra. Vázlatos DNy—EK irányú rétegtani-szedimentológiai szelvény az Alföld ÉK-i részén, a fáciesösszefogazódásizóna környezetében. A jellemző kőzettípusok: la: finomszemcsés homokkő, lb: közép- és finomszemcsés homokkő, 1. aleurolit, 3, agyagmárga, 4. mészmárga. Fig. 15. Stratigraphical and sedimenlological profilé across the zone offacies imetfingering in the NE part of the Hungárián Piain in approximately SW—NE direction. la: fine grained sandstone , lb: médium- andfine-grained sandstone, 2. siltstone, 3. argillaceous mari, 4. calcareous mari. Földtani Közlöny 122/2— JUHÁSZ Györgyi: Pannóniái formációk elterjedése az Alföldön 157 szint. Ma már azonban nyilvánvaló, hogy ez a felület fácieshatár, amely diakrón, vagyis nem egyidejű, és a medence DK-i részei felé egyre fiatalabb képződményeket jelent. Az Alföldre ÉNy-i és ÉK-i irányból érkező, nagy mennyiségű finomtörmelékes hordalékot szállító folyók a beltengerbe ömölve Gilbert-típusú delta rendszert, így viszonylag meredek dőlésű, bár változó (5—20°) delta lejtőt hoztak létre. Ez egyrészt a tektonikai, paleomorfológiai viszonyoknak, másrészt az igen gyors feltöltődésnek és az így kialakult hidraulikai körülményeknek köszönhető. Azokon a területeken, ahol az Algyői Formáció erősen homokos kifejlődésű (pl. néhány alaphegységi kiemelkedés fölött, valamint a felhalmozódás irányából tekintve azok előterében: Szarvas, Üllés, Algyő, Orosháza), elég nehezen vonható meg a határ mind lefelé, mind fölfelé; ilyenkor azonban a karotázs szelvények korrelációja segít. A szerkezeti magaslatok előterében a turbiditek feltorlódnak, a lejtő szöge erősen lecsökken, így a durvább szemcséjű üledékek is leülepedhettek rajta (12. ábra). A legmélyebb területeken a formáció vastagsága a 900 métert is elérheti, míg az alaphegységi kiemelkedések fölött és a medenceperemek irányában jelentős mértékben elvékonyodik, csak 100—200 méter (7., 10. ábra). A delta lejtő fácies vastagságából hozzávetőlegesen a mindenkori vízmélységre lehet következtetni, ha leszámítjuk a kompakció hatását. Komoly gondot okoz azonban a peremi területeken a Nagykörűi Formációtól való elkülönítése, mivel mindkettő pelites kifejlődésű. E probléma megoldására sem a karotázs szeivények, sem az igen gyér maganyag nem alkalmas, a felhalmozódás irányába eső szeizmikus szelvények esetén pedig azok kis felbontóképessége és a Nagykörűi Formáció vékony kifejlődése szab egyelőre határt. Ezért most nem szerkesztettük meg vastagságtérképét. Az Algyői Formáció pelites sorozatába ritkán vékonyabb-vastagabb homokkőrétegek iktatódnak, amelyek a lejtő alsó részén áthalmozott homokkőtestek (csúszás, suvadás, szemcsefolyás), míg följebb turbidit medrek, legfelső részén pedig torkolati zátonyok, ill. néhány helyen a hullámzás által átdolgozott vékonyabb homokkőrétegek lehetnek (14. ábra). A delta lebenyek időszakos áthelyeződéséből és a relatív vízszintingadozások- ból adódóan előfordul, hogy a terület újra vízzel bontottá vált, és sekély öböl, ill. vízalatti platform alakult ki, amely vékonyabb pelites üledéksorokat eredményezett a torkolati zátony üledékritmusok fölött. Ilyenkor a hullámzás energiájának volt elegendő ideje a víz alá került homo kk ő testek átdolgozásához. Az általában agyagmárga, aleurolit anyagú kőzetmintákon üledékszerkezet jegyek alig figyelhetők meg, ilyeneket legföljebb a finom homokkő betelepülésekben látni. Ezek általában rétegzettnek, vagy ferderétegzettség figyelhető meg, amely vagy a magmintáknál nagyobb léptékű keresztrétegzettséget, vagy egyszerűen a lejtő dőlését jelenti. A rétegek dőlése 5—7° közötti, de néhol elérheti a 18—20°-ot is. Az elválási felületeken szeneseden növénymaradványok és levéllenyomatok figyelhetők meg. A Derecskei-árok területén (a legmélyebb zónát kivéve) az Algyői Formáción belül a delta lejtő, a pelites mélymedence és a bazális márga litofáciesek nem különíthetők el, mint ahogyan azt már a Szolnoki Formációnál részletesen taglaltuk; így itt a formáció vastagsága jelentősen megnövekszik (10., 17. ábra). Az Algyői Formáció képződményei megfelelnek a Szalay — SzENTGYÖRGYI-féle (1979) litogenetikai osztályozás Paf egységének. 158 Földtani Közlöny 122 / 2—4 Törtéli Formáció A Törteli Formáció uralkodóan homokos, kisebb részben aleurolitos kifejlődésű képződményei a delta front, delta síkság környezetben leülepedett fácieseket képviselik. Az igen gyors ütemű üledékbehordódást és leülepedést jelzi az a tény, hogy a fmomszemcsés üledékek részaránya kicsi: csak vékonyabb aleurolit és agyagmárga rétegek formájában jelenik meg, valamint az, hogy a litofácies elterjedése sokkal egységesebb, mint azt irodalmi analógiákban láthatjuk. Emiatt nem különíthető el a delta front és a delta síkság homokos együttese, így egy litofácies egységet alkotnak. A formáció jellemzője, hogy öt méternél vastagabb peíites betelepülés általában nem jelenik meg benne (6b ábra). A folyók bőséges hordalékanyaga feltehetőleg ellensúlyozta a medence brakkvizének nagyobb sűrűségét, amit az általánosan elterjedt, jellegzetesen vastag, sokszor több ritmusban egymásra települt, homokos delta front összlet is jelez (6b, 14/2. ábra). A formáció elterjedése általános az Alföldön, és követése sem okoz gondot. Alsó határa, a már korábban tárgyalt Algyői Formáció teteje, az egész Alföldön markánsan jelentkező szint (11. ábra). Felső határa azonban csak a Zagyvái Formáció elterjedési területén szerkeszthető meg (13. ábra), míg főleg a Duna—Tisza-közén és az Alföld É-i peremein a pannóniai (s.l.) összlet legfelső részéig jellemzően homokos-pelites üledéksorok találhatók, amelyek uralkodóan mederkitöltés jellegű homokos fácieseket tartalmaznak, A Törteli Formációban található homokkőtestek torkolati zátony, deltaág mederkitöl¬ tés, illetőleg gátszakadás („crevasse splay”) eredetűek lehetnek, míg a közéjük rétegződő, jelentéktelenebb vastagságú, fmomszemcsés üledékekre jellemző a delta-ágak közötti, mocsári-ártéri, lagúna, ill, a mederágak áthelyeződéséből adódóan morotva, vagy szintén sekély brakkvízi öbölbeli kifejlődés (14. ábra). A mederkitöltések fölött, különösen a formáció felső részén, megjelennek a földes-fás barnakőszén, ill. lignit betelepülések. A Törteli Formáció az Alföld nagy részén felfelé durvuló szemcseösszetételű, delta fronton képződött torkolati zátony sorozattal fejlődik ki a delta lejtő pelites üledékeiből, amely a delta előrenyomulását jelzi. Másutt a delta ágak medrei bevágódtak az alatta települő rétegsorba, így a formáció mederkitöltés üledéksorral indul. Néhány helyen, magas vízállás esetén a gátszakadás egyenesen a beltenger irányában történt, így itt szintén felfelé durvuló szemcseösszetételű, a torkolati zátonyoknál vékonyabb, de turbiditekre utaló üledékszerkezeti jegyeket tartalmazó üledéksorok indítják a rétegsort (6b, 14/2. ábra). Ha az üledékanyag utánpótlása ideiglenesen szünetelt, vagy a delta ágak áthelyeződ¬ tek, úgy a beltenger vize hullámzási energiájának volt elegendő ideje arra, hogy átmozgassa a víz alá került üledékeket, így — igen kevés esetben — ilyen átdolgozott homokkő ritmus indítja a formációt. Az Alföld ÉK-i területén található egy jól körülhatárolható sáv (Nagyiván—Püspök¬ ladány—Földes—Hajdúszoboszló térségében), ahol a formáció azonosítása nehézségekbe ütközött. E területen a delta lejtőn (sekély vízben) és delta fronton leülepedett üledéksorok több ritmusban megtalálhatók egymás fölött, a formációnak mind alsó, mind felső határa nehezen vonható meg (11. ábra). JUHÁSZ Györgyi: Pannóniái formációk elterjedése az Alfötdön 159 E fáciesösszefogazódást szelvény mentén vizsgálva (15. ábra) megállapítható, hogy a beltenger partvonala hosszabb ideig e zónában húzódott, igen vastag partközeli üledéksort lerakva. A relatív vízszint többször megváltozott, amelyet egyrészt erőteljes tektonikai hatások, másrészt a beltenger vízszintváltozása okozhatott. A relatív vízszintemeikedés és a partvonal progradációja ütemesen váltották egymást, amely a vastag nyíltvízi (lejtő) és a partközeli (delta front) fáciesek egymásba fogazódását idézte elő. Ennek területén és környezetében a Törteli Formáció extrém kivastagodása tapasztalható (Egyek—1: > 1400 m, Bagamér—1: 820 m), és tengelyvonalában egészen a pleisztocénig tart a rétegsor. Ugyanakkor Fegyvernek—Tiszagyenda vonalában, egészen Bihamagybaj ómig követhetően, extrém elvékonyodás észlelhető (Tiszagyendán mindössze 10 m). A formáció vastagsága egyébként az Alföld nagy részén átlagosan 300—400 m között váltakozik (7., 10., 15. ábra). Különös azonban, hogy az Alföldnek csak a keleti részén észlelhető ez a fáciesössze- fogazódás, hiszen azt a beltenger nyugati partvonala mentén ugyanúgy meg kellene találnunk, amennyiben a beltenger vízszintjének változásáról beszélünk. Ott azonban nem azonosítható jelentős fáciesismétlődés, bár szintén tapasztalható a delta front üledéksor kivastagodása, és a Zagyvái Formáció kiékelödése Ny-i irányban (ld. a következő fejezetet). Ez két dologra hívja fel a figyelmet. Egyrészt a szerkezeti mozgások jelentősége nagy volt. Másrészt azonban arra, hogy amennyiben eusztatikus vízszintingadozás is közrejátszott, úgy feltételezhető, hogy az ÉNy-i irányból történő nagyobb mennyiségű üledékbehordás kiegyensúlyozta a vízszintemelkedést, ezért nem jelentkezik olyan pregnánsan annak nyoma a fáciesek nagyléptékű elemzésében. Keleti irányból azonban kisebb üledékbehordás valószínűsíthető a litofáciesek kifejlődése és térbeli elrendeződése alapján, így a delta rendszer érzékenyebben reagált a vízszintváltozásokra. Ezért jelentkezik itt markánsan a fáciesismétlődés. E problémákra azonban további részletes kronosztratigráfiai és szekvencia sztratigráfiai vizsgálatok adhatnak majd választ. A Törteli és Zagyvái Formációk képződményei megfelelnek a Szalay és SzENTGYÖRGYl-féle (1979) litogenetikai osztályozás Pa, egységének. Talán itt kell megemlíteni, hogy a hagyományos értelemben vett „felsőpannon” sorozatot sem a litolőgiai trendelemzéssel, sem szeizmikus sztratigráfiai módszerekkel nem sikerült eddig tagolni. Zagyvái Formáció A Zagyvái Formáció a Törteli Formáció fölött települ, jellegzetes karotázs szelvényképpel rendelkező, alapvetően vékonypados, agyag, aleurit és homokkő sűrű váltakozásával jellemezhető összlet (6., 14. ábra). Alsóbb részén a delta háttér mocsári, ártéri környezetben lerakodott együttesét képviseli. Ebből fokozatosan fejlődnek ki a fluvio-lakusztris környezetben, alluviális síkságon képződött fáciesegyüttesek. Ez az üledékképződés a pannóniai végéig folytatódott, az összlet egy litofácies egységet képvisel (6b ábra). Azonosítása szintén problémamentes. Elteijedése nem általános, hanem a pannóniai végéig a legintenzívebben süllyedő területekre korlátozódik (13. ábra). A Duna—Tisza- közén, illetőleg az Alföld keleti részén, a már említett fáciesösszefogazódási zóna Földtani Közlöny 122 / 2—4 160 homokkő, lb: közép- és finomszemcsés homokkő, 2, aleurolit, 3. agyagmárga, 4. mészmárga. Fig. 16, Three-dimensional depositional model in the western part of the Alföld. Sediment input comingfrom the NW direction. la: fine sandstone, lb: médium and fine sandslone, 2. siltstone, 3. argiltaceous mari, 4. calcareous mari. területén kiékelődik. Alsó határa, az előzőekben említett összefogazódási zónán kívül jól követhető, felső határa a pannóniai felső határán jelölhető ki. Az Alföld É-i, ÉK-i részén, kisebb területre korlátozódva, a Törteli Formáció fölött egy látszólag homokos összlet települ, amelyet azonban magminták hiányában és a gyér furássűrűség miatt azonosítani és térképezni nem állt módunkban. Elképzelhető, hogy ez a Bükkaljai Formáció része, de ez egyelőre csak feltételezés. Vizsgálataink erre a képződménycsoportra nem teijedtek ki. A Zagyvái Formáció rétegsora tehát egy monoton, sűrűn rétegzett Összlet, amelyet homokkő, aleurolit és agyagmárga gyakori váltakozása jellemez, a finomszemcsés frakció túlsúlyával. A sorozatot a delta háttér üledékei, valamint az alluviális síkság ártéri, mocsári, tavi, természetes töltés és morotva üledékes fáciesei alkotják. Az üledéksorban kisebb-nagyobb gyakorisággal vastagabb (5—20 m) homokkő betelepülések jelennek meg, amelyek mederkitöltés fáciesűek, ill. gyakoriak a felfelé finomodó szemcseösszetétellel, és jellegzetes karotázs szeívényalakkal rendelkező övzátony üledékritmusok (14a ábra). Néhány helyen vékony, felfelé durvuló szemcseösszetételű, JUHÁSZ Györgyi: Pannóniái formációk elterjedése az Alföldön 161 ár 17. ábra. Az alföldi pannóniai (s.l.) ÉK-i irányból történő üledékfelhalmozódásimodellje, s.a.: „slope aprón* — tartalmaz üledékesűszásokat, suvadásokat, iszapfolyást, stb, amelyek a lejtőt „kötényszemen” övezik, la: finomszemcséshomokkő, lb: közép-és fmomszemcséshomokkő, 2. aleurolit, 3. agyagmárga, 4. mészmárga. Fig. 17. Three-dimensionaldeposilicnalmodel in the eastempart of the Alföld. Sedimentinfluxjrom NE. s.a.: slope aprón, la: Jine sandstone, lb: médium and Jine sandstone, 2. siltstone, 3. argülaceous mari, 4. calcareous mari. áradáskor kialakuló gátszakadás üledéksorral találkozhatunk, bár ezek jelentéktelen vastagságuk miatt ritkán azonosíthatók. Gyakori a lignit betelepülés, valamint a tarka agyag, a kőzetek itt már lazák, csak kevéssé tömörödtek. Nagyalföldi Formáció A medence vizsgálatában rendelkezésre álló adatok alapján semmilyen módon nem különül el, ill. nem jelenik meg külön kifejlődésben a Zagyvái Formáció fölött a Nagyalföldi Formáció leírás szerinti tarka agyagos rétegsora. Magminták a rétegsor legfelső részéből az egész Alföldön csak elvétve állnak rendelkezésre, és nem mutatnak különbséget a Zagyvái Formáció mintáihoz képest. A karotázs szelvényeken egyáltalán nem különül el. A szeizmikus szelvényeken a delta front—delta lejtő határa fölött az egész ősziét egyveretűnek látszik, semmiféle elkülönítés nem lehetséges (Mattick, személyes közlés). A Nagyalföldi Formáció azonosítására és térképezésére nem nyílt mód a ma rendelkezésre álló adatok alapján, így önálló formációként történő elkülönítése is megkérdőjelezhető, hiszen az alluviális síkság leülepedési környezetben képződött 162 Földtani Közlöny 122 / 2—4 üledékeket a Zagyvái Formációba soroltuk, és az összlet egy litofácies egységet képvisel. Ennek ellenére nem vonható kétségbe a fáciesegység megléte, hiszen a végig magvételes fúrásokban megfogható, és ezek némelyikében nagyon erősen elkülönül feküjétöl és fedőjétől is (Jámbor, 1988, 1989). Összefoglalás 1. A pannóniai (s.l.) litosztratigráfiai egységek térképezése az Alföldön csak szedimentológiai-fejlődéstörténeti elemzéssel oldható meg. 2. Az azonosíthatóság és térképezhetőség kritériumainak szem előtt tartásával néhány változtatás látszik szükségesnek a Magyar Rétegtani Bizottság által elfogadott pannóniai (s.l.) formációbeosztáson. 3. Az alapképződmények esetében nem azonosítható és térképezhető külön a Nagykörűi, Dorozsmai, Vásárhelyi és Tótkomlósi Formáció. Mivel ezek ugyanannak a nyíltvízi képződménynek különböző kifejlődési típusai, így csak két formáció elkülönítését javasoljuk. Ezek: a Nagykörűi és a Tótkomlósi Formáció. 4. A peremeken a Nagykörűi és Algyői Formáció nem különíthető el a ma rendelkezésre álló adatok alapján, így itt azok vastagsága nem határozható meg külőn-külön, csak ott, ahol a Szolnoki Formáció kifejlődött. 5. A medencében a Nagyalföldi Formáció semmilyen módon nem különíthető el a ma rendelkezésre álló eszközökkel a Zagyvái Formációtól: az alluviális síkság kifejlődés egy litofácies egységet képvisel, így önálló formációként történő elkülönítése megkérdőjelezhető. A Bükkaljai Formáció követésére és vizsgálatára a jelen tanulmány nem tért ki. 6. Nyolc pannóniai (s.l.) formáció (ebből hét üledékes): a Békési, a Tótkomlósi, a Keceli, a Nagykörűi, a Szolnoki, az Algyői, a Törteli és a Zagyvái Formáció térképezése megoldottnak tekinthető, mélység és vastagságtérképük megszerkeszthető. A mélységtérképek, valamint a Szolnoki és Tótkomlósi Formációk vastagságtérképei elkészültek, eredetileg 1:500.000 léptékben. Köszönetnyilvánítás Ezúton szeretném megköszönni elsősorban Bérezi Istvánnak, valamint Révész Istvánnak és Szentgyörgyi Károlynak, hogy indíttatást, bátorítást és segítséget nyújtottak a térképek elkészítésének többéves folyamatában. Szintén szeretnék köszönetét mondani Jámbor Áronnak és Horváth Ferencnek, amiért a kézirat kritikai áttekintésével segítették a jelen tanulmány elkészítését. Végül, de nem utolsó sorban köszönöm Szórádi Pál technikusnak a térképszerkesztésben való lelkes közreműködését, valamint Sipos Gyulánénak az igényes kivitelű ábrák elkészítését. JUHÁSZ Györgyi: Pannóniái formációk elterjedése az Aiföldön 163 Irodalom — References Balázs E. & Nusszer A. (1987): Magyarország medenceterületeinek kunsági (pannonjai s.str.) emeletbeli vulkanizmusa. (Volcanism in the Kunság stage in the basinal areas of Hungary.) — MÁFI Évkönyve69, 95-104. BÉRCZI I, (1970): Sedimentological investigations of the coarse-grained clastic sequence of the Algyó hydrocarbon holding structure. — Acta Geologica Academiae Scientiarum Hungaricae 14, 287—300. BÉRCZI I. & PHILLIPS, R.L. (1985): Processes and depositional environments within Neogene del- taic-lacustrine sediments, Pannonian Basin, Southeastem Hungary. — Geophysical Transactíons, 1985, 71-87. Bérczi I., Dank V., Gajdos I., Pap S., Révész I., Szentoyörgyi K. & Völgyi L. (1987): Az Alföld kunsági (pannoniai s.str.) emeletbeli képződményei. (Formations of the Kunság stage (Pannonian s.str.) in the Hungárián Piain.) — MÁFI Évkönyve 69, 179—198. BÉRCZI I., K. JUHÁSZ Gy., RÉVÉSZ I. & SZENTGYÖRGYI K. (1987): Az alkalmazott szedimentológia szerepe és első eredményei az Alföld medenceanalízisében. [Role and first results of applied sediemntology in basin analysis of the Great Hungárián Piain.] — Magyarhoni Földtani Társulat Vándorgyűlése, Balatonszemes, Magyar Tudományos Akadémia, Szedimentológiai Munkabizottság ülése, Budapest. Elóadáskivonatok. (Hungárián GeologicalSociety, Annual Meeting, Balatonszemes, Hungárián Academy of Sciences, Committee on Sedimentology, Abstracts. (In Hungárián) BÉRCZI I., K. JUHÁSZ Gy., RÉVÉSZ 1. & SZENTOYÖRGYI K. (1987): The role of applied sedimentology and its preliminary results in the basin analysis of the Great Hungárián Piain, Hungary. ~ COGEODATA, Szeged, Hungary. Abstracts. BÉRCZ1NÉ Makk A. (1985):A Nagyalföld mezozóos kifejlódési típusai. (Mesozoic formation types of the Great Hungárián Piain.) — Általános Földtani Szemle, 21, 3—25. (In Hungárián with English abstract) Csíky G., Erdélyi Á., Jámbor Á., Kárpátiné Radő D. & Kőrössy L. (1987): A pannóniai s.l. képződmények talpmélység térképe. [Structural map at the bottom of the Pannonian s.l. formations] — MÁFI, Budapest ELLIOTT T. (1986): Deltas. In Reading H.G. (ed ): Sedimentary Environments and Facies. - Blackwell Scientific Publications, London, 569 p. Gajdos I., Papp S., Somfai A. & VÖLGYI L. (1983): Az alföldi pannóniai (s.l.) litosztratigráfiai egységei. (Lithostratigraphic units of the Pannonian (s.l.) formations in the Hungárián Piain.) — MÁFI, Budapest, 70 p. Galloway, W.E. & HOBDAY, D.K. (1983): Terrigenous clastic depositional systems. Springer-Verlag, New-York. Haas J.(1987): Magyarország geológiai szerkezetének fő vonásai. In Az Alföld medencaljzatának szerkezetfejlődése [Main features of the geological structure of Hungary.] In Structural evolution of the basin floor of the Hungárián Piáin ] Magyar Tudományos Akadémia, Szegedi Akadémiai Bizottság, Szeged, pp. 9—16. (In Hungárián) Horváth F.(1987): Az Alföld és környezetének neogén kéregfejlődése. In Az Alföld medencaljzatának szerkezetfejlődése, [Neogene crustal evolution in the Hungárián Piain and its surroundings In Structural evolution of the basin floor of the Hungárián Piain.] Magyar Tudományos Akadémiám Szegedi Akadémiai Bizottság, Szeged, pp. 29—35. (In Hungárián) JÁMBOR Á. (1980): A pannóniai képződmények rétegtanának alapvonásai. (Basic features of the stratigraphy of the Pannonian formations) — Általános Földtani Szemle 14, 113—124. (In Hungárián with English abstract) JÁMBOR Á. (1980): Szigethegységeink és környezetük pannóniai képződményeinek fáciestípusai és ősföldrajzi jelentőségük. (Palaeogeographically significant Pannonian facies units in and around the inselbergs of the Hungárián part of the Carpathian Basin.) — Földtani Közlöny 110,498—511. (In Hungárián with English abstract) JÁMBOR Á. (1985): MagyarázóMagyarországpannóniai (s.l.) képződményeinekföldtani térképeihez. (General explanation fór the geological maps of the Pannonian (s.l.) formations in Hungary.] MÁFI, Budapest, 42 p. (In Hungárián) JÁMBOR Á.(1988): A pannóniai s.l. képződmények geológiája Magyarországon. [Geology of the Pannonian (s.l.) formations in Hungary.] Akadémiai doktori értekezés tézisei. (In Hungárián) K. JUHÁSZ Gy., MOLENAaR, C.M., Bérczi I., Révész I., Kovács a. & SzanyiB. (1989): A Békési-medence pannóniai (s.l.) üledékösszleíének rétegtani viszonyai. (Lithostratigraphy of the Pannonian (s.l.) 164 Földtani Közlöny 122/2—4 sedimentary sequence in the Békés Basin.) — Magyar Geofizika, 30/4—5, 129—145. (In Hungárián with English abstract) JUHÁSZ Gy. (1990); A szarvasi szénhidrogénkutatási terület neogén képződményeinek földtani jellegei. (Geology of the Neogene formations in the Szarvas play, Hungary.) — Földtani Közlöny 121/1—4 (sajtó alatt) (In Hungárián with English abstract) JUHÁSZ, Gy. (1990): Late-Tertiary litostratigraphical and sedimentological patterns of the Hungárián Piain, Eastem Hungary - 13th International Sedimentological Congress, Nottingham, Abstracts pp. 115—116. JUHÁSZ Gy. (1991); Sedimentological and lithostratigraphical framework of the Pannonian (s.l.) sequence in the Hungárián Piain, Eastem Hungary. — Acta Geologica Hungarica, 34/1—2, 53—72. KLEB B. (1971); A pannon emeletbeli kiédesedés üledékföldtani és geokémiai vizsgálata. ín A magyarországi pannonkort képződmények kutatásai. [Sedimentological and geochemical investigations of the salinity decrease in the Pannonian. In Researches in the Hungárián Pannonian formations.] Akadémiai Kiadó, Budapest, 173—198. (In Hungárián) KŐRÖSSY L. (1968): Entwicklugsgeschichtliche und paláogeographische Grundzüge des ungarischen Unterpannons. - Acta Geologica Academiae Scientiarum Hungáriáé 12, 199—217. KÖRÖSSY L. (1971): Mélyföldtani és fejlődéstörténeti vázlatok a magyarországi pannonból. — ín A magyarországi pannonkori képződmények kutatásai. [Subsurface geological and evolution historical outline of the Pannonian in Hungary. In; Researches in the Hungárián Pannonian formations.] Akadémiai Kiadó, Budapest, 199—222. (In Hungárián) MARlNOVlC, D, & BOSKOV-STAINER, L.N.(1971): Stratigraphy of oil and gas fields in the territory of Yugoslavia. - Nafta 22/6, 524—532. Mattick R.E. Phillips, R.L. Sí Rumpler, J. (1988): Seismic stratigraphy and depositiona) framework of sedimentary rocks in the Pannonian Basin, SE Hungary, ín Royden, L.H. & Horváth, F. (eds,): The Pannonian Basin — A Study in Basin Evolution. American Association of Petroleum Geologists Memoir 45, 117— 146,Tulsa. MlALL, A.D. (1984): Principles of Sedimentary Basin Analysis. Springer-Verlag, New York, 490 p. MUCS1 M. (1973): A D-Alföld földtani fejlődéstörténete a neogénben. (Evolutional history of the south Hungárián Piain in the Neogene.) — Földtani Közlöny, 103, 311—318. (In Hungárián with English abstract) MUCSI M. & RÉVÉSZ I. (1975): Neogene evolution of the southeastem part of the Great Hungárián Piain on thebasis of sedimentological investigations. — Acta Mineralogica et Pelrographica22/l, 29—49, Szeged. MUTTl, E. (1985): Turbidite systems and their relations to depositional sequences. In ZUFFA, G.G. (ed.): Provenance of Arenites. Reidel, Dordrecht, 65—93. NUSSZER A. & Balogh Kadosa (1980): A Duna—Tisza-közén feltárt alsópannóniai bazaltok kőzettani vizsgálata és K/Ar kora. [Petrographical investigations and K/Ar dating of the lower Pannonian basalts in the Danube-Tisza interfluve.] — ATOMIG adattár, Debrecen. (In Hungárián) Pap S. (1983): Alsópannóniai bazaltvulkanizmusBalástya és Üllés—Rúzsa—Zákányszéktérségében. (Lower Pannonian hasalt volcanism in the area of Balástya and Üllés-Ruzsa-Zákányszék.) — Földtani Közlöny 113, 163—170. (In Hungárián with English abstract) PIRSON, X.X. (1970): Geologic Well-log Analysis. Gulf Publishing Co., Houston, Texas, 370 p. POGÁCSÁS Gy. & RÉVÉSZ I. (1987): Seismic stratigraphic and sedimentological analysis of Neogene deltaic features in the Pannonian Basin. — MÁFI Évkönyv 70, 267—273. POGÁCSÁS Gy., Szabó A. & Szalay J. (1992): Az alföldi progradációs delta sorozatok kronosztratigráfiai viszonyai. (Chronostratigraphicalfeatures in the progradational deltaic sequences in the Hungárián Piain.) — Magyar Geofizika 33/1, 1 — 13. (In Hungárián with English abstract) READING, H.G. (1978): Sedimentary Environments and Facies. Blackwell, Oxford, 569 p. RÉVÉSZ I. (1980): Az Algyő—2 telep földtani felépítése, üledékföldtani heterogenitása és ősföld rajzi viszonyai. (Geological setting, sedimentological heterogenity and paleogeography of the AIgyő-2 pool.) — Földtani Közlöny, 110/3—4, 512—539, (In Hungárián with English abstract) RÉVÉSZ I., BÉRCZ1 1 . & PHILLIPS, R.L (1989): A Békési-medence alsópannóniai üledékképződése . (Lower Pannonian sedimentation in the Békés Basin.) — Magyar Geofizika, 30/2—3, 98—113. (In Hungárián with English abstract) ROYDEN, L., Horváth F. & RUMPLER J.(1983): Evolution of the Pannonian basin System 1. Teelonics. — Tectonics, 2/1, 63—90. SERRA, O. & ABBOTT, H.T, (1980): The contribution of logging dala to sedimentoiogy and stratigraphy. SPE 9270, American Institute of Mining, 18 p. SERRA, 0.(1985): Sedimentary environments from wireline logs. Schlumberger, Houston, 211 p. Juhász Györgyi: Pannóniái formációk elterjedése az Alföldön 165 SHANMTJGAM, G., Moiola, R.J., & DAMUTH, J.E. (1985): Eustatic control of submarine fan development. In Bouma, A.H., NormaRK, W.R. & BARNES, N.E. (eds.): Submarine Fans and Related Turfeidite Systems. Springer-Verlag, New York, 23—28. SZALAY Á. & SZENTGYÖRGYl K. (1979): Adatok a szénhidrogénkutató fúrások által feltárt medencebeli pannon képződmények litológíai tagolódásának ismeretéhez trendelemzés alapján. (A method fór lilhogenetic subdivisionof Pannonian (s.l.) sedimentary rocks by trend-analysis.) — MTA X. Osztályának Közleményei, 12/4, 401—423, Un Hungárián with English abstract) SZENTGYÖRGYl K. (1975): A Hód—1 jelű fúrás neogén üledékeinek kőzettani és kőzetfizikai viszonyai. (Petrographical and petrophysical features of the Neogene sediments in the Hód-I well.) — Bányászati és Kohászati Lapok, Kőolaj és Földgáz 8 (108) 16, 172—175. (In Hungárián with English abstract) SZENTGYÖRGYl K. (1989): A Békési-medence miocén korú képződményei és szénhidrogénföldtani jelentőségűk. (Miocéné formations of the Békés Basin and their importance in hydrocarbon exploration.) — Magyar Geofizika, 30/4-5, 113—128. (In Hungárián with English abstract) SZEPESHÁZY K. (1979): A Tiszántúl és az Erdélyi Középhegység (Munpi Apuseni) nagyszerkezeti és rétegtani kapcsolata. (Structural and stratigraphical connectionbetween the Trans-Tisza area and the Transsylvanián Midmountains.) — Általános Földtani Szemle, 12, 121—178. (In Hungárián with English abstract) VÖLGYI L. (1965): A Nagyalföld középső részének mélyföldtani vizsgálata. (Geological investigations in the middle of the Great Hungárián Piain.) — Földtani Közlöny 95, 140—163. (In Hungárián with English abstract) Földtani Közlöny 122/2—4, 167—194(1992) Budapest A pannóniai (s.I.) litofáciesek és molluszka-biofáciesek jellemzése és korrelációja az Alföldön Review and correlation of the Laté Neogene (Pannonian s.L) lithofacies and mollusc biofacies in the Great Piain, eastern Hungary Juhász Györgyi és Magyar Imre 1 (9 ábrával) Összefoglalás Mintegy 150 alföldi mélyfúrás karotázsszelvényeinek, magmintáinak és ősmaradványainak vizsgálata alapján szoros kapcsolat mutatható ki a pannóniai litofáciesek és a molluszka- biofáciesek között. A puhatestűek elterjedését elsősorban a vízmélység és az üledékképzódés jellege határozta meg. Az alapkonglomerátumra nagyméretű, vastag héjú sekélyvízi puhatestűek jellemzők ( Congeria, Lymnocardium). A pelites alapképződmények, a turbiditek és a delta lejtő mélyebb részei biofaciológiailag egységesek; vékony héjú mélyvízi molluszkákat tartalmaznak (Paradacna abichi, Dreissenomya digitifera, „ Pontabnyra ’’ otiophora, Valenciennius). A delta lejtő felső részén és a delta fronton a mélyvízi formák mellett megjelennek a sekélyebb, de nyűt, jól átszellőzött vizet kedvelő puhatestűek (Dreissená k, Lymnocardiumok stb.). A delta síkság üledékeire változatos, sekély brakkvízi vagy édesvízi-mocsári együttesek (Prosodacnomya, Viviparus, Theodoxus, Anodonta stb.) jellemzőek. A fluvio-lakusztris fáciesben kizárólag a Kárpát-medencében ma is élő édesvízi nemzetségek találhatók. Abstract Study of about 150 boreholes from the Great Piain (Alföld) revealed a close correlation between the lithofacies and mollusc biofacies of the laté Neogene (Pannonian s.I.) sedimentary sequence. Major factors controlling the distribution of molluscs were water depth and depositional environment. The transgressive conglomerate contains shallow water, thick-shelled forms (Congeria, Lymnocardium). The deep-water facies (basin maris, turbidite, and delta slope deposits) are characterized by a highly specialized, low díversity mollusc fauna (Paradacna abichi, Dreissenomya digitifera, „Pontabnyra" otiophora, Valenciennius, etc.). Molluscs favouring shallower and well-oxygenated water, such as Dreissená and Lymnocardium, appear in the upper part of the delta slope deposits and are abundant in the delta front sediments. The delta piain deposits display various associations, shallow brackish to lagoonal and freshwater ones 'JUHÁSZ Györgyi és Magyar Imre: MÓL Rt.—OGEL, H—1311 Budapest, Pf. 43. 168 Földtani Közlöny 122 / 2—4 (Prosodacnomya, Viviparus, Theodoxus, Anodonta, etc.). The fluvial-lacustrine lithofacies contains freshwater genera still living in the Pannonian basin today. Key words: mollusca, paleoecology, facies, Pannonian Basin, Neogene Bevezetés Magyarországon a pannóniai képződmények kutatása nagy elterjedésük és gazdasági jelentőségük miatt hosszú ideje a figyelem középpontjában áll. A részletesebb pannon paíeoökológiai vizsgálatok nagyrészt dunántúli felszíni feltárásokban és medenceperemi helyzetű, aránylag sekély fúrásokban kezdődtek. A mélymedencék üledékképződésének törvényszerűségeit azonban az Alföld déli, legmélyebb területein ismerték fel. Mivel tehát a medenceterületek, így az Alföld (1. ábra) szedimentológiai kutatása és a paíeoökológiai vizsgálatok eddig egymástól jórészt elkülönülve folytak, fontosnak találtuk, hogy a két módszer eredményeit összehasonlítsuk. Célunk az volt, hogy tisztázzuk, a litofáciesben tükröződő aljzatminőség, vízmélység stb. hogyan befolyásolta a puhatestűek elterjedését, a különböző üledékképződési környezetekhez való kötődésüket, illetve hogy a lito- és biofáciesek korrelálhatók-e egymással. Mintegy 150 alföldi mélyfúrásban a karotázsszelvények és a csekély számú magminta vizsgálata alapján elkülönítettük az alapkonglomerátum, pelites alapképződmények, turbidit, delta lejtő, delta front és delta síkság, illetve fluvio-lakusztris litofácieseket, majd az ezekben a fúrásokban található puhatestű ősmaradványokat újrahatároztuk (az eredeti határozást az esetek túlnyomó részében Széles Margit végezte), és hozzárendel¬ tük az egyes litofáciesekhez. így szoros kapcsolatot sikerült kimutatnunk a litofáciesek és a molluszka-biofáciesek között. Kutatástörténet Az első átfogó jellegű munkák az Alföld pannóniai üledéksorának felépítéséről (Kőrössy, 1968, 1971) és e képződmények puhatestű ősmaradványairól (Széles, 1962, 1966, 1971a, 1971b) a szénhidrogénkutató mélyfúrások feldolgozása alapján, mintegy negyedszázada jelentek meg. Az alföldi üledéksor felhalmozódásának törvényszerűségeit vizsgálva elsők között Mucsi és Révész (Mucsi, 1973; Mucsi és Révész, 1975; Révész 1980) foglalkozott a delta feltöltődés lehetőségével. Ezzel összefüggésben Magyar és RÉVÉSZ (1976) felismerte a mélyebb vízi Paradacná s és sekélyvízi Viviparusos faunák fáciesjelző szerepét, és váltakozásukat (egykorúságukat) a rétegsorban. A Hódmezővásárhely—I fúrás lemélyítésével BÉRCZI és PHILLIPS (1985) szedimen¬ tológiai feldolgozása tisztázta a délkelet-alföldi neogén süllyedék feltöltődési mechaniz¬ musát. Az általuk készített fáciesmodell a mai napig a további kutatások alapjául szolgál. JÁMBOR munkássága során a medenceperemi és medencebelseji pannon képződ¬ mények földtani jellemzésével, fáciestípusaival és rétegtanával foglalkozott (JÁMBOR, 1980ab, 1985, 1989). KorpásnÉ ezeken a területeken felismerte, hogy a puhatestű- együttesek különböző helyeken más és más időpontokban jelenhetnek meg, azaz, hogy az egyes biofáciesek a fokozatos feltöltődés következtében térben és időben eltolódva JUHÁSZ GY. és MAGYAR I.: Pannóniái litofáciesek és molluszka-biofáciesek korrelációja 169 l.ábra. A vizsgált terület (pontozva) és környezetének vázlatos helyszínrajza. 1: A pannóniai s.l. képződmények elteijedése a Kárpát-medencében. Fig. 1. Localion of the stuáy area (Alföld; dotted) in the Pannonian hasin. 1; Distribution of laté Neogene sediments in the Carpathian hasin, surrounded by older formations (hatched). lépnek fel. Néhány medenceperemi litofácies őslénytani jellemzését is megadta (Korpásné, 1983, 1985, 1987a, 1987b, 1990). Gajdos és szerzőtársai 1983-ban tették közzé az alföldi pannon rétegsor litosztrati- gráfiai beosztását, az egyes formációkat azonban biofaciológiailag nem jellemezték. Az alföldi üledékképződési környezetek malakológiai jellemzésére eddig csupán egyetlen próbálkozás történt: Pogácsás és munkatársai (1990) a Békési-medence környékén a szeizmikus szelvényeken azonosított környezeteket korrelálták a mol- luszka-biofáciesekkel. A törmelékes szedimentológia módszereinek alkalmazása jelentős előrelépést jelentett az alföldi pannon rétegsor megismerésében, segített az egyes litosztratigráfiai egységek és litofáciesek medenceméretú korrelációjában és térképezésében, a korábbi problémák megoldásában (Révész et al., 1989; Juhász et al., 1989; Juhász, 1991). így lehetővé vált, hogy az egész Alföld pannóniai üledékösszletére kiterjedően vizsgáljuk a litofáciesek és molluszka-biofáciesek kapcsolatát. Felhalmozódási környezetek A Pannon-tó kialakulásában és feltöltődésében meghatározó szerepet játszott az Alpok-Kárpátok térségének tektonikai változása az újalpi ciklus során. Az alpi-kárpáti régió kiemelkedése szolgáltatta azt a hatalmas mennyiségű törmelékanyagot, amelyet a csapadékos klíma hatására nagy vízhozamű folyók juttattak el a süllyedő medencerés 170 Földtani Közlöny 122 / 2—4 2. ábra. A szövegben említett helységekés földrajzi egységek. 1: Makó-HódmeaSvásárhelyi árok, 2: Békési medence, 3: Derecskéi árok, 4: Jászsági süllyedek Fig, 2, Location map qf the referred sites. 1: Makó—Hódmezővásárhely depression, 2: Békés hasin, 3: Derecske depression, 4: Jászság hasin zekbe. Az oldaleltolódások és normál vetők mentén felnyíló medencében (Royden, 1988) az egyenlőtlen süllyedés következtében mély részmedencék és hátságok alakultak ki (2. ábra). Az üledékképződés — mind mélységét, mind kiterjedését tekintve — egy beltenger méretű, redukált sótartalmú, endemikus faunájű tóban folyt. A pannon elején az aljzatmorfológia nem feltétlenül tükrözte a mai medencealjzat morfológiáját, a süllyedés időben és térben eltérő mértékben, fokozatosan történt. Ezt az egyes litofácies egységek mélység- és vastagságviszonyai egyértelműen jelzik. Az ősföldrajzi helyzetből, a paleomorfológiából és a paleovízgyűjtő területek elhelyezkedéséből következően jelentősebb mennyiségű törmelékes üledékanyag először az Alföld medencéjének ENy-i és K-i, EK-i részeit érte el (a Nyírség nagy vulkanit- tömegét megkerülve), valamint behordódás valószínűsíthető DNy-i irányból is az alapképződmények kifejlődése alapján, amely jól kijelöli a fő üledékszállítási irányokat (3. ábra). A déli területrészen a pannóniai korszak első felében semmilyen, vagy csak kis mértékű üledékképződés folyt az igen csekély törmelékutánpótlás következtében, pelágikus tavi agyagos-karbonátos rétegsorokat létrehozva („bazális márgák”)- Az Alföld déli részén néhány szárazulat (sziget) partvonala mentén a hullámverés hatására abráziós homokkő és konglomerátum képződött (3. ábra). JUHÁSZ Gy. és Magyar I.: Pannóniái litofáciesek és molluszka-biofáciesek korrelációja 171 A mélyvízi márgák fölött a medencerészek legmélyebb zónáiban vastag turbidit sorozat települ. Képződése minden bizonnyal összefügg a fokozatos, időnként szakaszosan bekövetkező süllyedéssel. Ma már bizonyított tény, hogy a törmelékes turbiditek képződése szoros kapcsolatban áll a tengerszint ingadozásokhoz kötődő alacsony vízállásokkal („lowstand”) (SHANMUGAM et al., 1985). Bár ma még nem tisztázott, hogy a Paxmon-tó vízszintje milyen mértékben követte a globális eusztatikus tengerszint változásokat, erre vonatkozóan már folynak vizsgálatok (POGÁCSÁS et al., 1988; Tari et al., 1992). A turbidit összlet legfelső része a delta rendszerhez kapcsolódik. A medence egykori morfológiájától és a tektonikai eseményektől függően az Alföld különböző részmedencéiben különböző geometriájű és felépítésű turbiditek különíthetők el (Id. a következő fejezetben). A Pannon-tó fel töltésében jelentős szerepet kaptak azok a bő vízhozamú, nagy mennyiségű törmelékanyagot szállító folyók, amelyek hordalékukat a beömlés helyeinél rakták le. A legjelentősebb deltarendszerek ÉNy-i és ÉK-i irányból érték el az Alföldet, bár más irányból is történt üledékszállítás. A folyók beömlési helyeitől távolabb, a partvonalak mentén eközben jellegzetes tavi üledékképződés folyt (JÁMBOR, 1980b, 1989). Mivel a medencében a self igen keskeny lehetett, szerepe alárendelt volt, így a delta lejtő és a medence lejtő környezetek az üledékképződés szempontjából gyakor¬ latilag egybeolvadtak, nem különíthetők el a litofáciesek alapján. A deltarendszer kialakulásában a környezeti tényezők közül az árapály hatása elhanyagolható, a hullámzás energiája kis mértékben közrejátszott, a legjelentősebb szerepet azonban a folyóvízi folyamatok játszották, így jellegzetes fáciesasszociációk jöttek létre az erőteljes feltöltődés nyomán. E fáciesek mind a magvizsgálatok, mind a karotázs szelvényalak vizsgálatok alapján elkülöníthetők (4, ábra). Az elkeveredés során a belépő folyók vizének hordaléka ellensúlyozhatta a tó brakkvizének nagyobb sűrűségét, amit a vastag, jól kifejlett, nagy területen követhető delta front fácies, és a sűrűségi áramlásokkal a lejtő aljára jutott áthalmozott üledékek is jeleznek (ELLIOTT, 1986). A felhalmozódási környezetek alapján Postma (1990) osztályozási rendszere szerint Gilbert-típusú delta rendszer alakult ki, amelyet nagy vízmélység, meglehetősen meredek dőlésű delta lejtő (3—15°), ugyanakkor finomszemcsés törmelékanyag jellemzett. A változó mértékű törmelékutánpótlás és a mobilis (helyüket gyakran változtató) medrek, a több irányból történő behordás miatt nem sorolható a torkolati zátony típusú delták közé (4. ábra). A hagyományos osztályozás szerint folyóvíz uralta, karéjos típusú delta környezet (Fisher et al. in Elliott, 1986) alakult ki. A delta feltöltődés során létrejött pannóniai litofáciesek nem olyan változékonyak, mint az irodalmi példákon, és recens környezetek analógiáiban tapasztalható, viszont a vastagságértékek nagyságrenddel nagyobbak. Ez feltehetően az igen gyors és nagy tömegű felhalmozódásnak köszönhető, mint ahogyan az is, hogy a delta síkság rétegsorában a pelites üledékek részaránya viszonylag kicsi, az uralkodó kőzettípus a finom- és aprószemű homokkő, amelybe aleurolit és agyagmárga rétegsorok iktatódnak közbe. Éppen ezért a delta front és delta síkság fáciesek az egész Alföldön egy összefüggő litofácies egységet alkotnak. A delta háttér mocsári, ártéri képződményei e képződmény csoport fölött települve mind a litológia, mind a biofácies tekintetében élesen elkülönülnek, és fokozatosan alluviális síkság üledékek fejlődnek ki belőlük. Ez az üledékképződés egészen a pannon végéig folytatódott. 172 Földtani Közlöny 122 / 2—4 JUHÁSZ GY. és Magyar I.: Pannóniái litofáciesek és motluszka-biofáciesek korrelációja 173 A lito- és biofáciesek jellemzése, korrelációja Alapkonglomerátum Az Alföldön viszonylag kis elteljedésben, az egykori szigetek partvonala mentén a pannóniai rétegsor abráziós durvatörmelékes összlettel kezdődik (Békési Formáció). A képződménycsoportot oligomikt homokos tinomszemcsés konglomerátum és kavicsos, durvaszemű homokkő építi fel. Vastagsága sehol nem haladja meg a 100 métert, átlagosan 30—40 m. Legvastagabb az alaphegységi kiemelkedések szárnyain, a tetőzóna és a mélyebb területek irányában elvékonyodik, és ki is ékelődik. Elteijedési területe: Algyő, Ferencszállás, Kiszombor, Battonya, Pusztaföldvár, Kismaija és Endrőd. Másutt e képződmény nem került feltárásra, de nem kizárt, hogy néhány cm vastagságban jelen van. Fölötte a gyors transzgresszió és süllyedés nyomán pelites képződmények települnek, az algyői- és battonyai hátságon mészmárga, Kismaiján agyagmárga a fedője (3. ábra). A nagy porozitású kőzetből a molluszkák héja minden esetben kioldódott, túlnyomórészt lenyomat és kőbél, kivételesen kakit pszeudomorfóza formájában maradtak meg. A rossz megtartási állapot miatt sajnos a határozás is gyakran bizonytalan. Leginkább nagyméretű, vastag héjú formák jellemzők. A sekély, erősen mozgatott vízben a kagylók vagy bisszusszal (Congeria balatonica, Dreissenák), vagy a mészkiválasztás növelése révén vázuk súlyával (Congeria ungulacaprae) stabilizálták magukat az aljzaton. A fauna összetételére a Congeria és Lymnocardium fajok dominanciája jellemző, a csigák részaránya igen alacsony (5. ábra, A). A faji összetételben a különböző lelőhelyek molluszka együttesei között különbségek mutatkoznak. Battonya környéki fúrások magmintáiban többször fordul elő Lymnocardium schmidti (M. HÖRNES), L. hungaricum (M. HÖRNES), L. cf. majeri (M. HÖRNES), Dreissena sp. Egy-egy mintában találtunk Lymnocardium cristagalli (Roth), L. cf. banaticum (Fuchs), „Didacna” sp., ? Prosodacnomya sp., Phyllocardium planum (ÖESHAYES), Congeria rhomboidea M. HÖRNES, Congeria cf. balatonica Partsch, Melanopsis (Lyrcaea) sp. példányt vagy példányokat. A finomszemű aljzatra specializálódott Budmanidk (L. cristagalli) jelenléte a fauna részben összemosott voltára utal. A pusztaföldvári fúrásokból felszínre került ősmaradványanyag lényegesen szegényesebb. A csigák gyakorisága és a meghatározott fajok ritkasága miatt érdekes a Pf— 20 fúrás faunája: Congeria sp., Congeria cf. simulans Fuchs, Lymnocardium sp,, IDreissena sp., Melanopsis defensa Fuchs, Theodoxus sp., „ Gyraulus ” sp,, Gastropoda sp. A Ferencszállás—kiszombon terület fúrásaiból ismét nagyobb anyag került elő. Több példányban található a Lymnocardium cf. banaticum (FUCHS), L, cf. majeri (M. 3. ábra. A pannóniai s.l. alapképződmények területi elterjedése és kifejlődése az Alfoldön. 1: alap¬ konglomerátum és homokkő, 2: vulkánit, 3: mészmárga, 4: márga, 5: agyagmárga. A nyilak a tő üledékszállítási irányokat jelzik. Fig. 3, Initial members of ihe laté Neogene sequertce in the Alföld. 1: basal conglomerate and sandstone, 2: volcanic rocks, 3: calcareous mari, 4: mari, 5: argillaceous mari. The arrows indicate directions of sediment transport. 174 Földtani Közlöny 122 / 2—4 4. ábra. Az alföldi medencebeli pannóniai s.l. litofáeiesek és felhalmozódási környezetek elvi szelvénye és ezek jellegzetes megjelenése karotázs szelvényen, Az uralkodó kőzettípusok: 1: közép és finomszemcsés homokkő, 2: finomszemcsés homokkő, 3: aleurolit, 4: agyagmárga, 5: márga, mészmárga. 6: prepáimon aljzat. Fig 4. Schematic diagram showing the relationship between the sedimentary environmenls and lithofacies, as well as their characteristic well lóg response (SP and resistivity) in the hasin area of the Alföld, Prevailing rock types are: 1: médium andfine-grained sandstone, 2; fine-grained sandstone, 3: siltstone, 4: argillaceous mari, 5; mari, calcareous mari. 6: Pre-Pannonian basement. Hörnes), L. cf. hungaricum (M. HÖRNES), IPlagiodacna sp., Congeria triangularis PARTSCH, C. cf. balatonica Partsch, C. cf. ungulacaprae Münster. Előfordul még Lymnocardium schmidti (M. HÖRNES) vagy dumicici (Gorjanovic-Kramberger), L. cf. penslii (Fuchs), Pseudocatillus sp., ? Prosodacnomya sp., Dreissena cf. auricularis (Fuchs), Dreissenomya sp., Congeria zagrabiensis Brusina, Melanopsis sp. Az alapkonglomerátum és homokkő ősmaradványai Algyőn igen rossz megtartásúak. Fajra határozható formák a következők: Lymnocardium hungaricum (M. HÖRNES), Congeria cf. balatonica PARTSCH, Congeria cf. partschi CZJZEK. Itt is gyakoriak a nagy Lymnocardiumdk, mellettük csak Congeria k ismerhetők fel. Pelites, nyíltvízi képződmények A pannon rétegsor kezdő képződményeit az Alföld legnagyobb területén tavi eredetű mészmárga, márga, agyagmárga rétegsorok alkotják, illetőleg a durvatörmelékes alapkonglomerátum fedőjét is ezek képezik. A pelites sorozat karbonáttartalma fölfelé fokozatosan csökken, előbb márgába, majd agyagmárgába megy át. Bat- tonya—Pusztaföldvár térségében a karbonáttartalom olyan magas, hogy a kőzet mészkőnek minősül, amely sajátos az alföldi pannóniai rétegsorban. JUHÁSZ Gy. és Magyar I.: Pannóniái litofáciesek és molluszka-biofáciesek korrelációja 175 ABC 5.ábra. A puhatestü-nemzetségekgyakorisága (százalékban)az alföldi litofáciesekben (az egyedszám figyelmen kívül hagyásával). A kis kördiagramokon a csigák aránya feketével van feltüntetve. A: alapkonglomerátum, B: pelites alapképződmények, C: turbiditek, D: delta lejtő üledékek, E: delta front és delta síkság üledékek, F: fluvio-lakusztrisösszlet. 1: Paradacna,2: Lymnocardium, 3: Congeria, 4: Dreissenomya, 5: Planorbidaek, 6: * Pontalmyra”, 7: Caladacna, 8: Viviparus, 9: Anodonta, 10: Bithynia, 11: Theodoxus, 12: egyéb. A számítások kb. 150 mélyfúrás adatai alapján készültek. Fig. 5. Percentage of the most common mollusc genera in the Alföld laté Neogene lithofacies (without considering numbers of individuals) bősed on core samples of about 150 boreholes. In the small diagramé ratio of gastropods shaded. A: hasal conglomerate, B: basin mari, C: turbidite facies, D: slope facies, E; delta front and delta piain facies, F: Jluvial-lacustrine facies. 1: Paradacna, 2: Lymnocardium, 3: Congeria, 4: Dreissenomya, 5: Planorbids, 6: „Pontalmyra”, 7: Caladacna, 8: Viviparus, 9: Anodonta, 10: Bithynia, 11: Theodoxus, 12: others. A mészmárga-márga szint (Tótkomlósi Formáció) nagy elteijedést mutat. Valójában azonban ez a képződmény több litofáciest, vagyis több üledékképződési környezetet képvisel. Néhány alaphegységi kiemelkedés tetőzónájában, ahol igen csekély vízmélység és nyugodt leülepedési körülmények tételezhetők fel, a kőzet világossárga színű és piritesedett növénytöredékeket tartalmaz. A vízmélység növekedésével a mészmárga kifejlődése megváltozik, erősen pirites lesz, színe barnává, majd az erősen redukált, euxin körülmények, valamint a magas szervesanyagtartalom hatására feketévé válik. Meredek aljzatmorfológiához kötődve a neogén aljzatból származó exotikus kavicsok jelenhetnek meg a rétegsorban (pl. Kiskundorozsma, Kismarja). E pelites képződmények a medence DK-i része felé egyre fiatalabb korúak. A mészmárga szint részletes szedimentológiai vizsgálata egyelőre nem történt meg, így keletkezésének körülményei nem tisztázottak. Az Alföld D-i részén található pannóniai vulkánitok a mészmárgába települnek közberétegződéseket, lepelszerű lávapadokat, vulkáni kúpokat alkotva. 176 Földtani Közlöny 122 / 2—4 6. ábra. A finomhomokos kifejlődést! turbidit fácies (Szolnoki Formáció) elterjedése az Alföldön. I: a különböző irányból érkező felhalmozódások összefogazódása Fig. 6. Areal distribution of the fine-grained sandy turbidite sequence in the Alföld, The arrows indicate directions of sediment tramport. 1: inlerfingering of the turbidites arrivingfrom different directions A nyíltvízi agyagmárga (Nagykörűi Formáció) általánosan elterjedt az Alföldön, a mészmárgára tűlteijedő módon települ. Alsó részén meredek aljzatmorfológiához kötődve az aljzatból származó kavicsok kerülhettek a rétegsorba. Felső részén jellemző a vékony aleurolit, majd vékony finomhomokkő csíkok megjelenése, amelyek a turbiditek disztális részeinek elvégződéseit képviselik, A battonya—pusztaföldvári hátságon és az algyői gerincen számos fúrás tárta fel a koglomerátum (homokkő) és a mészmárga határát. Az átmenet mind kőzettani, mind biofaciológiai szempontból fokozatos. A molluszka együttesekben a sekély-, de nyíltvízi formákat fokozatosan mélyvízi fajok váltják fel. A mészmárga legalján még előfordulnak Lymnocardiumok (L. Hungáriáim, L. schmidti, L. cf. majeri), Pteradacna pterophora (BRUSINA), nagy Congeriák (C. aff. partschi CZJZEK, C. cf. markovid BRUSINA, C. cf. zagrabiensis stb.), de már gyakoriak a mélyvízi nagy tüdőscsigák (Valenden- nius,„Radix n ), a Paradacnák és — Battonyán — a Congeria banatica R. Hörnes is. Néhány helyen (pl. Endrőd—7, Kisújszállás—2, Tázlár—25 és —26 fúrások), ahol nincs, vagy nagyon vékony az alapkonglomerátum, és a pannon rétegsor közvetlenül JUHÁSZ Gy. és MAGYAR I.: Pannóniái litofáciesek és molluszka-biofáciesek korrelációja 177 mészmárgával kezdődik, sajátos Planorbidae-s (? Gyraulus-os) biofácies figyelliető meg, nagyon rossz megtartású ősmaradványokkal (Dreissenidaek, Lymnocardiidaek). A molluszkafauna fokozatos elszegényedése a víz kimélyülését jelzi. A Pannon-tó endemikus molluszkafaunájából csak nagyon kevés forma tudott alkalmazkodni az esetenként több száz méteres vízmélységhez és az oxigénszegény környezethez. Belőlük alakult ki az az alacsony diverzitású, perzisztens együttes (Széles, 1971b; Magyar, 1991), amely az egész Pannon-medence mélyvízi üledékeit jellemzi, s amely a pontusi korszak elején a Dáciái- és Fekete-tengeri medencéket is meghódította (STEVANOVIC et al., 1990). Az együttest kicsi vagy közepes méretű, vékony héjú, félig vagy teljesen beásó életmódot folytató Cardiidae-k (Paradacna abichi (R. Hörnes), Paradacna „lenzt” (R- Hörnes) , „Pontalmyra ” otiophora (Brusina) és Dreissenidae-k (Drei- ssenomya digitifera (ANDRUSOV), Congeria sp. (a Modioliformes ANDRUSOV csoportból)] ellemzik, esetenként tüdőscsigákkal (Valenciennius,„ Radix ”, Planorbidae-k). Más gastropodákat vagy a Lymnocardium genus képviselőit még csak besodort állapotban sem találtuk meg a mélyvízi üledékekben (5, ábra, B). Turbidit fácies A medencerészek legmélyebb zónáiban vastag turbidit Összlet halmozódott fel. A finomhomokos kifejlődésű turbiditek (Szolnoki Formáció) elterjedését szemlélteti a 6. ábra. E nagy tömegű turbidit részletes fácieselemzését nehéz lenne elvégezni a rendelkezésre álló adatok alapján, képződésük szempontjából azonban elkülöníthető az Alföld középső, döntően nagyobb területén található összlet, és a K-i részén, a Derecskei-árok vonalában és ettől DK-re elhelyezkedő turbidit rétegsor. A különböző irányokból érkező, különböző sajátosságokkal rendelkező felhalmozódások a Békési-me¬ dence területén főgázodnak össze. Az ÉNy-i, Ny-i irányból érkezett hatalmas tömegű törmelékanyag nagy vastagságú turbidit kötegeket alkot, amelyek nagy területi elteijedést mutatnak. Turbidit medreket azonban szeizmikus szelvényeken csak elvétve találhatunk néhány helyen, tehát a nagy tömegű és gyors beáramlás gyakorlatilag lineárisnak tekinthető, ahol a medrek elszakadnak a turbidittestektöl, illetőleg a homokos üledékek nem maradnak a medrekben, hanem átlépnek azon. Ez megegyezik a Mimi (1985) által meghatározott II. turbidit típussal. Az ÉK-i irányból érkezett mélyvízi turbiditek egy vízalatti hordalékkúp rendszert alkotva töltötték fel a Derecskei-árkot, majd azon végighaladva eljutottak a Békési-me¬ dencébe. A homokos meder és lebeny (fan-lobe) üledékek az árok tengelyvonalában találhatók meg, míg az árok peremein vastag pelites üledéksorok települnek. Ezek a hordalékkúp nagy tömegű parton kívüli (overbank deposits) üledékeit, valamint — különösen a rétegsor felsőbb szakaszain — az árok szárnyai felől érkező, finomtör¬ melékes lejtőüledékeket (slope aprón) — csúszás, suvadás, iszapfolyás stb. — tartalmazzák. Ezek a pelites üledékek a jelenleg rendelkezésre álló eszközökkel (geofizikai, geológiai anyagvizsgálati információkkal) nem különíthetek el határozottan a bazális márgáktól és a delta lejtő üledékektől. A turbiditösszlethomokkőrétegei faunamentesek. A finomszemű rétegekben ugyanazt a puhatestű-együttest találjuk, mint a bazális márgákban. Eltérés csupán a gyakorisági 178 Földtani Közlöny 122 / 2—4 7. ábra. Az azonos eltsijedésű delta lejtó, delta front és delta síkság litofáciesek kiterjedése az alföldi medencerészekben. 1: a fáciesösszefogazódásterülete. Fig. 7. Areal distribution of the delta slope, delta front, delta piain and littoral lithofacies in the Alföld hasin area. I; interfrngering of the different lithofacial units viszonyokban mutatkozik; különösen feltűnő a „Pontaltnyra" otiophora sűrűbb előfordulása (5. ábra, C). Delta lejtőfácies A delta lejtő és medence lejtő üledékes környezetben képződött litofácies uralkodóan pelites kifejlődésű és általános elteijedésű az egész Alfőldön. A folyók beömlési helyeitől távolabb eső peremi területeken hasonló kőzettani kifejlődésű, litorális, sekély szublitorális fáciesű rétegsor helyettesíti. Gyakorlatilag teljes egészében ez alkotja az Algyői Formációt, kivéve a Derecskei-árokban és a peremeken (4. és 7. ábra). Az agyagmárga és aleurolit váltakozásával jellemzett rétegsorokba helyenként vékonyabb-vastagabb homokkő rétegek települnek. Az üledéksor felső részén e homokkőtestek torkolati zátony és áthalmozott eredetűek, mivel a delta ág esetleges áthelyeződéséből, ill. a vízszintemelkedésből következően a korábbi zátony üledékeket a hullámzás energiája tőbbé-kevésbé átmozgatta, majd újra leülepítette. A felhalmozódás nagy sebességét jelzi, hogy viszonylag kevés helyen találunk közvetlenül a delta front alatt jelentősebb vastagságban ilyen átdolgozott homokköveket. JUHÁSZ Gy. és Magyar I.: Pannóniái litofáciesek és molluszka-biofáciesek korrelációja 179 A pelites rétegsor alsóbb részein előfordulhatnak vastagabb vízalatti mederkitöltések, illetőleg üledékcsúszások, suvadások, szemcsefolyások által leülepített homokos kifejődésű rétegek, valamint a lejtőláb közeiében jellegzetes, felfelé durvuló szemcse¬ összetételű, hordalékkúp-lebeny (fan-lobe) üledéksorára emlékeztető homokkő üledékritmusok. Az Alföld területén néhány helyen, általában alaphegységi kiemelkedésekhez kötődve, tapasztalható a delta lejtő erősen homokos kifejlődése. Ezekben a rétegsorok¬ ban a homokkő részaránya igen nagy, így nehezen különíthető el a delta front, ill. az alatta települő turbidit üledékektől (Szarvas, Üllés, Orosháza, Nagykörű, Fegyvernek). A lejtő üledékek magassága a min denkori vízmélységre enged következtetni; az összlet vastagsága a legmélyebb zónákban eléri a 800—900 métert is. Az üledék kompakcióját figyelembe véve az egykori vízmélység ennél jóval nagyobb lehetett. Ekkora mélység mellett a lejtő rétegsor alsó részében még csak a bazális márgákra és a turbidítekre jellemző szegényes puhatestű együttest találjuk. A delta lejtő felső részén azonban már elszórtan megjelennek a tipikus mélyvízi együttesben idegen formák is, elsősorban Lymnocardiumok és Congeriák (5. ábra, D). Előbbiek közül a L. majeri és alakköre hatolt a legmélyebbre, utóbbiak közül a C. czjzeki M. HÖRNES, C. zagrabien- sis, C. croatica BRUSINA. Előfordul még a Caladacna steindachneri (BrüSINa), Pteradacnapterophora, IDreissenák és különféle csigák is. Elképzelhető, hogy ezek egy része sekélyebb vízi környezetből szállítódon ide. A leggyakoribb forma a Paradacna abichi. A delta lejtő felső részén a többi fácieshez képest feltűnően gyakran találjuk a vázait páros teknővel, sokszor élő helyzetben betemetődve. Úgy tűnik, itt volt legkisebb az esély a vázak betemetődés utáni áthalmozódására. Az Alföld ÉK-i részén található egy zóna, amelyben a delta lejtő és delta front sorozatok több ritmusban megtalálhatók egymás fölött. Ez egyrészt a vízszint relatív ingadozásának, tektonikai változásoknak köszönhető. Ennek következtében itt találkozott az ÉK-i és ÉNy-i irányból érkező delta rendszer egy-egy ága, térben és időben bonyolult összefogazódásokat létrehozva (7. ábra). A Nagyiván—2 fúrásban, 900 m körüli mélységben a delta lejtő felső részére jellemző fauna fCongeria zagrabiensis, C. croatica, Pteradacna pterophora, Lymnocardium sp. stb.) található delta síksági litofácies fölött. Delta front és delta síkság fácies A delta front és delta síkság környezetben képződött üledéksorok egymástól nehezen különíthetők el, egy litofácies egységet képeznek, mivel az igen gyors üledékfelhal¬ mozódás következtében a delta síkságon is a homokos üledékek részaránya dominál. Ez a litofácies egység alkotja a Törteli Formációt, amely az egész Alföldön általánosan elterjedt képződmény (4. és 7. ábra). A rétegsor alulról felfelé durvuló szemcseösszetételű, viszonylag vastag, delta fronton képződött torkolati zátony sorozattal fejlődik ki az alatta települő pelites delta lejtő üledékekből az Alföld nagyrészén. A felfelé durvuló szemcseösszetétel a delta előrenyomulását jelzi. Néhány helyen a delta-ágak medrei bevágódtak a delta front rétegsorba, és mederkitöltés üledékritmusok, másutt kisebb vastagságú gátszakadás (crevasse splay) üledékek települnek közvetlenül a pelites delta lejtő sorozatra. Igen ritkán előfordul, hogy a rétegsor felfelé finomodó szemcseösszetételű, áthalmozott 180 Földtani Közlöny 122/2—4 üledékritmussal indul. Ez azt jelzi, hogy itt a hullámzás energiájának volt elegendő ideje átmozgatni a delta fronton lerakodott üledékeket. A litofáciest teljes vastagságban döntően delta-ág mederkitöltés, gátszakadás és torkolati zátony homokkő üledékritmusok építik fel. A közöttük levő, igen kis vastagságban jelentkező finomszemcsés rétegsorokra jellemző a mocsári, ártéri, lagúna, ill. sekélyvízi litorális üledékek kifejlődése. A rétegsorban már vékonyabb-vastagabb földes-fás barnakőszén, ill. lignit betelepülések is megjelennek. Ezekben a változatos üledékképződési környezetekben különböző, aránylag nagy diverzitású puhatestű együttesek éltek. A lapos morfológiájű terepen az időnként bekövetkező néhány méteres vízszintingadozások a fácieshatárok több km-es el¬ tolódásához vezethettek. így magyarázható, hogy néhány területen, helyenként összefogazódva vagy egymás fölött ismétlődve fordulnak elő a nyíltvízi, partközeli és mocsári biofáciesek (Magyar & RÉVÉSZ, 1976; RÉVÉSZ, 1980). Ezeken a területeken a litofáciesek változékonysága is szembetűnő. A leggyakoribb forma a Paradacna abichi, illetve annak — sokszor területenként eltérő — különböző, olykor a Paradacna okrugici (BRUSINA) fajra emlékeztető változatai. A többi mélyvízi forma közül a Dreissenomya digitifera és a mélyvízi Congeriá k egyáltalán nem, a Valencienniusok pedig csak igen ritkán jelennek meg a delta front-delta síkság üledékekben (5. ábra, E). A delta front homokos aljzatán a jól átszellőzött, nyílt, de néhány méternél nem mélyebb vizet kedvelő formák (Dreissenák , Pseudocalillusok, Lymnocardiumok) éltek. Hasonló mélység mellett, de finomszemű aljzaton is gyakori a Caladacna steindachneri és a Lymnocardium ochetophorum (Brusina). A Kaba—D—1 fúrásban gazdag Congeriá rhomboideás faunát (C. rhomboidea, Dreissena sp., Lymnocardium hungaricum, L. schmidti , Valenciennius sp.) találtunk a Törteli Formációban. Széles (1971a) és Korpásné (in Franyó, 1979) szerint hasonló együttesek kerültek elő a Fegyvernek—1, Furtazsáka—2, Tűrkeve—1, illetve az Egyek—1 fúrásból is; ezek azonosításunk szerint szintén a delta lejtő felső vagy a delta front—delta síkság Utofácies alsó részébe tartoznak.) A delta síkságon a szárazföld irányában (tehát a feltöltődés előrehaladtával) egyre gyakoribbak lesznek a csigák és ritkábbak a Paradacna k, a nagy Congeriák helyett kisebb Dreissenák , a Lymnocardiumok helyett Prosodacnomyák jellemzők. Az édesvízi fonnák (Anodonta, Unió, Viviparus stb.) aránya fokozatosan növekszik. Fluvio-lakusztris fácies A delta síkság homokos kifejlődésű fáciese fölött települ a delta háttér mocsári, ártéri környezetben lerakodott üledékes együttese, majd ebből fokozatosan fejlődnek ki egy fluvio-lakusztris rendszer üledékei. Ezen üledékösszlet valójában egy litofáciest képvisel, amelyet a litosztratigráfia Zagyvái Formáció névvel illet. Elterjedése nem általános az AJföldön, hanem a pannon végéig a legintenzívebben süllyedő területekre korlátozódik. Az Alföld többi, kiemeltebb területén, ahol ez a litofácies nem fejlődött ki, a pannon összlet felső részéig uralkodóan homokos lerakódásokat találunk, amely sem a karotázsgörbék, sem a molluszkák alapján nem különül el a delta síkság fáciestől (8. ábra). Juhász Gy. és MAGYAR I,: Pannóniái litofáciesek és molluszka-biofáciesek korrelációja 181 8. ábra. A fluvio-Iakusztris litof'ácies területi elterjedése az Alföldön. Fig. 8. Areal distribution ofthe jluvial-lacimrine íithofacies association in the Alföld. A litofácies egység uralkodóan pelites kifejlődést!, jellemző az aleurit, agyagmárga és homokkő igen sűrű, vékonypados váltakozása. A rétegsort az alluviális síkságon, fluvio-Iakusztris környezetben képződött finomtörmelékes üledékanyag, ártéri, mocsári, tavi, természetes gát pelites üledékek, valamint az áradások idején bekövetkező gátszakadások (crevasse splay) homokos, turbidit üledékszerkezeti jegyeket tartalmazó, de felfelé durvuló szemcseösszetételű lerakódásai építik föl. A monoton, sűrűn rétegzett összletet helyenként meanderező folyók homokos mederkitöltései, ill. felfelé finomodó szemcseösszetételű, jellegzetes karotázs szelvényalakkal rendelkező övzátony üledékritmusok szakítják meg. Gyakoriak a tarka agyag és földes-fás barnakőszén betelepülések. Ebben a fáciesben csupa édesvízi, a Kárpát-medencében ma is élő genus — főleg csiga — található: Bithynia, Planorbis, Theodoxus, Unió, Anodonta, Viviparus, Dreissena, Melanopsis (5. ábra, F). A jelentős vízszintváltozások bizonyítékaként a Mindszent— 1 fúrásban, édesvízi faunájű (Theodoxus cf. radmanesti Brusina, Bithynia 182 Földtani Közlöny 122/2—4 9. ábra. A Pannon-tó üledékképződési környezeteinek néhány jellemző puhatestűje az Alföldön. A jelmagyarázatot !d. a 4. ábránál. Fig. 9. Somé characleristic molluscs of the different sedimentary environmenls- of ihe Pannonian laké in the Alföld. Facies indication as in Fig. 4. sp., Anodonta sp. stb.) rétegek közé zárva, egy nyíltvízi betelepülés található (L. ochetophorum, L. (?Bosphoricardium) sp., Lymnocardiidae sp.). Az alluviális síkság környezetben történő üledékképződés a pannóniai végéig folyt a megjelölt területen. Az Alföld ÉK-t részén, kis területi elterjedést mutatva, ezen uralkodóan pelites üledéksor fölött újra egy erősen homokos kifejlődésű rétegsor települ, hol elvékonyodva, hol erősen kivastagodva, melynek genetikájáról, magminták hiányában, valamint a gyér furássűrűség miatt, egyelőre keveset tudunk. Diszkusszió A pannóniai puhatestűekkel foglalkozó paleontológusok közül Bartha (1959, 1971) volt az első, aki a paleoökológiai vizsgálatokra igazán nagy súlyt helyezett. Más szerzők rendszerint két „fáciesben” (sekély- és mélyvízi, vagy partközeli és medencebeli, vagy homokos és agyagos üledékek) gondolkodtak (Sümeghy, 1939; Stevanovic, 1951; Strausz, 1971; SZÉLES, 1971a), vagy legfeljebb e kettő között kijelöltek egy„átmeneti fáciest” (Stevanovic, 1985), mindezt szedimentológiai leírás és a környezetek értelmezése nélkül. Bartha a fajokat sótartalom-igényük szerint csoportosította, és az egyes feltárásokban a faunában megfigyelhető változásokat az egykori környezet — elsősorban a víz sótartalmának — megváltozásával magyarázta. JUHÁSZ Gy. és Magyar I.: Pannóniái litofáciesek és molluszka-biofáciesekkorrelációja 183 Az alföldi medencerészben a pannon molluszkák elteijedését meghatározó tényezők közül ezzel szemben a vízmélység és az üledékképződési környezet volt a döntő. A sótartalom-különbségek hatása csak a legsekélyebb vízi környezetekben, a delta háttér és delta síkság folyóvízi és mocsári fácieseiben nyilvánvaló. Korpásné( 1983, 1985, 1987a, 1990) a dunántúli hegységperemekről több jellegzetes paleoasszociációt írt le, ezek közül néhány az Alföldön is hasonló kifejlődésben található. A delta lejtő felső részének faunája a Congeria czjzeki—Paradacna abichi ökozónának felel meg. A delta síkságnak a szárazföld irányában egyre egyértelműbben édesvízi faunái a Gyraulus radmanesti—Prososthenia radmanesti, Melanopsis bouei sturii—Theodoxus sp., Viviparus sadleri—Unió atavus, Planorbarius sp.—Planorbis sp. asszociációkkal párhuzamosíthatók. A biofaciológiai és biosztratigráfíai határok összekeverése állandó hibaforrást jelent a különböző képződmények korrelációjában. Sok gondot okozott a hazai pannon összlet tagolásánál, és téves megközelítéshez vezetett a környező országokban is. Az alföldi üledékképződési környezetek biofácies-zónáijól egyeznek SZÉLES (1971a) biosztratigrᬠfíai szintjeivel. Az általa „alsó pannonnak” tekintett puhatestűek valójában a mélyvízi fáciesre, a „felső pannon” ősmaradványok pedig a delta síkságra jellemzők. Az „átmeneti szint” (SZÉLES, 1966), amelyben „alsó és felső pannon” ősmaradványok keverten fordulnak elő, a delta lejtő felső, partközeli részének és a delta frontnak felel meg. A puhatestű-biofáciesek tehát alapvetően a litofáciesekhez, azaz az üledékkép¬ ződési környezetekhez kötődnek, és nem jelölnek korhatárokat (9. ábra). Megbízható biosztratigráfíai tagolást elsősorban az egyes fácieseken belül, a különböző formák feltűnésének, evolúciójának alapján lehet kialakítani. Következtetések Az összehasonlító munka során bizonyítást nyert, hogy az alföldi pannóniai litofáciesek és molluszka-biofáciesek szoros kapcsolatot mutatnak egymással. A puhatestűek elteijedését a különböző környezetekben elsősorban a vízmélység és az üledékképződés jellege szabta meg. A mélyvízi képződmények (mélyvízi márgák, turbidit- és delta lejtő fáciesek) egységes és sajátos, alacsony diverzitású puhatestű együttest tartalmaznak (Dreissenomya digitifera,„Pontalmyra” otiophora, Paradacnák, Valencienniusok, mélyvízi Congeriá k). A mélyvízi viszonyok közt csak az egyes formák gyakorisága változik az üledékképződési környezetnek megfelelően. A sekélyvízi és partközeli képződmények (abráziós konglomerátum, sekélyvízi mészmárga, delta front és delta síkság üledékek) a mélyvízitől jól elkülönülő, az egyes környezetekre jellemző, de éles határokat ritkán mutató, változatos biofáciesekkel rendelkeznek. A jól szellőzött, nyílttavi környezetben a Congeria, Lymnocardium, Caladacna, Pteradacna és Melanopsis nemzetségek jellemzők. A delta síkságon, ahol az édesvízi hatás erős volt, az Unió, Anodonta, Theodoxus, Viviparus stb. genusok aránya jelentősebb. A fluvio-lakusztris képződmények biofáciese ismét jellegzetes, élesen elüt a többitől, mert csak édesvízi molluszkákat tartalmaz. 184 Földtani Közlöny 122/2—4 Köszönetnyilvánítás A szerzők ezúton szeretnének köszönetét mondani dr. Szentgyörgyi Károlynak és dr. Jámbor Áronnak a dolgozat elkészítése során adott tanácsaikért és a kézirat áttanul¬ mányozásáért. Ezenkívül köszönjük Sípos Gyulánénak az ábrák elkészítésében nyújtott segítségét. Review and correlation of the Laté Neogene (Pannonian s.l.) lithofacies and mollusc biofacies in the Great Piain, eastem Hungary Györgyi JUHÁSZ & Imre MAGYAR Introduction The Pannonian basin (Fig. 1) is a transtensional basin formed during the Miocéné. It was characterized by lacustrine sedimentation, offering various ecological conditions fór the endemie mollusc fauna. This paper deals with the laté Neogene Pannonian s.l. sequence corresponding to the upper Miocéné Pannonian and Pontian régiónál stages (according to the terminology of IUGS RCMNS) and the Pliocene. Thorough palaeoecological study of the molluscs started several decades ago in outcrops and in shallow boreholes at the western margin of the basin, while principles of the deposition of the deep basin sequences were recognized in the southeastem Alföld (Hungárián Piain). Since sedimentological study of deep basins and palaeoecological study of molluscs had been unreasonably separated, we found it important to compare the results of the two methods. First we determined the sedimentary environment (quality of substratum, water depth, etc.), as reflected by the lithofacies in cores and on well logs which influenced the distribution of mollusc species and genera. We searched a correlation between lithofacies and mollusc biofacies of the laté Neogene deep basin deposits. In 150 boreholes in the Alföld, on the basis of electrofacies and core sample investigations, we identified 6 lithofacies: basal conglomerate, basin mari, turbidite, slope, delta front and delta piain, and fluvial-lacustrine facies. We revised the former determinations of molluscs from cores and grouped them according to the embedding lithofacies. A close correlation between lithofacies and mollusc biofacies was recognized. JUHÁSZ Gy. és Magyar I.: Pannóniái litofáciesek és molluszka-biofáciesekkorrelációja 185 Previous studies The first comprehensive studies of the laté Neogene sequence of the Alföld and the mollusc stratigraphy of this area were given by KÓRÖSSY (1968, 1971) and SZÉLES (1962, 1966, 1971a, 1971b), respectively. On the basis of sedimentological studies, Mucsi and Révész were among the first to attach great importance to delta progradation in the fílling of the basin (Mucsi, 1973; Mucsi & Révész, 1975; Révész, 1980). At the same time Magyar & Révész (1976) recognized that the deep water Paradacna association and the shaliow water Viviparus association represent different facies rather than biostratigraphic units. They alsó reporíed their altemating occurrence in the sequence. The sedimentological study of the Hódmezővásárhely—I (Hőd—I) borehole and its surroundings by Bérczi & Phillips (1985) revealed the filling mechanism of the deep Neogene basin in the southeastem part of Hungary. Further investigations were based on this facies model. JÁMBOR (1980ab, 1985, 1989) studied the geology, stratigraphy, and facies distributionof the laté Neogene sequence of the marginal and the basin areas. KORPÁSNÉ (1983, 1985, 1987a, 1987b, 1990) established a mollusc ecostratigraphy fór these sequences in the basin margins and gave paleontological characterization of somé marginal formations. Lithostratigraphic subdivision of the laté Neogene in the Alföld was published by Gajdos et al. (1983). In the description of the formations, however, the biofacies characterization was neglected. The only paper dealing with palaeontological description of the Alföld sedimentary environments was presented by Pogácsás et al. (1990). They correlated the mollusc biofacies with the seismic facies in the area of the Békés basin, southeastem Hungary. The systematic sedimentologic and lithostratigraphic investigations of the laté Neogene Pannonian s.l. sequence were made by Révész et al. (1989), Juhász et al. (1989), and Juhász (1991). Palaeogeography and sedimentation In the formation and evolution of the Pannonian laké, a major role was played by the tectomc activity of the Alpíne-Carpathian region during the Neo-Alpine stage. Emersion of the surrounding areas served as hinterland fór the differentially and strongly subsiding basin areas, which suffered extension, characterized by strike-slip faults and normál faults (Royden, 1988), forming a series of crests and subbasins (Fig. 2 ). On the NW and NE part of the basin, large delta Systems were formed (the latter coming around the huge volcanic rangé of the Nyírség area), fed by rivers of large drainage basins and of high sediment discharge, due to the palaeogeographical setting and palaeomorphology. In addition, rivers of much less importance reached the basin from other directions. As for the basin régimé wave energy was limited and tidal influence was negligible. The two main delta systems were fluvial dominated lobate types according to the classification of FISHER et al. (fide ELLIOTT, 1986), and Gilbert-type deep water deltas 186 Földtani Közlöny 122/2—4 with steep slopes and műd and fine-sand as the dominant grain-sizes (Postma, 1990). The sediment discharge of the delta prograding from the NW was higher and somewhat coarser-grained than that from the NE direction. The hasin had a delta-fed ramp system. Since the shelf was probably very narrow, the delta slope merged intő the basin slope environment. In the basin piáin areas shallow lacustrine sedimentation occurred at a low rate in the basin piain areas. In the deepest zones, over a large area, t hin calcareous mari and mari successions were deposited, while in other areas, mainly on the margins (pinpointing the main routes of siliciclastic sediment input) and alsó above the calcareous mari, clayey-muddy deposition took piacé. Abrasional coastal conglomerates and sandstones were formed around islands (Fig. 3). In a few places basaltic volcanism occured, probably due to tectonic activity. A thick turbidite sequence accumulated m the deepest depressions above the basin maris, as a consequence of the gradual, sometimes periodical subsidence. It is well known, that the formádon of siliciclastic turbidites is closely related to lowstands dunng eustatic sea-level changes (Shanmugam et ah, 1985). We know very little, however, about the fluctuations of the level of the Pannonian laké and their relation to global eustasy, though somé investigations were made recently (Pogácsás et ah, 1988, Tari et ah, 1992). The uppermost part of the turbidite sequence is connected to the delta system arriving from the NW direction. As the rate of deposition became higher than subsidence, the laké was ftnally füled up by the main delta systems creating Iithofacies associations in a characteristic sequence (Fig. 4). The various Iithofacies, deposited in the delta, are nőt as vanable as in modem environments and other ancient examples. On the other hand, they are much thicker. The percentage of the fíne-grained members in the delta piain environment is lower than usual The reason fór these facts probably was the very high rate of sediment input and the rapid accumulation. The sediment-laden fresh water and the brackish water in the basin were more or less equally dense, creating a homopycnal flow. Therefore the delta was formed with a well developed delta front and density currents to the basin. After infilling of the laké, sedimentation occured in an alluvial piain, displaying the typical environments, like meandering streams, flood piáin, marsh, levée, oxbowlakes, and small lakes. This sedimentation persisted until the end of the Neogene. Correlation of Iithofacies and mollusc biofacies Basal conglomerate Coastal sediments were formed by abrasion along the shorelines of islands They represent the cycle initiating members of the laté Neogene with a limited areal extension in basin areas such as Algyő—Ferencszállás—Kiszombor, Battonya, Pusztaföldvár, Kismarja, and Endröd (Fig. 3). They alsó can be found on basin margins bút until this time they have nőt been recognized from other areas by the available methods in the absence of core samples, although they can be present in a thicknesses of a few cm. These are sandy conglomerates and pebbly sandstones; the clasts dérivé from the basement. Its thickness is usuaíly 30 to 40 m, and pinches out towards the deep zones and towards the highest points of the crests (structural highs). JUHÁSZ GY. és MAGYAR I.: Pannóniái litofáciesek és molluszka-biofáciesek korrelációja 187 Mollusc shells were usually dissolved due to the high porosity of the embedding rock. The fossils are preserved as casts and moulds, and, rarely, as calcite pseudo- morphs. Due to poor preservation, their determination is often ambiguous. Species of large shell size and thick wall are prevalent. In the shallow, strongly agitated water, molluscs stabilízed themselves on the substrate either by byssus (Congeria balatoniad, Dreissena species), or with a thickened shell wall (Congeria ungulacaprae). The fauna is dominated by the bivalve genera Congeria and Lymnocardium, w hi le the number of gastropods is very low (Fig. 5A). In samples from the Battonya area, Lymnocardium schmidti (M. HÖRNES), L. nungaricum (M. HÖRNES), Lymnocardium cristagalli (Roth), L. cf. majeri (M. HÖRNES), L. cf. banaticum (FUCHS), „Didacna " sp., IProsodacnomya sp., Phyllocar- diumplanum (Deshayes), Congeria rhomboidea M. Hörnes, Congeria cf. balatonica Partsch, Dreissena sp., and Melanopsis (Lyrcaea) sp. were found. The presence of Budmania (L. cristagalli), highly specialized fór fine-grained substratum, indicates that part of the thanatocoenosis was transported from a sublittoral environment, Mollusc fauna of the Pusztaföldvár area is less diverse. However, the presence of rare molluscs such as Congeria cf. simulans FUCHS and Melanopsis defensa FUCHS is noteworthy, Boreholes in the Algyő and Ferencszállás-Kiszombor area yielded a rich mollusc fauna: Lymnocardium schmidti or dumicici (Gorjanovic-Kramberger), L. cf. penslii (Fuchs), Lymnocardium cf. banaticum, L. cf. majeri, L. cf. hungaricum, IPlagiodacna sp., Pseudocatillus sp., IProsodacnomya sp., Congeria triangularis Partsch, C. cf. balatonica, C. cf. ungulacaprae MÜNSTER, Congeria cf. partschi CZJZEK, Congeria zagrabiensis BRUSINA, Dreissena cf. auricularis (Fuchs), Dreissenomya sp., and Melanopsis sp. As subsidence increased and these areas were flooded, the coarse grained sediments were overlain by muddy and calcareous offshore (fírst shallow, then deep water) sediments. Basin maris The initial members of the laté Neogene sequence are basin maris found almost all over the entire basin (called basal maris), which alsó overlie the basal conglomerates. They were deposited in offshore areas far from sediment input. The basin succession is made of calcareous mari, mari, and argillaceous mari, depending on the rate of input. The carbonate content decreases upwards, and the calcareous mari tums intő mari and argillaceous mari. In the area of the Pusztaföldvár—Battonya structural high (SE part of the basin) the carbonate content is so high that it forms limestone, unique in the region studied. The calcareous mari displays a considerable extent (Fig. 3), though the formation represents several lithofacies. On top of somé structural highs, where there was shallow water and calm conditions prevailed, the colour of the rocks is light yellow or greyish white. With increasing water depth, the colour changes from brown to black due to euxinic conditions and high organic content. Connected to steep relief, exotic clasts occur in the sequence. Basalt is found within and on top of the calcareous mari succession in the S part of the Alföld. 188 Földtani Közlöny 122/2—4 The argillaceous hasin mari is widespread over the entire Alföld, though its thíckness is nőt considerable except in the Jászság subbasin. Thin siltstone and sandstone intercalations appear in the upper part of the basin maris, representing the terminations of the distal turbidites. A large number of boreholes exposed the gradual lithological and biofacies transition between the underlying conglomerate and the overlying calcareous mari above the Battonya—Pusztaföldvár and Algyő structural highs. In the mollusc assemblages, the shallow water forms are gradually replaced by deep water species. At the very bottom of the calcareous mari Lymnocardiums (L. hungaricum, L. schmidti, L. cf. majeri), Pteradacna pterophora (Brusina), and large Congerias (C. aff. partschi, C. cf. markovid Brusina, C, cf. zagrabiensis etc.) still occur, however, deep water forms such as large pulmonates (Valendennius , „Radix”), Paradacnas and — in Battonya — Congeria banatica R. Hörnes are common. In several boreholes (Endrőd—7, Kisújszállás—2, Tázlár—25 and —26), where the basal conglomerate is very thin or cannot be observed at all, and the laté Neogene sequence starts with calcareous mari, a poorly preserved special biofacies with Planorbidae sp. (?Gyraulus), dreissenids, and lymnocardiids is found. The gradual impoverishment of the fauna indicates the deepening of the water. Only a few endemic mollusc species could adapt to the several hundred metres deep and oxygen-poor environment. These formed a persistent association of low diversity (SZÉLES, 1971b; Magyar, 1991), characteristic fór the deep water sediments of the whole Pannonian basin, and migrated eastward to the Dácián and Euxinian basins at the beginning of the Pontian (see Stevanovic et al., 1990). This association consists of small or medium-sized, and thin-sheíled cardiids: Paradacna abichi (R. HÖRNES), Paradacna„lenzi” (R. Hörnes), „Pontalmyra ” otiophora (Brusina), and dreissenids: Dreissenomya digitifera (ANDRUSOV), Congeria sp. ex group Modioliformes ANDRUSOV, sometimes with pulmonates: Valendennius, „Radix”, planorbids. Other gastropods or representatives of genus Lymnocardium cannot be found in deep water sediments (Fíg. 5B). Turbidite fades A thick turbidite sequence (up to 1000 m) can be found over a wide areal distribution, consisting of fine-grained sandstones and siltstones (Fig. 6). The accumulation of the turbidites proceeded in different ways in various parts of the basin on the basis of their facies and spatial relationship, depending on the basin floor morphology, tectonics, and alsó the sediment input. Deep-water turbidites coming from E and NE moved along the axis of the Derecske trough towards the Békés basin in a deep-water fan system. The sandy channel and fan lobé deposits are found in the middle of the Derecske trough, while thick muddy sequences were deposited towards the margins. These muddy deposits represent the overbank deposits of the fan along the trough and — especially in the upper part of the sequence — the fine grained slope-apron deposits, arriving from the flanks of the trough, from the NW and SE. Turbidites, arriving from the W and NW, formed thick sediment packages of great extent. Turbidite channels of considerable thickness, however, are scarcely recognized, even on seismic sections. Accumulation was linear with lots of sources along the Juhász Gy. és Magyar I.: Pannóniát lilofáciesek és molluszka-biofáciesek korrelációja 189 margins, thus creating longitudinal fan systems. Sandy turbidites did nőt stay in the channels fór long, so channels were short-lived. This corresponds with the type II turbidites of Mutti (1985). The sandstone layers of the turbidites are nőt fossiliferous. In the fme-grained layers, the satne mollusc association can be found as in the basal maris. Difference can be observed in the frequencies of certain forms only; abundance of „ Pontalmyra ” otiophora is especially remarkable (Fig. 5C). Slope facies The lithofacies, formed in the delta slope and basin slope environments, is composed mainly of siltstones and argillaceous maris. Its presence is common in the Alföld (Fig. 7). On the margins, far from the places of sediment input, it is replaced by littoral and sublittoral facies of similar lithologic composition. Thinner or thicker sandstone intercalations of different origin appear in the muddy succession. In the uppermost part of the slope these are mouth bar deposits or reworked sandstone bodies, the latter due to the avulsion of the distributaries or to water level fluctuations, when the bar deposits were reworked and settled as sand sheets. Actually, the deposition was so rapid that these reworked sandstone bodies are of less importance below the delta front facies. In the lower part of the muddy slope sequence, there are thick channel fíll deposits or slumps, grain flows, and, at the foot of the slope, characteristic coarsening upward fan-lobe successions. In somé areas, mainly in front of and above structural highs, such as Szarvas, Üllés, Orosháza, Nagykörű, and Fegyvernek, this slope unit is rather sandy. The coeval water depth can be estimated from the thickness of the delta slope deposits which indicate the height of the delta slope or foreset unit. It can be as much as 800 to 900 metres in the deepest zones, and 200—300 metres above basement highs. Taking intő consideration the compaction of sediments, the water depth was even more. Under such a high water column only the poor mollusc association characteristic of the basal maris and turbidites lived in the lower part of the delta slope. In the upper part of the delta slope, however, forms nőt found in the deep water association sporadically appear: representatives of Lymnocardium (group L. máj éri) and Congeria (C. czjzeki M. Hörnes, C. zagrabiensis, and C. croatica Brusina) (Fig. 5D). Caladacna steindach- neri (Brusina), Pteradacna pterophora, ?Dreissena sp,, and different gastropods alsó occur here. Somé of the latter ones has been transported from shallow water environments. The most common form is Paradacna abichi. It occurs conspicuously often with both valves preserved, buned in life position in the upper part of the delta slope deposits. Potential fór subsequent resedimentation seems to have been the lowest in this environment. Delta front and delta piain facies Depositional sequences from the delta front and delta piain environments form a single lithofacies unit in the basin, as the ratio of sandstones in the delta piáin is fairly high compared to fine-grained members. This lithofacies unit is widespread over the entire basin (Figs. 4, 7). 190 Földtani Közlöny 122/2—4 In most cases, the sequence begins with rather thick coarsening upward mouth bar successions on top of the muddy slope facies formed in the delta front subenviromnent. In somé places the distributary channels cut the delta front deposits, so channel fills or crevasse splays of lower thickness start the sequence. It is very rare that the first beds are reworked sandstone bodies. In these cases the wave energy had enough time to rework the deposits settled on the delta front. The entire lithofacies is built up mainly by distributary channel fill, crevasse splay, mouth bar, and levée complex deposits fór the coarse-grained member, and shallow water, bay, lagoon, marsh, and floodplain sediments as fine-grained members. There are thin or thick brown coal layers in the upper part of the sequence. Highly diversified mollusc associations lived in this environment. Slight (several metre) fluctuations in water level made the facies boundaries shift several kilometres offshore and onshore in the piain area. This is why repeated occurence or interfingering of open laké, nearshore, and marshy biofacies can be found in certain areas (Magyar &. Révész, 1976; Révész, 1980). Variability of lithofacies is alsó conspicuous in these regions. The most common form is Paradacna abichi and its different variants, sometimes strongly resembling P. okrugici (Brusina). Conceming the other deep water forms, Dreissenomya digitifera and deep water Congerias never occur in the delta front-delta piáin deposits, while Valenciennius very rarely appears (Fig. 5E). Molluscs favouring well aerated, moderately deep water (Dreissena, Pseudocatillus, Lymnocardium) lived on the sandy substratum of the delta front. At similar (several metre) depth, bút on fine-grained substratum, Caladacna steindachneri and Lymnocar¬ dium ochetophorum (Brusina) were common as well. A rich mollusc fauna with Congeria rhomboidea, Dreissena sp,, Lymnocardium hungaricum, L. schmidti, and Valenciennius sp. was found in the delta piain deposits of Kaba—D— 1 borehole. (According to SZÉLES and KorpáSNÉ, similar associations occurred in boreholes Fegyvernek— 1, Furtazsáka— 2, Tűrkeve— 1 (Széles, 1971a) and Egyek—1 (Korpásné in Franyó, 1979); we found that these samples were alsó taken from either the uppermost part of delta slope or the lower part of delta front-delta piain lithofacies.) In the delta piain, changes can be followed in the mollusc assemblages landward: the number of gastropods increases while the number of Paradacnas deereases, large Congerias are replaced by srnaller Dreissenas, and Lymnocardiums by Prosodacnomyas. The percentage of freshwater forms, such as Anodonta, JJnio, Viviparus etc., gradually increases in the fauna. Fluvial-lacustrine facies Fine-grained alluvial sediments which settled in fluvial and lacustrine environments are found above the delta piain facies. They represent one lithofacies unit. Its areal distribution is nőt extensive: it developed only in areas that had subsided intensively until the end of the Neogene (Fig. 8). In other areas of the Alföld, mainly in the west, all the upper part of the laté Neogene sequence is dominantly sandy. The muddy lithofacies unit cannot be detected here by well lóg analysis, and the mollusc fauna corresponds to that of the delta piain environment. Juhász Gy. és Magyar I.: Pannóniái litofáciesek és molluszka-biofáciesek korrelációja 191 The successíon is built up by altemating siltstones, clays, and sandstone laminae and thin beds, These are the sediments of an alluvial piain with floodplain, marsh, oxbow lakes, levées, and alsó of small lakes. Thicker sandstone sequences can be found occasionally which represent channel fill, point bar, and crevasse splay sediments. These sandstone intercalations display characteristic shape on well logs. Variegated clays and brown coal or lignité beds are common in the sequence. Thick coal successions were formed in the northem part of the Alföld. The alluvial facies is characterized by freshwater molluscs, especially gastropods: Bithynia, Planorbis, Theodoxus, Unió, Anodonta, Viviparus , Dreissena, and Melanopsis (Fig. 5F). Represen táti vés of all these genera live in the Carpathian basin today. As an evidence of considerable oscillations in the water level of the Pannonian laké, we found a layer with open laké molluscs (L. ochetophorum, L. (?Bosphoricardium) sp., Lymnocardiidae sp.), sandwiched between fluvio-lacustrine sediments with freshwater molluscs (Theodoxus cf. radmanesti Brusina, Bithynia sp., Anodonta sp., etc.), in the Mindszent—l borehole. Discussion BARTHA (1959, 1971) was the first palaeontologist who stressed palaeoecological investigation of the laté Neogene (Pannonian s.l.) endemic molluscs. Other authors usually considered only two facies: shallow and deep water, or nearshore and basin, or sandy and clayey ones (SÜMEGHY, 1939; STEVANOVIC, 1951; Strausz, 1971; SZÉLES, 1971a). Sometimes they alsó described a „transitional” biofacies (STEVANOVIC, 1985), without sedimentological description and mterpretation of the paleoenvironment. Bartha grouped the species according to their ecological demand of water salinity. He explained the faunal changes observable in outcrops and borehole samples almost exclusively by changes in salinity. According to our investigations, however, other environmental factors, particularly water depth and depositional environment played a significant role in determining the distribution of molluscs. Influence of salinity change was clear only within the most shallow environments (fluvial and lagoonal deposits, delta piain). Somé of the characteristic mollusc associations described by KorpásNÉ (1983, 1985, 1987a, 1990) írom the foreland of Transdanubian mountains were alsó identifiable in the Alföld. Mollusc fauna of the upper part of the delta slope corresponds to her Congeria czjzeki—Paradacna abichi ecozone. Moving towards the upper delta piain, more and more freshwater molluscs can be found. These assemblages can be correlated with the Gyraulus radmanesti—Prososthenia radmanesti, Melanopsis bouei sturii—Theo¬ doxus sp., Viviparus sadleri—Unió atavus, and Planorbarius sp.—Planorbis sp. associations (Korpásné, 1983). Biofacies changes are often confused with biostratigraphic boundaries. It is a common source of error, and has actually caused a lót of trouble in the correlation of the laté Neogene deposits of the Pannonian basin. The biofacies-zones that we identified in the Alföld correspond to „biozones” of SZÉLES (1971a). Her „Lower Pannonian” molluscs are characteristic of the deep water facies, and her „Upper Pannonian” ones are characteristic of the delta piain deposits. The „transitional zone” (Széles, 1966), where „Lower Pannonian” and „Upper Pannonian” forms occur together, corresponds 192 Földtani Közlöny 122 / 2—4 to the upper part of the delta slope and to the delta front. Different biofacies are bound to the sedimentary environments and lithofacies (Fig. 9), and they do nőt indieate chronological boundaries. Thus, reliable biostratigraphic subdivision can be carried out within the different facies, based on the evolution and first appearance of the molluscs. Conclusions A close correlation was revealed between the lithofacies and mollusc biofacies of the laté Neogene Pannonian basin sedimentary sequence. Distribution of molluscs was primarily controlled by water depth and sedimentation. The deep water formations (basin maris, turbidite, and delta slope deposits) display a uniform and characteristic biofacies. They contain a highly adapted, deep water fauna of low diversity (Dreissenomya digitifera, „Pontalmyra” otiophora, representatives of Paradacna, Valenciennius, Congeria, etc.). Each of the shallow water and nearshore formations (basal conglomerate, shallow water calcareous mari, delta front and delta piain deposits) have their characteristic biofacies, though they often overlap one another. In the well aerated, open laké environments, species of Congeria, Lymnocardium, Caladacna, Pteradacna, and Melanopsis prevailed. Where the influence of the riverine fresh water was strong, an increasing ratio of freshwater molluscs (Unió, Anodonta, Theodoxus, Viviparus, etc.) to brackish ones (Lymnocardium, Congeria, etc.) is observable towards the upper delta piain. The fluvial-lacustrine deposits contain only mollusc genera that are still living in the Carpathian basin today. Acknowledgements The authors are grateful to Dr. Károly Szentgyörgyi and Dr. Áron Jámbor fór many helpful discussions. Andrew Staley helped in improving the English of the manuscript. Special thanks are alsó due to Mrs. Piroska Sípos fór drafting the figures. Irodalom — References BARTHA F. (1959): Finomrétegtani vizsgálatok a Balaton környéki felső-pannon képződményeken (FeinstratigraphischeUntersuchungenamOberpannonder Balatongegend). — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 48, 1191, Budapest. BAJRTHA F. (1971): A magyarországi pannon biosztratigráfiai vizsgálata [Biostratigraphic investigation of the Pannonian formations ín Hungary]. In GÓCZÁN F. & Benkő J. (eds.): A magyarországi pannonkori képződmények kutatásai [Investigations of the Pannonian formations in Hungary], 9—172, Akadémiai Kiadó, Budapest. (In Hungárián) BÉRCZ1 I. & PHILLIPS, R.L. (1985): Proeesses and depositional environments within Neogene del- laic-lacustrine sediments, Pannonian Basin, Southeastem Hungary. — Geophysical Transactions 31, 71—87, Budapest. ELLIOTT, T. (1986): Deltas. In READING, H.G. (ed.): Sedimentary Environments and Facies, 113—154, Blackwell, Oxford. JUHÁSZ GY. és Magyar I.: Pannóniái litofáciesek és molluszka-biofáciesek korrelációja 193 FRANYÓ F. (1979): Az Egyek—1. sz. kutatófúrás földtani és vízföldtani eredményei (Geological and hydrogeological results of key drill Egyek—1 (Great Hungárián Piain)). — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1977. évről, 85—111, Budapest. (In Hungárián with English abstract) Gajdos I., Papp S., Somfai a., & VÖLGYI L. (1983): Az alföldi pannóniai (s.l.) képződmények litosztratigráfiai egységei [Lithostratigraphic units of the Pannonian s. 1. of the Hungárián Piain]. Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 70 p. (In Hungárián) JÁMBOR Á. (1980a): A pannóniai képződmények rétegtanának alapvonásai [Basic features of the stratigraphy of the Pannonian formations]. — Általános Földtani Szemle 14, 113—124, Budapest. (In Hungárián) JÁMBORÁ. (1980b): Szigethegységeinkéskömyezetükpannóniaiképzódményeinekfáciestípusaiés ősföldrajzi jelentőségük (Palaeogeographically significant Pannonian facies units in and around the inselbergs of the Hungárián part of the Carpathian Basin), — Földtani Közlöny 110, 498—511, Budapest. (In Hungárián with English abstract) JÁMBOR Á. (1985): Magyarázó Magyarország pannóniai (s.l.) képződményeinek földtani térképeihez [Geological maps of the Pannonian s. 1. formations in Hungary], Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 42 p. (In Hungárián) Jámbor Á. (1989): Review of the geology of the s.l. Pannonian formations of Hungary. — Acta Geologica Hungarica 32, 269—324, Budapest. K. JUHÁSZ Gy., Molenaar C. M., BÉRCZII., RÉVÉSZ I., KOVÁCS A., & SZANYI B. (1989): A Békési-me¬ dence pannóniai (s.l.) üledékösszletének rétegtani viszonyai [Stratigraphic framework of the Pannonian s. 1. sequence in the Békés basin], — Magyar Geofizika 30, 129—145, Budapest. (In Hungárián) JUHÁSZ Gy. (1991): Sedimentological and lithostratigraphical framework of the Pannonian (s.l.) sequence in the Hungárián Piain, Eastem Hungary. — Acta Geologica Hungarica 34, 53—72, Budapest. KORPÁSNÉ HÓDI M. (1983): A Dunántúli-középhegység északi előtere pannóniai mollusca faunájának paleoökológiai és biosztratigráfiai vizsgálata (Palaeoecology and biostratigraphy of the Pannonian mollusca fauna in the northem foreland of the Transdanubian Central Rangé). — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 66, 1 —141, Budapest. KORPÁS-HÓDI M. (1985):DieMolluskenfaunenandenGebirgsrandemim Pannonién von Ungarn. In Papp, A., JÁMBOR Á., & STEININGER, F. F. (eds.): Chronostratigraphie und Neostratotypen, Miozan dér Zentralen Paratethys 7, Pannonién, 161 —162, Akadémiai Kiadó, Budapest. KORPÁSNÉ HÓDI M. (1987a): Magyarországi hegységperemi kunsági (pannóniai s.str.) emeletbeli Mollusca fauna (translation of Korpás-Hódi (1985)). — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve69, 375—382, Budapest. (In Hungárián) KORPÁSNÉ HÓDI M. (1987b): A magyarországi fiatal neogén képződmények korrelációs lehetőségei (Korrelationsmögiichkeit dér jungen Neogenbildungen Ungams). — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 69, 435—452, Budapest Korpás-Hódi M. (1990): Ecostratigraphy of Laté Miocéné molluscsof the Pannonian basin. — Paléobiologie Continentale 17, 393—400, Montpellier. KÓRÖSSY L. (1968): Entwicklungsgeschichtliche und paláogeographische Grundzüge des ungarischen Unterpannons. — Acta Geologica Academiae Scientiatum Hungaricae 12, 199—217, Budapest. KŐRÖSSY L. (1971): Mélyföldtani és fejlődéstörténeti vázlatok a magyarországi pannonból [Subsurface geology and evolutionary history of the Pannonian in Hungary]. In GÓCZÁN F. & BENKŐ J. (szerk.): A magyarországi pannonkori képződmények kutatásai [Investigations of the Pannonian formations in Hungary], 253—344, Akadémiai Kiadó, Budapest. (In Hungárián) Magy'aR I. (1991): Biostratigraphic revision of the Middle Pontian (Laté Neogene) Battonya sequence, Pannonian basin (Hungary). — Acta Geologica Hungarica 34, 73—79, Budapest. MAGYAR L. & RÉVÉSZ I, (1976): Dala on the classification of Pannonian sediments of the Algyő area, — Acta Mineralogica-Petrographica 22, 267—283, Szeged. MUCSI M. (1973): A D-Alföld földtani fejlődéstörténete a neogénben. (Geological history of the southem Great Hungárián Piain in laté Tertiary time). — Földtani Közlöny 103, 311—318, Budapest. MUCSI M. & RÉVÉSZ I. (1975): Neogene evolution of the southeastem part of the Great Hungárián Piain on the basis of sedimentological investigations. — Acta Mineralogica-Petrographica22, 29—49, Szeged. Műm, E. (1985): Turbidite systems and their relations to depositional sequences. In Zuffa, G.G. (ed.): Provenanee of Arenites, 65—93, Reidel, Dordrecht. Pogácsás Gy,, Lakatos L., Ujszászi K., Vakarcs G., Várkonyi L., várnai p., & révész I. (1988): Seismic facies, electro facies and Neogene sequence chronology of the Pannonian basin. — Acta Geologica Hungarica 31, 175—207, Budapest, 194 Földtani Közlöny 122 / 2—4 POGÁCSÁS Gy., MÜLLER P., Magyar I. (1990): Seismo- and biostratigraphy of the Laté Neogene deposits in Hungary. — 9th Congress of Régiónál Committee on Mediterranean Neogene Stratigraphy, Ahstracts, 271—272, Sabadell. POSTMA, G. (1990): Depositional architecture and facies of river and fan deltas: a synthesis. In Colella, A. & PRIOR, D. B. (eds.): Coarse-grained Deltas. International Association of Sedimentologists, Special Publication 10, 13—28, Blackwell, Oxford. RÉVÉSZ I, (1980): Az Algy6—2 telep földtani felépítése, üledékföldtani heterogenitása és ősföldrajzi viszonyai (Hydrocarbondeposit Algyő—2: geological structure, sedimentologicalheterogenityand palaeogeographic features). — Földtani Közlöny 110, 512—539, Budapest. (In Hungárián with English abstract) RÉVÉSZ I. & PHILLIPS, R. L. (1989): A Békési-medence alsópannóniai üledékképzcdése [Lower Pannonian sedimentation in the Békés basin). — Magyar Geofizika 30, 98—113, Budapest. ROYDEN, L. H. (1988): Laté Cenozoic tectonics of the Pannonian basin system. In ROYDEN, L. H. & HORVÁTH F. (eds.): The Pannonian Basin. A Study in Basin Evolution. American Association of Petroelum Geologists Memoir 45, 27—48, Tulsa. SHANMUOAM, G,, MOIOLA, R. I., & DAMUTH, J. E. (1985): Eustatic control of submarine fan development. In Bouma, A. H., Normark, W. R,, & Barn'ES, N. E, (eds.); Submarine Fans and Related Turbidite Systems, 23—28, Springer-Verlag, New York. STEVANOV1Ő, P. M. (1951); Pontisehe Stufe im engeren sinne — Obere CongerienschichtenSerbiens und dér angrenzenden Gebiete. — Serbische Akademie dér Wissenschaften, Sonderausgabe 187, Mathematisch- NaturwissenschaftlicheKlasse 2, Beograd, 351 p. STEVANOVTÉ, P. M. (1985): Diskussiondér Unterstufen Slavonienund Serbien. In PAPP, A., JÁMBOR Á., & STEININGER, F. F. (eds.): Chronostratigraphie und Neostratotypen, Miozan dér Zentralen Paratethys 7, Pannonién, 82—85, Akadémiai Kiadó, Budapest. STEVANOVIÓ, P. M., Nevesskaya, L. a., Marinescu, F., Sokac, A., & JÁMBOR Á. eds. (1990): Chronostratigraphie und Neostratotypen, Neogen dér Westlichen ("Zentrale”) Paratethys 8, Pontién. JAZU and SANU, Zagreb—Beograd, 952 p. STRAUSZ L. (1971): A pannőniai emelet (pliocén) (Über die pannonische Stufe (Pliozan)). — Földtani Közlöny 101, 114—119, Budapest. (In Hungárián with germán abstract) SÜMEGHY J. (1939): A Győri-medence, a Dunántúl és az Alföld pannőniai üledékeinek összefoglaló ismertetése (Zusammenfassender Bericht über die pannonischen Ablagerungen des Györer-Beckens, Transdanubiens und des Alföld). — A magyar királyi Földtani Intézet Évkönyve 32, 67—254, Budapest. SZÉLES M. (1962): Alsópannóniaimedenceüledékekpuhatcslű faunája (Molluskenfaunenvon Beckensedimen- ten des Unterpannons). — Földtani Közlöny 92, 53—60, Budapest. SZÉLES M. (1966): Őslénytani adatok az alsó- és felsőpannon alemeletek elhatárolásához (Palaontologische Beitrage zűr Abgrenzung des Unter- und Oberpannons). — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1964. évről, 559—568, Budapest. SZÉLES M. (1971a): A Nagyalföld medencebeli pannon képződményei (The basin Pannonian formations of the Hungárián Piain). In GÓCZÁN F. & BEN Kő J. (eds.): A magyarországi pannonkort képződmények kutatásai (Investigations of the Pannonian formations in Hungary), 253—344, Akadémiai Kiadó, Budapest. SZÉLES M. (1971b): Über die palaogeographischen und ökologischen Verhaltnisse dér pannonischen Beckenfazies. — Földtani Közlöny 101, 312—315, Budapest. Tari G., Bái.di T., BÁLD1-BEKEM,, Horváth F., Kovács a., Lakatos L., Nagymarosy A., Pogácsás Gy., SZTANÓ O., VA1L, P. R., & VAKARCS G. (1992): Tertiary sequence stratigraphy of the Pannonian basin. — Sequence stratigraphy of European basins, Abstracts, 90, Díjon. Földtani Közlöny 122/2—4, 195-208 (1992) Budapest Nagy entalpiájú geotermikus rezervoárok Magyarországon High enthalpy geothermal reservoirs in Hungary 1 Stegena Lajos, Horváth Ferenc, Landy Komélné, Nagy Zoltán és Rumpler János 2 (4 ábrával) Összefoglalás Elméleti megfontolások szerint a Parmon-medence mezozóos-paleozóos aljzatában, közepes mélységben (4—5 km), magas entalpiájú geotermikus rezervoárok létezhetnek. A Fábiánsebes- tyén-4 mélyfúrás víz/góz kitörése (1985. december 16—1986. január 31) látványos gyakorlati alátámasztást adott e nézetnek. A mélyfúrás szélesebb térségében elvégzett vizsgálatok megmutatták, hogy az ilyen rezervoárok jól nyomozhatok szeizmikus, geokémiai és geoelektro- mos módszerek együttes alkalmazásával. E vizsgálatok elvégzése szükségesnek látszik a medence valamennyi perspektivikus területén, mivel a magas entalpiájú rezervoárok reményt adnak geotermikus erőművek létesítésére és gazdaságos üzemeltetésére Magyarországon. Abstract Theoretical studies have shown that high enthalpy geothermal reservoirs can be present in the pre-Tertiary basement rocks at médium depth rangé (4—5 km) within the Pannonian Basin. This expectation was proven by the hotwater/steam blowout of Fábiánsebestyén—4 borehole (1985. 12. 16—1986. 01. 31). Exploration efforts carried out during 1987—88 in the broad vieinity of the borehole proved that reservoirs of this type can be found by the combination of seismic reílection, geochemical and magnetotelluric sounding methods. Deliberate prospection should be continued in all perspective areas within the basin, hecause high enthalpy reservoirs promise profitable operation of geothermal power stations in Hungary. Key words: tectonics, geothermal energy, Hungary 'puli text in English will be published in Geothermics (1993). 2 Stegena Lajos, Horváth Ferenc, Eötvös Loránd Tudományegyetem, 1083 Budapest, Ludovika tér 2. Landy Komélné, Nagy Zoltán, RUMPLER János, Geofizikai Kutató Vállalat, 1062 Budapest, Andrássy út 59. A kézirat beérkezett: 1991. július 24. Átdolgozva: 1992. január 6. 196 Földtani Közlöny 122 / 2—4 Bevezetés A P ann on-medence pannonjai körű porózus üledékeinek rétegvizei általában enyhén túlnyomásosak és a magasabb hőmérsékleti gradiens folytán melegebbek az átlagnál (G=40—60 mK/m). A fiatal üledékek artézi vizeinek hasznosítása balneológiái célokra, majd üvegházak és épületek fűtésére 1866 óta folyik, és különösen a második világháború után gyorsult fel (OlTLIK et al., 1981). E törekvések ellenére a Pannon¬ medence központi, magyarországi részén a kitermelt geotermikus teljesítmény összesen mintegy 10 3 MW-ra tehető (1982, UNECE 1984) szemben a terület gazdaságosan kitermelhető mintegy 4-10 20 Joule geotermikus energiakészletével (Bobok et al., 1987). Ez 50 évre számolva ~ 3-10 5 MW teljesítményt jelent. A gyér felhasználás oka a teljesítmény alacsony területi sűrűsége (~ 3 MW/km 2 ) és a hévizek alacsony (< 100 °C) hőmérséklete. Jelen tanulmány célja a Pa nn on-medence mezozóos és paleozóos aljzatában lévő nagyobb mélységű és hőmérsékletű rezervoárok vizsgálata. Ezek nagyobb ener¬ giasűrűségük révén közvetlen elektromos energiatermelésre alkalmasak lehetnek (Stegena, 1991). A mélység növekedtével, a kompakció révén, a törmelékes kőzetek porozitása gyorsan csökken. Az átlagos porozitás a felszín közelében mintegy 40 %, 3 km mélyen 5%, 5 km mélyen már csak mintegy 2% (Stegena, 1985b). E nagyobb, 3—5 km-es mélységekben is van lehetőség másodlagos porozitás lokális kialakulására, tektonikus törések, hidraulikus breccsásodás és karsztosodás révén, lehetőséget adva geotermikus rezervoárok létrejöttéhez. Kérdés, hol varrnak — ha vannak — ezek a rezervoárok? Valószínű elhelyezkedésük meghatározása az alábbi spekuláció, gondolatmenet alapján történt (Stegena, 1986): a Pannon-medence többezer mélyfúrása alapján megfelelő részletességű és pontosságú geotermikus hőmérsékleti térképek és a pretercier medencealjzat mélységére és korára vonatkozó térképek készültek (Dövényi et al., 1983; DANKés FÜLÖP, 1989; KlLÉNYI és RUMPLER, 1984). Továbbá mélyfúrások adatai és hidrológiai megfigyelések alapján, bár bizonytalanul, de le lehetett határolni a medencealjzat valószínűleg karsztosodott, tektonizált részeit (Alföldi et al., 1977). Az 1. ábra a 150 °C-nál magasabb tetőhőmérsékletű karsztos és karbonátos medencealjzat¬ részeket mutatja. Ezek a területek a nagymélységű geotermikus rezervoárok valószínű területei. Az alkalmazott gondolatmenet és a feltételezések alkalmazásával levezetett térkép csak fenntartásokkal értelmezhető. Az 1. ábra mégis reálisnak tűnő képet mutat: magasabb entalpiájú rezervoárok a medencealjzatban a Magyarország közepén áthúzódó ÉK—DNy-i sáv mentén, továbbá egy másik, az előbbbivel párhuzamos sáv mentén, az ország DK-i részén várhatók. Ez egyezik a Pannon-medence ÉK—DNy-i fő tektonikai irányával és e tektonika helyzetével. Továbbá összecseng a szilícium-geotermométer vizsgálatokkal: egy, az ország területén eloszló, 124 mélyfúrásra kiteijedő vizsgálat 20 mélyfúrásban mutatott a réteghőmérsékletnél szignifikánsan magasabb (T SiG2 — T geo > 20 °C) szilícium hőmérsékletet, jeléül annak, hogy e területeken nagyobb mélységből feláramlö vízmigráciő van. A 20 szignifikánsan magasabb szilícium-hőmérsékletű mélyfúrás közül 17 esett az előzőekben leírt módon kiválasztott medencealj zati helyekre (Stegena, 1985a). STEGENA ET al.: Nagy entalpiájú geotermikus rezervoárok 197 1. ábra. A 150 °C-nál magasabb tetőhőmérsékletfl, karsztosodott/tektonizált, karbonátos medencealjzatű területek Magyarországon. Ezek a területek a nagymélységú geotermikus rezervoárok potenciális helyei (pontozott részek). Vastagabb vonalak: A medencealjzat nagyszerkezeti egységeit elválasztó övék (Haas 1987). 1: Rába-vonal. 2: Balaton-vonal. 3: Közép-magyarországi törési öv, 4: Békési vonal. A pont-vonással körülhatárolt területen (Békés és Csongrád megyében) végeztük a részletesebb vizsgálatokat (2. ábra). Fig. 1. Karslified and/or lectonically fraclured carbonate rocks in rhr basemenl of ihe Pannonian Basin with temperatures higher than 150 °C (dőlted). These are potential areas fór deep geothermal reservoirs, Thick lines show dividing zones between major structures in ihe basemenl (HAAS, 1987). I: Rába line, 2: Balaton Une, 3: Mid-Hungarian fault zone, 4: Békés line. Dotted line indicates the area of the detailed survey in SE Hungary (Fig. 2). A nagy entalpiájú rezervoárokra vonatkozó előzetes megfontolásokat gyakorlatilag támasztotta alá egy, a medence DK-i részén mélyített fúrás (VÁNDORFI, 1987). A Fábiánsebestyén község körzetében mélyített Fáb—4 fúrásból, 4000 m körüli mélységtartományból hatalmas erejű víz/gőz kitörés történt (1985. dec. 16). E kitörés elfojtása csak több hetes munkával sikerült, miközben a mélyfúrás további vizsgálatokra alkalmatlanná vált. A végzett mérések szerint a talphőmérséklet 4236 m-ben 202 °C volt; a szilíciumhőmérséklet a 3658—4239 m között megnyitott szakaszból származó vízmintából, Arnorsson et al. (1983) képlete alapján 254 °C-nak adódott. A fúrás talpán valószínűsíthető nyomás 71 MPa volt, így a fluidum túlnyomása mintegy 30 MPa. A víz/gőz rendszer nyomás-sűrűség diagramjából (STEFANSSON és BjÖRNSSON, 1982) következően a víz a rétegekben zömmel folyadék alakban van jelen. A vizsgálatok szerint a folyadék magas sótartalmú (24—29 g/liter) és a só zömmel NaCl. A víz/gőz kitörés nagy intenzitása (5000—8500 m 3 -nap), valamint az, hogy az átlagos túlnyomás a kitörés időtartama során (1985 dec. 16 — 1986 jan. 31) észrevehetően nem csökkent, arra utal, hogy a rezervoár nagy méretű és izolált. A fúrás rétegsora: 0—2960 m: v r 198 Földtani Közlöny 122 / 2—4 STEGENA ET al.: Nagy entalpiájú geotermikus rezervoárok 199 pleisztocén és pliocén (pannóniai) agyagos—homokos laza üledékek, 2960—3153 m: középső miocén (bádeni) márgák, homokkövek, 3153—3750 m: felsőkréta (szenon) homokkövek, aleurolitok és dolomitbreccsa, 3750—4034 m: középső triász dolomit, dolomitmárga és hidraulikus/tektonikus eredetű breccsa, 4034—4239 m: alsőíriász kovás homokkő (Vándorfi, 1987). A továbbiakban a mélyfúrás körzetében, 1987/88-ban végzett vizsgálatokat foglaljuk össze. Szeizmikus vizsgálatok A körzetben 1981 óta számos szeizmikus szelvényt mértek. Ezek reambulációja révén nagy részletességgel meg lehetett határozni a pretercier medencealjzat törészónáit (2. ábra). Az ábráról nyilvánvaló, hogy a Fáb—4 mélyfúrás jelentős, közel ÉK—DNy csapásirányé tektonikai zónába esik. E zóna feltehetőleg több száz km hosszú és néhány km széles. A szeizmikus szelvények tanúsága szerint a vetődések 4—6 km mélységig követhetők és egy jellegzetes enyhe boltozathoz kapcsolódnak. E pozitív szerkezet érdekessége az, hogy a magjában lévő alsótriász blokkok normál vetőkkel határolt árokszerű bemélyedést mutatnak, amely éppen ott a legmélyebb ahol a fedőjében lévő kréta és miocén rétegek a legjobban kiemelkednek (3. ábra) Ez úgy értelmezhető, hogy az árokszerkezet és az azt kitöltő üledékek a középső miocén során (végén?) kom- pressziós hatásra enyhén mvertálódtak. Ilyen jellegű szerkezeti inverzió úgy alakulhat ki, hogy az egykori normál vetők mentén bizonyos mértékű ellentétes irányú elmozdulás, vagyis feltolódás történik. A Pannon-medence neogén, extenziós fejlődési szakaszában az oldaleltolódásos vetőzónák mentén törvényszerűen kialakulnak lokális kompressziós, ún. transzpressziós szerkezetek. A Fáb—4 mélyfúrás is ilyen övben fekszik. Feltehető, hogy ezek az övék erősen repedezettek, töredezettek, és a mélybeli geotermikus rezervoárok kialakulásának kedvező területei (Rumpler et al., 1987). Fontos további körülmény még az is, hogy a pozitív szerkezet feletti vastag, összefüggő márgaösszletben jelentős túlnyomás alakult ki, amely az alatta lévő rideg dolomitokban természetes hidraulikus rétegrepesztést idézett elő. Tárolóképesség és permeabilitás szempontjából a felsőkréta és középső triász dolomitbreccsa a legkedvezőbb, magmintákon mért 1—13% porozitással illetve rétegvizsgálat alapján kapott 68 mDarcy effektív hidraulikus vezetőképességgel. 2.ábra. A DK-magyarországi (Békés és Csongrád megyei) neogén medencealjzat törésvonalai és a SiOj- hőmérséldeti adatok. 1: Törés a neogénnél idősebb (medeneealjzati) képződményekben. 2: Töredezett zóna. 3: Mélyfúrások (220 db) amelyek vizében a mért SiOj hőmérséklet azonos vagy alacsonyabb, mint a geotermikus hőmérséklet, 4: Mélyfúrások (31 db), amelyekben a "*302 szignifikánsan magasabb mint a geotermikus hőmérséklet (mélyebbtől felára mló vizek). 5: A 3. ábra szeizmikus szelvényeinekelhelyezkedése, Fig. 2, Faults and Si0 2 temperature data in SE Hungary (Csongrád and Békés counties). 1: Fault zone in the basement rocks. 2: Fractured zone. 3: Boreholes (220) where the Si0 2 temperature is the same or lower than the geolhermal temperature. 4: Boreholes (31) with Tsiot temperature significantíy higher than the geolhermal temperature (indicating waters migratingfrom greaterdepths). Seismic rejlection data and Si0 2 values exhibit a zone with NE strike where deep geolhermal reservoirs are íhought to be present. 5: Location of seismic profiléi of Fig. 3. 200 Földtani Közlöny 122 / 2—4 Szilícium-hŐmérós vizsgálatok A vizsgált körzet területén (az ország DK-i része; 1. az 1. ábrát), összesen 251 olyan mélyfúrás van, amelyekből Si0 2 -hőmérséklet és a vízmintavétel mélységében geotermikus (hőmérővel mért) hőmérséklet volt meghatározható. A szilícium-hőmérő alapelve, hogy a mindenütt gyakori Si0 2 telítésig oldódik a vizekben; az oldhatóság hőmérsékletfüggő és irreverzibilis: alacsonyabb hőmérsékletű helyre kerülvén az Si0 2 nem csapódik ki a vízből. A vizsgálati anyagból 151 mélyfúrásban a T Sj02 nem tért el szignifikánsan a vízminta mélységében hőmérővel mért hőmérséklettől. Ezek a mélyfúrások tehát rétegvizet tartalmaznak. Egy második csoportban (69 mélyfúrás) a T SÍOl szignifikánsan alacsonyabb mi nt a geotermikus hőmérséklet, e mélyfúrások vize feltehetőleg felszínközeli vízzel kevert víz. Végül a harmadik csoport (31 mélyfúrás) vizeinek Si0 2 hőmérséklete szignifikánsan magasabb mint a geotermikus hőmérséklet a vízminta mélységében, E mélyfúrások vize, legalább részben, nagyobb mélységből áramlott fel, és a Si0 2 hőmérséklet az eredeti, "bázishőmérsékletet" jelzi. Ez adja meg a szilícium-termometria jelentőségét a geotermikus rezervoár-kutatásban: megmutatja, hogy hol van felfelé irányuló vízmigráció, azaz hol lehet nagyobb mélységben víztartalmú rezervoár. A DK-magyarországi körzet Si0 2 vizsgálata könnyen értelmezhető eredményt adott. A harmadik csoportba tartozó 31 mélyfúrás meglehetősen egyértelműen kijelöl egy kb. 90x20 km 2 -es sávot, amely sáv egybeesik a szeizmikus mérésekkel meghatározott vetőzónával (2. ábra ÉNy-i pereme). A 2. ábra szerint, a körzet DNy—D-i részén is vannak anomálisan magas Si0 2 hőmérsékletek. A medencealjzat itt is töredezett, a szeizmikusán kimutatható nyírásos zónák itt is megvannak. Az vélhető, hogy e két sávban 4—6 km mélységben töredezett mezozoós és/vagy idősebb kőzettömegek helyezkednek el, jelentős másodlagos porozitással, amelyek valószínűleg nagy tömegű, 200—300 °C hőmérsékletű víz/gőz rendszert tartalmaznak. E vizek a töréses zónákban felefelé migrálnak és keveredve a sekélyebb vizekkel okozzák az anomális Si0 2 -hőmérséklet sávokat. Magnetotellurikus vizsgálatok A Fáb—4 mélyfúrás gőz/víz kitörése után a GKV magnetotellurikus méréseket végzett a fúrás környezetében, Phoenix MT System típusú mérőrendszerrel. Irodalmi adatok (Stanley et al., 1977; Wright et al., 1985) szerint ugyanis geotermikus rezervoárhoz kimutatható elektromos vezetőképesség-anomália kapcsolódhat, A mélyfúrás körzetében és a fúráson áthaladó szeizmikus szelvények mentén 28 MT szondázás történt. Az eredmények megjelenítésére vertikális és horizontális metszetet alakalmaztunk, a Bostick-transzformáció segítségével számolt fajlagos ellenállásértékek (Goldberg és Rotstein, 1982; Jones, 1983) izovonalaival, A Fáb—4 fúráson K—Ny illetve É—D irányában áthaladó szeizmikus szelvények mentén kapott magnetotellurikus eredményeket, valamint az 5 km mélységszintre megszerkesztett ellenállás metszetet a 4. ábra mutatja. Mind a vertikális ellenállásszel¬ vények, mind a horizontális metszet egyértelműen mutatja a megnövekedett vezetőképes- STEGENA ET al.: Nagy entalpiájú geotermikus rezervoárok 201 ségű, mélybenyúló zónát, a geotermikus tároló közvetlen indikációjaként. Az emelt vezetőképességet véleményünk szerint elsődlegesen ionos veztőképesség-növekedés okozza. A nagyobb vezetőképességű zóna kimutatott É—D-i irányú kiteijedése 2,5—3 km, és valószínű lehatolási mélysége 9—10 km. Következtetések A Fáb—4 mélyfúrás magas entalpiájú geotermikus rezervoárt tárt fel a Pannon¬ medence aljzatában. Az energiahordozó fluidutn túlhevített sós víz, amelynek nyomása a hidrosztatikusnál jóval nagyobb. A rezervoár teljes egészében a töredezett-repedezett medencealjzatban helyezkedik el. A rezervoár töréses szerkezetét jelentős mértékben tektonikai hatások: oldaleltolődásos zónához tartozó lokális „push-up” folyamat hozta létre. Jelentős lehet a túlnyomásos márgaösszlet által generált természetes hidraulikus repedésrendszer is. A rezervoár mind a szeizmikus, mind a szilícium-hőmérős és a magnetotellurikus mérések segítségével jól nyomozható volt. Kiteijedése néhányszor 10 km 2 -re tehető, és bizonnyal elegendő nagy lenne egy geotermikus erőmű ellátására. Feltehető, hogy a 25—30 g/l sótartalom, vala mi nt az, hogy a mélyfúrás terméke nem száraz gőz hanem gőz/víz elegy, nem jelent megoldhatatlan nehézséget. Ezeket a problémákat a geotermikus energia-ipar sok mindenben megoldotta (UNECE 1984, OMBKE 1990). A régebbi eljárások mellett újabban a teljes fluidum porlasztott injektálását („totál flow prímé movers”, Ryley, 1985) és egy másodlagos, szerves folyadékot használó hőkicserélős („binary cycle”) eljárást ajánlják és használják Olaszországban, az USA- ban és Japánban. A guadeloupei Bouillante (JAUD és LametHE, 1985) a fábiánsebes- tyénihez hasonló sós (27 g/l) víz/gőz rendszerből (240 °C, 20% gőz — 80% víz) termel elektromos energiát. Az oldott só mintegy 90%-a mindkét helyen NaCl, ami nem hoz létre sókiválást, szemben a Ca(HC0 3 ) 2 -os vizekkel. A Pannon-medence más részein feltételezhető mélybeli rezervoárok kutatására, Fábiánsebestyén példáján, a szeizmikus, geokémiai és geoelektromos mérések alkalmasak. E kutatások perspektivitását újabb vizsgálatok (pl. a Nsz—3 mélyfúráson, 17 km-re a Fáb—4-től; Nagy et al., 1992) is alátámasztják. Irodalom — References ALFÖLDI L., BÖCKER T. & LORBERER Á. (1977): Magyarország karbonátos-repedezett hévíztárolóinak hidrogeológiai jellemzői. [Hydrological characters of thermal water reservoirs in fractured carbonate rocks in Hungary.] In Magyarország Hévízkútjai [Thermal Wells of Hungary], Vízgazdálkodási Tudományos Kutatóintézet, Budapest, 3, 17—28. (In Hungárián) ARNORSSON, S., Gunnlagson, E. & SVAVARSSON, H. (1983): The chemistry of geothermal waters in Iceland. III. Chemical geothermometry in geothermal investigations. — Geochimica et Cosmochimica Acta, 567—577. Bobok E., Mating B. & Navratil L. (1987): Geotermikus energiakészlet-becslések összehasonlító vizsgálata. [A comparative study of geothermal energy supply estimations.] — Országos Műszaki Fejlesztési Bizottság 3-8701-Et számú tanulmány [National Technology Development Committee, Report 3-8701-Et], pp. 68—79. (In Hungárián) 202 Földtani Közlöny 122 / 2—4 FÜLÖP J. & Dank V. (1987): Magyarország Földtani Atlasza 2. Magyarország földtani térképe a kainozoikum elhagyásával. 1:500.000. [Geological Atlas of Hungary 2. Geological Map of Hungary, Cenozoic Formations Omitted. 1:500.000]. Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. Dövényi P., Horváth F., Liebe P., Gálfi I. & Erki I. (1983): Geothermal conditions of Hungary. — Geophysical Transactions, Budapest, 29/1, 3—114. GOLDBERG, S. & ROTSTEIN, Y. (1982): A simple form of presentation of magnetotelluric data using the Bostick transformation. — Geophysical Prospecting, 30, 211—216. Haas J. (1987): Magyarország geológiai szerkezetének fS vonásai. (Outline of the structural geology of Hungary ] In Az Alföld medencealjzatának szerkezetfejlődése. [Structural Evolution of the basement of the Great Hungárián Piain.] MTA Szegedi Akadémiai Bizottság, Szeged, pp. 9—16. (In Hungárián) Jaud, P. & Lamethe, D. (1985): The Bouillante geothermal power-plant, Guadeloupe. — Geothermics, 14/2—3, 197—205. JONES, A.G. (1983): On the equivalence of the Niblett and Bostick transformations in the magnetotelluric method. — Journal of Geophysics, 53, 72—73. KilÉNYI É. & RUMPLER J., (eds.) (1984): Pre-Tertiary basement relief map of Hungary 1:1.000.000. — Geophysical Transactions, Budapest, 30/4, 425—428 (with colour map supplement). NAGY Z., Landy I., PAP S. & RUMPLER J. (1992): Results of magnetotelluric exploration fór geothermal reservoirs in Hungary. — Acta Geodaetica, Geophysica et Montanistica Hungarica 27/1, 87—101, Budapest. OMBKE [Országos Magyar Bányászati és Kohászati Egyesület] (1990): 21. vándorgyűlés, Balatonszéplak, D szekció (Geotermikus Energia) anyaga. [National Hungárián Mining and Metallurgy Society, 21st Itinerary Conference, Balatonszéplak. Materials of Section D (Geothermal Energy.] Országos Magyar Bányászati és Kohászati Egyesület, Budapest. OTTLIK P., GÁLFI J., Horváth F., KORIM K. & Stegena L. (1981): The low enthalpy geothermal resource of the Pannonian basin, Hungary. In RYBACH L., MUFFLER L.Y.P. (eds.): Geothermal Systems: Principles and Case Histories. John Wiley and Sons, Chichester, 201—245. RumplerJ. (témafelelős), DeákJ., DövényiP., Horváth F., Koncz I., KuruczB., NemesiL.,Stegena L., TÓTH Gy. & VÖLGYI L. (1987): Nagymélységű, magas entalpiájú geotermikus rezervoárok kutatási lehetőségeinek vizsgálata. [Research fór deep-seated high-enthalpy geothermal reservoirs in Hungary.] Központi Földtani Hivatal, 201/86 számú tanulmány. [Central Geological Office, Report 201/86.] (In Hungárián) RYLEY D.J. (1985): A critical appraisal of somé aspects of the analysis of the wet steam nozzle as used in totál flow machines. Geothermics, 14/2—3, 435—447, STANLEY, W.D., BOEHL, J.E., BOSTICK, F.X. & SMITH, H.W. (1977): Geothermal significance of magnetotelluric sounding in the Eastem Snake River, Piain-Yellowstone Region. — Journal of Geophysical Research, 82/17, 2501—2514. STEFANSSON, V. & BJÖRNSSON, S. (1982): Physical aspects of hydrothermal systems. In PALMASSON G. (ed.): Continental and Oceanic Rifts. American Geophysical Union, Geodynamics Series 8, 8—18. STEGENA L. (1985a): Application of silica-geothermometry in Hungary. In OMBKE [National Hungárián Mining and Metallurgy Society] 19th Petroleum Itinerary Conference, Budapest, pp. 212—216. STEGENA L. (1985b): On the subterranean hydraulics of closed basins. In ROMÍN, E. (ed.): Geothermics, Thermal-mineral Watcrs and Hydrogeology. Theophrastus, Athens, 59—69. STEGENA L. (1986): Nagymélységű geotermikus rezervoárok a Pannon-medencében. [Deep-seated geothermal reservoirs in the Pannonian Basin.] Előadása Magyar Geofizikusok Egyesülete 1986.április 17. -i ülésén. [Lecture bcfore the Hungárián Association of Geophysicists on April 17, 1986] STEGENA L. (1991): Hasznosítható-e a geotermikus energia Magyarországon? [Is geothermal energy suitable fór utilization in Hungary?] Magyar Tudomány, 36/7, 892—894, Budapest. (In Hungárián) UNECE (1984): Utilization of geothermal energy fór electric power production and space heating. Seminar in Florenz. — Geothermics, 1985/3—4, Special Issue. VÁNDORFI R. (szerk.) (1987): A fábiánsebestyéni gőzkitörés műszaki-gazdasági értékelése, a hasznosítás lehetőségei. [Technical-economic evaluation of the vapour-outburst at Fábiánsebestyén-4.] Országos Műszaki Fejlesztési Bizottság tanulmány [NationalTechnologyDevelopmentCommittee, Report] 3-8701- Et, 52 p., Budapest. (In Hungárián) WRIGHT, Ph.M., STANLEY, H.W., ROSSAND, H.P. & WEST, R.C. (1985): State of the art geophysical exploration fór geothermal resources. Geophysics, 50/12, 2666—2699. STEGENA ET AL.: Nagy entalpiájú geotermikus rezervoárok Fá-7 SEISMIC SECTION (MIGRATED) 203 3a—e. ábra, Fábíánsebestyéni szeizmikus szelvények (Fá— 7, Fá—14, Fá—18) transzpressziós (push up) töredezett szerkezetekkel. Ezek a nagymélységú geotermikus rezervoárok valószínű helyei, Figs. 3a—c, Seismic sections at Fábiánsebestyén (Fá—7, Fi—14, Fá—18) showing fragmented push-up structures where geothermal reservoirs are probably present. 204 Földtani Közlöny 122/2—4 5 Fá-H SEISMIC SECTION IM10RATEDI 3b. ábra. Aláírás a 203. oldalon, Fig. 3b. Gaption on p. 2 03. TVT UJ STEGENA ET AL.: Nagy entalpiájú geotermikus rezervoárok 205 Fá-18 SEtSHIC SECTION (HIGRATED) 206 Földtani Közlöny 122/2—4 4a. ábra. Magnetotellurilcus mérési pontok (101—404) valamint a mérésekből meghatározott Bostiek- transzformált fajlagos ellenállások (5—30 Ont) a Fábiánsebestyén—4 mélyfúrás környékén. A fajlagos ellenállások izovonalai 5 km mélységben. A Fáb—4 mélyfúrás közelében megnövekedett vezelőképességű, mélybe nyúló zóna jelentkezik, valószínűleg a geotermikus rezervoár indikációjaként. Fig. 4a. Magnetotelluric sounding points (101—404) and Bostick-iransformed resistivity values (5—30 fim) around Fábiánsebestyén-4 borehole. Resistivity isolines in 5 km depth. ín the vicinity of Fáb—4 borehole a high conductivity, deep zone indicates a geothermal reservoir, in all probability. N ^ Fáb-4 ^ Fáb-2 ^ Fáb-3 S Fá-18-8124 201 202 203 204 205 206 207 208 209 210 4b. ábra. A fajlagos ellenállás izovonalai az É—D-i szeizmikus vonal mentén. Jelmagyarázata 4a. ábrán. Fig. 4b. Resistivity isolines along the N—S seismic line. Fór explanations see Fig. 4a. STEGENA ET al. : Nagy entalpiájú geotermikus rezervoárok 207 w Fá-7-8124 E Fáb-4 101 102 103 104 105 203 106 107 108 109 110 Fig. 4c. Resistivity isolines along the W—£ seismic line. Fór explanation see Fig. 4a. 2,5 5,0 7,5 10,0 h fkm ] -U 208 Földiani Közlöny 122/2—■ Földtani Közlöny 122/2—4, 209—232 (1992) Budapest Hazai lamprofírok karbonátjának eredete stabilizotóp-vizsgálatok alapján Origin of carbonates in lamprophyres of Hungary: a stable isotope study Demény Attila 1 (8 ábrával és 1 táblázattal) Összefoglalás A budaligeti Remete-hegyen talált latnprofír, valamint a Budakeszi—1, Budaörs—1, Sukoró—1 fúrás és a pákozdi Nagy-kőfejtő lamprofír teléreíben levő karbonát <5 13 C, Ő 18 0 és ŐD vizsgálatából az alábbi következtetések vonhatók le: 1. A Budai-hegység lamprofíijainak karbonátja nem tisztán magmás eredetű, hanem magmás és üledékes anyag keveredéséből származik. 2. A velencei-hegységi karbonatit és lamprofír karbonátja magmás eredetű, összetételét magmás frakcionációs és/vagy kontaminációs folyamatok hozták létre. 3. A lamprofírtelérekhez kapcsolódó kalciterek képződése két fő, a magmatit benyomulását követő fluidhatáshoz köthető. A két fluidgeneráció izotópösszetétele a magmás eredetű víz és az üledékes kőzetek pórusvizének tartományához áll közel. Abstract Based on ő 13 C, ö ls O and őD measurements of carbonates and fluid inclusions in lamprophyres and carbonatites in Transdanubia, Hungary, the following conclusions are drawn: 1. The carbonates of the lamprophyres in the Buda Hills are nőt of purely magmatic origin, bút dérivé from mixing of magmatic and sedimentary materials. 2. The carbonates of the lamprophyre and carbonate that intruded granites in the Velence Hills are of magmatic origin and their isotopic compositions have been shifted by magmatic fractionation and/or contamination processes. 3. The formádon of calcite veins related to lamprophyre dykes was induced by two fluid generations with isotopic compositions close to magmatic waters and formádon waters, respectively. 'DEMÉNY Attila, Magyar Tudományos Akadémia, Geokémiai Kutatólaboratórium, 1112 Budapest, Budaörsi út 45. A kézirat beérkezett: 1992. február 4. Átdolgozva: 1992. június 12. 210 Földtani Közlöny 122 / 2—4 1, ábra, A vizsgált minták lelőhelyei. Remete-hegy (Budaiigei) és Pákozd lelőhelyei felszíni feltárásokat, a Budakeszi—1, Budaörs—1 és Sukoró—1 lelőhelyek fúrásokat jelölnek, Fig. 1. Localities of samples. The localities aj Remete Hill (Budaliget) and Pákozd are outcrops, the points of Budakeszi—1, Budaörs—1, and Sukoró—1 are horeholes. Bevezetés Az 1980-as évek során számos tanulmány jelent meg a Dunántúli-középhegység mezozoós lamprofírjairól. Horváth et al. (1983) az alkáli lamprofír telérek mellett karbonatithoz közelálló kőzeteket is ismertetett. A magmatizmus lokális — esetleges gazdasági — jelentőségének (pl. Nb-dúsulás) megismerése mellett ezen kőzetek vizsgálata információt nyújt távolabbi földtani korrelációs kérdések megoldásához is, hiszen a Dunántúli-középhegység mezozoós kőzetei és az Alpok megfelelő sorozatai között jól meghatározott kapcsolat van (például KÁZMÉR és Kovács, 1985; Bállá, 1988). Emellett a lamprofíros magmatizmus tanulmányozása általános magmagenetikai és -fejlődési kérdésekhez is hasznos adatokat szolgáltat. A lamprofíros sorozat kőzeteinek feltűnő tulajdonsága, hogy esetenként jelentős mennyiségű karbonátot tartalmaznak, ami karbonatit jellegű magmatitként (Horváth et al., 1983; Kubovics és Szabó, 1987), a lamprofírban alapanyagként, vagy ocellumként (Horváth et al., 1987; Kubovics et al., 1989) jelenik meg. HORVÁTH és társai (1987) végeztek úttörő jellegű stabilizotóp-vizsgálatokat a magmatitok karbonátján, valamint kalciterek és karbonátos kőzetek anyagán. A magmatitok karbonátanyagát stabil szénizotóp-összetételük alapján elsődleges magmás eredetűnek tekintették (Horváth és Odor, 1984), míg az oxigénizotóp-összetétel eloszlását irodalmi analógiák alapján vulkáni-szubvulkáni környezethez kapcsolták. Ezen következtetések hiányossága, hogy a szén- és az oxigénizotóp-összetétel mind a magmás frakcionáció folyamatai, mind karbonátos üledékes kőzetekkel való kölcsönhatás során DemÉNY A.: Lamprofírok karbonátjának stabil izotópjai 211 együtt változnak, így az eloszlások értelmezése során nem választhatók szét. A kőzetek utólagos átalakulásához kapcsolódó kalcitérképződés körülményeinek ismerete ezen folyamatok értel m ezéséhez fontos adatokat szolgáltathat, viszont ezek genetikája még nem kellően tisztázott. Jelen munka tárgya a lamprofíros magmatizmus fejlődésének és a környező kőzetekkel való kölcsönhatásának vizsgálata, a két folyamat elkülönítése és mértékük meghatározása. E célból karbonátminták stabil szén- és oxigénizotópos, valamint fluidzárványok stabil hidrogénizotópos vizsgálatát végeztem el a felszíni feltárásban előforduló, jól mintázható és dokumentálható budaligeti teléren (Remete-hegy, dachsteini mészkő kőfejtő), valamint összevetésként a Sukoró—1, Budaörs—1, Budakeszi—1 fúrások és a pákozdí Nagy-kő fej tőben leírt telér anyagán (1. ábra). Földtani viszonyok A Dunántúli-középhegységben több lelőhelyről (Pákozd, Nagykovácsi, Budaliget) és fúrásból (Sukoró—1, Diósd— 1, Alcsútdoboz—2, Mány—1, Vál—3, Budaörs—1, Buda¬ keszi—1, stb) ismert lamprofír és karbonatit jellegű magmatit, amely néhány métert is elérő vastagságú telérek formájában jelenik meg (Horváth et al., 1983, 1985, 1987; Kubovics és Szabó, 1987; Kubovics et al., 1989). A magmatitok kőzettani besorolása igen változatos, sokféle lamprofírváltozat (az alnöittőí a spessartitig) szerepel a leírásokban. A magmatitok korára vonatkozóan több szerző közöl adatokat min d K/Ar, mind físsion track vizsgálatok alapján. A K/Ar koradatok 57,9-től 77,6 millió évig terjednek (Horváth et al., 1983; Embey-Isztin et al., 1989, Kubovics, 1985; KUBOVICS et al., 1989), jól egyezően a kőzetek apatitján mért fission track korokkal (60—68 millió év, Dunkl, 1991). DUNKL (1991) a Mány—1 fúrás általa vizsgált mintájában két apatittípust különített el koruk ( = 60 millió év és 99,1 millió év), illetve urántartalmuk alapján. Dobosi és Horváth (1988) vizsgálatai szerint a telérek kémiai összetétele, genetikája és — klinopiroxénjeinek összetétele alapján meghatározott — kristályosodási sorrendje nagyon hasonló. A budaligeti Remete-hegyen talált magmatittelér anyagával EMBEY-IsZTIN és társai (1989), valamint KUBOVICS et al. (1989) foglalkoztak részletesen, jóllehet eltérő kőzetbesorolást adtak. A telér a kőfejtő tetején, mintegy 10 m hosszúságban látható, így különböző bontottsági fokú részei jól elkülöníthetők. A magmatit legnagyobb része vöröses-barnás színű, de nagyobb foltokban zöldes is lehet, ami különböző helyi redoxviszonyokra utal. Érdemes megjegyezni, hogy a zöldes színű anyagban 10 cm átmérőt is elérő — valószínűleg köpenyeredetű — zárványok is előfordulnak, amelyek döntően karbonát- agyagásvány-klori t-szerpentinkeverékké alakul takát, több-kevesebb csillámreliktummal. A telér DK-i részén a vörösesbarna kőzettől jól elkülönülve szürkésfehér, karbonátból és agyagásványból álló, magmás szerkezetmaradványokat nem mutató kőzetrészt találunk. Ezen rész érdekessége, hogy ebben a bontott tömegben található a feltárás legkevésbé átalakult magmatitja, amely zöldes színű átmenettel érintkezik a szürkésfehér anyaggal, és kb. 40—50 cm átmérőjű reliktum blokkokként jelenik meg. Ebben a 212 Földtani Közlöny 122 / 2—4 blokkban Embey-Isztin et al. (1989) és Kubovics et al. (1989) a fenő- és mikrofenok- ristályok között olivint, zónás klinopiroxént, csillámot és opak ásványt említenek, míg az alapanyagban karbonát, földpát, apatit és kőzetüveg szerepel. A kőzet szövete pánidiomorf. Embey-Isztin és munkatársai (1989) emellett peridotit zárványokat is leírtak. Elektronmikroszondás és ritkaföldfém-vizsgálatok alapján Kubovics et al. (1989) a magmatittelért egyértelműen a Dunántúli-középhegység lamprofíros-karbonatitos- pikrites sorozatába tartozónak tartják. Az említett alapanyagbeli karbonát mellett (amely egyaránt származhat utólagos kőzetátalakulásból és elsődleges magmás forrásból is) a magmatit 2 cm-t is elérő oceílumokat tartalmaz. Tájékoztató jellegű mikroszondás vizsgálatok (elemző FŐRIZS István, Geokémiai Kutatólaboratórium) alapján az ocellumok kalcitból állnak, vékony (1—2 mm) dolomit szegéllyel. A magmatitot magába foglaló dachsteini mészkő fehéres színű, cukorszövetű. A magmatit felé haladva egyre inkább elszíneződik, a kontaktuson vörösesbarna színűvé válik, bár helyenként szürke foltok jelennek meg. A feltárásban a következő karbonátér-típusokat különítettem el: A. A magmatiton belül — masszív, 5—10 cm vastagságot elérő karbonátos sávok, — szálas szerkezetű, 0,5—1 cm vastagságú kalciterek, — változó vastagságú (max. 5—10 cm), fennőtt kalcitkristályokat tartalmazó erek. B. A mészkőben — vékony erek a vörösesbarna és a szürke átalakult mészkőben, — mészkőbreccsát kitöltő, zónásságot mutató (vasas kalcit—kalcit) kalcitkép- ződés, — fennőtt kristályokat tartalmazó kalciterek. A fenti típusok mindegyikét külön minta reprezentálja, amelyek leírása a Függelék¬ ben található. A Remete-hegyről származó anyagok az R(l—n) mintasorba tartoznak. A már említett fúrási anyagokat a budaligeti telérrel való összevetés céljából vizsgáltam, így a részletes kőzettani-ásványos leírások az idézett tanulmányokban találhatóak. A legkevésbé bontott kőzet alapján a Budakeszi—1 (továbbiakban Bkt—1) magmatitja polzenit-szilikokarbonatit, a Budaörs—1 (továbbiakban Bö—1) fúrásban és a pákozdi Nagy-kőfejtőben leírt telér monchiquit, a Sukoró—1 (továbbiakban St— 1) fúrás vizsgált kőzete magnezites beforsit (HORVÁTH et al., 1983, 1985, 1987). A Bö—1 és Bkt—1 fúrások kőzetei a jelen tanulmány fő tárgyát képező budaligeti magmatithoz térben legközelebb álló és azonos sorozatba tartozó magmatitokat, míg a Velencei-hegység gránitjába nyomult telérek (St—1, Pákozd) üledékes karbonátos kőzettel kapcsolatban nem levő és ezért az eredeti magmás karbonátösszetételhez legközelebb álló kőzeteket képviselik. Noha nem lehet kizárni, hogy a gránit alatt jelentős üledékes sorozatok lehetnek, a lamprofír magma benyomulása során ezekkel csak nagyon rövid ideig lehetett kölcsönhatásban és így a kontamináció valószínűsége kisebb, mint az üledékes kőzetekbe nyomult és ott kihűlt magmatitok esetében. Ezen összehasonlító mintákban szintén megtalálhatók a budaligeti telér leírásánál szereplő karbonáttípusok (ocellum, alapanyag, masszív karbonátosodás, fennőtt kristályok), felsorolásuk a mintákat ismertető Függelékben található. DEMÉNY A.: Lamprofírok karbonátjának stabil izotópjai 213 Analitikai módszerek A mintákat kétféle módon készítettem elő. Teljes kőzet, illetve nagyobb mintadarab esetén törés után achát mozsárban kézzel porítottam az anyagot. Ocellumok és erek esetében azonban lassú fordulatszámú (2—3 fordulat/másodperc) fúróval a kézipéldányból fúrtam ki elemzésre elegendő anyagot. A karbonátok előkészítése a McCrea (1950) által megalapozott módszer szerint történt. 20 mg tiszta CaC0 3 -at tartalmazó mintát a 2. ábrán bemutatott reakciócsőbe mértem be. Ezután a DEMÉNY és FÓRIZS (1991) által leírtak szerint előkészített koncentrált foszforsavból 2,5 cm 3 -t a reakciócső másik „ujjába" töltöttem, majd az edényeket vákuumra szívattam. A foszforsavat a karbonátra öntve az anyagokat a karbonát típusától függően 12—15 órán keresztül (kalcit), illetve 5 napon át (dolomit) szobahőmérsékleten reagáltattam A keletkező szén-dioxidot vákuumdesztillálással tisztítottam. Mivel a reakció során az eredeti karbonát oxigénatomjainak csak 2/3-át nyerjük ki C0 2 formájában, ezért izotópfrakcionációjön létre, amelyet az a frakcionációs tényezővel adunk meg. Ez az a tényező függ a hőmérséklettől (lásd később) és a karbonát összetételétől. A hőmérséklet¬ függés kiküszöbölésére, minden sorozatban jól meghatározott összetételű laboratóriumi standardot tártam fel a mintákkal teljesen egyező módon, majd a minták Összetételét ehhez az anyaghoz viszonyítottam, A laboratóriumi standardot az NBS—19 nemzetközi standardhoz kalibráltam. A kinyert C0 2 l3 C/ 12 C és l8 0/ l6 0 arányait az MTA Geokémiai Kutatólaboratóriumában működő Finnigan MÁT Delta S típusú stabilizotóparány-mérő tömegspektrométerrel határoztam meg. Az adatokat a következő képlet szerint viszonyítottam a PDB (Pee Dee Belemnite) és SMOW (Standard Mean Óceán Water) standardokhoz: 0 = ' RjlandanT 1)' 100® [%c], ahol R az adott izotóparányt jelenti ( l3 CV t2 C, ls O/ lő O, stb.). A karbonátok ő l3 C és Ő 18 0 adatainak reprodukálhatósága minden esetben jobb volt, mint +0,15 %o. ® © 2. ábra. A. Karbonitelőkészitő reakciócsó. A vákuum-rendszerhez csiszolatos csatlakozással kapcsolódik. B. Előkészítő vákuumrendszer fluidzárványok kifúteséhez. K; kemence, Q: kvarccső, A . olvadó aceton, V: kimenet a vákuumpumpához. C. Reakciócső a kífutés során felszabaduló H 2 0 fémcinkkel történő redukciójához. Fig. 2 . A. Reaction tűbe fór carbonate preparation. B. Vacuum sysiem fór beating fluid inciusions. K: jumace, Q: quartz tűbe , A: melting acetone, V: vacuum. C. Reaction tűbe fór the reduction of water released upon beating wiih zinc. 214 Földtani Közlöny 122 / 2—4 A kalciterek képződését létrehozó fluidok vizsgálatára három minta fluidzárványaiban jelenlevő H,0 D/H arányát is meghatároztam (az előkészítő rendszer rajza a 2. ábrán látható). A fluidzárványok jelenlétének mikroszkópos ellenőrzése után után a minták 2—5 mm-es darabjait (kb. 5 g) a kvarccsőbe helyeztem, vákuumra szívattam, majd vákuumban 30 perc alatt 500 °C-ra hevítettem és 30 percig ott tartottam. A felszabaduló H 2 0-t vákuumdesztillálással tisztítottam, majd a cinket tartalmazó reakciócsőbe fagyasztottam. A vízből hidrogén gázt a Coleman et al. (1982) által megalapozott és DEMÉNY és FÓRIZS (1991) által kissé módosított módszerrel, fémcinkkel 500 °C-on történő vízbontással készítettem. A felhasznált cink speciális intermetal- likus vegyület, amely J.M. Hayes (Bloomington, USA) laboratóriumában készült. A D/H arányt a H 2 gázban a már említett Delta S tömegspektrométerrel határoztam meg és a SMOW standardhoz viszonyítottam. Az izotópegyensúly számításának alapját az izotópfrakcionációs tényező, az a képezi: a=R A /RB> ahol R a és R b az A és B anyagra vonatkozó izotóparány ( 13 C/ 12 C, l8 0/ l6 0, stb.). A frakcionációs tényező hőmérsékletfüggését az 1000-Ina = a-T' 2 +b egyenlet adja meg. Ez a kalcit-víz oxigénizotópegyensúly esetében 1000-lna=2,78-10 6 -'T 2 +3,39 (O’Neil et al., 1969). A frakcionációs tényező és a 6 érték között a következő összefüggések léteznek (lásd pl. SHEPPARD, 1984): 10001na XY =ln(l +Ő x /1000)-ln(l + 5 Y /1000). Ha Ő/1000<1, akkor ln(l-fő/1000)*5, tehát 1000 • Ina * ő x —Ő Y , amely különbséget A-val jelölünk. Az összefüggésekből látható, hogy két anyag közti izotópegyensúly esetén a 6 értékek és a hőmérséklet közül bármely kettő ismeretében a harmadik meghatározható. Eredmények A stabilizotóp-vizsgálatokeredményei azl. táblázatban szerepelnek. Az izotópadatok Ö 13 C—ő ls O (karbonát) és őD—ö 18 0 (H 2 0) eloszlásai a 4—7. ábrán láthatók. A budaligeti magmatit kőzetminták alapanyagbeli karbonátjának izotópadatai viszonylag szűk tartományba esnek (4. ábra) (ő 13 C = — 1,4-tői —5, 7%c-ig, ő 18 0= 19,6- -tól 24,4%o-ig). Ugyan a stabil szénizotóparányok közel vannak a köpenyeredetű magmás karbonátok tartományához, viszont az oxigénizotópadatok jelentősen eltérnek. Az izotópösszetételt meghatározó folyamatra nézve fontos információt jelenthet, hogy az izotóparányok nem mutatnak összefüggést a karbonáttartalommal (5. ábra). DemÉny A.: Lamprofírok karbonátjának stabil izotópjai 215 DELTA'*0 (SMOW, %.) 3. ábra. Karbonatitokban lezajló izotópváhozások folyamatai és irányai, K: intruzív karbonatitok, M: mészkövek. A körökben levő számok: 1. Rayleígh-frakcionáció által létrehozott izotópeltolódás. 2. Kontamináció és utólagos hidrotermás hatások. 3. Csapadékvíz hatása =250°C~nál nagyobb hőmérsékleten. Fig. 3. Processes and directions of alterations of the isolopic compositions of carbonatiles. K: intrusive carbonatites, M: limestones. Numbers in circles: I. direction of the isotopic shift caused by Rayleigh fractionation processes. 2. Contamination and later kydrotherma! effects. 3. The effect of meteoric water above ~250~C. □ 1 +2 *3 4. ábra. Mészkőminták (1), magmatitok alapanyagbeli karbonátjának (2) és karbonát ocellumainak (3) eloszlása a ő l3 C—ő l8 0 ábrán. K: intruzív karbonatitok összetételi mezeje; ST: St—1/2 minta pontja; PA: a pákozdi Nagy-kőfejtő monchiquit telérében levő kakit ocellumok pontja; BÖ: a Bö—1/19 minta pontja, Fig. 4. 5 I3 C—S ,s O plot of limestones (1) and groundmass carbonate (2) and ocelli (3) of the magmatites. K: intrusive carbonatites; ST: the point of sample St—1/2; PA: the point of the calcite ocelli of the monchiquite dyke of Pákozd; BÖ: the point of sample Bö—1/19. A Bö—1 fúrás karbonátosodott lamprofnjának (Bö—1/19 minta) karbonáttartalma nagyobb, mint 50%, amelynek kialakulása a szöveti bélyegek alapján nem felszíni 216 Földtani Közlöny 122 / 2—4 mállás eredménye, mégis izotópösszetétele közel áll a budaligeti telér erősen bontott magmatitjának (Rll minta) értékéhez. C«CO,%: + 0-20* ▼ 20-40* » 40-60* 5. ábra. A budaligeti (Remete-hegy) lamprofír tetér alapanyagbeli karbonátjának izotópeloszlása és a kőzetek karbonéttartalma. A nyilak magyarázatát lásd a szövegben. Fig, 5, ö 13 C-ö ls O plot of groundmass carbonates in the lamprophyre of Budaliget (Remete Hill). Explanations of arrows are in the text. 10 16 20 26 30 DELTA’*0 (SMOW, %.) 6. ábra. Kalciterek eloszlása a <5 13 C-ő I8 0 ábrán. 1. vékony kalciterek a kontaktus mészkövében; 2. fennőtt kaiéit a mészkőben; 3. breccsakitöltés; 4. szálas kalciterek a magmatitban; 5. karbonátos sávok a magmatitban; 6. fennőtt kaiéit a magmatitban; M: érintetlen mészkő összetételi mezeje; ST és PA mint a 4.ábrán. Az I., D. és ül. nyilak magyarázata a szövegben szerepel. Fig. 6. ö 13 C-5 is O plot of calcite veim. 1. thin veins in the contact íimestone; 2, calcite crystals in the limestone; 3. breccia flllings; 4. fibrous calcite veins within the magmatité; 5. carbonate hamis in the magmatité; 6. calcite crystals in the magmatité. Explanations of arrows I, II, and III are in ihe text. DEMÉNY A.: Lamprofírok karbonátjának stabil izotópjai 217 A Sukoró—1 fúrással harántolt karbonatit (St—1/2 minta) adta a vizsgált kőzetek közül az intruzív karbonatitok tartományához legközelebb eső értéket. A pákozdi Nagy-kőfejtő monchiquit telérében talált kaiéit ocellumok (PÁ minta) izotóparányai a karbonatit (St—1/2 minta) adatához esnek közel. Az St—1 fúrás karbonatitja dolomitot tartalmaz a pákozdi monchiquit kaiéit ocellumainál kissé pozitívabb szén- és oxigénizotóp-összetétellel. Egyensúlyi körül¬ mények között a dolomit több nehéz izotópot ( 13 C és 18 0) tartalmaz, min t a kaiéit (Schwartz, 1966), így a két kőzet (St—1/2 és PÁ jelű minták) karbonátjának összetétele a magmás izotópegyensűlyt megközelíti (lásd Deines, 1989). A budaligeti telér reliktum magmatitjában (R8 minta) talált karbonát ocellumok izotópadatai szintén szűk tartományba esnek (I. táblázat, 4. ábra), viszont az alapanyagbeli karbonát adataihoz képest a mészkövek izotópösszetételéhez esnek közelebb. A budaligeti kőfejtő átalakulást nem mutató mészkőmintáinak izotópősszetételi eloszlása alapján (I. táblázat) a mészkő eredeti összetétele ö 13 C»2%c, ő 18 0~28%o volt. A kontaktus vörösbama színű, átalakult mészkövének összetétele a magmás karbonát értékei felé tolódott el (I. táblázat és 4. ábra). A vörösbama színű mészkőben levő szürkés foltok karbonátjának összetétele jelentősen eltér környezetétől. A szénizotóp- adatok ugyan az üledékes karbonátra jellemzőek maradtak, az oxigénizotóparányok viszont negatív irányba tolódtak (ö 18 0 = 15,4-től 17,9%c-ig; 4. ábra). A karbonátos erek izotóparányai között igen nagy szórás jelentkezik (6. ábra), az - egyes típusok eltérését és azok okait a Diszkusszió fejezetében részletezem, A három minta, amelyeknek anyagában a bezárt fluidzárványok víztartalmának D/H arányvizsgálatát végeztem el, viszonylag közelálló őD adatokat adott (I. táblázat). Ezek közül is a fennőtt kalcitban (R17/b minta) és a breccsakitöltés kalcitjában (R20/3 minta) levő H 2 0 hidrogénizotóp-összetétele mutat jó egyezést (—78,3 és —79,7 %c), míg a harmadik anyag (magmatitban levő karbonát sáv, Bkt—1/9 minta) értéke kissé eltér (—84,4 %o). Diszkusszió Magmás eredetű karbonát stabilizotópos összetétele (általános áttekintés) Mivel lamprofírtelérek gyakorta kapcsolódnak karbonatit összletekhez (FlTTON és Upton, 1987), így a vizsgált lamprofír kózetekben levő karbonát eredetének eldöntéséhez először a magmás karbonát szempontjából legtöbb információt nyújtó karbonatitok izotópösszetételének kialakulását és változását befolyásoló tényezőket kell áttekintenünk. WYLLIE et al. (1990) a karbonatitmagma képződését 75 km-nél nagyobb mélységben valószínűsíti. Az általuk adott modell több fázisú köpenymetaszomatózist és rnagmaképződést feltételez, amely folyamat során mind elsődlegesen, mind nefelimtes magma frakciónál! kristályosodásával és nem elegyedő szilikát-karbonát fázisok elkülönülésével létrejöhet karbonatitmagma. Nelson et al. (1988) a karbonatitmagma anyagát Sr, Nd, Pb, O és C izotópok eloszlásai alapján szubdukált óceáni litoszférából származtatja. Elméletük szerint a karbonát eredetileg üledékes jellegű izotópösszetétele a magmaképződés során éri el a magmás karbonátra jellemző értéket. DEINES és GOLD (1973) számos karbonatitösszlet C és O izotópos vizsgálata alapján két fő típusra osztotta fel a karbonatitokat: szubvulkáni (intruzív) és szubvulkáni-vulkáni (extruzív is). Az intruzív karbonatitok C és O adatai kis szórást mutatnak (5 13 C=—2-től —8%s-ig, ó ls 0=6-tól 10%e-ig, 3.ábra), amelyet a köpeny re jellemző értéknek tekinthetünk (DEINES, 1989). Ezen tartományon belül is léteznek 218 Földtani Közlöny 122 / 2—4 szisztematikusösszetételváltozások,amelyek magmafejlődéshez, regionálisés tektonikai helyzettől függő eloszlásokhoz köthetők (Andersen, 1987; Deines, 1989; Sheppard és Dawson , 1973). Ezek a változások kapcsolatban lehetnek a Wyllie és társai (1990) által adott modell különböző fázisaival is. A vulkáni-szubvulkáni összletek esetében a szén izotópadatok kevéssé térnek el az eredeti köpenyösszetételtcl, viszont az oxigénizotóp-összetételek rendkívül széles tartományban változnak. Ennek az izotópeltolódásnak az okait ANDERSEN (1987), DEINES (1989), NlELSEN és BUCHARDT (1985) és VlNOGRADöV et al.(1967) munkái alapján a következőkben adhatjuk meg: 1. Magmás jrakcionáeió, DEINES (1989) összefoglaló munkájában 21 karbonatit lelőhely C és O izotópeloszlásátábrázolta(idézett szerző 13.40. ábrája, 338. oldal) és az 5—15 %c-es ő l8 0 tartományban mindkét izotóp pozitív irányú eltolódási trendjeit figyelte meg. A 3. ábrán a szaggatott vonalak ezt az irányt jelölik. A jelenség magyarázatára Deines (1989) számításokat végzett egy közös magmatárolóból fokozatosan kiváló karbonátos és szilikátos fázis izotópösszetételénekRayleigh-frakcionáció hatására bekövetkező változására. Az általa alkalmazott feltételrendszer némileg eltér a PlNEAU et al. (1973) által korábban kidolgozott karbonát—C0 2 —szilikát izotópegyensúly és folyamatos kristályosodás során lezajló Rayleigh-frakcionáció folyamatától, az izotópeltolódás iránya azonban azonos, PlNEAU et al. (1973) elmélete szerint a 3. ábrán jelölt trendek lejtése 400°C alatt negatívvá válik, így ilyen hőmérsékleten az intruzív karbonatitokra jellemző ő l3 C adatoknál negatívabb értékeket kapunk. 2. Kéregkontamináció. A magmatitot környező, szenet nem tartalmazó szilikátos kőzetek beolvadásából származó kontamináció csak az oxigénizotóp-összetételtváltoztatja meg. Ezzel szemben az üledékes karbonátok kontaminációs hatása mind a C, mind az O izotóparányait megváltoztatja. A 3. ábrán a kontamináció lehetséges irányait nyilak jelölik. 3. A karbonát utólagos átalakulása. a. Zárt rendszer. Magmás eredetű H 2 0-val és C0 2 -vel egyensúlyba kerülő karbonát szén- és oxigénizotóp-ősszetétele csökkenő hőmérséklettel egyre inkább pozitív irányba tolódik el (PlNEAU et al., 1973), amit a 3. ábra szaggatott vonalai is jelölnek. b. Nyílt rendszer. — Fluidok eltávozása. A karbonáttal egyensúlyban levő C0 2 több l3 C-t, míg a H 2 0 több 16 0-t tartalmaz, mint a karbonát, így a fluidok eltávozása a rendszert ezen izotópokban szegényebbé teszi. A maradék fluiddal egyensúlyban levő karbonát szénizotópösszetétele negatív, oxigénizotóp- ősszetétele pozitív irányba tolódik el. HUBBERTEN et al. (1988) ezzel a folyamattal magyarázza a kaiserstuhü összlet késői karbonatitteléreinekés vulkanitjainak izotópösszetételi eloszlását. — i8 0-dús vízzel történő egyensúly. Deines (1989) a St. Honoré-i karbonatit vizsgálata alapján valószínűsíti, hogy korábban üledékes karbonáttal egyensúlybakerült — és így l8 0-ban dűsabbá vált — hidrotermás oldatok pozitív irányú ő l8 0 eltolódást okozhatnak a karbonatitokban. — Felszíni mállás csapadékvíz hatására. A kalcit-víz oxigénizotóp-egyensúly alapján (O’NEIL et al., 1969) az átlagos, negatív <$ ls O értékű csapadékvízzel történő izotópcsere =250 °C felett a karbonatit izotópösszetételét negatív irányba, az alatt pozitív irányba tolja el (3. ábra, és DEINES, 1989). Így például kb. —10%o-es fi l8 0 értékű vízzel 20 °C-on egyensúlyban levő karbonát összetétele nagyon nagy fluid/kőzet arány mellett = 20 %c , 300 °C-on — 5%o lesz. Ilyen csapadékvíz-hatásnak tulajdonítható egyes karbonatit tufák utólagos átkristályosodása és izotóparányváltozása (Hay és O’Neil, 1983; HUBBERTEN et al., 1988). A természetben legtöbbször a fentiek együttes hatása hozzalétreajelenlegmegfigy élt izotópösszeté¬ telt. Ezen folyamatok határozzák meg a karbonatitokhozhasonló genetikájú lamprofírok izotópösszeté¬ telét is, noha a hatások mértéke gyakran eltérő. A lamprofírokban levő elsődleges magmás karbonát szén- és oxigénizotóp-ősszetétele a karbonatitoknál gyakran pozitívabb, ami előrehaladottabb magmás frakcionációra utal. Emellett a lamprofíros magmatitok általában érzékenyebbek a kontaminációra is, mint a karbonatitok. Míg üledékes karbonátos kőzetbe hatolt karbonatit intrúzíók sokszor megőrzik az eredeti izotópösszetételüket (Lapin et al., 1986), a lamprofírok karbonátanyaga a környező kőzetekkel kevert összetételeket ad (Bernard-Griffiths et al., 1991; Dontsova et al., 1977; Gaumov et al., 1974). DEMÉNY A.; Lamprofírok karbonátjának stabil izotópjai 219 Mivel a lamprofírok gyakran néhány méter vastag telérekben fordulnak elő, ezért zárt rendszerű magmás fluidhatás nehezen képzelhető el. Ezzel szemben a nyílt rendszerű utólagos átalakulások, mint például a fluidok eltávozása, csapadékvíz (HUBBERTEN et al., 1988), vagy metamorf fluidok metaszomatikus hatása (FlNLAYSON et al , 1988) gyakoriak. A stabilizotóp-összetétel szempontjából a lamprofírok a felszíni mállásra is érzékenyebbek, mint a karbonatitok(DEINES, 1989). Ezért a magmatitban levő alapanyagbeli karbonát gyakran adja a felszíni hatásrajellemző értéket, noha eredeti magmás karbonátjának izotóparányai az intruzív karbonatitokéhoz álltak közel (pl. kaiserstuhli bergalitok, HUBBERTEN etal., 1988). A magmás kőzetek karbonátos alapanyagának és ocellumainak eredete A. Alapanyagbeli karbonát. Mint láttuk, a vizsgált mintasorból a Sukoró—-1 fúrás karbonátja adta az intruzív karbonatitokhoz legközelebb álló értéket, mégis ez az adat jelentősen eltér a köpenyere¬ detű karbonát tartományától (4. ábra). Ilyen mérvű izotópeltolódást mind magmás frakcionácíó, mind a kéregkontamináció eredményezhet. Egyéb vizsgálatok (pl. radioaktív izotóparányok) hiányában a két folyamatot nem tudjuk elkülöníteni. A budaligeti telér alapanyagbeli karbonátjának eloszlása az 5. ábrán látható. Makroszkópos megjelenés alapján két fő csoportot lehet elkülöníteni: — csak felszíni mállás hatását mutató kőzetek (R8, R12, R13, R14 és R16 minták), — az előzőtől eltérő, erőteljes átalakulást szenvedett anyagok (R9, RÍ 1, R15 minták). Az R13 minta egy, a vizsgált teléren belüli törésből származik, földes, porló karbonátot tartalmaz, ami felszíni csapadékból kis hőmérsékleten történő kiválásra utal. Ez a karbonátkiválás nyilvánvalóan utólagos a többi kőzet karbonátjához képest. Az R16 minta a lamprofír nagy karbonáttartalmú (59,6 %) átalakult köpenyzárványa. Noha a karbonát mennyisége ebben a mintában a legtöbb, mégis izotópösszetétele közel áll az R8 mintáéhoz, amelyik a feltárás legkevésbé átalakult (5,2% karbonát) és a magmás jellegzetességeket legjobban megőrző kőzete. A vöröses barna (RÍ4) és a zöldes színű (RÍ2) kőzetrészek karbonáttartalma nagyobb («20%), izotópösszetételük azonban gyakorlatilag megegyezik a legkevésbé átalakult, reliktum magmatit (R8 minta) alapanyagbeli karbonátjának összetételével. Az egyezés arra utal, hogy ezen kőzetek átalakulása egyazon folyamathoz köthető. A 4. ábrán látható eloszlás alapján a kőzetek karbonátja üledékes és magmás anyag keveredéséből származik. A magmás eredetű karbonátkomponens mennyisége abszolűt értelemben nem állandó, viszont a karbonátban levő százalékos megoszlása a különböző mintákban nagyjából azonos. Ez azt jelenti, hogy azonos összetételű fluidból vált ki a karbonát, a kőzet átjárhatóságának megfelelő mennyiségben. A budaligeti telér DK-i végében levő, karbonát és agyagásvány keverékévé teljesen átalakult, magmás szöveti elemeket nem mutató fehéresszürke kőzetanyag (Rll minta) összetétele jelentősen eltér az előzőektől. Az oxigénizotóp-arány nagyjából egyezik az átalakult kőzetben levő relikt magmatitéval (R8 minta), de a ö 13 C adat a feltárásban mért legnegatívabb érték. A jelentősen eltérő szénizotópadatok kizárják, hogy ez a karbonát az előzőekkel azonos folyamatban képződjék. A teljesen átalakult kőzet (Rll) és a reliktum magmatit (R8) közötti átmeneti anyag (R9 minta) összetétele a kőzet térbeli elhelyezkedésének megfelelően az R8 és Rll minták adatai közötti átmenetet jelzi. 220 Földtani Közlöny 122 / 2—4 Hasonló izotópeltolódást mutat a gömbös elválású kőzetrészek karbonátja is (RÍ5 minta), így ez az átalakulás az előző mintacsoport (R8, R12, R14, R16) karbonátkép¬ ződése után zajlott le. A Bö—1 fúrás karbonátosodott lamprofújának Ö l3 C és ö 18 Ö adatai (Bö—1/19 minta, a 4. ábra BÖ jelzésű pontja) a budaligeti második csoport értékeihez állnak közel. A kőzet csak kismértékű átalakulást mutat (klorit, opakásvány) és döntő részben karbonátból és plagioklászból áll, ezért a kőzetszövet alapján a magmás izotópösszetétel¬ hez közeli értéket várhatnánk. Ezzel szemben összetétele a budaligeti magmatit teljesen átalakult kőzetében (Rll minta) mért adatok irányába tolódott el, ami azonos fluidhatásra utal. B. Ocellumok. Az eredeti magmás karbonátanyagot a pákozdi Nagy-kőfejtő monchiquit telérének kalcit ocellumai közelítik meg leginkább (4. ábra PA jelzésű pontja). Szén- és oxigénizotópértékei kissé negatívabbak a dolomitot tartalmazó és a Sukoró—1 fúrás által harántolt karbonatit (St—1/2 minta, a 4. ábra ST jelzésű pontja) adatainál, ami arra utal, hogy a dolomit (ST) és a kalcit (PA) összetételei megközelítették a DEINES (1989) által bemutatott izotópegyensúlyt. Ezek szerint a két magmás kőzet szoros kapcsolatban van; valószínűleg egyazon magma nem elegyedő szilikátos és karbonátos anyagát alkotják. A pákozdi telér kalcitjának az intruzív karbonatitoktól való eltérése ugyanazon okokra vezethető vissza, mint a St—1 fúrás karbonatitjáé. A budaligeti telér magmatit reliktumának ocellumai jelentősen eltérnek a fenti izotópösszetételektől (4. ábra). A magmatit—mészkő kontaktus melletti vörösbama átalakult mészkő izotópösszetétele nagy hasonlóságot mutat az ocellumokkal (lásd Függelék, I. táblázat és 4. ábra). Ez az összetételi egyezés arra utal, hogy a budaligeti lamprofír karbonátocellumai a benyomuláskor a magmába jutott mészkő anyagából származnak. Az ocellumok kerekítettsége és a magmatittal való kontaktusa (dolomitsze¬ gély) jelzi, hogy a karbonátanyag egy része mobilizálódott és keveredett a magma eredeti karbonátjával és/vagy fluidjaival. Ez a keveredés hozhatta létre a magmatit alapanyagbeli karbonátjának összetételét. A Horváth és Odor (1984) által magmás szénizotópértéknek ítélt adatok így valószínűleg szintén magmás-üledékes kevert összetételeket jelentenek. Hasonló mérvű izotópeltolódást mutat a kontaktus vörösbama mészköve, amely átalakulás a magmás fluidok hatására jött létre. Mivel a pákozdi telér és a Sukoró—1 fúrás mintáinak az intruzív karbonatit tartománytól való eltérése egyaránt származhat magmás frakcionációból és kéregkon¬ taminációból, így a tisztán köpeny eredetű karbonát izotópösszetétele pontosan nem adható meg. A magmatit és mészkő anyagának keveredésével létrejött karbonátban még utólagos hatások nyomai is kimutathatóak, így a magmatit minták köpeny eredetű karbonáttartalma bizonytalan. Mindazonáltal a budaligeti lamprofír legkevésbé átalakult kőzetének (R8 minta) izotópadatai és összes karbonáttartalma alapján valószínűsíthető, hogy a magma a benyomulás és a mészkővel történt kölcsönhatás előtt 2%-nál kevesebb karbonátot tartalmazott. DEMÉNY A.: Lamprofírok karbonátjának stabil izotópjai 221 A kalciíerek keletkezése A. Az izotópösszetétel és az időrendi sorrend kapcsolata A 6. ábrán látható a kalciterek ő 13 C és ő 18 0 adatainak eloszlása, amelynek alapján három fő izotópeltolódási irány határozható meg. Az I. irány a mészkőben és a magmatitban egyaránt előforduló, fennőtt kalcitkristályokat is tartalmazó erek, a kontaktusközeli mészkőbreccsát kitöltő kaiéit és a magmatitban levő szálas szerkezetű kalciterek eltolódási irányát mutatja. A 4. ábrával összevetve láthatjuk, hogy a kontaktus átalakult mészkövében levő szürke színű foltok (Rl/1, R3/3 minták) izotőpösszetétele is ehhez az eltolódási irányhoz tartozik. A kontaktus közelében talált mészkőbreccsa vasas kalcitzónájának (R20/2 minta) izotópösszetétele a vörösbama átalakult mészkőéhez áll közel, míg a tiszta kaiéit kitöltés a fennőtt kalcitkristályok izotóparányait mutatja (lásd 6. ábra). A két hatás időrendi sorrendjének megállapításához további, a breccsakitöltések keletkezésére vonatkozó vizsgálatok szükségesek. A vörösbama mészkő tömeges jellegű átalakulása és a fennőtt kristályok eloszlásához hasonló összetételű karbonát helyi (erek, foltok) megjelenése arra utal, hogy az előbbi áthatóbb jellegű volt, mint az utóbbi. A 6. ábrán jelölt III. nyíl a magmatiton belüli masszív karbonátos sávok izotópel¬ tolódásának irányát jelzi. A Budakeszi—1 fúrás magmatitjában talált karbonátos sáv (Bkt—1/9 minta) a vizsgált mintasor legnegatívabb szénizotópösszetételét adta és a 6. ábrán elfoglalt eloszlási pontja megmagyarázhatja a kontaktusközeli mészkő kalcitereinek eloszlási változatosságát is. Ugyanazon fúrás más mélységközéből származó karbonátsáv (Bkt—1/2 minta) izotópösszetétele átmenetet jelent a kiindulási magmás értékek (ST és PA mezeje, 6. ábra) és a Bkt—1/9 minta között. Noha a fluidmozgások koráról nincs adatunk, és így pontos kapcsolatait sem tudjuk feltárni, az izotópeltolódás iránya a lamprofíros magmatithoz kapcsolódó frakcionációs folyamatra utal. PtNEAU et al, (1973) vizsgálatai szerint a karbonatitokban 400 °C alatt lezajló Rayleigh frakeionáció által létrejövő izotópeltolódás iránya a ő 13 C—ő 18 0 ábrán negatív lejtésű lehet, ami jól egyezik a III. nyíl (6. ábra) irányával. A magma C0 2 /H 2 0 fluidjából csökkenő hőmérséklet mellett folyamatosan válik ki a karbonát és így a karbonát-fluid izotópfrakcionáció miatt folyamatos izotópeltolódást kapunk. A frakeionáció során keletkezett fluid keveredhet külső forrásból származó anyaggal is. Ezt a folyamatot jelzi a II. nyíl, amely az előbbiekben tárgyalt, Rayleigh-frak- cionációval kapott fluid és a mészkő anyagának kölcsönhatását mutatja. Ezen eltolódási irányba esik a kontaktus vörösbama átalakult mészkövében előforduló vékony kalciterek egy része. Ezek az erek metszik az 1. irányhoz tartozó szürke foltos mészkövet, így képződésük az I. eltolódási irányt létrehozó fluidmozgás utánra tehető. Az átalakult mészkőben lévő vékony erek genetikája megjelenésük alapján nem állapítható meg, viszont izotópösszetételük szerint az egyes izotópeltolódási irányokhoz való viszonyuk meghatározható. A 6. ábra I. és II. eltolódási irányaiba eső izotópössze¬ tételek azt mutatják, hogy mindkét folyamatban keletkeztek makroszkópos megjelenésre el nem különíthető kalciterek. A különböző fluidhatások szétválasztása után összevethetjük a magmatitok szórt karbonátjának képződési körülményeit a kalciterek genetikájával. Az 5. ábrán jelölt eltolódási trendek jól egyeznek a 6. ábra II. és III. nyilainak irányával. Ezért a 222 Földtani Közlöny 122/2—4 budaligeti magmatit helyenkénti teljes átalakulása (Rll minta) és a Budaörs—1 fúrás lamprofíijának karbonátosodása (Bö—1/19) szintén a Rayleigh-frakcionációval létrejött fluid hatásának tulaj dóm tható. Ez a megállapítás a fluid térbeli és mennyiségi jelentőségét jelzi. A kaleiterek és mészkőátalakulás térbeli viszonyából következtethetünk arra, hogy a két fő fluidgeneráció közül időben az első az I., a második a II. és III. izotdpeltolódási irányt hozta létre. B. A kaleiterek képződési hőmérséklete és a fluidok eredete A vizsgált minták közül háromból volt elegendő anyag a kalcitban levő fluidzár¬ ványok izotópösszetételének meghatározásához. A mészkőben előforduló, fennőtt kalcitkristályokat tartalmazó erek (R17/b minta) és a kalcitos breccsakitöltés (R20/3 minta) a 6. ábra I. eltolódási irányát reprezentálja, míg a magmatiton belüli karbonát sáv (Bkt—1/9 minta) a II. és III. eltolódási irányt létrehozó fluidról ad információt. Az első két mintában levő H 2 0 őD értéke —78,3 és —79,7 %o, a harmadikban —84,4 %o volt. A felfűtés során megfigyelt fő dekrepitáció hőmérséklete kb. 300 °C volt. Ismeretes, hogy a dekrepitáció hőmérséklete nagyon sok tényezőtől függ (a keletkezési hőmérséklet mellett például a nyomástól, az ásvány anyagától, a zárványok méretétől, stb.; lásd Roedder, 1984), mégis a kalcitér képződési hőmérsékletének maximum becslését (300 °C) adhatja. A kalcit—H 2 0 oxigénizotóp-frakcionáció értéke O’Neil et al (1969) alapján 300 °C-on 5,07. Ennek ismeretében a kalcit izotópösszetételéből megkaphatjuk a vele egyensúlyban lévő víz izotópösszetételét. Ebből kiindulva a mészkövön belüli kalcitkristályok (R17/b minta) 10,7 %c-es, a breccsakitöltés (R20/3 minta) kalcitja 9,9 %o-es, míg a magmatiton belüli karbonát sávok (Bkt—1/9 minta) ezektől teljesen eltérő, 19,1 %o -es oxigénizotóp-összetételű vízzel lehettek egyensúlyban. A 6. ábrán megjelenő összetételi pontoktól kiinduló nyilak a képződési hőmérséklet maximum becslését jelentik, a 300 °C-nál kisebb hőmérséklet esetén számítandó eltolódás irányával. Az adatok értékeléséhez ismernünk kell a természetes vizek izotópeloszlásainak törvényszerűségeit is. Az oxigén- és hidrogénizotóp-eloszlások alapján a tengervíz, csapadékvíz, magmás eredetű H 2 0 és üledékes kőzetekkel izotópos kölcsönhatásban levő pórusvíz elkülöníthető (7. ábra). A jó szétválaszthatóság ellenére a természetben lejátszódó folyamatok ezen típusok keveredését és így átmeneti eloszlásokat hozhatnak létre. A 7. ábrán látható, hogy a három megvizsgált minta fluidja eltérő eredetű H 2 0-t tartalmazott. A 6. ábrán I. nyíllal jelölt izotópeltolódást a magmás eredetű vízhez közel álló összetételű fluid hozta létre, míg a II. és III. irányokhoz tartozó fluid H 2 0-ja az üledékes kőzetekben levő pórusvíz mezejébe esik. A korábbiakban ismertetett Rayleigh- frakcionációs folyamat mellett tehát vagy egyéb kölcsö nh atás is lejátszódott, vagy a folyamat maga okozta a H 2 0 összetételének ilyen mértékű eltolódását. A min ták adataiból számolt izotópösszetételek három módon alakulhattak ki, az izotópadatoknak megfelelően növekvő mértékű változással: — eredeti magmás víz frakcionációs ízotőpeltolódásával, — csapadékvíz üledékes kőzetekkel történő izotópos kölcsönhatásával, — csapadékvíz és pórusvíz keveredésével. DemÉny A.: LamprofTrok karbonátjának stabil izotópjai 223 7. ábra. Természetes vizek <5 D—ő is O eloszlásai (SHEPPARD, 1986 után), valamint a Bkt-1/9, R17/b és R20/3 minták karbonátjával egyensúlyban lévő fluidok összetételi pontjai. MWL: csapadékvíz eloszlási vonala; SMOW: a Standard Mean Óceán Water nemzetközi standard pontja; M: magmás eredetű víz; F: üledékes formációk pórusvize. Fig. 7. SD — 5 !t O distributions of natural walers (after SHEPPARD, 1986) and the composition offluids in equiUbrium with the carbonates of samples Bkt—1 !9, RÍ 7/b and R20/3. MWL: Meteoric Water Line; SMOW: Standard Mean Óceán Water; M: magmatic water; F: formádon waters. Noha jelen vizsgálatsor adataiból nem állapíthatjuk meg, hogy melyik folyamat határozta meg a fluidok izotópösszetételét, viszont a további — például nyomelem¬ geokémiai és radioaktív izotópos — vizsgálatok szempontjából fontos kiindulópontot kaptunk. Következtetések 1. A Budai-hegység lamprofíros magmatitjainak karbonátja nem tisztán magmás eredetű, hanem magmás és üledékes anyag keveredéséből származik. A Sukoró—1 fúrás karbonatitjának és a pákozdi monchiquit telér kaiéit ocellumainak izotópösszetétele magmás frakcionációs, vagy kontaminációs hatásokra tolódott el a köpenyeredetű karbonát izotópösszetételi tartományától. A két magmatit karbonátja izotópegyensűlyhoz közeli értékeket adott, ami arra utal, hogy azonos forrásból származtak és a szilikátos és karbonátos olvadék szételegyedésével jöttek létre. 2. A lamprofír testekhez kapcsolódó kalciterek makroszkópos megjelenés alapján szétválasztott csoportjai a stabil szén- és oxigénizotóparányok szerint is elkülönülnek. A kalciterek és a vizsgált magmatitokon belüli karbonátsávok képződése két fluid- hatáshoz köthető. A mészkőnek a magma benyomulásához kapcsolódó átalakulását követően magmás víz O és H izotópösszetételéhez közeli H 2 0 áramlott a rendszerben, nagyrészt repedésekhez köthetően helyi átalakulást, fennőtt kalcitkristályokat és breccsakitöltést hozva létre. 224 Földtani Közlöny 122/2—4 Ezután valószínűleg Rayleigh-frakcionációs folyamat és/vagy üledékes kőzetekkel való izotópcsere során kialakult izotópösszetételű fluid hatolt a vizsgált kőzetekbe. Ezen hatáshoz köthető a budaligeti telér helyi jellegű, de teljes átalakulása, a Budakeszi—1 fúrásban leírt karbonátos sávok, valamint a Budaörs—1 fúrásban 784 m mélységben talált karbonátos kőzet kialakulása. Ez a legalább két, 300 °C körüli hidrotermás hatás magyarázhatja a lamprofirokon mért K/Ar koradatok nagy szórását (lásd a Földtani háttér fejezetét). Köszönetnyilvánítás Köszönettel tartozom Fórizs Istvánnak a laboratóriumi munkák és a tanulmány elkészítése során nyújtott értékes segítségért, valamint Árkai Péternek a kézirat javítására tett észrevételeiért. Dunkl István és egy névtelen lektor kiegészítő meg¬ jegyzései nagyban javították a tanulmányt. A munkát az Országos Tudományos Kutatási Alap (OTKA 1154) és a Magyar Tudományért Alapítvány (32/90/III) támogatta. Függelék A vizsgált minták lelőhelyei és jellemzői Budaiigei (Remete-hegy) (1. a 8, ábrát) Rl/1: kontaktus melletti mészkő szürke színű foltos változata Rl/2: az RÍ mintában levő kalcitér R2/1: kontaktus melletti vörösbama színű mészkő R2/2: az R2 mintában levő, makroszkóposán elkülöníthető karbonátszemcsék R3/1: kontaktus melletti vörösbama mészkő R3/2: az R3/1 mintában levő kalcitér R3/3: a kontaktus melletti vörösbama mészkőben levő szürke foltos mészkő R3/4: az R3/3 mintában levő kalcitér R4: kontaktus melletti világos vörösbama színű mészkő R5/1: a kontaktustól =50 cm-re levő, átalakulást nem mutató mészkő R5/2: az R5 mintában levő kalcitér szegélye R5/3: az R5 mintában levő kalcitér R7/1: magmatitban levő mészkótömb kismértékű elváltozást (vöröses szín) mutató anyaga R7/2: az R7 minta kissé eltérő színű (fehérebb) kőzetrésze R7/3; kalcitér az R7/2 mintában R8: magmatit reliktum, amely a legkisebb mértékű átalakulási mutatja R8/1, 2, 3, 4: kalcit ocellumok az R8 mintában R9: az R8 és az RÍ 1 minta kőzetei közötti átmeneti anyag RIO, R10/1: az R9 minta kőzetében levő szálas szerkezetű kalciterek RÍ 1: a magmatit telér DK-i végében levő, teljesen elbontott, fehéresszürke kőzet R12: zöldes színű, köpenyeredetű zárványokat (R16 minta) tartalmazó magmatit R13: a magmatitban húzódó törés erősen bontott kőzete RÍ4: vörösbama magmatit RÍ5: a vörösbama magmatit gömbös elválásű anyaga R16: zöldes színű, valószínűleg köpenyeredetű zárvány R17/a: átalakulást nem mutató mészkő a kontaktustól 50 m-re R17/b; fennőtt kalcitkristályokat tartalmazó kalcitér az R17/a minta kőzetében RÍ8/1. breccsásodott mészkő R18/2: az R18/1 minta breccsájának kalcitkitöltése DEMÉNY A.: Lamprofírok karbonátjának stabil izotópjai 225 8. ábra. A Remete-hegy (Budaiiget) dachsteini mészkő kőfejtőjében előforduló magmatit feltárás vázlata a mintavételi helyek és mintaszámok megjelölésével. A. mészkő; B, magmatit; C. reliktum magmatit; D. teljesen átalakult magmatit; E. törmelék; F. mintavételi helyek (minden szám elé „R” értendő). Fig. 8, Sketch of the outcrop of the magmatité in the Dachstein Limestone quarry of the Remete Hill (Budaiiget) with sample localities and numbers. A. limestone; B. magmatité; C. reliet magmatité; D. totally altered magmatité; E. debris; F. sample localities (an "R“ should be added before each number). R18/3; az R18/2 minta vaskalcit szegélye R19: fennőtt kalcitkristályokat tartalmazó ér a magmatitban R20/1: kontaktus melletti mészkőbreccsa R20/2: a mészkőbreccsa (R20/1 minta) kalcitkitöltésének vaskalcit szegélye R20/3: a mészkőbreccsa (R20/1 minta) kalcitkitöltése Budakeszi — 1 (Bkt— 1) fúrás Bkt—1/1: 1,50 m, kontaktus melletti mészkő Bkt—1/2: 4,0-4,50 m, karbonátos sáv a magmatitban Bkt—1/5: 15,0 m, „-1": átalakult mészkő a magmatitban *-2": vaskalcit erek a mészkőben Bkt—1/9: 36,0 m, karbonátos sáv a magmatitban Bkt—1/12-2: 51,5 m, fennőtt kalcitkristályok a magmatitban Bkt—1/15: 54,0 m, „-1”: kontaktus melletti mészkő „-2”: fennőtt kalcitkristályok a mészkőben Budaörs — 1 (Bő— 1) fúrás Bö—1/10: 808 m, fennőtt kalcit andezitben. Bö—1/19: 784,30 m, uralkodóan karbonátból (sziderit) és plagioklászból álló karbonátosodon magmatit (noha az eredeti áványos összetétel nem állapítható meg, a mélységköz alapján a monchiquithez tartozik). Sukoró — 1 (St—1) fúrás St—1/2:63,60 m, karbonátos (dolomit) ocellumokbangazdag magmatit (magnezitesbeforsit, HORVÁTH et al., 1983) PÁ: Pákozd, Nagy Kőfejtő, monchiquit telér a gránitban kalcit ocellumokkal. minta (sample) $ 13 C ő 18 0 CaCOj % Rl/1 0,7 15,3 Rl/2 -3,3 25,3 R2/1 0,8 25,4 R2/2 0,7 25,6 R3/1 1,1 24,6 R3/2 -4,6 25,6 R3/3 1,1 17,9 R3/4 0,4 23,3 R4 -o,i 26,9 R5/1 1,1 27,8 R5/2 1,6 27,7 R5/3 0,0 22,9 R7/1 -0,9 26,2 R7/2 -2,6 26,1 R7/3 -5,0 25,9 R8 -1,5 21,2 5,2 R8/1 0,9 25,0 R8/2 2,0 24,9 R8/3 0,3 22,8 R8/4 0,8 23,3 R9 -4,6 22,3 20,7 RIO -1,1 17,0 RlO/1 0,1 18,2 Rll -5,7 21,8 40,3 R12 -1,9 21,6 21,9 R13 -1,2 24,4 21,4 R14 -1,8 20,9 13,1 R15 -3,9 24,0 48,1 R16 -1,4 19,6 59,6 R17/a 0,4 26,3 R17/b 0,9 15,8 R18/1 0,3 26,8 RÍ 8/2 -1,3 23,0 RÍ 8/3 0,7 22,3 R19 1,7 21,2 R20/1 -1,4 25,2 R20/2 -0,2 23,1 R20/3 -0,6 15,0 -79,7 Bkt-1/1 2,2 27,7 Bkt-1/2 -6,0 16,5 Bkt-1/5-1 -0,5 20,5 Bkt-1/5-2 2,0 20,9 Bkt-1/9 -9,0 24,2 Bkt-1/12-2 1,0 17,6 Bkt-1/15-1 -i,o 23,3 Bkt-1/15-2 -0,9 20,9 Bö-1/10 -0,3 15,1 Bö-1/19 -4,4 20,7 St-1/2 -4,3 14,4 PÁ -4,8 13,5 DemÉNY A.: Lampro fírok karbonátjának stabil izotópjai 227 Origin of carbonates in lamprophyres of Hungary: a stable isotope study Attila Demény Geological background and samples Lamprophyres and carbonatites are known from several outcrops and drillings in the Transdanubian Midmountains of Hungary. These magmatites appear as 2-3 m thick dykes in Paleozoic granites of the Velence Hills and Permian and Triassic sediments (Horváth et al., 1983, 1985, 1987; Horváth & Odor, 1984; Kubovics & Szabó, 1987; Kubovics et al., 1989). The petrographic determinations of the rocks are highly variable as almost all the lamprophyre varieties from alnöite to spessartite have been mentioned in the descriptions. The age of the magmatic activity has been discussed on the base of K/Ar and fission track results. The K/Ar ages rangé from 57.9 to 77.6 Ma (HORVÁTH et al., 1983, Embey-Isztin et al., 1989, Kubovics et al., 1989) m cosnplianee with the apatite fission track data (60—68 Ma) of DUNKL (1991). The lamprophyre dyke in the Dachstein Limestone quarry at Budaliget (Remete Hill) (Fig. 1) has been studied by Embey-Isztin et al. (1989) and Kubovics et al. (1989), although they provided different rock classifications. The exposed section of the dyke is 10 m long, where parts with different alterations were observed. Most of the magmatité is reddish brown with green inclusions of possibly mantle origin. These inclusions have been altered to a mixture of carbonate, clay, chlorite and serpentine with variable amount of reliet mica. At the southeast end of the dyke the magmatité completely altered to a light grey mixture of carbonate and clay showing no magmatic structure. It is interesting that the least altered rock of the outcrop has been found in this mass as reliet blocks of 40—50 cm diameter. Embey-Isztin et al. (1989) and Kubovics et al. (1989) deseribed olivine, zoned clinopyroxene, mica and opaque minerals among the phenocrysts and microphenocrysts; the groundmass contains carbonate, feldspar, apatite and glass. The texture is panidiomorphic. Beside the groundmass carbonate, the rock contains carbonate ocelli up to 2 cm in diameter. Preliminary microprobe studies indicate that these ocelli are made of calcite with thin dolomité rim. I. táblázat. ő 15 C és ő'*0 mérési eredmények, valamint egyes minták karbonáttartalma (ahol nincs adat, ott 100% értendő) és bezárt fluidzárványainak 6D mérési adatai. A d l3 C értékek a PDB-hez, a ő 18 0 és a őD adatok a SMOW-hoz viszonyítva %«-ben vannak megadva. Table I. ó I! C, ó ,s O and ÓD values (relatíve to PDB fór the C and to SMOWfór the O and H isotope data; all data are %o) and carbonate contents (samples without data contain 100% CaCO f). 228 Földtani Közlöny 122/2—4 The hőst limestone is originally white, bút it changes to reddish brown at the magmatite-limestone contact. Sometimes grey patches appear in the reddish brown mass, The following types of calcite veins are distinguished by naked eye: A. Within the magmatité — 5—10 cm thick carbonate bands, — 0.5—1 cm thick calcite veins with fibrous structure, — calcite veins with euhedral calcite crystals. B. Wit hi n the limestone — thin veins in the contact limestone, — breccia fillings, — veins with euhedral calcite crystals. All the types described above have been sampled and marked with ”R” (Remete Hill). As the samples collected írom boreholes (Fig. 1) were studied fór comparison, it is nőt the aim of this paper to give detailed descriptions of these rocks; the reader is referred to the cited papers. Based on the least altered rocks, Horváth et al. (1983, 1985, 1987) classified the magmatité of the Budakeszi—1 (Bkt—1) borehole as polzenite-silicocarbonatite, those of the Budaörs—1 (Bő—1) borehole and the Pákozd quarry as monchiquites and the dyke rock of the Sukoró—1 (St—1) borehole as magnesitic beforsite. Analytical methods Preparation of C0 2 from the carbonates was made using the conventional teehnique established by McCrea (1950) with minor modifications (DEMÉNY & FÓRIZS, 1991). 'The water content of fluid inclusions was released by decrepitation at 500 °C and converted to hydrogen gas by reduction on zinc (method of Coleman et al., 1982), with somé modifications (see details in DEMÉNY & FÓRIZS, 1991). Fig. 2. shows a sketch of the preparatory apparátus. The 13 C/*^C, 18 0/ 16 0 and D/H ratios were measured with a Finnigan MÁT Delta S mass spectrometer and the results are expressed in the standard § notation, The reproducibilities of ő l3 C and Ő ls O values are better than +0.15 %c. The ÓD values of fluid inclusion water are nőt duplicates due to lack of sufficient matéria!. Results and discussion The results of stable isotope measurements are listed in Table I and the data are plotted in Figs. 4—7. The carbon and oxygen isotope composition of the groundmass carbonate of the Budaliget magmatité fali in narrow ranges (Ó 13 C= —1.4 to —5.7 %o, ó ls O = 19.6 to 24,4 %o, Fig. 4), Although the carbon isotope data are close to the rangé of carbonates of mantle origin, the oxygen isotope data differ significantly. It can provide valuable information fór the processes of changes in the isotopic compositions indicating that there is no correlation between the isotope ratios and the carbonate contents (Fig. 5). DemÉNY A.: Lamprofírok karbonátjának stabil izotópjai 229 Sample R16 is an inclusion of mantle őri gin wíthin the lamprophyre. Aithough the carbonate content is the highest in this sample among tbose collected from the dyke of Budaliget (Remete Hill), its isotopic compositions are similar to the least altered rock (sample R8) that contains only 5,2% carbonate, According to their carbonate content, samples R12 and R14 are intermediate between the former two, bút their Ő 13 C and á ls O values are almost the same. This compositional similarity means that the carbonate of the samples was formed in the same process that caused mixing of the magmatic and sedimentary matériái. The isotopic compositions of the original magmatic carbonate cannot be calculated since fractionation and contamination processes (see later) are nőt known. However, one can estimate on the base of the isotope values and carbonate content of the least altered rock (sample R8) that the magma contained less than 2% carbonate before its intrusion and interaction with the limestone. The most altered rock of the Budaliget dyke (sample Rll) shows quite different isotopic compositions with Ő 13 C shifted to more negative values. Similar isotope ratios have been determined fór the carbonate of spherical joints within the magmatité (sample RÍ5), where the rock was likely to suffer later alteration. These observations mean that the effect that altered the rock to the carbonate+clay mixture followed the formation of the groundmass carbonate of the least altered relict magmatité and the mantle inclusions. Sample Bő—1/19 contains more than 50% carbonate and — according to the rock texture — this carbonate is nőt a weathering product. In spite of its primary appearance, the isotopic compositions of this carbonate are close to those of the most altered rock of the Budaliget dyke (sample Rll) suggesting the same formation process. Samples St—1/2 and PÁ have the compositions closest to the rangé of intrusive carbonatites. The dífference between the C and O isotopic compositions of the two samples makes possible that these rocks were near equilibrium, regarding that St—1/2 contains dolomité and the studied ocelli of sample PÁ are calcites, and the localities are close to each other. The cause of the isotope shift from the rangé of intrusive carbonatites could have been either magmatic fractionation (Deines, 1989), or contamination, or a combination of both, The C and O isotope compositions of the carbonate ocelli of the least altered magmatité of Budaliget fali alsó in narrow ranges, bút these are shifted towards the composition of limestones with quite similar values to the contact limestone of reddish brown colour (See Table I and Fig. 4). This similarity means that the calcite of the ocelli derived from the limestone and the isotopic compositions have been only slightly shifted towards magmatic values. The rounded shape and the dolomité rim of the ocelli suggest the mobilization of a small part of the sedimentary carbonate mixed with the original carbonate content of the magma. This mixture could have provided the source of the groundmass carbonate discussed above. The original compositions of the limestone of Budaliget were ő l3 C = 2 %o and ő lg O = 28 %o according to the limestone samples that show no alteration signs (see Table I). As mentioned before, the isotope ratios of the reddish brown limestone of the contact were shifted towards magmatic compositions (Fig. 4). The grey patches of the contact limestone gave significantly different isotope values from the reddish brown mass, with ő 18 0 data ranging from 15.4 to 17.9 %c. The carbon and oxygen isotopic compositions of the calcite veins scatter widely, bút there are eertain differences between the types distinguished macroscopically (Fig. 6). 230 Földtani Közlöny 122/2—4 There are three directions of isotope shifts (Fig. 6). Arrow I marks the distribution of the calcite crystals within both the magmatité and the limestone, the breccia fillings and the calcite veins of fibrous texture. The formádon of the isotopíc compositions of the grey patches within the contact limestone can be related to this fluid influence (Fig. 4). Arrow III of Fig. 6 indicates the shift of the compositions of the carbonate bands within the magmatité. The carbonate of sample Bkt—1/9 has the most negative carbon isotope value. Although there are no direct age data on fluid motion, the direction of the isotope shift suggests a fractionation process related to the lamprophyre magmatism. According to Pineau (1973), below 400 °C the Rayleigh fractionation in carbonatites can cause shifts to more positive oxygen and more negative carbon isotopic com¬ positions. Although the carbonate contents of the lamprophyres are far less than 50 %, the close genetic relationship between carbonatites and lamprophyres (see DEtNES, 1989; Hubberten et al., 1988) makes the existence of similar processes possible. Comparing Figs. 5 and 6 the relationship between the isotope shift of the carbonate of the totally altered rock of the Budaliget dyke (Rll) and the direction of arrow III of Fig. 6 is apparent. The thin veins within the contact limestone show isotopic compositions related to both arrow I and II. The veins in direction II represent intermediate compositions between the limestone and the carbonate bands of the magmatité (arrow III). Somé of the ve ins related to direction II cut the grey patches within the contact limestone, which means that the fluid influence that induced the formádon of the grey patches preceded the fluid movement that caused the isotope shift marked by arrow III. Although the thin veins of the contact limestone cannot be distinguished by their macroscopic appearanee, the genetic relationships can be determmed according to their á 13 C and ő ls O values. Three samples were selected to study the hydrogen isotopic compositions of the fluids from which the carbonate precipitated. Samples Rl7/b and R20/3 represent the fluid influence that induced direction I of Fig. 6, while sample Bkt—1/9 gives information about the fluid related to direction II and III. The water of the fluid inclusions of the former two samples showed identical ŐD values (—78.3 and —79.7 %o), bút the third sample (Bkt—1/9) has slightly different isotope ratios (őD=—84.4 %o). The temperature of the main decrepitation was about 300 °C fór all the three samples. It is well known that the decrepitation temperature depends on several factors, such as the formádon temperature, pressure, mineralogy, the size of inclusions (Roedder, 1984), bút it can provide a rough estimate of the formation conditions. Using the equation of O’Neil et al. (1969), we determined that the carbonates of samples R17/b, R20/3 and Bkt—1/9 precipitated from waters with Ő l8 0 values of 10.7, 9.9 and 19.1 %o , respectively. Plotting the measured 6D and calculated ő ls O data on the 6D—Ő ls O diagram (Fig. 7), the fluids of the isotope shifts marked in Fig. 6 separate from each other. The fluid that caused the shift in direction I falls close to the magmatic water, while the fluid of direction III has compositions similar to the formation waters. The evolution of magmatic fluids and mixing with meteoric and formation waters can nőt be determined from these data, bút the results provide a sound base fór future studies (e.g., on radioactive isotopes). DEMÉNY A.: Lamprofírok karbonátjának stabil izotópjai 231 Conclusions 1. The carbonate of the studied lamprophyres is nőt of pure magmatic origin, bút a mixture of magmatic and sedimentary materials. 2. The carbon and oxygen isotopic compositions of the carbonatite and monchiquite of the Velence Hüls (Sukoró—1 drilling and Pákozd quarry) shifted from the rangé of intrusive carbonatites by either fractionation, or contamination processes. 3. The formádon of calcite veins related to the lamprophyre dykes was induced by two fluid generatious. The former one contained magmatic, or a mixture of meteoric and formatíon waters, while the later one derived from Rayleigh fractionation processes and/or from sedimentary rocks. Irodalom — References ANDERSEN, T. (1987): Mantle and crustal components in a carbonatite complex, and the evolution of carbonatite magma: REE and isotopic evidence from the Fen complex, southeast N&rway. — Chemical Geology (Isotope Geoscience Seetion) 65, 147—166, Amsterdam, BaLLA Z. (1988): On the origin of the structura! pattem of Hungary. — Acta Geologica Hungarica 31, 53—63, Budapest. Bernard-Griffjths, J., Fourcade, S. & Dupuy, C, (1991): Isotopic study (Sr, Nd, O and C) of lamprophyres and associated dykes from Tamazert (Morocco): crustal contamination processes and source characteristics. — Earth and Planetary Science Letters 103, 190—199, Amsterdam, COLEMAN.M.L,, SHEPHERD,T.J., DURHAM, J.J., ROUSE, J.E. & Moore, G.R. (1982): Reduction of water with zinc fór hydrogen isotope analysis. — Analytical Chemistry 54, 993—995. DEINES, P. (1989): Stable isotope variations in carbonatites. In Bell, K. (ed.): Carbonatites: Genesis and Evolution. Unwin Hyman, London, pp. 301—359. DEINES, P. & Gold, D.P. (1973): The isotopic compositionof carbonatite and kimberlite carbonatesand their bearing on the isotopic composition of deep-seated carbon. — Geochimica et Cosmochimica Acta 37, 1709-1733. DEMÉNY A, & FÓRIZS I. (1991): On somé preparation methods in stable-isotope mass spectrometry and their geochemical applications. — Rapid Communications in Mass Spectrometry 5, 524—526. Dobosi, G. & Horváth, I. (1988): High- and low-pressurecognateclinopyroxenesfrom alkali lamprophyres of the Velence and Buda Mountains, Hungary. — Neues Jahrbuch fúr Mineralogie, Abhandlungen 158, 241—256, Stuttgart. DONTSOVA, E.I., Kononova, V.A. & KUZNETSOVA, L D. (1977): The oxygen-isotope composition of carbonatites and similar rocks in relation to their sources and mineralization. — Geochemistry International 14/4, 1—11. DunklI. (1991): A íissiontrack módszer és alkalmazásageokronológiaikérdések megoldásában. [The fission track method and its application in solving geochronological problems]. Kandidátusi értekezés, 177 p. [Ph.D. Thesis, Hungárián Academy of Sciences] (In Hungárián) Embey-Isztin a.. Dobosi G., Noske-Fazekas G. & Árva-Sós E. (1989): Petrology of a new hasalt occurrencein Hungary. — Mineralogy and Petrology 40, 183—196. Finlayson, E.I., Rock, N.M.S. & GOLdiNG, S.D. (1988): Deformation and régiónál carbonate metasomatism of turbidite-hosted Cretaceous alkaline lamprophyres (northweslem Papua New Guinea). — Chemical Geology 69, 215—233, Amsterdam, FlTTON, J.G. & UPTON, B.G.J. (eds.)(l987): Alkaline Igneous Rocks. Geological Society Special Publication 30, 568 p. Blackwell, Oxford. GaLIMOV, E.M., Kononova, V.A. & Prokhorov, V.S. (1974): Carbon isotopic compositionin carbonatites and carbonatite-like rocks (in connection with the source of carbonatite matériái). — Geochemistry International 11, 503-510. HaY, R.L. & O’NEIL, J.R. (1983): Carbonatite tuffs in the Laetolil beds of Tanzánia and the Kaiserstuhl in Germany. — Contributions to Mineralogy and Petrology 82, 403—406. 232 Földtani Közlöny 122 / 2—4 HORVÁTH I., Tichy-Darida M. & ónok L. (1983): Magnesitiferous dolomitic carbonatite (beforsite) dyke rock írom the Velence Mountains. — Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1981. évről (Ánnual report of the Hungárián Geological Institute of 1981, 369—389, Budapest. (In Hungárián with English abstract) HORVÁTH I. & ÓDOR L. (1984): Alkaline ultrabasic rocks and associated silicocarbonatites in the NE part of the TransdanubianMts, (Hungary). — Mineralia Slovaca 16, 115—119, Bratislava. HORVÁTH I,, ÓDOR L. & Dudko a. (1985): Az ÉK-dunántűli alkáli-ultrabázisos képződmények vizsgálata. [Investigation of alkali-ultramafic rocks of NE-Transdanubia]. Magyar Állami Földtani Intézet, Országos Földtani Adattár. Kézirat, [Hungárián Geological Institute, manuscripl] (In Hungárián) HORVÁTH I., ÓDOR L., DaRIDÁNÉ TICHY M. & DUDKO a. (1987): A Velencei-hegység—Balatonié körzetének ércprognózisa. [Prognostic evaluation of ores of the Balatunto-Velence Hills distríct). Magyar Állami Földtani Intézet, Országos Földtani Adattár. Kézirat. [Hungárián Geological Institute, manuscript] (In Hungárián) HUBBERTEN, H.-W., Katz-Lehnert, K. Sí Keller, J.(1988): Carbonand oxygen isotope investigations in carbonatites and related rocks front the Kaiserstuhl, Germany. — Chemical Geology 70, 257—274, Amsterdam. KÁZMÉR M. & KOVÁCS, S. (1985): Permian-Paleogene paleogeography along the eastem part of the Insubric-Periadriatic Lineament system: evidence fór Continental escape of the Bakony-Drauzug Unit. — Acta Geologica Hungarica28, 71—84, Budapest. KUBOVics, I. (1985): Mesozoic magmatism of the Transdanubian Mid-Mountains. — Acta Geologica Hungarica 28, 141 — 164, Budapest. KUBOVICS I. & SZABÓ Cs, (1987): Mineralogical-petrographic and geochemical analysis of alkali basic and ultrabasic dyke rocks from borehole Alcsútdoboz—2. — Annals of the Hungárián Geological Institute, LXV, 2, 335-356. KUBOVics I., SZABÓ Cs. & GAl-SÓLYMOS K. (1989): A new occurrence of lamprophyre in the Buda Mountains, Hungary. — Acta Geologica Hungarica 32/1—2, 149—168, Budapest. Lapin, A.V., GUSCHIN, V.N., LUGOVAYA, I P. (1986): Isotopic composition of carbonatites and metamoiphosed carbonate sedimentary rocks. Geokhimiya 1986/7, 979—986. McCREA, J.M. (1950): On the isotopic chemistry of carbonates and a paleotemperature scale. — The Journal of Chemical Physics 18, 849—857. NELSON, D.R., CHIVAS, A.R., Chapell, B.V. & McCULLOCH, M.T. (1988): Geochemical and isotopic systematics in carbonatites and implications fór the evolution of ocean-island sources. — Geochimica et Cosmochimica Acta 52, 1 —17. NlELSEN, T.F.D. & BUCHARDT, B. (1985): Sr-C-0 isotopes in nephelinitic rocks and carbonatites, Gardiner Complex, Tertiary of East Greenland. — Chemical Geology 53, 207—217, Amsterdam. O’NEIL, J.R., CLAYTON, R.N. & MAYEDA, T.K. (1969): Oxygen isotope fractionation in dívalent metál carbonates. — The Journal of Chemical Physics 51, 5547—5558. PlNEAU, F., JAVOY, M. & ALLEORE, C.J. (1973): Etűdé systématique des isotopes de l’oxygéne, du carbone et du strontium dans les carbonatites. — Geochimica et Cosmochimica Acta 37, 2363—2377. ROEDDER, E. (1984): Fluid Inclusions. — Reviews in Mineralogy 12, Mineralogical Society of America, Washington. SCHWARTZ, H.P. (1966): Oxygen and carbon isotopic fractionation between coexisting metamorphic calcite and dolomité. — Journal of Geology 74, 38—48, Chicago. SHEPPARD, S.M.F. (1984); Isotopic geothermometry. In LAGACHE, M. (ed.): Thermométrie et barométrie géologique. Société Francaise de Minéralogie et de Cristallographie, pp. 351—412. SHEPPARD, S.M.F. (1986): Characterization and isotopic variations in natural waters. In Valley, J.W., Taylor, H.P., Jr. & O’Neil, J.R. (eds.): Stable Isotopes in High Temperature Geological Processes. — Reviews in Mineralogy 16, 165—184. SHEPPARD, S.M.F. & Dawson, J.B. (1973): n C/ l2 C and D/H isotope variations in "Primaiy Igneous Carbonatites”. — Forthschritte dér Mineralogie 50 (Beihefl 3), 128—129. VlNOGRADOV, A.P., KROPOTOVA, O.I., Epshtein, E.M. & Grinenko, V.A. (1967): Isotopic composition of carbon in calcites representative of different temperature stages of carbonatite formation and the probiem of genesis of carbonatites. — Geochemistry International 4, 431—441. Wyllje, P.J., BAKER, M.B., White, B.S. (1990): Experimental boundaries fór the origin and evolution of carbonatites. — Lithos 26, 3—19, Oslo. Földtani Közlöny 122/2—4, 233—249 (1992) Budapest Egy pleisztocén vezérszint a Kárpát-medencében: a Bag Tefra A marker in the Pleistocene of the Carpathian Basin: the Bag Tephra Horváth Erzsébet 1 , GÁBRIS Gyula 1 és Etienne JuvignÉ 2 (3 ábrával és 3 táblázattal) Összefoglalás Magyarországon és Szlovákiában hét löszfeltárásban előforduló tefraréteg anyagát vizsgáltuk szemcseösszetétel, ásványi összetétel és a tefrák, ill. a klinopiroxének kémiai összetétele szerint. A különböző előfordulások anyaga egységesnek bizonyult, ezért összefoglaló névként a Bag Tefra megjelölés bevezetését javasoljuk. A vizsgált löszszelvények esetében e tefraszint új sztratigráfiai korrelációt jelent: a vulkáni hamuhullás korát a mindéi—riss interglaciálist közvetlenül követő időre teszik. Származási helye feltételezhetően igen távoli (több mint 500 km), ezért a nagy földrajzi elterjedésben nyomozható Bag Tefra egész Közép-Európában jelentős rétegtani vezetőszint. Forrása valószínűleg az Eifel-hegység (Németország). Abstract Several aspects of a tephra layer in seven loess sections in Hungary and in Czechoslovakia were studied: grain-size, mafic minerals and Chemical composition of búik samples and of clinopyroxenes. The tephra is identical in all localities; we suggest the name Bag Tephra. It allows us to outline a new stratigraphical correlation of the investigated loess sections. The tephra-fall occured during or before the last 5th glaciation. Since the closest Pleistocene volcanoes are situated very far írom the investigated localities (more than 500 km), the Bag Tephra can be used as a widespread stratigraphical marker in Central Europe The currently avaliable dala show that the relevant volcano should be located in the East Eifel volcanic field (Germany). (A full French version is published as: JuvignÉ, E., Horváth, E. & GÁBRIS, Gy. (1991): La Téphra de Bag: une retombée volcaniue á large dispersion dans le loess pléistocéne d’Europe centrale. — Eiszeitalter und Gegenwart41, 107—118, Hannover. Key words: Pleistocene , volcanism, Carpathian hasin 'HORVÁTH Erzsébet, GÁBRIS Gyula, ELTE Természetföldrajzi Tanszék, H —1083 Budapest, Ludovika tér 2. 2 Etienne JUVIGNÉ, Unlvesité de Liége, Laboratoire de Géomorphologie et Géologie du Quaternaire, Piacé du 20 Aoűt, 7 B-4000 Liége Belgium A kézirat beérkezett: 1990. szeptember 20. Átdolgozva: 1992. május 28. l.ábra. A) A tanulmányozotttefrarétegekhelye: I — Komját (Kornjatice); II — Pásztó; III — Bag; IV — Hévízgyörk; V — Paks; VI — Sióagárd; VII — Díj na széke só. B) A tefrarétegek sztratigráfiai helyzete az egyes szelvényekben; 1 — jelenlegi talaj; 2 — fosszilis talaj; 3 — a tefraréteg szelvényében kiékelődő, de a feltárásban észlelt fosszilis talaj; 4 — az eltemetett talaj elnevezésének rövidítése (PÉCSI, 1979 szerint); 5 — tefraréteg. Fig. 1. A) Location of the tephra beás: /— Kornjatice; II — Részt—; III — Bag; IV — Hévízgyörk; V — Paks; VI — Sióagárd; VII — Dunaszekcső. B) Stratígraphic position of tephra beás: l — Recent soil; 2 — fossil soil; 3 — fossil soil, wedging out outside the profilé; 4 — ahbreviated rtame of the buried soil (afier PÉCS!, 1979); 5 — tephra layer. 4 ^ 234 Földtani Közlöny 122/2—' Horváth E., Gábris Gy. & Juvignr, E.: A pleisztocén Bag Tefra 235 Bevezetés Kriván Pál 1957-ben jelezte először Magyarországon vulkáni tefra jelenlétét a negyedidőszaki löszökben. A paksi „andezittufit” felfedezését újabbak leírása követte, s néhány éven belül a több helyről ismertté vált rétegeket a „kárpáti övezet fel¬ sőpleisztocén löszösszleteinek minden feltevéses párhuzamosítást kizáró „vezető- szintjé”-nek tekintették (Kriván és Rózsavölgyi, 1964). A hatvanas években a dél-szlovákiai Komját (Komjatice) téglagyári bányagödrében talált tefrát mint bazaltos vulkánosság termékét írták le (Vaskovsky és Karolusová, 1969). A Mátra előteréből is ismertté vált egy „tufaréteg” (SZÉKELY, 1960), amelyet azonban sajnos nem vizsgáltak meg ásványtani szempontból. Az egyre jelentősebbé váló tefrosztratigráfiai kutatások szép eredményeket szolgáltatnak világszerte, hozzánk legközelebb Ny-Európában is. Ezért határoztuk el a már ismert hazai és szlovákiai vulkáni közbetelepülések hagyományos és újabb módszerekkel kiegészített újravizsgálatát, amelynek során választ kerestünk olyan kérdésekre, mint: — a különböző előfordulások egyetlen vagy több tufaszórás eredményének tekinthetök-e; — milyen jellegű vulkáni működéshez kapcsolhatók a tefrák, és honnan származnak; — mikorra tehető(k) a tűzhányótevékenység(ek)? Feltárások; a tefra rétegtani helyzete A szlovákiai Komját községtől Dunaszekcsőig, mintegy 250 km hosszú, nagyjából É—D-i irányú vonal mentén hét löszfeltárást vizsgáltunk (1. ábra). Ezek — az egyetlen pásztóit kivéve — kisebb-nagyobb folyóvölgyek K-re, DK-re néző völgyoldalain (vagyis a nyugati szelektől védett lejtőkön) helyezkednek el, — Komját: (Nyitrától kb. 15 km-re délre) a téglagyár északi falában, a bányaudvar talpától kb. 1 m magasságban, 2 cm vastag, helyenként lencsés településű barnásvörös tefraréteg, — Pásztó: a Zagyva III. teraszába vájt cigánytelepi feltárásban, 3—5 cm vastagságú, szürke színű tefraréteg. — Bag: az egykori Csintoványi-téglagyárbányagödrében a Kriván és RÓZSAVÖLGYI (1962) által Aszód néven közölt szelvényben, 2—5 cm-es, szürke, rétegzett tefra. — Hévízgyörk: a vasútállomás mögötti löszfalban viszonylag jól tanulmányozható, általában 1 cm-nél vékonyabb tefraréteg. — Paks: (pleisztocén alapszelvény), a téglagyár déli falában az ún. Basaharc Alsó (BA) és az alatta levő Mende Bázis (MB) talajok közötti löszkötegben, élénksárga, átlagosan kevesebb mint 1 cm vékony, lencsékben települő, helyenként kiékelődő tefraréteg. — Sióagárd: a pincesor utáni löszfeltárásban a tefra színe sárgásbarna, rétegtani helyzete azonban a nagy csuszamlások miatt vitatható. — Dunaszekcső: a Felszabadulás út 24. sz. alatti borospince külső homlokzati falában szürkés vörösbama színű, 2—5 cm-es, váltakozó vastagságú tefaréteg. 236 Földtani Közlöny 122/2—4 A leírásokból látható, hogy a délmagyarországi tefrák (Dunaszekcső, Paks, Sióagárd) általában sárgásbarnák, az északiak viszont szürkék. Eredményeink szerint azonban a színbeli különbségnek az ásványi összetétel szempontjából nincs jelentősége. A vulkáni működés következtében levegőbe került anyag porhullásként rakódott le periglaciális körülmények között a löszképződés során. A fedő és fekü rétegekből másodlagosan jelentős mennyiségű lösz és kalcium is került a tefrába. Kőzettan és geokémia Szemcseösszetétel A rétegekből vett átlagminta szemcseösszetételi vizsgálata (a szemcsék 95%-a valamennyi mintában finomabb mint 0,125 mm és egyetlen szemcse sem durvább 0,2 mimnél) véleményünk szerint a tefra lerakodási körülményeire vonatkozó használható információkat nem szolgáltat. A lerakódás után ugyanis a vulkáni üveg erősen átalakult és jelentős mennyiségű lösz is keveredett a tefrába. Ezért csak a piroxének szemcsemé¬ retét vizsgáltuk meg. A nagy kiterjedésű területről begyűjtött tefrák mindegyikében kicsik a piroxének és szemcseméret-eloszlásuk is azonos (2f ábra). Ha összehasonlítjuk a minták szemcse- méret-eloszlását a St. Helens-vulkán legutóbbi kitörése során leülepedett tefrákéval (Sarna-Wojcickj et al., 1981), megállapítható, hogy a vizsgált tefrák anyaga több száz, esetleg egy-két ezer kilométeres távolságban van a kitörés helyétől. Elemzési módszerek A tefrából és a löszből vett minták elemzése a következő lépések szerint történt: — 20 mg-nyi átlagmintát mértünk be; — hideg, 25%-os sósavban eltávolítottuk a kalcium-karbonátot, majd desztillált vízben kimostuk a mintát; — 900 °C-ra hevítve eltávolítottuk a szerves- és illékony anyagokat; — a mintával egyenlő mennyiségű katalizáló adalékanyaggal keveréket készítettünk; — platinacsészében olvadékot állítottunk elő, amit — megvizsgáltunk a mikroszondával. Ezen eljárás következtében az összes vas ferri formában volt jelen a mintákban. Kémiai összetétel A különböző teframintákban a vulkáni üveg annyira elmállott, hogy egyetlen elemzés sem hozott kielégítő eredményt. Az üvegszerűnek tűnő anyag ugyanis a mikroszondában a vizsgálat során szétesett. Amint az előző részben megállapítottuk, a lerakódás során a tefrarétegekbe mi ndenütt belekeveredett a lösz anyaga is, zavarva az elemzések értelmezését. A tefra kémiai összetételét ezért úgy határoztuk meg, hogy a tíz fő oxid előfordulási arányát összehasonlítottuk a szelvényben közvetlenül a tefra felett és alatt lévő tiszta löszével. HORVÁTH E., Gábris GY. & JuvlCNÉ, E.: A pleisztocén Bag Tefra 237 Eredmények Az 1. táblázat D(1—7) oszlopa tartalmazza a tíz fő oxid koncentrációját az egyes tefraszintekben. A határértékeket a tiszta lösz és a lösszel bizonyos mértékig kevert (szennyezett) tefra mérési adatainak összehasonlításából határoztuk meg, mégpedig annak figyelembevételével, hogy nem volt megállapítható, vajon a tefra löszanyaga az alatta , vagy a felette levő löszből került ki. Hat elemre vonatkozólag valamennyi feltárás tefrájára érvényes előfordulási határértékeket sikerült megállapítani (1. táblázat E oszlop), de a TiO a és a Cr 2 0 3 -ra egy, a MnO-ra és a K 2 0-ra két esetben ellentmondásos erdményt kaptunk az elemzés során. Ezek az elemek azonban igen kis mennyiségben fordulnak elő a tefrában, sőt a Cr és Mn esetében arányuk a mikroszonda méréshatárán van, tehát nem tekinthetők szignifikánsnak az eredeti magma tulajdonságainak meghatározásában. Az ellentmondásos eredmények megmagyarázhatók a vulkáni üveg különböző mértékű elmállásával is: ennek során a mobilis elemek eltávoznak és az immobilisak feldúsulnak (Fischer és Schmincke, 1984). Egy közép-németországi löszfeltárásban végzett hasonló jellegű kutatás során Juvigné és Seidenschwann (1989) a CaO, a Na 2 0 és a K 2 0 olyan eltérő mértékű kimosódását mutatta ki a tefrából, hogy annak alapján lehetetlen volt megállapítani a különböző elemek kimosódásának nagyságát. Jelen esetben csupán a Na 2 0-nak a rendellenesen kicsiny előfordulási aránya (< 0,32%) igazolja a tanulmányozott tefrákban a vulkáni üveg mállását és az elemek kimosódását, A CaO + Na 2 0 + K 2 0 tefrabeli kumulált részarányának a vulkáni kőzetek jól ismert hasonló adataival való összehasonlítása mint módszer nem használható, mert a tefrából ezen elemeknek csak a minimális és maximális értékei ismertek. Ami a Na 2 0-nak a K 2 0-hoz viszonyított csekély mértékű jelenlétét illeti, az abban az értelemben sem meghatározó, hogy a Na 2 0/K 2 0< 1 összefüggés érvényes pl. a leucititeknél (Irvine és Baragajr, 1971; VlERECK, 1984). Abból a célból, hogy a kiindulási kőzet típusának megállapítására tett kísérletünk során ellensúlyozzuk a kimosódás hatására bekövetkező bizonytalanságot, az E oszlop adatait újraszámoltuk, mégpedig oly módon, hogy a Ca0 + Na 2 0+K 2 0 összegzett előfordulási arányát önkényesen 10%-ban (F oszlop), 15 %-ban (G oszlop) ill, 20%-ban (H oszlop) rögzítettük. A számítás megkönnyítésére az ellentmondásos adatokkal jellemezhető anyagokat (Ti0 2 , Cr 2 0 3 és MnO) mindhárom esetben ugyanazon fix arányban (1 %, 0,1 % és 0,2%) vettük figyelembe. A 10—15—20%-os értékek tekintetbe veszik azt a tényt, hogy a vulkáni kőzetek nagy részében a CaO + N 2 0 + K 2 0 összesített részaránya általában 10—15% között van, és csupán a határozottan teliden kőzetekben (nefelínit, leucitit, stb.) mozog az értéke 15—20% között (Irvine és Baragar, 1971; VlERECK, 1984). A fentiekben leírt módon számított értékek segítségével jobban körülhatárolhatjuk a tefrában jelenlévő négy fő elemet: Si0 2 , A1 2 0 3 , Fe 2 0 3 és MgO. A 3. táblázat F, G és H oszlopainak határértéke jelzi, hogy a tefra eredetileg bázisos vagy alig átmeneti bázisos jellegű lehetett (Si0 2 <53%), amely vasban gazdag (>7%), alumíniumban kivételesen gazdag (>22%) és ugyanakkor valószínűleg magnéziumban szegény (>2,4%) volt, amely tulajdonságok szerint magmája határozottan differenciált állapotú lehetett. 238 Földtani Közlöny 122/2—4 2.ábra: A hét tanulmányozott tefraréteg szemcseöszeléleli, ásványtani és kémiai jellemzői (a római számok jelentése mint az előző ábrán): A) A MORIMOTO osztályozás háromszög diagramja: WO — wollasztonit; EN — ensztatit; FS — ferroszilit; 1 — „szokatlan piroxén"; 2 — diopszid-hedenbergit sorozat; 3 — augit; 4 — pigeonit; 5—6—7 — ensztalit-ferroszilil sorozat. B) A hét tefra piroxénjeit jellemző pontok a Morímoto rendszerben (ld. A is!) C) A hét feltárás valamennyi piroxén mintájának (.), ill. D) átlagmintáinak ( + ) helye MORIMOTO (1988) rendszerében. E) A szilícium-, titán- és alumíniumoxid tartalom aránya az egyes tefra mintákban súlyszázalék szerint F) a 0,063 mm-nél nagyobb átmérőjű klinopiroxének szemcseösszetételi görbéi Fig. 2. Grain size, mineral and Chemical composition of lephra beás (román numerák: see Fig. 1). A) Triangular plol of the MORIMOTO (1988) classification: WO — wollastonite; EN — enstalite; FS — ferrosilite; 1 — "unusual” pyroxene; 2 — diopside-hedenbergite series; 3 — augile; 4 — pigeonite; 5 — 6 —7 — enstatite-ferrosilite series. B) Pyroxenes in the Morímoto plot. C) All pyroxene samples (.), and D) averaged samples (+) in the MORIMOTO plot. E) Weightpercentage of silicium, titanium, and alumínium oxide contenl. F) Grain size plots of clinopyroxencs larger than 0.063 mm. Horváth E., GÁBRIS GY. & JUVIGNÉ, E.: a pleisztocén Bag Tefra 239 E Si0 2 Ti 0 2 Al 2 0 3 40 45 50 0 3 0 5 10 1 1 i i l | i i l r 1 l 1 1 E-1-3 1 1 1 ErH II E—1—3 E+-3 III C-1-3 EH IV E-1-3 EH V EH—3 Éti VI E-1-3 EH VII EH-3 Éti 40 45 50 030 5 10 I 111iIi i i11 i >i Ilii I i i i 11 i i i i I % WEIGHT F % 0,0626 0,126 0,25 m m 100 50 - 0 i i i i i i i 100 -I 50 - 0 - 1 II II I M 10 0 — 50 — 0 ~ 1 r i' r i I I Mafikus ásványok Optikai vizsgálatok Minden mintából csak a 0,063 mm-nél nagyobb frakció nehézásványait vizsgáltuk meg. Az elemzésre kiválasztott szemcsekategória alkalmas arra, hogy kiküszöböljük a „lösz ásványok” nagy részét és így a vulkáni eredetű ásványok részesedése már a frakcionálási követően is eleve nagyobb lesz. Valamennyi mintában klinopiroxének alkotják a vulkáni eredetűnehézásványok 94%-át (2. táblázat). Színük zöld, pleokroiz- musuk gyenge, az idiomorf szemcsék prizma- vagy lemeztöredékek formájában 240 Földtani Közlöny 122/2—4 fordulnak elő, néha fogazottak. A mállott szemcsék ritkák. A barna amfibol részaránya átlagosan 3,8%; ezenkívül kevés titamtot és olivint is találtunk a tefrában. A három utóbbi ásvány csak nyomokban fordul elő az összehasonlításként megvizsgált löszmintákban. Közvetlenül a tefraréteg alatti és feletti löszből kontrollként vett mintákban viszontjelentős arányban van zöldamfibol, amelyből néhány szemcse — talán mint szennyeződés — a tefrarétegben is előfordul. Kevés apatit és biotit egyaránt található a tefrában és a löszben is. Kis mennyiségük nem teszi lehetővé az eredet tisztázását, ezért inkább a nem vulkáni ásványokhoz számoltuk őket (2. táblázat NV oszlopa). A klinopiroxének mikroszondás elemzése A mintánként tucatnyi klinopiroxén szemcséből mikroszondás elemzés készült, amelynek alapján Morimüto (1988) osztályozása szerint határoztuk meg típusukat (3. táblázat). A Ca—Mg—Fe diagramban a diopszidot a „szokatlan piroxén”-től elválasztó határvonal kétoldalán folyamatos sávban helyezkednek el a minták jellegét reprezentáló pontok, és értékük minden esetben 8<[100xFe 2+ /Fe 3 + Mg]>48 (3a—d ábra). Valamennyi klinopiroxén kalciumban és alumíniumban gazdag (Al 3+ >0,1 a szerkezeti képlet szerint). A legtöbb valószínűleg vasdús is (Fe 3+ >0,1 a szerkezeti képletben), de ebben az esetben számításba kell venni azt is, hogy a Fe 2+ /Fe 3+ arány nem reális mérés eredménye; csupán Hamm és VlETEN (1971) módszerére alapozva következik az összes Fe elméleti felosztásából. Végső következtetésünk, hogy a hét tanulmányozott feltárás klinopiroxénjei rendkívül hasonlóak, ami a hét tefraréteg közös forrásból való származását támasztja alá. A vulkáni hamuhullás egységessége A különböző feltárások tefrarétegeinek nehézásvány-eloszlása, azaz a klinopiroxének dominanciája, a klinopiroxének kémiai összetétele, szemcsemérete és eloszlása is rendkívül hasonló, ami egyértelműen a közös eredetre utal. Ezért úgy gondoljuk, hogy a vizsgált tefrarétegek anyaga egyetlen vulkáni kitöréshez köthető, egyetlen hamuhullás terméke, amelyet a továbbiakban Bag Tefrának nevezünk. Kriván (1957), Kriván és Rózsavölgyi (1964) a pásztói és a komjáti minták kivételével ugyanezeket a rétegeket tanulmányozták! Az általuk leírt „amfiból tufa” megegyezik az általunk vizsgáltakkal, az eredmények különbsége a korábbi kevésbé finom ásványhatározási módszer kiválasztásából adódik, de erre nem alapozható többszörös hamuhullás feltételezése. A tefra kora A tefra rétegtani helyét elsősorban a paksi pleisztocén löszfeltárás alapján határozhatjuk meg, ahol a Basaharc Alsó (BA) és a Mende Bázis (MB) talajok között húzódik. Ezt az egyértelmű sztratigráfiai helyzetet sokkal nehezebb az ún. „abszolút” időskálán elhelyezni, mert a magyarországi fosszilis talajokat többféleképpen értelmezték, és a kialakulásuk korára vonatkozóan is eltérő mérési eredmények és megállapítások láttak napvilágot. A feltárások anyagából közvetlenül elvégezhető Horváth E., GÁBRIS GY. & JUVIGNÉ, E.: A pleisztocén Bag Tefra 241 mérések ugyanis vagy időben korlátozottak (C 14 -es módszerrel biztosan harmincezer, bizonytalanabbul legfeljebb ötvenezer évig mérhetünk), vagy maga a termolumineszcen- cenciás (TL) mérés ad ellentmondásos eredményeket. Tehát 30.000—50.000 év és a paleomágneses mérésekkel jól fogható kb. 700.000 év közötti időszakra csupán bizonytalan TL mérések, ill. más feltárásokból levezetett Th/U, elektron-spin-rezonancia (ESR) mérések és egyéb becslések alapján következ¬ tethetünk. A tefrát tartalmazó löszkötegek, ill. a hozzá legközelebb fekvő talajok korára vonatkozó irodalmi megállapításokat az alábbiakban soroljuk fel. — PÉCSI korábban (1979) a BA és a MB fosszilis talajok közötti löszköteg kialakulását a würm kezdetére tette, melynek kora, Guiot et al. (1989) legújabb kronosztratigráfíája szerint kb. 103—115 ezer év; — BUTRYM és Maruszczak (1984) paksi és mendei (közvetlenül a BA alól ill. közvetlenül az MB fölül származó) mintákon végzett TL mérései szerint 87—98 ezer év; — BORSY et al. (1979) Mende Bázis talajból vett minták TL kora 105 + 17 ezer év (Mendén) illetve 125 ± 20 ezer év (Pakson); — WlMTLE és PACKMAN (1988) — szintén TL mérések alapján — a tefrát tartalmazó löszköteget az utolsó interglaciálisnál feltétlenül idősebbnek tartja, mert szerintük a Mende Felső talaj komplexum idősebb része (MF 2 ) eemi (riss—würm intergíaciális) lehet. Ezzel szemben TL méréseik alapján az MF 2 kora Tápiósülyön 79 ± 6 ezer év, a BD talaj 125 ezer, az MB pedig közel 500 ezer éves. — KriváN és Rózsavölgyi (1962) rétegtani megállapítása szerint a tufa a riss I-ben hullott, ami szerinte kb. 200 ezer évvel ezelőtt lehetett (megjegyzendő, hogy Krivánék számszerű adata az űn. abszolút kormeghatározások előtti, a Milankovic—Bacsák kronológiára alapozott becslés). — Hahn (1989) a Mende Bázis (MB) fosszilis talajt a mindéi—riss határra teszi és korát a löszképződés sebességének becslésére alapozva 300 ezer évnél idősebbnek tartja. A tefra tehát ezek szerint ennél némileg fiatalabb lehet. — PÉCSI (1991) legújabb paksi szelvénye szerint a tefracsíkot tartalmazó löszköteg a riss elején képződhetett és kora — több laboratórium méréseiből interpolálva — kb. 260 ezer év. — Ez a sztratigráfiai helyzet Kukla (1977) rendszerében a mindéi—riss interglaciá- lisnak megfelelő F jelű ciklus és az időben azt követő E ciklus közötti átmeneti időszaknak felel meg, ami szerinte kb. 400 ezer évre datálható. — Shackleton és OPDYKE (1976) beosztása szerint ez a rétegtani szint az ötödik hideg periódusnak, vagyis a 12. szakasznak felel meg, amelyet 440—472 ezer év közé helyeztek. E felsorolást áttekintve kitűnik, hogy a különböző ellentmondásos megfontolások, mérések a paksi tefra korát 87 ezer és 470 ezer év közé teszik. Véleményünk szerint a hosszú éveken át elfogadott hazai löszkronológia módosításra szorul. Egyetértünk azzal a megállapítással, hogy a tefra alatti Mende Bázis talaj képviselheti a mindéi—riss interglaciálist. Ebből következik, hogy maga a tufahullás a riss elején történhetett, úgy, ahogyan azt KRIVÁN és RÓZSAVÖLGYI már 1962-ben leírta. Ezt a kronosztratigráfíai helyzetet alátámasztja a szlovákiai Komjátból ismert egyetlen külföldi tefraelőfordulás, melynek időrendi helyét ugyancsak közvetlenül a mindéi—riss határ (holstein) fölött jelölte ki a szlovákiai kutatás (Vaskovsky, 1977). 242 Földtani Közlöny 122/2—4 Ami a tefra „abszolút” korát illeti, azt egyelőre a legnagyobb valószínűséggel 250—400 ezer év közé helyezhetjük, azzal a megjegyzéssel, hogy a piroxén egykris¬ tályokon folyamatban levő K/Ar izotóp mérések közeljövőben várható eredményei majd pontosabb kormeghatározást engednek meg. A tefra eredete A Bag Tefra klinopiroxénjeinek szemcseméret-eloszlása alapján feltételezett több száz, esetleg ezer kilométeres távolságban, 250—400 ezer éves időintervallumban aktív tűzhányótevékenység a Keleti-Kárpátok, az Appenninek, az Eifel-hegység és a Massif Central területén, valamint Görögországban az égei-tengeri szigeteken volt (3. ábra). Sajnos, egyetlen adat sem utal arra, hogy a kárpát-medencebelí tefrák és valamelyik, forrásként feltételezett vulkáni terület között megtalálták volna azokat a rétegeket, amelyek közvetlenül bizonyítanák a kapcsolatot. Ez a helyzet azért is furcsa, mert a tefrának a forrás felé egyre nagyobb vastagságban (és durvább szemcseösszetételben) kellene előfordulnia. Ennek ellenére sem Magyarország más részem, sem Jugoszláviᬠban, Romániában, Ausztriában eddig nem ismerünk ilyen anyagot. Az eredetre utaló feltételezések ezért csupán a tefra, ill. a szóba jöhető vulkáni területek tufáinak ásványtani és geokémiai vizsgálatára és a különbségek feltárására alapozhatóak. A Bag Tefra magmatípusa ugyanis — annak ellenére, hogy piroxénjeiről sokat tudunk — nem ismert. Másrészről a környező vulkáni területeken sem készült el minden piroklasztit kellő mélységű ásvány-kőzettani leírása, explóziós fázisainak rétegtani helyzete is csupán részben ismert, és piroxénjeik kémiai összetételét csak kivételes esetekben határozták meg (PELTZ et al., 1973). Következésképpen a tefra eredetére vonatkozó feltételezéseink csak néhány középsőpleisztocén kitörés anyagával történt összehasonlításra alapozhatok. Keleti-Kárpátok A Keleti-Kárpátok tűzhányói vannak legközelebb a tanulmányozott löszszelvényekhez (500—600 km) és ezért tartotta Kriván (1957) a Hargitát a tufák forrásának. Az utolsó kitörések azonban itt — jelenlegi ismereteink szerint — 1.450.000 év körül lehettek (PELTZ et al., 1987), jóllehet néhány szerző (pl. RaDULESCU, 1973) ennél fiatalabbakat is feltételez. A Keleti-Kárpátok vulkanitjai főképpen andezitek és közöttük többféle piroxénandezit is előfordul, amelyekben a Ca0 + Na 2 0 + K 2 0 összesített részaránya mindig 10—15% között van. Az A1 2 0 3 legmagasabb előfordulási aránya pedig 22,9% (Peltz et al., 1973). Plaa Ca0+N 2 0 + K 2 0 tartalmat összesen 15 %-ban rögzítve újraszámoljuk a Bag Tefra kémiai összetételét (1. táblázat, G oszlop), akkor az A1 2 0 3 előfordulási aránya mindig magasabb 23,3 %-nál, ami meghaladja a kárpáti píroxénandezitek alumíniumtar¬ talmát. A Bag Tefra keleti-kárpáti eredete tehát sem kronosztratigráfiai sem geokémiai adatokkal nem támasztható alá. HORVÁTH E., GÁBRIS GY. & JuvignÉ, E.: a pleisztocén Bag Tefra 243 3. ábra. A tanulmányozott tefrarétegekhez közeli,negyedidőszakban működő tűzhányók elhelyezkedése. 1 — a római számok jelentése: I — Vulkáni Eifel; II — Keleti-Kárpátok; III — Égei-tcngeri szigetív tűzhányói; IV — Campaniai tűzhányók; V — Róma környéki tűzhányók; VI — Massif Central; 2 — az Eifelből származó tefrák eddig ismert előfordulásai; 3 — a tanulmányozott kárpát-medencebeli feltárások; 4 — a vulkáni hamu legvalószínűbb kiterjedése; 5 — kevésbé valószínű, de feltételezhető hamufelhők elterjedése. Fig. 3. Quatemary volcanoes close w the studied lephra beás. 1 — Román numerals: I — volcanic Eifel; 11 — Eastem Carpathians; III — Volcanic arc ofthe Aegean Sea; IV — volcanoes in Campania; V — Volcanoes at Romé; VI — Massif Central. 2 — locations of tephras derived from the Eifel. 3 — localities in the Carpathian Basin. 4 — Probable extension of volcanic ash. 5 — Possible extension of volcanic ash. Eifel-hegység Közép- és Dél-Németországban az Eifel-hegységtől déli-délkeleti irányban kb. 100 km-es távolságig a későpleisztocénnél idősebb löszszelvényekben több tefraréteget észleltek (Bibus, 1974, 1976, 1980; Seidenschwann és JuvignÉ, 1986; JuvignÉ és Seidenschwann, 1989). Ezek a tefraelőfordulások az Eifelből kiszórt vulkáni por és haraufelhő Közép-Európa felé tartó útvonalába esnek (3. ábra). 244 Földtani Közlöny 122/2—4 Az Eifel negyedidőszaki vulkáni anyagai átmeneti bázisos jellegűek (SIMON, 1969; FRECHEN, 1976; VlERECK, 1984; SCHMINCKE et al., 1983). Néhánynak az alumínium- tartalma 20—40% között van, a Ca + Na^O+KjO összesített részaránya pedig elérheti a 20%-ot (1. táblázat G és H oszlopai). Közülük a Bag Tefrához ásványtanilag és geokémiailag leginkább hasonlóak a riedeni vastag tufarétegek, amelyek korát legújabban kb. 400 ezer évesre becsülik (Bogaard és SCHMINCKE, 1988; Bogaard et al. 1987) és a jelen tanulmányban különleges figyelmet érdemelnek annak ellenére, hogy alumíniumban kicsit gazdagabbak, magnéziumban viszont kicsit szegényebbek, mint a Bag Tefra. A Vulkáni Eifel ezen tefráinak klinopiroxénjei (Juvigné és Seidenschwann, 1989) azonosak a kárpát-medencebeliekkel. Ismereteink jelenlegi állása szerint az ás¬ ványtani-geokémiai összetételt illetően nincs alapvető eltérés az Eifel riedeni tefrái és a Bag Tefra között. Monts Dore (Mássif Central) A pleisztocén közepén a franciaországi Monts Dore területén heves robbanásos kitörések voltak. A vulkáni anyag azonban savanyú (Cantagrel és Baubron, 1983), és ez a jellemvonás nem felel meg a Bag Tefra alacsony szilíciumtartalmának. Középső-Appenninek Nagy tefratömegek ismertek ebben a régióban az alsó- és középső pleisztocénből (pl. PlCHLER 1970a, b). A toszkánai terület anyaga azonban főképp savanyú, a római (Mt. Sabatini) és a campaniai (Roccamonfiná) pedig részben savanyú jellegű. Az alumínium¬ tartalom alapján sem hasonlítható az általunk vizsgált Bag Tefrához, Görögország (égel-tengeri tűzhányók) A pleisztocén során különböző időpontokban voltak vulkáni kitörések az Égei-tenger szigetvilágában (Fyticas et al., 1984). A tűzhányók anyaga a mészalkáli sorozathoz tartozik (andezit, dácit, riolit). Szilíciumtartalmuk általában többé-kevésbé nagyobb (55—73%), mint a Bag Tefra feltételezett anyagáé (<53%), az A1 2 0 3 részaránya viszont — éppen ellenkezőleg — sokkal kisebb (12—18%) az égei-tengeri tűzhányók piroklasztitjaiban, mint a Bag Tefrában (>22%) (1. táblázat, H oszlop). Tehát a két anyag közötti különbségek olyan nagyok, hogy kapcsolatukat nem lehet valószínűsíteni. Kutatásaink eredményei azt mutatják, hogy a Bag Tefra anyaga a Vulkáni-Eifelből származhat. Ugyanakkor meg kell említeni, hogy két másik vulkánikus terület — Központi-Appenninek és a Keleti-Kárpátok — sem zárható ki mint a tufahullás forrása (3. ábra). Következtetések A Kárpát-medencében több löszfeltárásban létezik egy nagy földrajzi kiterjedésben nyomozható tefraréteg, amely feltehetőleg a riss eljegesedés elején, kb. 250—400 ezer évvel ezelőtt hullott. Geokémiai és ásványtani jellemvonásai olyan átmeneti bázisos Horváth E., Gábris Gy. & Juvioné, E.: a pleisztocén Bag Tefra 245 magmához kötik, amely gazdag alumíniumban és fő mafikus ásványa egy alumíniumban gazdag, kalciumban dús klinopiroxén. Ez a tefraréteg új rétegtani kapcsolatot jelent a dél-szlovákiai és a magyarországi löszszelvények között. Ugyanakkor nagy jelentőségű a hazai löszkutatásban , mert — ahogy KRrvÁN leírta — vezetőszintként használható azokban a szelvényekben is, ahol az egyes középső- és felsőpleisztocén talaj szintek hiánya sztratigráfiai bizonytalanságot okoz. A tefra forrását még nem sikerült megnyugtató módon tisztázni, de ezen segíthet a környezetünkben — elsősorban a feltételezett forrás irányában — végzett további kutatás. Irodalom — References BlBUS, E. (1974): Das Quartárprofil im Braunkohletagebau Heuchelheim (Wetterau) und seine vulkanischen Einschaltungen.— Notizblattdes HessischenLandesamt ftir Bodenforschung, 102, 159—167, Wiesbaden. BlBUS, E. (1976): Pliozán und Quartar dér Wetterau und ihrer Randgebiete. — Rhein-Main Forschungen 82, 17—42. BlBUS, E. (1980): Zűr Relief-, Bódén- und Sedimenten-Entwicklung am unteren Mittelrhein. — Frankfurter Geowissenschaftliche Arbeiten, Dl, 296 p,, Frankfurt am Main, BOOAARD, P. v. D., HALL, C. M.., Schmincke, H. U. & York, D. (1987): 40 Ar/ 39 Ar laser dating of single grains: ages of Quaternary tephra front íhe East Eifel volcanic field, FRG. — Geophystcal Research Letter, 14/12, 1211-1214. Bogaard, P v. d. & Schmincke, H.-U. (1988): Aschenlagen als quartare Zeitmarken in Mitteleuropa. — Die Geowissenschaflen 6, 75—84. BORSY, Z., FÉLSZERFALVI, J. & SZABÓ, P.(1979): Thermoluminescence dating of several layers of loess sequences at Paks and Mende (Hungary). — Acta Geologica Academiae Scientarium Hungaricae, 22/1—4, 451—460, Budapest. Butrym, J. & Maruszczak, H.(1984): Thermoluminescence chronology of youngerand older loesses. In PÉCSI M.(ed), Lithology and Stratigraphy of Loess and Paleosols. Akadémiai Kiadó, Budapest, pp. 195—199. CANTAGREL, J.-M. & BaUBRON, J.-C. (1983): Chronologie des éruptions dans le massif volcanique des Monts Dore (Méthode potassiurn-argon). Implications volcanologiques. — Géologie de la Francé, 2/1 —2, 123—142, Orléans. FlSHER, R.V. & SCHMINCKE, H.-U. (1984): Pyroclastic Rocks. Springer. Berlin, 472 p. FRECHEN, J. (1976): Siebengebirge am Rhein, Laachei Vulkangebiet, Maargebiet dér Westeifel. Vulkanologísch-petrographischeExkursionen. — Sammlung Geologischer Führer 56, Bomtraeger, Berlin, 209 p. Fytikas, M., 1NNOCENTI, F., Manetti, P., Mazzuoli, R , Peccerillo, A. & Villari, L. (1984): Tertiary to Quaternary evolution of volcanism in the Aegean region. In DlXON, J. E. &. ROBERTSON, A.H.F. (editors): The Geological Evolution of the Eastern Mediterranean. Special Publication of the Geological Society, 17, 687—699, London. GUIOT, 1., PONS, A., DE BEAULIEU, J. L. & REILLE, M. (1989): A 140,000-year Continental ctimate reconstruction from two European pollen records. — Natúré. 338, 309—313, London. Hamm, M.-H., VlETEN, K. (1971): Zűr Berechnung dér kristallchemischen Formel und des Fe 3+ -Gehaltes von Klinopyroxenen aus ElektronenstrahTMikroanalysen. — Neues Jahrbuch für Mineralogie, Monatshefte 1971,310—314, Stuttgart. HaHN Gy.(1989): A magyarországi löszök kronosztratigráfiája és gyakorlati hasznosításuk. [Chronostrati- graphy and Utilization of Loess in Hungary.] - Akadémiai doktori értekezés, Kézirat, MTA Földrajztudo¬ mányi Kutatóintézet, Budapest. (In Hungárián) Irvine, T. & Baragar, W. (1971): A guide to the Chemical classification of the common volcanic rocks. — Canadian Journal of Earth Sciences, 8, 523—548. JuviGNÉ, E., Horváth, E. & Gábris, Gy. (1991): La Téphra de Bag: une retombée volcaniue á large dispersion dans le loess pléistocéne d’Europe centrale. — Eiszeitalter und Gegenwart 41, 107—118, Hannover. 246 Földtani Közlöny 122/2—4 JUV1GNÉ, E. & Seidenschwann, G. (1989): Tephralagen in Alzenau. — Hanauer Zeit (sajtó alatt) KRIVÁN P. (1957): A felsőpleisztocén (rissi) andezilvulkánosság nyomai a paksi szelvényben. (Traces of the andesitic volcanism in Upper-Pleistocen in the section of Paks.) — Földtani Közlöny 87/2, 206—210, Budapest. (In Hungárián with English abstract) KRIVÁN P. & Rózsavölgyi J. (1962): Felsőpleiszlocén (rissi) andezitvulkánosság nyomai Aszód környékén. (Traces of the andesitic volcanism in the near of Aszód.) — Földtani Közlöny 92/3, 330—333, Budapest. (In Hungárián with English abstract) KRIVÁN P. & RÓZSAVÖLGYI J. (1964): Andezittufit vezetőszint a magyarországi felsőpleisztocén (rissi) löszszelvényekből. (A marker horizont of andesitic tufit in the Upper-Pleislocene in the loess sections of Hungary.) - Földtani Közlöny 94, 257—265, Budapest. (In Hungárián with English abstract) Kukla, G. (1977): Pleistocene land-sea correlations 1. Europe. — Earth Science Reviews, 13, 307—374, Amsterdam. MORIMOTO, N. (1988): Nomenclature of pyroxenes. — Bulletin de Minéraiogie 111, 535—550. Pécsi M. (1979): Lithostratigraphical subdivision of the loess profil al Paks. — Acta Geologica Academiae Seientarium Hungaricae, 22/1-4, 409 —418, Budapest. PÉCSI, M, (1991): Problems of Loess Chronology. — Quaternary Research (sajtó alatt). PELTZ, S., Vasiliu, C., Udrescu, C. Sí Vasilescu, A. (1973); Geochemistry of volcanic rocks from the Calimani, Gurghiu and Harghita Mountains (Major and trace elements). — In Vulcanismul Neogen al Lantului Muntos, Calimani—Gurghiu— Harghita, Simpozionului International de Vulcanologie, 42. pp. 339-393. PELTZ, S., VAJDEA, E., BALOGH K. & PÉCSKAY Z. (1987): Contributions to the chronological study of the volcanic processes in the Calimani and Harghita Mountains (East Carpathians. Románia) - Dári de Seamá ale §edin(elor Institutului de Geologie §i Geoftzica 71—72/1,323—338, Bucure§ti. PlCHLER, H. (1970a): Italienische Vulkan-Gebiete I. Somma—Vesuv, Latium, Toscana. — Sammlung Geologischer Führer 51, Borntraeger, Berlin, 258 p. PlCHLER, H. (1970b): Italienische Vulkan-Gebiete II. Phlegrálsche Felder, Ischía, Ponza-Inseln, Roccamon- fina. — Sammlung Geologischer Führer 52. 186 p. Borntraeger, Berlin. RÁDULESCU, D. P. (1973): Position of the Calimani—Gurghiu—Harghita area within the Neozoic volcanic zone of the Alpine regions In Vulcanismul Neogen al Lantului Muntos Calimani—Gurghiu—Harghita. Simpoziunului International de Vulcanologie. Anuarul Institutului Geologie 41,7—15. SARNA-WOJCICKI, A„ SHIPLEY, S., WAITT, R., DZURISIN, D. & WOOD, S. (1981): Areal distribution, thiekness, mass, volume, and grain-sizeof air-fall ash from the six major eruptions of Mount St. Helens, Washington. In LIPMAN, P. & MULLINEAUX (editors): U.S. Geological Survey Professional Paper 1250, 577-600. SHACKLETON, N. & OPDYKE, N, (1976): Oxygen isotope and paleomagnetic stratigraphy of equalorial Pacific core V8-239. Laté Pliocene to latest Pleistocene. In CL1NE, R.M. & HAYS, J, D. (editors): Investigation of Laté Quaternary Paleoceanography and Paleoclimatology. — Geological Society of America Memoir, 145, 449—464, Boulder. SCHMINCKE, H.-U., LORENZ, V. & SECK, H. A. (1983): The Quaternary Eifel volcanic fields. In FUCHS et al. (ed.): Plateau Uplift. Springer, Berlin, pp. 139—151. SEIDENSCHWANN, G. & JuvigNÉ, E. (1986): Fundstellen miUelpleistoztner Tephralagen lm Bereich des kristallinen Vorspessarts. Stratigraphie quartarer Tephren. — Zeitsehrift dér deutschen Geologischen Gesellschaft 137, 613—623. SIMON, R. (1969): Geochemische und petrographische Untersuchungen an den Laacher Trachyten und Olivintrachyten sowie an den Laacher-See-Tuffen, — Dissertation, Universitát zu Köln, Matematisch-Na- turwissenschaftlichen Fakultat. SZÉKELY A. (1960): A Mátra és környezetének kialakulása és felszíni formái. [Evolution and Geomorphology of the Mátra Hills and Envrions.] — Kandidátusi értekezés, Kézirat. (In Hungárián) VASKŰVSKY, I. — KAROLUSOVÁ, E. (1969): Prvy nález vulkanickéhopopola v sprasiach Komjatieej tehelne. — Geologické Práce, Správy 50, 192—198, Bratislava, VaSKOVSKY, I. (1977): Kvartér Slovenska. Geotogicky Ústav Dionyza Stúra, Bratislava, 270 p. VlERECK, L. (1984): Geologische und petrographische Entwickiung des pleistozanen Vulkankomplexes Rieden, Ost-Eifel. — Bochumer Geologische und Geotechnische Arbeiten 17, 337 p. WlNTLE, A. Sí PACKMAN, S. (1988): Thermoluminescenceages fór three sections in Hungary. — Quaternary Science Reviews 7, 315—320. Horváth E., GÁBRIS Gv. Sí JUVIGNÉ, E.: A pleisztocén Bag Tefra 247 1, táblázat: A hét tanulmány ozotttefrarétegből, valamint a közvetlenül alatta és felette levő löszből vett minták olvadékainak kémiai összetétele. A1—7 — fekü lösz; B1—7 — tefra; Cl—7 — fedő lösz; Dl—7 — az egyes elemek előfordulásának szélső értékei a tefrában (< > — ellentmondásos meghatározás!); E — az egyes elemek előfordulásának szélső értékei a hét feltárás tefrarétegeit összegezve (a csillaggal jelölt értékek a továbbiakban önkényesenjelölt arányt jelentenek); F—G— H — az E oszlop adatainak oly módon újraszámolt értékei, hogy a Ca0 + Na 2 0 + K 2 0 összesített arányát önkényesen 10%-nak (F), 15%-nak (G), Ül. 20%-nak (H) vettük. Table 1. Chemical composition of melts prepared from the seven lephra beás, and from underlying and overlying loess layers. A1 —7 — underlying loess; B1 —7 — lephra; Cl —7 — overtying hess; Dl —7 — extreme values of elements in the lephra (<> — problémádé determinationl); E — extreme values of elemems in the summarízmg the lephra beás ín the seven localities (stars indicate an arbitrary value); F — G—H — data of column E recalculated: CaO+Na 2 + K 2 0 is 10 % (F), 15 % (G), and 20 % (H). I. Romját II. Pásztó A1 B1 Cl Dl A2 B2 C2 D2 Si0 2 75.86 56.7 76.83 <56.70 78.64 65.22 85.86 <65.22 tío 2 1.03 1.04 0.97 > 1.04 0.88 1.05 0.44 > 1.05 ai 2 o 3 12.94 26.25 12.27 >26.25 11.7 15.38 7.25 >15.38 Cr 2 0 3 0.02 0.06 0.02 > 0.06 0 0.11 0.02 > 0.11 Fe 2 03t 4.13 7.54 3.89 > 7.54 3.5 6.47 2.17 > 6.47 MnO 0.04 0 0.08 0 0 0.15 0.06 > 0.15 MgO 1.33 2.47 1.4 > 2.47 1 2.46 0.5 > 2.46 CaO 0.83 4.19 0.74 > 4.19 0.62 5.55 0.84 > 5.55 Na 2 0 1.33 0.32 1.15 < 0.32 1.39 1.18 1.11 <>1.18 k 2 o 2.5 1.37 2.65 < 1.37 2.26 2.44 1.75 > 2.44 III. Bag IV. Hévízgyörk A3 B3 C3 D3 A4 B4 C4 D4 Si0 2 75.25 58.67 73.82 <58.67 74.77 58.77 73.53 <58.77 tío 2 1.99 1.18 0.91 01.18 0.97 1.19 1.32 >1.19 ai 2 o 3 12.2 22.25 14.17 >22.25 13.87 23.12 14.17 >23.12 Cr 2 0 3 0 0.02 0 > 0.02 0.04 0.06 0.04 > 0.06 Fe 2 03t 4.61 8.52 4.67 > 8.52 4.51 8.4 4.9 > 8.40 MnO 0.06 0.04 0.06 < 0.04 0.06 0.08 0.08 > 0,08 MgO 1.47 2.9 1.7 > 2.90 1.55 2.6 1.55 > 2.6 CaO 0.56 4.18 0.57 > 4.18 0.5 3.38 0.57 > 3.38 Na 2 0 1.31 0.57 1.23 < 0.57 1.26 0.51 1.38 < 0.51 k 2 o 2.55 1.68 2.87 < 1.68 2.46 1.91 2.41 < 1.9 248 Földtani Közlöny 122/2—4 1, táblázat (folytatás) Table 1. (continued) IV. Paks VI. Sióagárd A5 B5 C5 D5 A6 B6 C6 D6 Si0 2 76.7 61.52 78,46 <61.52 78.92 70.47 73.99 <70.47 Ti0 2 0.91 1.1 0.75 > 1.10 0.79 0.71 1.48 < 0.71 ai 2 o 3 11.97 22.43 11.02 >22,43 11.1 16.88 13.13 >16.88 Cr 2 0 3 0.06 0.08 0 > 0.08 0.02 0.05 0.1 < >0.05 Fe 2 03t 3.92 6.53 3.46 > 6.53 3.47 4.64 4.65 < >4.64 MnO 0.04 0.1 0.06 > 0.1 0.04 0.09 0.06 > 0.09 MgO 1.31 2.34 1.44 > 2.34 1.32 1.85 1.77 > 1.85 CaO 0.91 2.01 0.89 > 2.01 0.64 2.13 0.97 > 2.13 Na 2 0 1.58 0.77 1.36 < 0.77 1.21 0.75 1.33 < 0.75 K 2 0 2.57 3.17 2.57 > 3.17 2.48 2.41 2.52 < 2.41 VII. Duriaszekcső A változás jellege (D1 -D7) A7 B7 Cl D7 E F G H Si0 2 74.51 62.06 77.26 <62.06 <56.7 <53.3 <50.3 <47.4 tío 2 1.04 1.05 1.02 > 1.05 1 (*) ai 2 o 3 13.64 23.79 11.93 >23.79 >26.25 >24.7 >23.3 >21.9 Cr 2 0 3 0 0.22 0.04 > 0.22 1 (*) FejCtft 4.11 7.22 3.5 > 7.22 >8.52 > 8.0 > 7.6 > 7.1 MnO 0.22 0.38 0.2 > 0.38 1 (*) MgO 1.59 1.72 1.43 > 1.72 >2.90 > 2.7 > 2.6 > 2.4 CaO 0.75 1.05 0.69 > 1,05 >5.55 Na 2 0 1.38 0.65 1.24 < 0.65 <0.32 10 15 20 k 2 o 2.74 2.08 2.7 < 2.08 HORVÁTH E., Gábris GY. & JuviGNÉ, E.: a pleisztocén Bag Tefra 249 2, táblázat: A tefrarétegek ásványtani összetétele. CPX — klinopiroxének; AMP — barna amfiból; SPH — titanit; ÖLI — olivin; TÓT — összes vulkáni ásvány; NV — nem vulkáni ásványok. A vulkáni ásványok százalékban vannak kifejezve, a nem vulkániakat (NV) pedig a 100 vulkánira jutó darabszám szerint adtuk meg. Tabie 2. Mineral composition of tephra beds. CPX — clinopyroxene; AMP — brown amfibole; SPH — sphene; ÖLI — olivine; TÓT — totál volcanic minerals; NV — non-volcanic minerals. Volcartic minerals are expressed in percent; the non-volcanic minerals are expressed as number of grains per 100 volcanic grains. Lelőhely Locality CPX AMP SPH ÖLI TÓT N.V Komját 94.7 3.8 1.5 0 100 14.9 Pásztó 97.1 2.9 0 0 100 13 Bag 97.9 1.4 0.7 0 100 3.8 Hévízgyörk 97.8 1.5 0.7 0 100 9.3 Paks 96.6 2.6 0 0.7 99.9 8.5 Sióagárd 97.8 1.5 0.7 0 100 12.6 Dunaszekcső 95.6 3.7 0.7 0 100 20.6 3. táblázat: A tefrarétegek klinopiroxénjeinek kémiai összetétele. (A római számok az 1. ábra szerinti lelőhelyeket jelentik.) WO-wollasztonit, EN-ensztatit, FS-ferroszilit. Tabie 3. Chemical composition of clinopyroxene. (Román numerák refer to localities in Fig. 1.) WO — wollastonite; EN — enstatite; FS — ferrosilite. I. II. III. IV. V. VI. VII. Si0 2 47.32 48.72 47.05 48.53 46.5 47.86 47.99 tío 2 1.09 0.89 1.1 0.93 1.09 0.98 0.95 ai 2 o 3 5.92 5.23 6.51 5.17 6.7 5.5 5.94 Cr 2 0 3 0.01 0.09 0.03 0.08 0.01 0.02 0.07 FeO, 8.03 7.71 8.07 6.54 10.19 6.97 7.69 MnO 0.26 0.22 0.11 0.15 0.27 0.12 0.16 MgO 12.02 12.57 12.34 13.73 10.41 13.22 12.19 CaO 24.13 23.58 24.22 24.13 23.6 24.45 23.74 Na 2 Q 0.29 0.31 0.16 0.2 0.37 0.19 0.24 k 2 o 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 Összes Totál 99.09 99.33 99.61 99.48 99.14 99.32 98.98 WO 50.7 49.7 50.4 49.5 50.7 50.3 50.5 EN 35.1 36.8 35.7 39.2 31.1 37.7 36 FS 14 13.3 13.8 22.1 18 11.9 27 Földtani Közlöny 122/2—4, 251—263 (1992) Budapest Földtani objektumok csoportosítása gráfelmélet segítségével szeghalmi amfíbolitok példáján Classification of geological samples using graph theory demonstrated on amphibolites from Szeghalom (Hungary) M. Tóth Tivadar 1 (6 ábrával és 3 táblázattal) Összefoglalás Szeghalom környékén a kristályos aljzat (Kodru-takaró) jellegzetes metamorf kőzettípusa az amfibolit és az amfibolgneisz. A premetamorf kőzettípus pontosítása céljából főelemkémiai adatok matematikai statisztikai vizsgálatát végeztem el. A tradicionális cluster analízis eljárások alkalmazása nem vezetett térképezhető és geokémiailag értelmezhető csoportokhoz. Ezért egy új módszert dolgoztam ki, amely gráfelméleti eszközökre támaszkodva csoportosítja a mintákat. A választott csoportosítási eljárással a mintákról koncentrikus csoportstruktúrát sikerűit kimutatni, amely geokémiai meggondolások alapján valószínűleg kontinensperemi vulkanizmus eredménye. Abstract Amphibolite is widespread in the crystalline basement (Codru nappe) around Szeghalom (Great Piain, SE Hungary). Probably the amphibolites suffered several inetamorphic alterations associated with the mobilization of Chemical components. The author attempted to recognize the premetamorphic origin of these rocks by geochemical methods. Totál chemical analyses on more than 60 rock samples were available so 1 could try to apply multivariate methods to classify the samples and to interpret their groups. First I used different hierarchical cluster analyses. Their result cannot be explained due to the complex effect of metamorphism. So the author worked out a new mathematical method fór classifying metamorphic rocks. The new method applies graph theory. If there are n samples and m variables, let’s define g,, g 2 , ... g m n-apexed graphs, one fór each variable. Let the apices of the graphs represent the samples. Let’s draw an edge between two apices in the g graph if the samples represented by them are similar to each other by the rth variable. (The similarity must be defined before, of course.) Summed up these g; graphs a new (G) graph is formed in which two apices are 'Pvt. Tóth Tivadar, József Attila Tudományegyetem, Ásványtani, Geokémiai és Kőzettani Tanszék, H—6701 Szeged, Egyetem u. 2—6. A kézirat beérkezett: 1992. május 12. Átdolgozva: 1992. augusztus 12. 252 Földtani Közlöny 122/2—4 connected with as many edges as many variables are similar to each other in the two samples. Increasing the number of similar variables there will occur new graphs írom the G graph, which may be deflned as a group. Using this classificatíon method fór amphibolites I have found mappabie structure of their groups. Geochemical features of these groups seemed to show that the parent rocks of amphibolites have been island arc and alkaline basalts. Key words: numerical petrology, metamorphic rocks, graph theory, Great Piain, Hungary Bevezetés Sokváltozós, nagy elemszámú miníapopuláeiók matematikai alapú vizsgálatánál fontos feladat min él több változó együttes figyelembevételével a minták csoportosítása és a kialakított csoportok jellemzőinek meghatározása. Ha az objektumok természetes csoportjairól semmilyen „a priori” feltételezésünk nincs, a leggyakrabban különböző clusteranalízisek alkalmazása vezet eredményre. Ezek a módszerek a geológia számos ágában eredményesen alkalmazhatók; fontos eredmények születtek az őslénytan, a szedimentológia, a magmás kőzettan területén (pl. Parks, 1966; Park, 1974; Geiger, 1988). Metamorf kőzettanban azonban eddig ritkán alkalmazták sikerrel (Geiger és Szederkényi, 1984) és az átalakult kőzetek matematikai alapú csoportosításának problémája más ismert módszerrel sem kellően megoldott. A dolgozat alapjául szolgáló vizsgálat célja a Körös/Berettyó Egység (Kodru-takaró) (BALÁZS, 1984) amfibolit kőzetei premetamorf geokémiai jellegének pontosabb megismerése volt. A kőzetek természetes csoportjainak megtalálásához a változók és min ták nagy száma miatt különböző — Anderberg (1973) által tárgyalt — hierarchikus clusteranalízis technikákat próbáltam alkalmazni. Az amfibolitok rétegtani, tektonikai helyzete vitatott. Szederkényi (1984) szerint premetamorf kőzetük feltételezhetően prehercini tengeralatti vulkanízmus terméke volt. Az első, amfibolit fáciesű metamorf hatás a variszkuszi orogenezishez kapcsolódott, majd az alaphegység kiemelkedett, és egy része lepusztult. A kréta időszakban az alpi orogenezishez kapcsolódó kisfokú metamorfózist jelentős laterálszekréciós hatások kísérték (M. TÓTH, 1991). Ezután a kristályos tömeg a paleogénben ismét felszínre került (Horváth et al., 1988). Ez a polimetamorf átalakulás az eredeti szöveti bélyegeket és ásványokat teljesen eltüntette, ezért a metamorfózis előtti kőzetminőség kőzettani módszerekkel nem ismerhető fel. így a premetamorf kőzetminőségre egyedül a kémiai összetétel elemzésével következtethettem. A geokémiai vizsgálatoknál szokásos diszkriminációs diagramok használata azonban metamorf kőzetek esetében különös óvatosságot igényel, mivel mind a progresszív, mind a kiemelkedéssel együttjáró retrográd metamorf hatások jelentős mobilizáló hatással lehettek a legtöbb kémiai alkotóra. Szinte véletlenszerű azonban, hogy a különböző területeken az egyes folyamatok az elemeket milyen mértékben mozgatták. Előfordulhat, hogy a mobilitás mértéke területenként és elemenként is különböző volt. így az egymás hatását felülbélyegző metamorf szakaszok az eredeti genetikai csoportokat eltorzították. Ugyanakkor az alkalmazott clusteranalí¬ zisek által kialakított csoportstruktúra genetikai tartalma már nem egyértelmű, hiszen az egymást követő fázisok hatását együtt mutatja. M. TÓTH T.: Szeghalmi amfibolitok gráfelméleti csoportosítása 253 A módszer Metamorf kőzetek csoportosításának problémái Feltételezhető, hogy a vizsgált kőzetek a metamorfózis előtt genetikai — és így geokémiailag is meghatározott — csoportokat alkottak. Szintén valószínű, hogy a polimetamorf átalakulás a legtöbb vizsgált kémiai alkotót — esetleg különböző helyeken más-más mértékben — mobilizálta. így a változások hatására az eredeti csoportstruktúra nagyrészt eltűnt, és olyan módszerrel, amely az összes változót figyelembe veszi, nem is ismerhető meg. A változók egy részét ezért ki kell venni az analízisből. A kőzeteket ért átalakulások sokfélesége miatt azonban a legtöbb vizsgált kémiai alkotó kiszűrése indokolt lehet, és csak kevés olyan változó van, amely az egész mintatérben figyelembe vehető. Nem használhatunk az eredeti csoportstruktúra feltárására olyan módszert, amely a teljes mintatérben — bármely két minta összehasonlítására — azonos változókat használ, a hasonlóságot az egyes mintapárokra változónként kell vizsgálni. A kémiai alkotók helytől függő intenzitású mobilitása mellett a csoportosítással kapcsolatos másik probléma az, hogy egyes minták legtöbb paramétere olyan nagy mértékben megváltozott, hogy semmit nem őriztek meg eredeti csoportjuk jellemzőiből. Feltételezhető, hogy a metamorf folyamatok intenzitásának növekedésével egyre kevesebb lesz a valóban csoportokba sorolható minta. Le kell tehát mondanunk arról az általános igényről, hogy minden mintát csoportokba soroljunk. így esetleg másodfajú hibát követünk el, azaz lesz olyan minta, amely nem kerül egyik csoportba sem, bár valamelyikbe besorolható lett volna. Ellenkező esetben — mint a metamorf kőzetekre általam alkalmazott hierarchikus clusteranalízisek esetében — az elsőfajú hiba lehetősége áll fenn, amikor olyan minták kerülnek közös csoportba, amelyek genetikai kapcsolata többszörösen összetett és így nehezen, vagy egyáltalán nem értelmezhető. Míg az első eset később korrigálható, az utóbbi alapvetően hamis szakmai következtetések levonásához vezethet. Olyan esettel állunk tehát szemben, amikor feltételezhető, hogy az intenzív változások miatt az eredeti csoportstruktúra nem ismerhető fel teljes egészében. Ilyenkor meg kell elégednünk azzal, hogy az átalakulás előtti csoportoknak csak a vázát keressük meg, azokat a mintákat és változókat, amelyek még őrzik az eredeti kapcsolatokat. Ezek alapján a metamorf kőzetek csoportosítására alkalmazott módszernek a kővetkező két feltételt kell kielégítenie: egyrészt az egyes minták közötti hasonlóságot változónként kell vizsgálnia, másrészt ki kell szűrnie a nem csoportosítható mintákat a populációból. A módszer matematikai leírása Ha a vizsgálandó problémában n db minta, és m db változó szerepel, definiáljunk Si> 02 " ’ S m m darab (változónként egy) n-csúcsú gráfot a következőképpen: csúcsai az egyes mintákat reprezentálják; az /-edik gráfban két csúcs akkor legyen éllel összekötve, ha a két minta az i-edik változóban valamilyen előre definiált, egyváltozós hasonlósági mérték szerint hasonló egymáshoz. Az így kapott g, g 2 ,.., g m gráfban tehát rendre az első, második, m-edik változó szerint hasonló elemeket köti össze él. Az 1. ábra fiktív példán nyolc minta és hat 254 Földtani Közlöny 122/2—4 1. ábra: A g i gráfok egy lehetséges szerkezete fiktív példa alapján (6 változó és 8 minta esetében). Fig. 1: A possible structure of g. graphs in afíctive case (6 variabtes and 8 samples). változó esetében a gj gráfok egy lehetséges szerkezetét mutatja. (Az eredeti problémában kialakuló gráfok a minták és változók nagy száma miatt nehezen áttekinthetőek.) A hasonlóság definiálása többféleképpen történhet. Fontos azonban, hogy mivel a módszer egyváltozós eloszlásokkal dolgozik, a legtöbb sokváltozós matematikai módszer hasonlósági mérték fogalma itt nem használható. Másik fontos különbség, hogy míg az általában alkalmazott hasonlóság fogalmak valós értékű függvények (matematikai értelemben távolságok), addig a most bevezetésre kerülő fogalom logikai függvény; két minta hasonlóságánál a módszer szempontjából nem a távolságuk pontos számértéke a fontos, hanem csak az, hogy ez a távolság szignifikánsnak tekinthető-e vagy sem. Azt kell definiálni, hogy a populáció valamely két eleme — két minta valamely változó szerint — mikor legyen egymáshoz hasonló, és mikor ne. A változónkénti távolság dichotomizálására azért van szükség, hogy a szakmailag aránytalanul nagynak ítélt különbözőségek hatását ki lehessen iktatni. Fogadjuk el két minta valamely változó szerinti távolságának a természetes definíciót, különbségük abszolút értékét! Ezek után az a kérdés, milyen küszöb alatt tekintsük ezt a távolságot szignifikánsnak, azaz mikor legyen a két minta valamely változóban hasonló egymáshoz. Számos próbálkozás után legalkalmasabbnak az alábbi definíció bizonyult: adott változó szempontjából két minta legyen hasonló, ha távolságuk kisebb a változó szórásának 1/n, 2/n, stb. -szeresénél! A g, gráfokban tehát ennél az értéknél közelebbi minták lesznek éllel összekötve. Legyen Gag, gráfok „összege”, ahol két csúcs annyiszoros éllel van összekötve, ahány változóban a csúcsokhoz tartozó minták hasonlóak voltak egymáshoz. Feltételez¬ hető, hogy az eredetileg egy csoportban lévő minták kapcsolatrendszeréből a jelentős átalakulások ellenére egyes részletek megőrződtek, azaz két, azonos genetikájú — eredetileg egy csoportban lévő — mintát reprezentáló csúcs között sokszoros él fut még akkor is, ha az őket ért változások hatására változóik egy részében jelentős különbség alakult ki közöttük. Ellenkező esetben az a — metamorf kőzetek esetében nagyon gyakori — jelenség játszódik le, hogy két minta eredetileg nem volt genetikai kapcsolatban, de az őket ért hasonló folyamatok hatására néhány változóban közel M. TÓTH T.: Szeghalmi amfibolitok gráfelméleti csoportosítása 255 2. ábra. A gj gráfokból a szövegben leírt módon származtatott G ; gráfok. Fig. 2. G ( graphs derived Jrom g t graphs. kerültek egymáshoz. Ezek az minták csak az ezen változókat reprezentáló élekkel lesznek egymással kapcsolatban. A változások sokfélesége miatt azonban előre nem lehet megmondani, hogy valamely két minta esetében mely változók közötti kapcsolatok őrződtek meg, illetve alakultak ki. Ezért kell minden változót bevonni a vizsgálatba, és az algoritmussal feltárt kapcsolódások értelmezésével az eredeti hasonlóságokra következtetni. A két példa mutatja, hogy a G gráfban az eredeti csoportok mintáit feltehetően többszörös él köti össze, míg az olyan minták között, amelyek eredetileg nem voltak genetikai kapcsolatban, kevesebb él fut. A G gráf lebontásával az alapján lehet új csoportokat alkotni, hogy az egyes csúcsok között hányszoros él található. Azaz olyan G l5 G 2 ..., G m gráfokat definiálhatunk, melyekben rendre azok a csúcsok vannak éllel összekötve, amelyek a G gráfban legalább 1, 2, ... m éllel — azaz 1, 2, ... m változó szerint — kapcsolódtak egymáshoz. Nevezzük az összekötő élek számának alsó határát hasonlósági küszöbnek! Kis hasonlósági küszöb esetén a G ; gráf összefüggő, ezen a szinten egy csoport van. A hasonlósági küszöb, azaz a csoportok kialakításában résztvevő változók számának növelésével azonban az összefüggőség megszűnik, a Gj gráf részgráfokra esik szét. Egy így kialakuló csoport elemei egymás között legalább i db változóban hasonlóak (bár előfordulhat, hogy mintapáronként más-más változók szerepelnek), míg más csoportok elemeihez i-nél kevesebb változóval kapcsolódnak. Ha igaz az a korábbi feltételezés, miszerint egy eredeti genetikai csoportból több kapcsolat őrződik meg, akkor az így kialakuló részgráfok az eredeti csoportok megmaradt vázát mutatják. A 2. ábra mutatja a G; gráfok, és így a kialakuló csoportok származtatását a g ; gráfok alapján. Az, hogy az adott minták az adott változók szerint vizsgálva milyen módon alkotnak csoportokat, két paraméteren múlik csupán. Az első a választott hasonlósági mérték fogalom, a másik pedig a hasonlósági küszöb értéke. Bár technikailag egymástól függetlenül változtathatók, hatásuk szoros kapcsolatban van egymással. Míg a hasonlósági mérték az egyes változók esetében a távolság szignifikanciáját határozza meg, a hasonlósági küszöb azt mutatja, hogy hány db változó hasonlóságát vegyük 256 Földtani Közlöny 122/2—4 figyelembe a csoportok kialakításánál. Attól függően, hogy melyiket tartjuk fontosab¬ bnak a csoportok kialakítása szempontjából, kétféle — esetleg egymáshoz hasonló — eredményt kaphatunk. Ha kis távolságot tekintünk szignifikánsnak, akkor kis hasonlósági küszöbnél, azaz kevesebb változó figyelembevételével alakulnak ki a csoportok. A hasonlóság kevésbé szigorú megkötése mellett csak később, nagyobb hasonlósági küszöb mellett szűnik meg a G gráf összefüggősége, ekkor az egy csoportba sorolt min ták változónként kisebb szignifikancia mellett, de több változó szerint kapcsolódnak egymáshoz. Míg az utóbbi eset az általános összefüggést, az első a finomabb részleteket mutatja. A csoportosítás földtani értékelhetősége A kapott csoportosítás földtani értékelése szempontjából fontos annak megállapítása, hogy az egyes csoportok kialakításában a különböző változók milyen súllyal szerepelnek. Ehhez két dolgot, egyrészt az egyes csoportok homogenitásáért, másrészt a csoportok közötti heterogenitásért felelős változókat kell meghatározni. Egy változó adott csoportra vonatkozó homogenitás! indexének azt kell kifejeznie, hogy a csoporton belül az adott változó szempontjából hány minta hasonló egymáshoz, ami a bevezetett módszernél az összekötő élek számával jellemezhető. A heterogenitási index ezzel szemben azt mutatja, hogy két csoport között milyen erős a kapcsolat, amit a csoportok közötti élek száma határoz meg. Az í-edik változó így bevezetett két indexe tehát a következő: Iho,n = 2 * e; / (ki * (kj — 1)) Ihct = 1 - í I (ki * k 2 ), ahol I hom a homogenitási index; I het a heterogenitási index; ej az i-edik változó szerinti kapcsolatok száma az egyik csoporton belül; f ( az i-edik változó szerinti kapcsolatok száma a két csoport között; ki és k 2 a két csoport elemszáma. Minél nagyobb tehát a homogenitási index (minél közelebb van egyhez), annál inkább meghatározza a vizsgált változó a csoportot. Hasonlóan, minél nagyobb a heterogenitási index, annál jobban jellemezhető a csoportok különbözősége az adott változóval. A két mutató azonban külön-külön nem mutatja megfelelően a csoportok kialakításáért felelős változókat, hiszen például nagy homogenitás és kis heterogenitás mellett a változó mindkét csoportban hasonló értéket vesz fel, így diszkriminanciára nem használható. Kis homogenitás és nagy heterogenitás esetén pedig a változó — nagy változékonysága miatt — egyik csoportot sem jellemzi jól. A szakmai értékelésnél figyelembe veendő változók kiválogatásánál ezért mindkét mutató viselkedése egyformán fontos. A diszkriminanciát legjobban kifejező mutatót, a diszkriminancia indexet a két előző szorzataként kaphatjuk, azaz: Igy Bevezetés Az eredeti vulkáni domborzatát többé-kevésbé épen megőrzött Dél-Hargita — amely a Csornádban a Kárpátok egyetlen zárt krátertavát rejti — a földtani kutatás szempontjából évszázados múltra tekint vissza. A megbízható koradatok hiánya azonban — a sokoldalú tudományos erőfeszítések dacára — mindezidáig jelentősen hátráltatta a hegység eruptív fejlődéstörténetének felvázolását. Ugyanakkor a területen dolgozó geológusok — geomorfológiai és rétegtani adatok alapján — már korábban arra a következtetésre jutottak, hogy a Dél-Hargita a Keleti-Kárpátok egész vulkáni vonulatának legfiatalabb tagja. Hiszen míg a vonulat Észak-Hargitához illeszkedő szakaszának nyugati peremén a legelső vulkánitok pannon üledékekkel fogazódnak össze (Radulescu et al., 1973), addig a Dél-Hargita délnyugati peremvidékén a legkorábbi kitöréstermékek a Baróti-medence pliocénvégi üledékei közé települnek (PELTZ, 1971). A tűzhányólánc legvégén emelkedő Csornád egészen fiatal korára még a kevésbé avatott szemű megfigyelőknek is régtől fogva felhívta a figyelmét krátereinek épsége. A Kelemen, Görgényi-havasok és Hargita alkotta vulkáni vonulat területéről — a hetvenes évektől indult radiometrikus kormeghatározások eredményeképpen — vizsgálataink elkezdésekor 24 K/Ar-koradat állt rendelkezésre (Radulescu et al., 1973; PÉCSKAY Z. et al.: A Dél-Hargita geokronológiája 267 Bagdasarjan 1972; Casta 1980; Michailova et al.; 1983, Peltz et al., 1987). A közülük a Dél-Hargita területére eső, viszonylag kis számú mérési adat időbeli megoszlás szempontjából két csoportba sorolható: a terület északi, a Lucs vulkáni szerkezetéhez tartozó részének kőzetei 5,13—4,14 millió, a legdélebbi, bükkszád- málnásiak pedig 2,42—0,85 millió év közöttiek. Saját K/Ar-kormeghatározásaink egyrészt a Dél-Hargita legkevésbé ismert, ám legmagasabb és legbonyolultabb vulkáni szerkezete: a Kakukkhegy vulkanológiai- geomorfológiai fejlődéstörténetének rekonstruálására irányultak; másrészt feladatul tűztük ki a korábban felvetett földtani problémák közül mindenekelőtt az öt nagy vulkáni szerkezet tér- és időbeli fejlődésének, egymáshoz való viszonyának tisztázását. A Dél-Hargita földtani-felszínalaktani viszonyai A Dél-Hargita a Keleti-Kárpátok nyugati — Erdélyi-medence felőli — szegélyét övező neogén-pleisztocén tűzhányólánc legdélebbi szakasza. A Radulescu et al. (1964) által a Görgényi-havasokra kidolgozott, széles körben elfogadott elképzelés szerint — melyet azóta a Csornád kivételével az egész vulkáni vonulatra kitérj esztettek — a vulkáni nagyszerkezet két önálló, térben-időben egymásra épülő egységből áll. A feltevés szerint az alsó, ún. vulkáni üledékes formáció anyagát a vulkáni működés első, uralkodóan robbanásos tevékenysége hozta létre, majd e tűzhányólánc lepusztulása után — mint eróziós felszínre (a mai domborzatban a hegyláncot övező űn. vulkáni törmelékkőzet-fennsíkra) — rétegvulkánok főként effuzív működés során létrejött építményei települtek. Az e felfogásbe bele nem illő, mindinkább felgyülemlő megfigyelési adatok (vö. Schreiber, 1980, Szakács és Seghedi, 1991) azonban egy másik hipotézist kezdenek körvonalazni, miszerint a vulkáni üledékes formációt — tűzhányótevékenységük során — éppen a rétegvulkánok hozták létre maguk körül. A problémára, illetve az újfajta értelmezés jelentőségére saját eredményeink ismertetésekor még visszatérünk. Északról délre haladva ugyanakkor — amint azt az utóbbi években végzett kutatásaink kimutatták (Seghedi et ah, 1986, 1987; Seghedi és Szakács, 1991) — a Dél-Hargita vulkanizmusa a kőzettani-kőzetkémiai változás jellegzetes példája. A hegyvonulatot felépítő kőzetek ugyanis a Lucstól a Bükkszád-Málnás szerkezetig meglehetős szabályossággal egyre alkálibb — pontosabban egyre kálidúsabb — jegyeket viselnek, a típusos mészalkáli összetételt magas kálíumtartalmú mészalkáli, majd shoshonitos összetétel váltja fel. Az öt nagy vulkáni szerkezet közül (1, ábra) a legészakabbra lévő Lucsot túlnyomórészt piroxénandezitek alkotják; tőle délre a Kakukkhegy olivintartalmú amfibolpiroxénandezittől amfibolbiotitdácitig terjedő kőzetekből épül fel. Az Ölttől nyugatra emelkedő Piliskében az idősebb piroxénandezitre amfibolbiotitandezit és -dácit települ; vele szemben, az Olt túlpartján magasodó Csornádban már a biotitamfiboldácitok uralkodnak. Végül a Piliskétől délre, lejjebb az Olt mentén szétszórtan elhelyezkedő ún. Bükkszád-Málnás terület kőzetei az alkálikőzetek felé átmenetet mutató shoshonitok, jelen esetben ásványi összetételükben — magmakeveredési okok folytán — egyensúlyhiányos (például olivint és kvarcot egyaránt tartalmazó) keveréktermékek. A Dél-Hargita vulkáni szerkezeteinek eme északról délre megfigyelhető kőzettani¬ geokémiai különbségeit az egyes építmények eltérő vulkanológiája és geomorfológiája 268 Földtani Közlöny 122/2—4 PÉCSKAY Z. et al.: A Dél-Hargita geokronológiája 269 tükrözi. Az egész tömegét és belső udvarát tekintve ss legnagyobb, a Kárpátok valamennyi tűzhányója közül leglankásabb lejtőkkel határolt Lucs már-már pajzsvulkánszerű formáját hfgan folyó, viszonylag bázisos andezitlávák hozták létre; központi, valószínűleg beszakadásos kalderájában éppen a csekély lejtés miatt jöhetett létre a szinte lefolyástalan Lucs-láp (Karátson, 1992). A tanulmányunkban részletesebben is bemutatandó Kakukkhegy — bonyolult szerkezetű központi udvarával, az udvar peremére és a külső lejtőkre települt lávadómjaival — egy kezdeti, egyszerűbb pajzsvulkán összetett, meredek vulkáni kúppá fejlődött példája. Tőle délre a Pilíske- tűzhányó központi részének elfedett, a mai domborzatban már nem felismerhető első építményét meredek lávadómok magasítják; a Bükkszád-Málnás vulkáni terület sajátos kőzetének java része pedig üledékkel fedett vagy abból kibúvó lávadómokban ölt testet. Végül az Olt szűk tusnádi áttörésével a hegyvonulattól leválasztott Csornád egy robbanásos, zömében piroklasztitból felépült ikerkráteres kúp; épen megőrződött, amúgy is tagolt domborzatát — főként északi és nyugati lejtőjén — apróbb-nagyobb parazitadómok, rövidebb lávafolyások élénkítik (Szakács és Seghedi, 1990). A K/Ar-kormeghatározás Módszerek A Kakukkhegy, kisebbrészt a Piliske és a Csornád vulkáni építményeiből nyolc helyen begyűjtött kőzetmintákon fi, ábra) az MTA Atommagkutató Intézetében végeztünk kormeghatározást. A mintákat Ar-meghatározásra0,3—0,5 mm-es részecskékre törtük, majd egy részét K-meghatározásra pontottuk. A K-tartalmat OE-85 típusu digitális lángfotométerrel, míg a radiogén Ar mennyiségét statikus üzemmódban működő tömegspektrométerrel, stabilizotóp- hígításos eljárással határoztuk meg. A K- és Ar-tartalom meghatározását a HDB1, LP6, GLO és Asia 1/65 nemzetközi standardokkal folyamatosan ellenőriztük. Atomi konstansokként a STEIGER & Jaeger (1977) által megadott értékeket vettük figyelembe. A kísérleti hibát la szinten adtuk meg. A berendezések, az alkalmazott kalibrációs módszerek és eredmények leírását 1. Balogh publikációjában (1985). l ábra. A Dél-Hargita vulkanológiai térképvázlata. 1: negyedidőszaki üledékek: a — alluvium, b — láp. 2 : Bükkszád- Málnás vulkáni szerkezet: a — extruzív mészalkáli lávadómok (5a), b — a Bükkszád-Málnás terület intruzív shoshonitos donijai (5b). 3: Csornád vulkáni szerkezet: a — láva (4a), b — piroklaszlit (4b). 4 : Piliske vulkáni szerkezet: a — Pl lávafolyások (3a), b — P2 lávadómok (3b). 5: Kakukkhegy vulkáni szerkezet: a — láva (2a), b — piroklaszlit (2b). 6: Lucs vulkáni szerkezet (1). 7: vulkanoklasztitok, az ún. vulkáni- üledékes formáció, 8: a flis-zóna középidei üledékei. 9: törésvonal. 10: krátennaradvány. 11: valószínűsített beszakadásos kaldera. 12 : ismert kitörési központ (általában vulkáni kúp tetőszintje). K/Ar- konneghatározások: 13: Michailova et al. (1983), 14 : Peltz et al. (1987), 15: Pécskay et al. (jelen munka). Fig. 1 Volcanölogical skelchmap of the South Harghita Mis. 1: Quatemary deposils: a — alluvia, b — marsh, swamp, 2: Bízod- Mainak volcanic structure: a — calc-alkaline extrusive domes (5a), b — intrusive domes of shoshonitic rocks in the Bixad-Malnay ioné (5b). 5: Ciomadul volcanic structure.- a — massive volcanics (4a), b — pyroclastics (4b). 4: Pilisca volcanic structure: a — Pl lavaflows (3a), b — P2 lava domes (3b). 5: Cucu volcanic structure: a — massive volcanics (2a), b — pyroclastics (2b). 6: Luci-Laiu volcanic structure (1). 7: volcaniclastícs, the so-called volcanic-sedimentaty formation. 3: Mesozoic sedimentary deposits oflhe Flysch zone. 9: fault. 10: remnant ofcrater rím. 11: remnant ofprobable collapse caldera rím. 12: known eruptíon centre usually as the lop level of a volcanic cone. KJAr age determinations: 13: Michailova et al. (1983); 14; Peltz et al. (1987); 15: Pécskay et al. (this paper). 270 Földtani Közlöny 122/2—4 A mintavétel során minden esetben lávakőzetet gyűjtöttünk be, mégpedig — biztosítandó a minta homogenitását — legalább 3—5 kg-nyit. Makroszkóposán is, vékonycsiszolatban is ellenőriztük, hogy a kőzetminták ne tartalmazzanak mállási felszíneket és zárványokat. Az atmoszferikus Ar-szennyeződés mértékét csökkentendő, a mintákat 250—300 °C-on 12 órán át előmelegítettük, a molibdéntégelyt fél órán át maximális hőmérsékleten kigázosítottuk (így elkerültük a kigázosítórendszer üvegfalán korábban megkötődött Ar-bóí származó, esetleges szennyeződést); a minták izzítására csak ezután került sor. A szennyeződés vagy más olyan hatás elkerülése végett, amely a kivont argon izotóparányát megváltoztatja, az azonos korú mintákat egymás után gázosítottuk ki. Mindezen elővigyázatosságok segítségével csökkenteni tudtuk a kigázosító berendezés Ar- hátterét, aminek következtében kisebb lett az analitikai hiba. Mérési eredmények A Dél-Hargitából begyűjtött 8 kőzetminta ásványi összetételét, Si02-, K- és Ár¬ tartalmát, valamint radiometrikus korát az 1. táblázatban, a kapott koradatokat a korábbiakkal összevetve a 2. ábrán tüntettük fel. ■+ Rsdulescu et. al. 1973 k Mchailova et. al. 1963 O Peltz et. al. 1967 □ Casta 1980 ■ MLhalla, Kreuzer 1901 G jelen rrunka (present faper) 2. ábra. A Dél-Hargita geokronológiája a K/Ar-koradatok tükrében. Fig.2 Geochronology of the South Harghila in the lighl of K/Ar age dala. Radulescu el al. (1973) MlCHAILOVA et al. (1980) Peltz et al. (1987) CASTA (1980) PÉCSKAY et al. (jelen munka — this paper) PÉCSKAY Z. et al.: A Dél-Hargita geokronológiája 271 A Kakukkhegy fejlődéstörténete a radiometrikus koradatok tükrében Új koradataink — amint az az 1. táblázatból és a 2. ábrából kitűnik — teljes mértékben beleillenek a Dél-Hargita (és az egész Kelemen-Görgényi-Hargita vonulat) korábban közölt adatok alapján felállított geokronológiájába. A vonulat időbeli fejlődésének továbbgondolását a következőkben egyetlen, ám központi jelentőségű vulkáni építmény, a Kakukkhegy nézőpontjából célszerű kezdenünk. Hiszen egyfelől koradataink tükrében pontosított vulkáni-eróziós fejlődéstörténete példaként szolgálhat a többi vulkáni szerkezet problémáinak megoldására, másrészt — központi helyzeténél fogva — önmagában is utalhat szomszédjai időbeli evolúciójára. A legmagasabb pontján 1558 méterig emelkedő, tagolt domborzatú Kakukkhegy építményének csúcsi részét 9 négyzetkilométer területű központi katlanja koronázza. Az egész tűzhányónak és különösképpen eme belső udvarának — korábbi kutatásaink alapján feltételezett — vulkáni és eróziós fejlődéstörténetét (Seghedí & Szakács, 1987; KaráTSON, 1990, 1992) mindenekelőtt a vulkán kőzetein mért K/Ar-korok segíthettek megnyugtatóan tisztázni. Vegyük sorra, melyek voltak a tisztázandó problémák. A Kakukkhegy kőzettípusainak a földtani térképezés alapján feltételezett —< vulkanológiai térképen is ábrázolt — tér- és időbeli egymásutánisága, egyszersmind kőzettani evolúciója (Szakács & SEGHEDI, 1987) a következő képet mutatta. A legalsó, még kevéssé differenciálódott (összetételében az eredeti magmához leginkább hasonló), néhol olivintartalmú amfibolpiroxénandezitlávákon olyan lávakőzetek települnek — térbeli eloszlásukat tekintve meglehetősen egyenetlenül —, amelyek az amfibolon és piroxénen kívül biotitot is tartalmaznak. E három ásvány mennyiségi aránya szerint további négy andezittípust lehet elkülöníteni, amelyek lávafolyásokat, esetenként lávadómokat alkotnak. Legdifferenciáltabb termékük a tűzhányó udvarának északi peremén települt amfibolbiotitandezit és -dácít lávadómja. Mindezen kőzeteket egy differenciálódási (az eredeti magma eredeti összetételétől mindinkább és fokozatosan eltérő, mind Si0 2 - és K 2 0-dúsabb) sor tagjainak tartottuk (Seghedí et al., 1987) — és az említett sorrend szerint feltehetően egyre fiatalabbaknak. A legmagasabban elhelyezkedő, a kakukkhegy-csúcsi kitörési központból származó — a tűzhányó északi- északnyugati lejtőit befedő -, új fent bázisosabb összetételű lávát térbeli pozíciójánál fogva a legfiatalabbak egyikeként, egy rekurrens vulkáni tevékenység termékeként értelmeztük. A központi katlan felépítését, kialakulását ugyanakkor fontos geomorfológiai problémaként tartottuk számon. A tűzhányó udvarának hosszúkás, inkább téglalap, mintsem körkörös peremét valamennyi korábbi tanulmány (pl. SZÉKELY, 1959, SCHREIBER, 1974, 1980) egyetlen eróziós kráter kiszélesedett maradványaként írta le. Ugyanígy szerepel valamennyi publikált földtani térképen is (SANDULESCU et al., 1968, Sandulescu et al., 1973). E felfogással szemben — amelyet hagyományos rétegvulkán- —képként egyébként szinte valamennyi keleti-kárpáti kitörésközpontra kiterjesztettek — összehasonlító morfometriai vizsgálatokkal arra következtettünk (Karátson, 1990, 1992; KARÁTSON et al., 1992), hogy a központi katlan ma egységes pereme két nagyobb és egy kisebb, korábban különálló kráter eróziósán összenyílt udvarát keretezi. Eszerint a mai katlan nem krátermaradvány; másodlagos formának tekinthető, amely a vulkán legnagyobb energiájú és legmélyebb erózióbázisú vízfolyása, ül. annak ágai által — 272 Földtani Közlöny 122/2—4 egymás felé néző peremükön — sorra átvágott több kráter közös, kimélyített vízgyűjtő udvara. Az aszó-főinek, fekete-pusztainak és kapus-hegyinek elnevezett egykori kráterekre (KaRÁtson et al., 1992, 1. ábra) — ágas völgyhálózatuk, kerekded peremük lévén — már a területről készült űrfelvétel, ill. a fotoplanimetriás módszerrel javított topográfiai térkép is következtetni enged. Létüket további jellegzetes morfometriai jellemzőik (átmérőjük, kerületük, belső mélységük, völgy sűrűségük, peremeik lejtésviszonyai, fővízfolyásuk esésgörbéje) és űrfelvételük elemzése mellett a peremeiken mért lávafolyások csapásiránya, valamint a belterületükön térképezett, egykor szubvulkáni helyzetű intrúziók (a már lepusztult neckek gyökerei) is alátámaszthatják (KARÁTSON et al., 1992). Ugyanakkor a kráterátvágás (-megnyílás) irányának morfometriai megfontolásai (például, hogy mindegyik átréselt perem a legmélyebb erózióbázisű vízfolyás, a központi Aszó-patak felé nyílt meg), továbbá az a tény, hogy hiányzanak a beszakadás vagy robbanás létét alátámasztó perdöntő bizonyítékok (koncentrikus törés, jelentékenyebb vető, illetve piroklasztitok), egyaránt azt valószínűsítik, hogy a központi katlan alapvetően eróziós eredetű. (Hozzáteendő mindehhez, hogy a fővízfolyás, az Aszó-patak völgyének kijelölésében egy ÉNY—DK irányú törés is szerepet játszhatott (Seghedi et al., 1987; KaRÁtson et al., 1992))., Mindaonálta] a több kráterből és az ezeket bonyolító egyéb lávaöntő központokból származtatott — tehát a korábban egységesnek tartottól távol álló — központi udvar sokszínűségét, időbeli összetettségét csakis a K/Ar-koradatok igazolhatták egyértelműen. A Kakukkhegy különböző lávatípusaiból gyűjtött kőzetminták —az említett módszertani megfontolások értelmében — kormeghatározásra rendkívül alkalmasnak bizonyultak. S minthogy ráadásul a vizsgált kőzetek esetében a többletargonból származó öregedés, illetve az argonveszteség által előidézett fiatalodás egyaránt nagy valószínűséggel kizárható, az analitikai korokat földtani koroknak tekinthetjük. Mindezek figyelembe vételével, amint azt a kapott K/Ar-korok alátámasztják, az ásvány- és kőzettani vizsgálatokkal elkülönített andezittípusok valóban magmadifferenciálódási sorként és egyben időbeli evolúció tagjaiként értelmezhetők. A mind Si02 2 - és biotitgazdagabb, illetve kálidúsabb kőzetek képződése a mélyen fekvő magmakamrában végbement frakcionális kristályosodási folyamatokra vezethető vissza (Seghedi et al., 1987), Megállapítható, hogy a vulkáni tevékenység első szakaszát a valamivel bázisosabb, ezért kevésbé meredek formákat létrehozó kráteres működés jellemezte, ezt pedig — minden bizonnyal több szakaszban — a kisebb kitörési központok egyre kevesebb, ám egyre sűrűbb anyagot szolgáltató lávaöntése követte. A K/Ar-koradatok tehát a működés tagolásával, mint látjuk, önmagukban is rácáfolnak az egységes kráter elképzelésére. Nyitott kérdés maradt egyelőre a kakukkhegy-csűcsi kitörésközpontból származó lávák besorolása. Miután a vulkáni szerkezet összetettsége helyenként más értelmezésnek is helyt adhat, e lávák csúcs-környéki helyzetükkel ellentétben esetleg idősebbek is lehetnek; további kronológiai vizsgálatukra van szükség. A lávák tér- és időbeli egymásutániságának, kőzet- és ásványtani jellemzőiknek, valamint felszínre ömlésük pontos korának ismeretében megállapítható, hogy a Kakukkhegy építménye — egy egységes, 500—600 ezer évig tartó vulkáni fázisban — a tűzhányótevékenység két-három nagyobb kitöréssorozata során jöhetett létre. A tűzhányó felépülésének, majd lepusztulásának négy legtöbb valószínűsített állomását a 3. ábra makettjein mutatjuk be. Eszerint a Kakukkhegy kitörései mintegy 2,8 millió éve kezdődtek. A kezdeti, még kisebb Si0 2 -tartalmú lávákat csakhamar savanyúbbak, 1. táblázat. Dél-hargitai kőzetminták vegyelemzése és K/Ar-koradatai Table L Anahtical results of volcanic rocks frorn the South Hargita, Románig. Locality* Mineral composition SiO, (%) Dated fraction K í%) 40 A r <*r 40 A r (ccSTP^g) K/Ar age (Ma) Stratigraphy 1. Aszó-p. (Valea Maré) (Aszó Valley) ampy ± ol 59,70 teljes kőzet whole rock 1,39 39,3 1.504 1- 7 2,77±0.13 romániai Románián 2. Fenyős-tető (Dealut Porcului) (Mt. Fény ős) 3. Kapus-hegy (Beáiul Cápuf) (Mt. Kapus) 4. Az E-i kráterpererntől Ny-ra (W of ihe northem craler remnant) ampybiq ambipy ampy+ bi 60,69 62,60 teljes kőzet whole rock teljes kőzet whole rock teljes kőzet whole rock 2,62 1,79 1,78 58,3 38,2 46,0 2,556-10-’ 1,626-10" 7 1,609-10 7 2,51+0.10 2,33 ±0,11 2,32+0,10 romániai Románián romániai Románián romániai Románián 5. Az É-i és az ÉNy-i kráter közös peremén fi át the common rím of the N and NW crater remnants) ambi 63,60 teljes kőzet whole rock 1,97 46,7 1,686-10' 7 2,20±0,10 romániai Románián 6. Mitáes (MitaciJ (Mt. Mitáes) py±ol±am 57,00 teljes kőzet whole rock 1,34 11,4 1,336-10' 7 2,55+0,31 romániai Románián 7. Köves-ponk (Kövesponk) (Mt. Köves Ponk) ambi 66,87 biotit biotue 7,32 7,0 1,598-10' 7 0,56 ±0,11 neeyedidöszak Quatemary 8. Mohos-kráter (Mohos crater) ambi teljes kőzet whole rock 2,64 5,0 8, 2,27-lCT 8 1,486-10'* 221 ka 145 ka negyedidŐ6zak Quatemary * No. 1—5: Kakukkhegy (Cucu) (Kakukkhegy volcanic slruclure) PÉCSKAY Z. et al.: A Dél-Hargita geokronológiája 273 274 Földtani Közlöny 122/2—4 sűrűbbek váltották fel, melyek két fő- és egy mellékkráterböl ömölhettek (3a ábra). A néhány százezer évig tartó működést olyan, a kráterek peremére vagy külső lejtőire települt lávadómok feltornyosulása követte, amelyek méginkább differenciált, még nehezebben folyó magmából táplálkoztak. E lávaöntő központok megemelték, bonyolultabbá és meredekebbé tették a tűzhányó csűcsi részét, itt-ott elfedvén a lejtőket szabdaló, kialakulóban lévő eróziós pályákat (3b ábra). Az vulkáni működés végét az a hatalmas, a központi magmakamrát feltöltő, majd ott megszilárduló intrúzió jelentette, amely valószínűleg még több min t egymillió éven át hatékony hidrotermális folyamatokat tartott fenn. E folyamatok, amelyek erőteljesen mállasztották a felszín lávakőzeteit, a tűzhányó központi részének gyors lepusztulásához vezettek; ennek következtében az elsődleges formakincs rövidesen jelentősen módosult. A kezdeti, elsősorban hatékony felületi pusztulás után a vulkán központi részébe hátravágódó Aszó-patak és mellékágai átvágták a három kráter kiszélesedett, lealacsonyodott peremét (3c ábra), megnyitván belsejüket az így kialakult közös udvar felé. Az azóta régen beerdősült (3d ábra), de még mindig gyorsan pusztuló udvar fenekén i mm ár a tűzhányó legidősebb kőzetei is feltárulnak. A tűzhányóudvar mai, az egykori krátereket (és többnyire a lávadómokat is) még sejtetni engedő domborzatát — háromdimenziós számítógépes képén — a 3. ábrán mutatjuk be. A dél-hargitai vulkánosság befejeződésének geokronológiai vázlata A kakukkhegyi andeziteken mért koradatok, összevetve a Csornád dácitjain mért K/Ar-korokkal (1. táblázat, 1. ábra), megerősítik a tűzhányótevékenység régóta gyanított — ám csak hézagosán bizonyított (RaDULESCU et al., 1973; PELTZ et al., 1987) — fiatalodását. A tendencia a térség eddig ismert valamennyi koradatát összevetve (2, ábra) annak ellenére is világosan kiderül, hogy az adatok helyenként (főleg a Lucsot és a Piliskét tekintve) még mindig foghíjasoknak mondhatók. Kezdve a vonulat legidősebb tűzhányójával, a Lucsból — a vulkáni építmény széléből vett két minta alapján (Peltz et al., 1987) — minden valószínűség szerint csak a legidősebb kitörések kora ismert (4,4—4,1 millió év), hozzátéve, hogy az 5,1 millió éves csíkszentkirályí minta (Peltz et al. 1987) is a Lucsból származhat. A 4,4 millió éves piroxénandezitláva a tűzhányó első kitörésének terméke, míg a 4,1 millió éves amfibolpiroxéndácit egy későbbi (valószínűleg intruzív) dómképző fázist képvisel. A mindkettejüknél fiatalabbnak tartott, a Lucs-kaldera kialakulása után működött Tetőfenyő- (Lazu-) kitörésközpont kora egyelőre nem ismert. Mindenesetre annak igen csekély a valószínűsége, hogy működése időbeli fedésbe hozható a tőle délre emelkedő, lávaöntését legfeljebb három millió éve kezdő Kakukkhegyével. A Lucs-vulkán tevékenységét összességében sokkal inkább az észak-hargitai Vargyas-szerkezet végső kitöréseivel tarthatjuk egyidejűnek, hiszen az hozzá kőzettanilag-geokémiailag sokkal közelebb áll (Seghedi et al., 1987), és déli részének kis lejtőszögével morfológiai szempontból is jobban hasonlít rá (Karátson, 1992). Ezért is tüntettük fel a Vargyas utolsó kitöréseinek egyetlen koradatát (Radulescu et al., 1973). Mindez viszont azt is jelenti, hogy az Eszak-Hargita és a Lucs működésének befejeződése, illetve a Dél- Hargita Kakukkheggyel kezdődő többi részének első kitörései között szünetelt a vulkáni tevékenység. Ugyanakkor a Kakukkhegy, a Piliske Pl-gyei jelölt idősebb kőzetei PÉCS KA Y Z. et al.: A Dél-Hargita geokronológiája 275 (alszerkezete) és a bükkszád-málnási terület működési fázisai között részleges időbeli átfedés mutatkozik (és fiatalodás csak az egyes vulkáni építmények tevékenységének elhalására igazolható). A radiometrikus koradatok tükrében a legfiatalabb tűzhányóépítmény, a Csornád vulkánosságáról feltételezhető, hogy kitörései dél-hargitai társaihoz képest új fent a tűzhányótevékenység rövid szünetelése után kezdődtek. A Piliske vulkáni építményének a Csornád dácitjaiéval megegyező összetételű, K/Ar- mószerrel még nem meghatározott felső része (P2) akár a Csornáddal is egykorú lehet. A tőle délre található bükkszád-málnási shoshonitokpedig a Piliske atszerkezetének (Pl) bazalt-, piroxén- és piroxénamfibolandezitjeivel, a legfiatalabb kakukkhegyi andezitekkel, de legfeljebb a Csornád első dácitjaival egyidősek. K/Ar-koradataink egyszersmind pontosabb képet festenek a vulkáni működés legutolsó megnyilvánulásának — már korábban negyedidőszakinak tartott — koráról is, E legfiatalabb kor behatárolása a radiometrikus méréseken alapuló geokronológiai vizsgálatok megkezdte óta mindig is különös hangsúlyt kapott (vö. PELTZ et al., 1987). A Csornád esetében csupán néhány százezer éves korokról lévén szó, e nehéz kísérleti feladat, mint említettük, igen körültekintő mintagyűjtést és -előkészítést igényelt. A Csornádból megmért két dácitminta közül az egyik az ikerkráter déli peremének egy kis lávafolyásából, a másik a Mohos-kráterből származik. Ez utóbbi mintán mértük a Hargita, egyben az egész kárpáti vulkáni vonulat legfiatalabb K/Ar-korát. Bizonyosságát tekintve azonban talán még fontosabbnak tartjuk azt a kort, amelyet a dácitlávából elválasztott biotiton határoztunk meg. Ez a 0,56±0,11 millió év ugyanis az ásványi frakció tisztasága és magas káliumtartalma miatt tényleges földtani kornak tekinthető, hiszen a kísérleti tapasztalat szerint az ép biotitfrakción meghatározott analitikai kor megbízhatósága jóval nagyobb, mint a teljes kőzeten mért koradaté. A vulkáni tevékenység szakaszosságának kérdése A dél-hargitai vulkanizmus fiatalabb (1—3 millió évvel ezelőtti) működésére kapott koradataink jól egyeznek a peremvidék (pl. a Baróti-medence) bio- és litosztratigráfiai adatokon nyugvó besorolásával. A dél-hargitai vulkánosság termékeit rögzítő Baróti- medence üledéksorában a közbetelepült vulkánitok először az ún. márgás összletben (LlTEANU et al., 1962) fordulnak elő (tufák, lapillitufák, breccsák, ritkán andezitlávák is). Ezt az összletet ősemlősök (Archidiscodon meridionalis, Equus stenorús, Dicerorhinus eíruscus, Anancus avernensis; LlTEANU et al. 1962) és ősnövények (Cercidiphyllum crenaturn, Carpinus betulus, Quercus kubinyii, Zelkova crenata stb., Vasilescu és Givulescu, 1969; GlVULESCU és Vasilescu, 1970) maradványai alapján a villafrancai (a mai korbeosztás szerint romániai) emeletbe sorolták (LlTEANU et al., 1962; Vasilescu és Givulescu 1969; Givulescu és Vasilescu, 1970; Peltz et al., 1971), hasonlóan tehát az általunk kapott koradatokhoz. Ez a tény ugyanakkora vulkáni működés folyamatosságának kérdéséhez is adalékul szolgálhat. Hiszen a korbeli egyezés — például a Kakukkhegy esetében — a teljes vulkáni építmény és a Baróti-medencét kitöltő (az ún. vulkáni-üledékes formációt képező) rétegsor körülbelüli egyidejűségét k jelenti: a korábban említett, két külön fázisként besorolt vulkáni tevékenység (és ugyanúgy a hozzájuk rendelt vulkáni kőzetek) ennek megfelelően sokkal inkább egy egységes, mintsem két egymásra következő működéssel magyarázhatók. 276 Földtani Közlöny 122/2—4 Aszó-fői (É-i) krátermaradvány Northern orater remnant (of Aszó-fő) 4. ábra. A Kakukkhegy számítógépes domborzati képe DNY-ról. A három kráter közül (akárcsak p!. pl. a 3a ábrán) alul a kapus-hegyi, felül az aszó-fői, tóle balra pedig a fekete-pusztai mellékkráter látható. Jobb oldalt, DK-i irányban a vulkáni udvarból az Aszó-patak völgye vezet ki. Fig. 4. Present relief of Cucu volcano in a computer image as viewed from SW, The Dealul Capiq crater remnant (as welt as in Fig. 3a) is at the botlom, the other main crater remnant of Aszó-fő (Piriül Maré) and its adventive crater of Fekete-puszta are above. On the righl, the outiét vallcy of Aszó-patak (Piriül Maré) can be seen. A vulkáni tevékenység szakaszosságának egyik legfőbb geomorfológiai kérdését — a vulkáni törmelékkőzet-fennsík kialakulását — már jóval azelőtt felvetették (vő. SZÉKELY, 1959), hogy a két szerkezeti-vulkanológiai egység elmélete megfogalmazódott volna. A fennsík elsődlegesen lepusztulási formaként — akkortájt hangoztatott — besorolása csak tápot adhatott egy robbanásos első fázis (illetve az azt követő lepusztulás) feltételezéséhez. Ha ezzel szemben az aktív tűzhányóvidékeken ma is zajló píro- és epiklasztikus folyamatokra gondolunk (vő. Cas ÉS Wright, 1987; Fisher és SMETH, 1991), a Hargitában a fennsíkot alkotó törmelékkőzetek egykor reliefkiegyenlítő települése nehézség nélkül megmagyarázhatja a hegységperem (azaz a fennsík) csekély PÉCSKAY Z. et al.: A Dél-Hargita geokronológiája 277 lejtőszögét. Mindenesetre ezt az újabb hipotézist csakis a peremvidéki vulkanoklasztitokból vett kőzetminták kormeghatározásával lehet majd bizonyítani. Összefoglalás A Dél-Hargita vulkáni tevékenységének befejeződésére kapott K/Ar-koradataink részben megerősítik, részben pontosítják azokat a megállapításokat, amelyeket a vulkánosság legfiatalabb korával kapcsolatban Radulescu et al. (1973), Bagdasarjan (1972), CASTA (1980), Michailova et al. (1983) és PELTZ et al. (1987) tettek. Egy korábban egységes kráterkúposnak tartott tűzhányóról, a Kakukkhegyről vulkanológiai és geomorfológiai bizonyítékok segítségével egyértelműen igazolni tudtuk, hogy valójában bonyolult szerkezetű vulkáni építmény. A radiometikus koradatok tükrében ugyanakkor megkísérelhettük lépésről lépésre rekonstruálni vulkáni és eróziós fejlődéstörténetét. Eszerint egy kezdeti, bazaltos andezitből felépült, kisebb szögű lejtők határolta pajzsvulkán — két-három, mind Si0 2 -gazdagabb lávát öntő kitöréssorozat során — több kráterből és meredek lávadómokból álló építménnyé fejlődött; ez utóbbi formákat a vulkánosság megszűntét követő lepusztulásfolyamatok pedig idővel közös vízgyűjtő udvarba — a tűzhányó csúcsi részét képező katlanba — nyitották. Túl ezen, a tűzhányóra kapott koradatok egy további fontos probléma tisztázásában is segítséget jelenthetnek. Úgy tűnik, alátámasztják azt a feltevést, amely az egész keleti-kárpáti tűzhányólánc folyamatos — nem pedig két fázisra oszló — működését tételezi fel. A mintegy 2,8—2,2 millió éve működött Kakukkhegy a sorban csak negyedikként következik a tűzhányóláncot lezáró Csornád, illetve a bükkszád-málnásí terület és a Piliske után. A kormeghatározás eredményei viszont e vulkáni szerkezetek tevékenysége között — legalábbis részleges — időbeli fedésre utalnak. Emellett pontosítják az egész vulkáni vonulat legfiatalabb tűzhányója, a Csornád működésének idejét is — az egész Kárpátokban eleddig mért legkisebb, 0,2—0,5 millió éves K/Ar-koradatokkal. Köszönetnyilvánítás 1990-ben megkezdett közös kutatómunkánk folytatását, azt, hogy célul tűzhettük ki a vulkáni vonulat tervszerű, részletesebb és többoldalú kutatását, jelentős részben a Magyar és Román Tudományos Akadémiák között 1991-ben létrejött tudományos együttműködés tette lehetővé. Köszönettel tartozunk továbbá Szakáll Sándor mineralógusnak, aki rendelkezésünkre bocsátotta a Mohos-kráterből gyűjtött dácitmin táját. 278 Contributions to the geochronology of Mt. Cucu volcano and its neighbouring area, the South Harghita (East Carpathians) Zoltán PÉCSKAY, Sándor Szakács, Ioan Seghedi & Dávid Karátson Introduction The South Harghita, preserving more or less an undestroyed volcanic relief (as seen most conspiciously in the Ciomadul Massif, hiding the only crater laké with an unbroken rím in the Carpathians), has been studied geologically fór more than a century. Despite the scientifíc efforts, the outlining of the eruptive history of the Harghita and its volcanic structures has been highly retarded by the lack of reliable geochronological data. However, on the hasis of geomorphological and stratigraphical data, it has been known fór a long time that the South Harghita is the youngest part of the whole East Carpathian volcanic chain. According to the correlation between the paleontologically well dated sedimentary rocks and the interbedded volcaniclastics (see later), the age of the volcanic activity was determined as Upper Pliocene in the North Harghita to Lower Pleistocene in the South Harghita (Vasilescu et al., 1973; PELTZ 1971). A very young activity of the Ciomadul was suggested by its almost mtact craters. At the beginning of our studies, 24 K/Ar age data were available fór the Calimani- Gurghiu-Harghita area — due to the age measurements carried out since the early seventies (Radulescu et ah, 1973; Bagdasarjan et al.; 1972; Casta 1980; MichaIlova et al., 1983; PELTZ et al., 1987). The relatively few data, referring to the South Harghita, can be grouped intő two: the ages fór the northemmost volcanic structure, Luci-Lazu are 5.13—4.14 ma, while those fór Bixad-Malnas and the youngest one, Ciomadul, in the south, are 2.42—0.85 ma. Our K/Ar measurements were focused, on the one hand, to the reconstruction of the least known — bút most difficult — volcanic structure, Mt. Cucu. On the other hand, we intended to resolve somé geologicaí problems raised by former studies; above all, to reconstruct the time-space relationship of the five great volcanic structures of the South Harghita Mts. Geology and geomorphology of the South Harghita The South Harghita is the southemmost segment of the Neogene-Pleistocene volcanic chain of the East Carpathians. According to the structural model of Radulescu et al., (1964), elaborated fór the Gurghiu Mts. (which, except Ciomadul, was extended to the entire volcanic chain), the basic structure consists of two compartments. The lower one, the so-called volcanic-sedimentary formation, was formed during a first stage, mainly explosive activity, whereas, after a time break, the upper one, consisting the present stratovolcanoes (as a result mainly of effusive activity) was unconformably built upon PÉCSKAY Z. et al.: A Dél-Hargita geokronológiája 279 the erosion surface of the former volcanics (termed as a volcanic plateau). However, considering recent observations taken by Schreiber (1980), Szakács & Seghedi ( 1991), an altemative hypothesis can be set up, accordtng to which, the volcanic- sedimentary formation might have been formed almost concomitantly with the building up of the stratovolcanoes. Reviewing our results, we will discuss this problem and the implications of the new interpretation later. As recent studies have pointed out (Seghedi et al., 1986, 1987; Seghedi & Szakács, 1991), the South Harghita represents an exeellent example of petrochemical evolution. That is, from N to S, the rocks of the South Harghita can be characterized by a gradual K-enrichment: the typical calc-alkaline features are replaced by high-K calc-alkaline, then shoshonitic composition. Among the fíve main volcanic structures that build up the area (Fig. 1), Luci, situated far north, consists mostly of pyroxene andesites; south of it, the volcanics of Cucu vary from amphibole pyroxene andesite with olivine to amphibole biotite dacite. In Pili§ca, west of Olt river, the older pyroxene andesite is covered by amphibole biotite andesite and dacite, while on the opposite side, in Ciomadul, biotite amphibole dacite prevails. Southward, the shoshonitic rocks of the Bixad-Malnas area, showing a transition to alkaline rock type, display a disequilibrium of the mineral assemblage (as they contain both olivine and quartz, due to magma- mixing processes (Seghedi & Szakács, 1991). Changes ín petrographical and petrochemical features of the South Harghita are well reflected in the volcanology and geomorphology of the volcanic edifices. Characterized by the gentlest slopes in the East Carpathians, the shape of Luci, resembling a shield volcano, can be explained by its readily flowing, low viscosity andesite lavas; these built up the hugest of the five structures, with the largest Central depression, probably a collapse caldera; its gentle slopes might have enabled the formation of a famous peat- bog inside, called Lucs (Luci) (KaráTSON, 1992). The highest volcano, Cucu, developed from an initial shield volcano to a steep-sloped cone, includíng a complex Central depression, and, on its rim and outer slopes, more acid lava domes, The first stage edifice of Piligca, which cannot be identified morphologically, was alsó hightened by steep-sloped lava domes. Intruding to flysch sediments or piercing them, the volcanic rocks of the Bixad-Malnas area form both cryptodomes and lava domes. Finally, the Ciomadul Massif, cut from its neighbours by Tu§nad pass in Olt valley, represents a well-preserved, twin-cratered pyroclastic cone, complicated — mainly on its northem slopes — by a number of superimposed paiasitic domes and lava flows. Methods of K/Ar dating Fór eight rock samples of the South Harghita, conventional K/Ar age determinations were performed. The samples were crushed to 0,3—0,5 mm fór Ar determination, then a part of this was selected and pulverized fór K determination. K content of the rocks was measured with a digitalized fiamé photometer, whereas the radiogenie Ar was introduced intő a mass spectrometer used in a static mode. K and Ar determinations were checked regularly by interlaboratory standards HD-B1, LP-6, GL-O and Asia 1/65. Atomié constants suggested by STEIGER & JaEGER (1977) were used fór calculating age. The experimental errors were given at la level. Details of the instruments, the applied methods and results of calibration have been described elsewhere (Balogh, 1985). 280 The sample selection was restricted to outcrops with massive lavas. From all occurrences a sample of at least 3—5 kgs was colleeted in order to assure the homogenity of the rock. Each sample was checked macroscopically and by thin section investigation to be free of inclusions and weathering surfaces. Extra care has been taken to lower the amount of atmospheric contamination by baking out samples fór 12 hours at 250—300 °C in the sample holder, outgassing the Mo crucible fór half an hour at maximum temperature and thereby avoiding any contamination from Ar absorbed in the walls of the bottle during previous runs. The melting was carried out after these processes. To avoid any contamination or effects which would change the isotopic ratios of the extracted Ar, we carried out the extractions in a sequence of the samples of the same age. Due to all these considerations, it was possible to decrease the Ar-background of the extraction line. This resulted, on the one hand, in the reduction of the degree of analytical error, and, on the other hand, we could avoid the mixing of the extranous Ar originating from the previous samples. Evolution of Cucu volcano in the light of the K/Ar data Analytical results, calculated ages, somé petrographical features and the sample locations are given in Table 1. The K/Ar ages fit entirely to the geochronology of the East Carpathian volcanic chain (cf. Figs. 1, 2) set up on the basis of formerly published data. The time-space evolution of the volcanic chain may be elucidated best by its Central structure, Cucu. On the one hand, the volcanic and erosion history of this volcano appears to be an example fór the other structures as well, owíng mainly to its central position. The upper part of 1558 m high Cucu is dominated by its central depression of an area of 9 km 2 . The volcanic and erosional evolution of the volcano, with particular respect to the central part (outlined by former research of Seghedi <&. SZAKÁCS, 1987; Kakátson , 1990, 1992) could be verified above all by K/Ar measurements. First, let us summarize the time-space succession — petrographical evolution — of the different rocks of the edifice of Cucu, represented alsó on a modem volcanological map (Seghedi & SZAKÁCS, 1987). The lowest amphibole pyroxene andesite lavas of relatively basic composition, sometimes with olivine, are covered with lavas that, in addition to amphibole and pyroxene, contain biotite as well. According to the relatíve proportion of these, further four andesite types, forming lava fiows or lava domes, were able to be distinguished. The most differentiated volcanic products are amphibole biotite andesites that form a lava dome at the northem rim of the central depression (Seghedi et al., 1987). All these rock types, presumably in the same chronological succession as described above, were considered as members of a differentation series. At the highest level, covering the northem-northwestem flanks of the volcano, the relatively basic lavas that originated from Cucu peak eruption centre were interpreted as those belonging to the youngest ones of a recurrent volcanic activity. In addition to these problems, we considered the building-up and evolution of the central part of Cucu an important geomorphologícal question. The rim of the central depression, rather rectangular than circular in shape, was described by all former studies as a remnant of a single and erosionally enlargened crater (cf. Székely, 1959; Schreíber, 1974). Alsó, the geological maps refer to it in the same way (cf. SANDULESCU et al., 1968; Sandulescu et al., 1973). In contradiction to this interpretation (extended to other East Carpathian eruption centres, too, as a conventional stratovolcano image), we concluded, using morphometrical investigations, that the PÉCSKAY Z. et al.: A Dél-Hargita geokronológiája 281 present depression was formed from three distinct craters during a newly interpreted erosional process (KARÁTSON, 1990, 1992; KaráTSON et al., 1992). According to this, these craters, after being breached, might have formed an ordinary drainage basin that has been deepened to the present depression. Beyond the analysis of morphometrical characteristics (diameter and perimeter, inner depth, inner depth/diameter, inner valley lenght and density, slope angle value of the rím, interior stream profiles, drainage pattéra) and Landsat images of the supposed three craters, named Aszó-fő (Piriül Maré), Fekete-puszta, Kapus-hegy (Dealul Capu§), their existence is alsó supported by lava flow directions measured at the rims, and by intrusions (subvolcanic remnants of necks) mapped inside each crater, Morphometrical considerations about the direetion of crater breaching (e.g. all of the breached rims face the stream of the lowest base level, namely the Piriül Maré in the centre of the depression; Karátson, 1990; KaráTSON et al., 1992), without any evidences (e. g. concentric faults, pyroclastics) referring to collapse or explosion, make the erosional origin of the Central depression probable (adding to this that a NW—SE trending fault in the Central area might have played a role in preforming the direetion of the actual main valley of Piriül Maré; Seghedi et al., 1987, Karátson et al., 1992). However, such an interpretation, assuming a much more complex volcanic edifice than deseribed formerly, had to be confirmed by K/Ar geochronology as well. Accordmg to our petrographical study, the dated samples, due to the methodology mentioned before, were excellently suitable fór age determination. As the probability of the ’geological error’ (the rejuvenation due to Ar loss or the higher age due to excess Ar) can be excluded, the K/Ar ages can be considered as reál geological ages. The K/Ar ages of the dated samples (Table 1, Fig. 2), collected from different lava types, are reliably consistent with the petrographical succession and its interpretation as a differentation series. The gradual Si0 2 -, biotite- and K-enrichment can be explained by fractional crystallization processes in a deep-seated magma chamber (SEGHEDI et al., 1987). The first stage volcanic activity can be characterized by low viscosity lavas which were followed — during several stages — by activity of smaller eruption centres outpouring more viscous lavas. Thus, the K/Ar ages alone contradict to the ’single crater’ hypothesis. (Without K/Ar ages, the problem of the Cucu peak lavas is still to be resolved since the complexity of the volcanic structure can give rise to altemative interpretation.) Having a thorough knowledge of the íime-space succession and petrochemical features of the lavas, we can verify that the edifice of Cucu was formed by two to three eruption stages during a volcanic evolution of about 500—600 thousand years. The four main probable steps of the building up and degradation of Cucu volcano are displayed on Fig. 4a—d. The first eruptions began about 2.8 millión years ago. The relatively low viscosity lavas were replaced soon by more viscous ones with higher Si02 content — outpouring from two main craters and an adventive one (Fig. 4a). Then, fór somé hundred thousand years, much more viscous lava domes, situated at the crater rims and the outer slopes, erupted. These new centres nőt only complicated the volcanic relief, bút partly covered the radial valleys under formation (Fig. 4b). Finally, a great intrusion in the common magma chamber (pointed out by geophysical methods) feeded a strong hydrothermal activity fór more than one millión years. This postvolcanic activity, weathering the surface lavas intensively, resulted in the fást degradation of the Central 282 part of the volcano — that is, in changing the primary landforais. After the first period of the dominating areal erosion processes, the forming headward streams (Aszó-patak (Piriül Maré) and its tributaries) breached the crater nms (Fig. 4c), opening them intő an ordinary drainage basin. The gradually lowering and enlargening crater remnants, the flanks of which have been afforested meanwhile (Fig. 4d), now reveal the oldest rocks at their bottom, that is, in the centre of a caldera-like depression — in fact, in a secondary landform of crater remmnants and eroded lava domes. The view of the present relief, indicating the ancient primary landforms, is shown in a three-diraensional computer image (Fig. 4). Geochronological sketch of the final activity of the South Harghita Our K/Ar data, in addition, helped us to reconstruct the time-space evolution of the South Harghita more precisely. In Fig. 2, all K/Ar ages published till now are displayed. Despite the scarce and unevenly distributed data (most insufficient fór the Luci and Pilijca), a progressively younger volcanism from Luci to Ciomadul is evident. Beginning with the oldest volcano, Luci, two samples, collected from its marginal part (Peltz et al., 1987), refer only to the beginning of the volcanie activity, and the Sincraieni sample (5.1 my, Peltz et al., 1987) probably alsó represents this stage. Evén if the age of its youngest Javas will be determined, there is little probability of a synchroneity between Luci and, south of it, Cucu volcano. More probably, the eruptions of Luci seem to be chronologically nearer to those of Virghi§ volcanie structure in the North Harghita (as inferred from petrochemical (Seghedi et al., 1987) and morphological ( KaráTSON, 1992) data as well). This means, however, a gap between the end of the volcanie activity of the North Harghita and Luci, and that of the other paris of the South Harghita, beginning with Cucu. On the other hand, between the volcanism of Cucu, the lower structure of Pilisca (Pl in Fig. 2, including Mitács (Mitaci), and the Bixad-Malna§ area, a partial synchronism can be detected (though the age progression can be verified only fór the end of the volcanie activities). In the case of Ciomadul volcano, too, the volcanie activity could begin after a time gap. Ciomadul, and the upper structure of Pilijca (P2), having a similar petrochemical composition (i. e. biotite homblende dacites), may be of the same age, Finally, the age of hasalt, pyroxene and pyroxene amphíbole andesites of Pilijca Pl, and perhaps the oldest dacitic rocks of Ciomadul may be similar to that of the shoshonitic rocks of the Bixad-Malnaj area and the youngest lavas of Cucu. On the other hand, our K/Ar data draw a more accurate picture about the end of the volcanism. Taking intő account that the volcanie activity ceased only a few hundred thousand years ago, thorough and cautious sample collecting and preparing were needed. One of the two samples of Ciomadul originates from one of the small lava flows at the southwestem crater rim (of laké Sf. Ana), whereas the second sample was collected in the Moho? crater. This second one gave the youngest K/Ar age of the Harghita and the entire Carpathian volcamc chain. However, from geologícal point of view, the age of the biotite separated from the Ciomadul dacite is of a greater importance. Due to the purity of the mineral fraction and to the fact that the obtained PÉCS KA Y Z. et al.: A Dél-Hargita geokronológiája 283 ages on biotite fraction tend to have a better reliability than those obtained from whole rocks, its 0.56+0.11 my age can be considered as a ’reference dátum’. The question of the periodicity of the volcanism The K/Ar ages of the younger volcanic activity (1—3 my) fit well to the bio- and litostratigraphical geochronology of the bordér area, e. g. the Baraolt Basin. In this area, the interbedded volcanjclastics (tuffs, lapilli tuffs, breccias, rarely lavas) occur first in the so-called mari complex (LrrEANU et al., 1962). This compartment, on the basis of mammal (Archidiscodon meridionalis, Equus stenonis, Dicerorhinus etruscus, Anancus avernensis, Liteanu et al., 1962) and plánt (Cercidiphyllum crenaíum, Carpinus betulus, Quercus kubinyii, Zelkova crenata etc., VASILESCU & GIVULESCU, 1969, GrvuLESCU & VASILESCU, 1970) fossils, was dated as Villafranchian (recently Románián) — similarly to our K/Ar age data. It has to be emphasized, however, that this similarity (e. g. in the case of Cucu volcano) refers to the synchronism between the volcanic edifice (dated by K/Ar method) and the sedimentary deposits (the ’voleanic- sedimentary formation’) accumulated in the Baraolt Basin. Consequently, the rocks of the volcanic chain, grouped intő two structural units (see above), seem to have formed simultaneously rather than successively. The mám geomorphological question of this problem, the origin of the volcaniclastic plateau was raised (cf. SZÉKELY, 1959) well before the theory of the two structural units was drawn up. Describing the plateau as an erosional landform, the hypothesis of the explosive first stage could be encouraged. However, considering the usual deposition of volcaniclastics that may level the relief (cf. the primary sedimentation and the erosional processes on volcanic areas worldwide, Cas & Wright, 1988; FlSHER & Smith, 1991), the low slope angle of the plateau can be explained without any difficulties. Nevertheless, this hypothesis can be proved undoubtedly with K/Ar dating of rock samples collected from the volcaniclastics of the bordér area. Conclusions Our K/Ar ages fór the final volcanic activity of the South Harghita confirm and improve the statements made by Radulescu et al. (1973), Bagdasarjan et al. (1980), Casta (1980), Michailova et al. (1983), and Peltz et al. (1987). With the help of volcanological and geomorphological data, the complex structure of Cucu volcano, considered formerly as a single cone, could be reconstructed. In addition, in the light of the K/Ar data, we could try to establish, step by step, its volcanic and erosional evolution. According to this, an initial shield volcano, formed of basalt andesite, was getting more and more complicated by several craters and lava domes (of higher viscosity lavas) during two to three eruption stages. After the volcanic activity, the primary landforms, exposed to strong erosion and derasion, have been collected intő an ordinary drainage basin now being the Central depression of the volcano. 284 Beyond this image, our K/Ar data may help us to resolve the question of the volcanic periodicity. It seems that they argue fór the synchronism rather than the age succession of the South Harghita volcanism. Cucu volcano is the second one of the five edifices in the South Harghita volcanic cham. In the light of the K/Ar dating, their volcanic activities show somé overlapping in time. In addition, the age data draw a much clearer picture of the final eruptions of the southemmost volcano, Ciomadul — with the youngest K/Ar ages (0.5—0.2 íny) ever dated in the Carpathians. Irodalom — References BAGDASARJAN, G. P. (1972): Despre virsla absolutá a unor roci eruptive sí metamorfice din masivul Ditráu si Munjii Banatului din Románia. — Studii §i Cercetarii de Geologie, GeofizicS, Geografie, serie geologie 17, 1, 13—21, Bucuresti. BALOGH K. (1985): K/Ar dating of Neogene volcanic activity Ín Hungary: experiences and methods of chronological studies. ATOMKI report. D/l, 277—288, Debrecen. Cas, R. A. F. & Wrjght, J. V. (1987): Volcanic Suceessions — Modem and Ancient. Unwin Hyman, Boston, 528 p. CASTA, L. (1980): Les formation quatemaires de la depression de Brasov (Roumanie). Doktori értekezés, Université d’Aix-Marseille H, 256 p, FlSHER, R. V. & SMITH, G. A. (1991): Volcanism, Tectonics and Sedimentatíon. Sedimentationin Volcanic Settings, Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Special Publication 45. GlVULESCU, R. & Vasilescu, A. (1970): Date női asupra flóréi pleistocene de la Dobogni (Bazinul Baraolt). — Diri de Seami Institutul de Geologie §i Geofizica LVI, 3, 55—60, Bucurejti. KARÁTSON D. (1990): Kárpáti kalderákűj értelmezésea morfometria tükrében. (A new interpretation fór somé Carpathian calderas in the light of morphometry.) — Földrajzi Közlemények, CXIV (XXXVIII), 3—4, 129—137, Budapest. (In Hungárián with English abstract) KARÁTSON D. (1992): Káipáti tűzhányók elsődleges formakincse és lepusztulásának mértéke az összehasonlító morfometria tükrében. [Primary landforms of Carpathian volcanoes and the degree of their degradation in the light of morphometry.] Doktori értekezés, ELTE Természetföldrajzi Tanszék, 139 p, Budapest. (Doctoral thesis, Department of Physical geography, Eötvös University) KARÁTSON D., PÉCS KA Y Z., Szakács S. & SEGHEDI, I. (1992): Kialudt tűzhányó a Hargitában: a Kakukkhegy. [An extinct volcano in the Harghita Mts.: Mt. Cucu) — Tudomány, 1992/1, 70—79, Budapest. (In Hungárián) LlTEANU, E., MlHAlLA, N. & BandráBUR, T. (1962): Contributii la studiul straügrafiei Cuatemarului din bazinul mijlociu al Oltului (Bazinul Baraolt). — Academia R. P. R., Studii §i cercetári de Geologie VII, 34, 485—511, Bucuresti. Michailova, N., Glevasskaya, A., Tsykora, V. & Romanescu, D. (1983): New paleomagnetic data fór the Calimani, Gurghiu and Harghita volcanic mountains in the Rumanian Carpathians. — Anuarul Institului de geologie §i Geofizica LXIH, 101 — 111, Bucuresti. MlHAlLA, N. & KREUZER, H. (1981): Contributii la cunoasterea cronologiei vulcanitelorbazaltics din Per§ani centrali si sudici. — Terra, 4, 37—43, Bucuresti. PELTZ, S. (1971): Contributii la cunoasterea formatiurúi vulcanogene-sedimentare Pleistocene din sudul munplor Harghita $i nordestul Bazinului Baraolt. — Dari de Seamá Institutul de Geologie $i GeofizicS LVn, 173— 189, Bucuresti. Peltz, S., Popescsu, I., Stefanesu, M., Patrulius, D., SEGHEDI, I., TlCLEANU, N., Mihailá, N., - PELTZ, M., STEFaNESCU, M. & POPESCU, A. (1983): Geological map of Románia, 1:50 000, 79a (Chirui). Institutul de Geologie $i GeofizicS, Bucuresti. PELTZ, S., VaJDEA, E., Balogh K. & PÉCSKAY Z. (1987): Contribution to the chronological study of the volcanic processes in the Calimani and Harghita Mountains (East Carpathians, Románia). — Dari de Seama Institutul de Geologie §i GeofizicS 72—73, 1, 323—338, Bucuresti. RADULESCU, D., Peltz, S. & STANCIU, C. (1973): Neogene volcanism in the East Carpathians (Calimani— Gurghiu-Harghita). Guide to excursion 2 AB, Symposium volcanism and metalogenesis, Bucharest. PÉCSKAY Z. et al.: A Dél-Hargita geokronológiája 285 RADULESCU, D., VASILESCU, A. & PELTZ, S. (1964): Contributii la cunoasterea structurii geologice a Muntilor Gurghiu. Anuarul Comitetului de Geologie XXXIII, 87—151. SANDULESCU, M., Bandrabur, T., Vasilescu, a. & PELTZ, S. (1973): Geological map of Románia, 1:50 000, 79b (Sínmartin), Institutul de Geologie ji GeofizicS Bucurejti. Sandulescu, m., Vasilescu, a., Popescu, A., Muresan, M,, arghir, a., Dragulescu, a. & - Bandrabur, T. (1968): Geological map of Rontania, 1:200 000, 20 (Odorhei). Institutul de Geologie §i Geofizica, Bucurejti. SCHREIBER, W. E. (1974): Das Periglazialrelief des Harghita Gebirges. — Révue Roumaine de Geologie, Géophysique et Géographie, Géographie 18/2, 179—188, Bucure^ti. SCHREIBER, W. E. (1980): Geomorfologiea munjilor Harghita. Doktori értekezés, Universitatea Cluj-Napoca, 180 p. SEGHEDI, I., GRABARl, G,, Ianc, R., Tanasescu, a. & Vajdea, E. (1986): Rb, Sr, Zr, Th, U, K distribution in the Neogene volcanícs of the South Harghita Mountains. — DSri de SeamS Institutul de Geologie §i Geofizica 70—71/1, 453—473. Bucurejti. SEGHEDI, I. & SZAKÁCS, A. (1987): Harta geologica a structuri vulcanice Cucu; Professional Report. Az Institutul de Geologie §i Geofiz. Archívuma, Bukarest, SEGHEDI, I. & SZAKÁCS, A. (1991): Magma genesis and evolution in the East Carpaihian Neogene Volcanic Chain (Rumania) as inferred from petrochemical data. — IUGG General Assembly, Abstracts Volume, Vienna, SEGHEDI, I., Szakács, A., Udrescu, C., Stoian, M. & Grabarl G. (1987): Trace elementsgeochemistry of the South Harghita votcanics (East Carpathians): calcalkaline and shoshonitic associations. — DSri de Seama Institutul de Geologie ji GeofizicS 72—73/1, 381—397, Bucurejti. STEIGER, R.& JAEGER, E, (1977): Subcommission on geochronology: Convention on the use of decay constants in geo- and cosmochronology, — Earth and Planetary Science Letters, 36. SZAKÁCS, A. & SEGHEDI, 1 (1990): Quatemary dacitic volcanism in the Ciomadul Massif (South Harghita Mts, East Carpathians, Románia). — International Volcanological Congress, Abstract Volume, Mainz. SZAKÁCS, A. & SEGHEDI, I. (1991): [Geological mapping in the South Harghita.] Professional Report. Az Institutul de Geologie §i Geofizica Archívuma, Bukarest. SZÉKELY a. (1959): Az erdélyi vulkanikus hegységek geomorfológiai problémái. Földrajzi Közlemények 3— 4, 235—263, Budapest. VASILESCU, A. & Givulescu, R. (1969): Contributii la cunoasterea geologiei bazinului Baraolt. — Dári de Seama Institutul de Geologie §i GeofizicS LIV, 3, 283—293, Bucuresti. 286 4. ábra. A Kakukkhegy vulkáni és eróziós fejlődéstörténetének legfőbb állomásai. Makett. Az először még hígabb lávából felépüli krátereket (a) utóbb lávadómok magasították (b); az erózió ezeket közös vízgyűjtőbe nyitotta (c), amely a mai vulkáni udvarrá mélyült (d). Fig.3 Main steps ofthe volcanic and erosional evolution of Cucu volcanic structure. Maquette. The crater, built up of the first, readily flowing tavas (a) was heightened by lava domes 0) later; erosion opened them intő an ordinary drainage basin (c) which has been deepened intő a the present depression (d). Földtani Közlöny 122/2—4, 287—294 (1992) Budapest Magyarország új ásványai I. Pszeudobrookit és harmotom a Mátrából New minerals of Hungary I. Pseudobrookite and harmotome from Mátra Mts. Szakáll Sándor 1 (2 ábrával, 2 táblázattal és 2 fényképtáblával) Összefoglalás A mátrai andezitfeltárások anyagának vizsgálata során hazánkból még — fennőtt kristályok alakjában — ismeretlen két ásvány került eló. A pszeudobrookit a hólyagos andezit üregeiben „pneumatolitos” körülmények között képződött 1—2 mm-es, táblás kristályokban jelenik meg. A harmotom az andezit repedéseiben epitennás kiválásként szokatlan, nyúlt oszlopos kristályok formájában található, legtöbbször kalcedon kérgeken fennóve. Az ásványok morfológiai jellemzése mellett bemutatjuk mindkét előfordulás ásványtársulását és genetikai viszonyait. Abstract Euhedral crystals of two minerals, formerly unknown in Hungary, have been found in the Miocéné andesite of Mátra Mts. Tabular crystals of pseudobrookite, 1—2 mm in diameter, have been formed under „pneumatolytic” conditions in the cavities of vesicular andesite. Elongated, columnar crystals of harmotome — unusual as epithermal precipitate in fissures of the andesite — are overgrown on chalcedony crusts. Morphology of the crystals, associated minerals and origin are discussed. Bevezetés A mátrai bádeni (középső-miocén) andezit repedéseiben, hólyagüregeiben előforduló ásványokkal — a feltárásokhoz képest — viszonylag kevés munka foglalkozott. MEZŐSI (1961) zeolitásványokat ismertetett a Nyugati- és Közép-Mátrából, Nagy (1967) karbonátásványokat írt le a recski Csákány-kő kőfejtőjéből. A hólyagos andezit üregkitöltő ásványaival érintőlegesen Varga és munkatársai (1975) foglalkoztak. Jánossy et al. (1975) zeolitokban gazdag paragenezist mutatott be a Közép-Mátrából, 'SZAKÁLL Sándor, Hermán Ottó Múzeum Ásványtára, 3525 Miskolc, Kossuth L. u. 13. A kézirat beérkezett: 1991. április 19. Átdolgozva: 1992. május 4. 288 Földtani Közlöny 122/2—4 illetve röviden ismertette a kisnánai kőfejtő ásványait. Végül SZAKÁLL (1989) egy sor feltárás üregkitöltö ásványait tárgyalta. Ez utóbbi tanulmány már megemlítette a mátrai harmotom és pszeudobrookit előfordulását is, de néhány műszeres vizsgálattal kiegészítve a téma érdemesnek mutatkozik a külön bemutatásra is. Pszeudobrookit Mátrakeresztesrdl (Pásztó) A Nyugati-Mátrában (a közigazgatásilag Pásztóhoz tartozó) Mátrakeresztestől délre, a Szalajka-tető mellett, az erdészeti út bevágásával feltárt hólyagos és mandulaköves andezit üregei több cm-es átmérőt is elérhetnek. A hólyag- és mandulaüregek érdekes ásványtársulást rejtenek magukban. A térség hólyagos andezitjének fennőtt ásványait érintőlegesen tárgyaló Varga és társai (1975) a következő ásványokat figyelték meg a hólyagüregekben: hematit, limonit, kalcedon, kaiéit, szíderit és agyagásvány. Vizsgálataink során a fent említett feltárásban a következő paragenezist találtuk: igen elterjedt az üregek falán a biotit. Hatszöges, vékonytáblás kristályait a {001}, {110}, {010} formák határolják. Ritkább a táblás, milliméteres fekete kristályokban előforduló hematit. Ezen a következő formákat ismertük fel: {0001}, {1011} és {2243}. Az EDAX elemzés a kristályokban jelentős titánbeépülést mutat: a Fe:Ti arány a 8:1 és 4:1 között változik. Ritkán észleltük a pszeudobrookit fekete vagy sötétbarna táblás kristályait; az ásványnak ez az első hazai, fennőtt kristályos előfordulása. Akcesszórikus kőzetelegy¬ részként VÖRÖS (1967) említette a balatonfelvidéki Gulács bazaltjából, és T. Gecse (1982) a bieske-nagyegyházi bauxittelepből, de a két tanulmány pszeudobrookitra vonatkozó közlései adatokkal alig alátámasztottak. 101 1. ábra, A pásztó-mátrakeresztesi pszeudobrookit kristályformái Fig. 1. Crystal forms of the pseudobrookite Jrom Pásztá-Mátrakeresztes (Mátra Mts, Hungary) SZAKÁLL S.: Pszeudobrookit és harmotom a Mátrából 289 2. ábra. Pszeudobrookit táblás kristálya, Pásztó-Mátrakeresztes (pásztázó elektronmikroszkópos felvétel). Fig, 2. Pseudobrookiie, tabular crystal from Pásztó-Mátrakeresztes (seanning electron micrograph). A mátrakeresztesi pszeudobrookit kristályai (100) sz. vékony-, ill. vastagtáblásak (2—3. ábra). A rajtuk felismerhető formák; {100}, {101}, {010}, {210} (1. ábra). Jellemző az {100} lapokon megjelenő sűrű rostozás, mely vicinális lapok megjelenéséből adódik. A kristályok legtöbbször az {100} lapjukkal fekszenek az üregek falán. DOBOSI (MTA Geokémiai Kutatólaboratórium) kvantitatív mikroszonda-elemzése (I. táblázat) alapján a pszeudobrookit képlete: F®1,67^ §0,1 jTij 18 0 5 Figyelemre méltó a Mg beépülése a szerkezetbe. A „pneumatolitos” eredetű paragenezist az üregek egy részében alacsonyabb hőmérsékleten, epítermásan képződött ásványok (kvarc, kalcit, opál, goethit, Mn-oxidok, dolomit, montmorillonit) fedik be. Ezeket bővebben Szakáll (1989) ismertette. Érdemes összevetni e paragenezist más kárpát-medencei példákkal. Mint közismert, a pszeudobrookitot Koch (1878a, 1878b) fedezte fel Erdélyben, az Erdélyi-érchegység (Munjii Metaliferi, Románia) déli szegélyén fekvő Arany (Uroiu) község melletti Aranyi-hegyen (Magúra Uroiu). Itteni kísérőásványai közül említésre méltó a hipersztén, hematit, tridirmt, anatáz, apatit, titanités anortit. Másik erdélyi lelőhelyét, a Hargitában (Harghita) fekvő Sepsibükszádot (Bixad) Herrmann (1950) ismertette. Az ottani paragenezis már jóval szegényebb, uralkodóan tridimit és hematit jellemzi. Szlovákiából az epeijesi-hegységi (Slanské vrchy) Vehéc (Vechec) kőfejtőjéből Paulis (1975) írt le pszeudobrookitot, ahol — többek között — tridimit és cristobalit a kísérője. 2 L >] Földtani Közlöny 122/2—4 3. ábra. Pszeudobrookit kristály a kőzetüreg falán, Pásztó-Mátrakeresztes (pásztázó elektronmikroszkópos felvétel). Fig. 3. Pseudobrookite crystal on the wall of a cavity, Pásztó-Mátrakeresztes (scanning electron micrograph). I. táblázat — Table 1 A pásztó-mátrakeresztesi pszeudobrookit vegyi összetétele Chemical composition of pseudobrookite from Pásztó-Mátrakeresztes (Mátra Mts, Hungary) a b Ti0 2 39.82 Ti 1.181 FejOj 56.28 Fe 3+ 1.672 MgO 2.13 Mg 0.125 MnO 0.12 Mn 0.004 E 98.35 E 2.982 a: Négy mikroszonda-elemzés átlaga oxidos alakra átszámolva. (20 kV, 36 pA, ZAF korrekció; standardok: hematit (Fe), rutil (Ti), magneziokrómit (Mg), spessartin (Mn).) Elemző: DOBOSI G., MTA Geokémiai Kutatólaboratórium. b: lonszámok 5 oxigénre számolva. a: Average offour microprobe analyses recalculated tű oxides. (20 kV, 36 pA, 2AF correction; standards: hematite (Fe), rutile (Ti), magnesiochromite (Mg), spessartite (Mn).) Analysed by G. DOBOSI, Geochemical Research Laboratory of the Hungárián Academy of Sciences, b: Ion numbers calculatedfor 5 oxygen ions. SZAKÁLL S.: Pszeudobrookit és harmotoma Mátrából 291 4, ábra, Harmotom oszlopos kristályai, Bátonyterenye-Nagybátony (pásztázó elektronmikroszkópos felvétel). Kovács Árpád (Miskolci Egyetem Fémtan! Tanszék) felvételei. Fig. 4. Harmotome, columnar crystals, Bátonyterenye-Nagybátony (scanning electron micrograph). Photos by Á. KOVÁCS (Miskolc University, Department of MetalLography) E lelőhelyekkel szemben figyelemre méltó Mátrakeresztesen a tridimit hiánya. Azt találtuk, hogy nemcsak ebben a feltárásban, de az egész Északi- és Nyugati-Mátrában nagy ritkaság a tridimit, ellentétben például a Keletí-Mátrával, ahol ez a hőlyagüregek egyik fontos uralkodó ásványa. Harmotom Nagybátonyból (Bátonyterenye) Az Északi-Mátrában a Mátraszentlászlótől 1 km-re északra lévő (de közigazgatásilag Bátonyterenye-Nagybátonyhoz tartozó) Szántás-hegy mellett, erdészeti út építéséhez használt időszakos andezitfejtőben talált ásványparagenezis érdekességét a harmotom megjelenése adja. Az üde tömött kőzet repedéseiben a kvarc néhány mr n-es zömök, lapokban szegény kristályok, illetve kalcedon kérgek formájában jelenik meg. A barit néhány ponton gyakori, általában azonban nyoma sincs. A 2—3 cm-t is elérő táblás kristályokat mindössze a {001} és {110} formák határolják. A kalcit romboéderes habitusú kristályai ritkák. A feltárás néhány négyzetméteres foltján találtuk a színtelen vagy néha tejfehér, 1—3 mm-es, oszlopos kristályokban megjelenő harmotomot. Ennek a viszonylag ritka zeolitnak ez az első hiteles hazai előfordulása. A röntgendiffraktogram (II, táblázat), a kvalitatív mikroszonda-elemzés és a morfológia együttesen bizonyítja a meghatározást. 292 Földtani Közlöny 122/2—4 5. ábra. A bátonyterenye-nagybátonyi harmotom energiadiszperzív röntgenspektruma Fig. 5. Energy dispersive X-ray spectrum of harmatomé front Bátonyterenye-Nagybálony (Mátra Mis, Hungary) Az EDAX-elemzés szerint a mátrai harmotom lényegében csak báriumot tartalmaz az alkálifémek közül, káliumot csak minimális arányban, míg kalciumot és nátriumot — mely kationok kis mennyiségben némely harmotomban megtalálhatók — egyáltalán nem mutatott ki a vizsgálat. A mikroszkópi megfigyelések szerint a kristályok mind pszeudotetragonális ikrek, az egyedeket a {001}, {010} és {110} formák határolják. Sajátos a nyúlt, oszlopos kifejlődés (4. ábra), a harmotom ugyanis szinte mindig zömök oszlopos kristályokban jelenik meg. A kristályok vagy külön-külön, vagy sugaras halmazt alkotva nőttek az üreg falára, szinte mindig kalcedon kérgekre települve. A harmotom andezitben való megjelenése nem mondható gyakorinak, a szakirodalom szerint (GOTTARDI és Galli, 1985) a legtöbb lelőhelyen bázisos vulkánitokból ismert. Az ásványtársulás tagjai még: heulandit, szeladonit, hematit és egy meghatározatlan Mn-oxid. A harmotomnak a Kárpát-medencében öt további előfordulását ismerjük: az Eperjesi-hegységből (Slánské vrchy, Szlovákia), Vehéc (Vechec) mellett az 5 mm-t is elérő kristályokat kabazít és pirít kíséri, míg Felsősebes (Vysná Sebastová) andezitjében és dioritporfiritjében egy igen gazdag ásványtársulás ritkán megjelenő tagja (Dud'a et al., 1981). Kárpátalján Benéről (Dobroszelje), andezit és andezittufa üregeiből írták le (Lazarenko et al., 1963), ahol kalcedon, nátrolit, barit a kísérőásványai. Kristályait itt is nyúlt oszloposnak említik, nagyságuk eléri a 4 mm-t. Ez a paragenezis nagyon hasonló a bátonyterenyei előforduláséhoz. Végül Erdélyből az Erdélyi-érchegységből (Vorca (Vorja) és Furksora (Furc§oara) lelőhelyeken találták meg mezozoós ofiolitok repedéseiben (CIOFLICA et al., 1985). SZAKÁLL S.: Pszeudobrookit és harmotom a Mátrából 293 II. táblázat — Table II A bátonyterenye-nagybátonyi harmotom röntgendiffraktométeres felvétele X-ray powder diffractogram of harmatomé from Bátonyterenye-Nagybátony Harmotom Harmotom Bátonyterenye JCPDS, 20-468 i d(A) int d(A) int 8,11 37 8,10 40 7,17 82 7,16 50 6,39 65 6,38 100 5,04 24 5,03 40 4,26 13* 4,30 40 4,08 60 4,08 60 3,89 21 3,90 30 3,46 18 3,47 10 3,24 60 3,24 60 3,20 10 3,17 100 3,17 60 3,11 76 3,13 80 3,08 28 3,08 40 2,91 23 2,92 20 2,848 11 2,847 20 2,751 21 2,751 20 2,733 44 2,730 60 2,698 53 2,698 60 2,664 73 2,670 70 2,635 27 2,630 20 2,520 34 2,527 20 2,458 10* 2,470 10 2,376 18 2,374 20 2,324 32 2,315 20 2,145 15 2,148 20 2,052 23 2,058 20 1,953 10 1,712 21 1,713 20 A *-gal jelzett intenzitásértékekhez az átfedő kvarc is hozzájárult. A röntgendiffraktogram az ELTE Ásványtani tanszékén készült, kiértékelte: SZABÓ Endre T. Intensity values marked by * are partly due to quartz. X-ray diffractogram was made on the Dept. of Mineralogy, Eötvös Loránd University, Budapest; evaluated by T.E. Szabó. Köszönetnyilvánítás Köszönöm Kovács Árpádnak (Miskolci Egyetem, Fémtant Tanszék) a pásztázó elektronmikroszkópos felvételek és a kvalitatív mikroszonda-elemzés elkészítését. Dobosi Gábornak (MTA Geokémiai Kutatólaboratórium) a pszeudobrookit kvantitatív mikroszonda-elemzését, és Jánosi Melindának (ELTE Kőzettan—Geokémiai Tanszék) a harmotom röntgendiffraktogramjának elkészítését. Úgyszintén köszönöm a gyöngyösi Mátra Múzeum kutatóinak a mátrai gyűjtésekhez nyújtott segítségét. 294 Földtani Közlöny 122/2—4 Irodalom — References Cioflica, G., Mátéi, L., Anastasiu, N., Lupijlescu,M., MáldArescu, I., popescu, Gh. C., §ecláman, M. & Petrescu, L. (1985): Mineralogical investigation of zeolites relaled to Mesozoic magmatites in the Varta-Furejoara region (Southern Apuseni Mountains). — Révue RoumainedeGéologie, Géophysique et Géographie, Géologie 29, 19—33, Bucure§ti. Dud’a, r., cerny, P., Kaliöiak, M., Kaliíiaková, e., Tőzsér, j., Ulrych, J. & Veselovsky, F. (1981): Mineralógia sevemej casti Slanskych vrchov (Mineralogy of the Slanské vrchy Mts. northem part (Eastem Slovakia). — Mineralia Slovaca Monográfia 2, 99 p., Alfa, Bratislava. (In Slovakian with English summary) GOTTARDI, G. & GALL1, E. (1985): Natural Zeolites. Springer, Berlin, 409 p, HERRMANN M. (1950): Pszeudobrookitos andezit Bicsadról (Sepsibükszád). (Pseudobrookithaltiger Andesit von Bicsad (Sepsibükszád)) — Földtani Közlöny 80, 381—389, Budapest. (In Hungárián and Germán) IÁNOSSY A., OLASZI V. & VÁRHEGYI Gy. (1987): Új zeolit-előfordulások Magyarországon. [New zeolite occurrences in Hungary.] In HlavaY J., PATAKI K. & Kovács Gy. I. (szerk.): Hazai természetes zeolitok kutatása és felhasználása II. Veszprémi Akadémiai Bizottság (VEAB), Veszprém, 9—25. (In Hungárián). KOCH A. (1878a): Az aranyi hegy kőzete és ásványai s ezek között két uj faj [The rock and the minerals of the mountat Arany with two new species ] — Mathematikai és Természettudományi Közlemények 15/2, 23—58, Budapest (In Hungárián) Koch A (1878b): Neue Mineralien aus dem Andesit des Aranyér Berges in Siebenbürgen. — Tschermak’s Mineralogische und Petrographisehe Mitteilungen, Neue Folge 1, 331—361. LAZARENKO et al. (1963): J1A3APEHKO, EK, JIA3APEIIKO, 3A, 5APHWHHK0B, 3K. & MAJfflrHHA, GA. (1963): MHHepaiorHH 3a*:apnaTH. H3a. JEtBOBCKoro YTtHBepaH- TeTa, 614 p. Mezősi J. (1961): Zeolite occurrence in the Mátra Mountains. — Acta Mineralogica Petrographica 14, 67—74, Szeged. NAGY B. (1967): A csákányka kőfejtő andezitjeinek üregkitöltő ásványai (Cavity filling minerals in the andesite of a quarry at Csákánykó, Mátra Mts, Hungary.) — A Magyar Állami Földtani Intézet Jelentése az 1965. évről, 341—343, Budapest (In Hungárián with English and Russian abstract) SZAKÁLLS. (1989): Adatok a Mátra ásványainak ismereretéhez I. (On Minerals of the Mátra Mts. I.) — Fólia Historico-naturalia Musei Matraensis 14, 9—30, Gyöngyös. (In Hungárián with English abstract) PAUL1S, P. (1975); O nékterych novych nalczistích nerostü na vychodním Slovensku [On somé new mineral localities in eastem Slovakia.] — Casopis pro Mineralogii a Geologii 20, 102—103, Praha, (In Czech) T. GECSE É. (1982): A nagyegyházi bauxittelep mikromineralógiai vizsgálata. (Micromineralogical study of the Nagyegyháza bauxite deposit). — A Magyar Állami Földtani Intézet Jelentése az 1980. évről, 435—448, Budapest. (In Hungárián with English abstract) VARGA Gy., CstLLAGNÉ TEPLÁNSZKY E. & FÉLEGYHÁZI Zs. (1975): A Mátra hegység földtana. (Geology of the Mátra Mountains). — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 57/1, 575 p. (In Hungárián with English summary) VÖRÖS I. (1967): Fe-Ti oxide minerals in Transdanubian(Western Hungary) basalts. — Annales Universitatis Budapestinensis, Sectio Geologica 10, 99—110, Budapest. Földtani Közlöny 122/2—4, 295—297 (1992) Budapest Megemlékezés idősebb dr. Posgay Károlyról (1892-1989) Knauer József 1 Egy szerződés fekszik előttem. Munkaszerződés, nyugdíjas munkavállalók részére. Egy oldal mindössze, benne néhány adat. Az adatok mögött egy nem mindennapi életút. Az első: 1892 április 28., Posgay Károly születése napja. Az utolsó: 1989 január 17. Ekkor kelt a szerződés. A két dátum között 97 év, s egy emberi élet, amelynek azonban nem a tartama igazán irigylésre méltó, hanem az, hogy utolsó éveit sem megtört aggastyán, nem együgyű öreg, hanem alkotó munkára képes férfi töltötte, akitől tíz éve olyan összefoglaló dolgozatra tellett, mint „Az első magyar bauxitelőfordulás kutatástörténete és földtani-teleptani viszonyai”. Mi, akik mint középdunántűli szaküléseink rendszeres látogatóját, gyakori hozzászólóját, kissé közelebbről ismertük, nemcsak emlékezőtehetségét csodáltuk, hanem azt is, hogy mindig a tárgyhoz fűzött gondolatokat, ahhoz szolgált tanulságul egy-egy tapasztalata, amelyről beszámolt. Igaz, mondókája gyakran kis kerülővel indult, első mondatai látszólag messze estek a szőnyegen lévő ügytől. Érdekes volt megfigyelni a hallgatóság ama tagjait, akik még nem ismerték őt, hogyan váltja fel arcukon a vélt szószátyár öregnek előlegezett türelmetlenséget a meglepődés, majd az ős zin te érdeklődés. Posgay Károly, Társulatunk hosszú időn át volt doyenje, talán e szellemi frissesség, e csöppet sem vénemberes magatartás miatt volt egyben társulati életünk tisztelt és közkedvelt szereplője. De ugyanez mondható el abban a körben is, amelyet a bauxit és alumínium világában dolgozók alkotnak. Magatartásának eredete, úgy tűnik előttem, tárgyilagos életszemléletében, a valóság tiszteletében és elfogadásában, a saját munkája iránti igényességben, a szolgálatot teljesítő ember erkölcsében keresendő. Talán ebből fakad az is, ahogyan élete fordulataihoz alkalmazkodott, megtalálta helyét a gyökeresen új körülmények között, figyelmét az új feladatra összpontosítva, nem téve különbséget kisebb vagy nagyobb feladat között. A 97 évbe, az ő szavaival élve, két élet fért be, egy katonáé és egy civilé. Egyik életét sem maga választotta, hanem a körülmények, de mindkettőben helytállt. Óbudán született. A ház, amelyhez gyermekévei fűződtek, amelyet felnőttként is gyakran felkeresett, ma is áll, miközben körülötte eltűnt, vagy mássá alakult szinte minden. ‘KNAUER József, Magyar Állami Földtani Intézet, 1141 Budapest, Stefánia út 14. 296 Földtani Közlöny 122/2—4 A Pázmány Péter Tudományegyetem természetrajz-földrajz szakán végzett, ahol vegytant is hallgatott. Ezután, tartalékos tisztként, a világháború talán leghírhedtebb frontszakaszain harcolt: a kárpáti fronton és Doberdőnál. Mindkét frontszolgálat súlyos sebesüléssel végződött, a második betegszabadság elegendő volt doktori disszertációja elkészítésére és megvédésére. Az értekezés földrajz és földtan tárgyú volt. Megszerezte a középiskolai tanári oklevelet is, melynek birtokában a még mindig lábadozó tisztet a nagyváradi honvéd hadapród iskolához osztották be. Útja innen 1919 őszén, már mint hivatásos tiszté, a budapesti katonai főreálhoz vezetett. Félve a fiatal tiszteket fenyegető elbocsájtástól, elvégezte a Keleti Kereskedelmi Akadémiát, de a Honvédség megtartotta, sőt a kötelező csapatszolgálat és tanfolyamok után végül ezredes és ezredparancsnok lett. A II. világháborúban frontszolgálat nem hárult már rá, angol hadifogság, majd itthoni igazolás után 1947-ben nyugdíjazták. 16 kitüntetéséből ő maga kettőt talált kiemelkedő¬ nek: a Nagyezüst vítézségi érmet és a tiszti lovagkeresztet. No meg azt, hogy hű maradt honvéd-esküjéhez, s nem volt hajlandó a nyilasok felszólítására megszervezni a Klapka páncélos hadosztályt. Nyugalmazott katonából civillé egy 1950-es rendelet tette, amely megszüntette, illetve egyéni kérvényezéshez kötötte a tiszti nyugdíjakat. 0 úgy vélte, nem könyörög senkinek, elővette tanári diplomáját, s elhelyezkedett a Múzeum Ásványtani osztályán, szakmunkásként. Igaz, ehhez a Magyar Tudományos Akadémia támogatása is kellett. Hamar kiderült azonban, hogy ilyen bizalmi állásba egy volt ezredes nem való. így lett 1951-ben geológus az Intézetben. Vízföldtani észlelések, földtani térképezés a Mátrában és Somogybán, 1952 január 1-jétől tudományos munkatársként. S áprilisban az a fordulat, amely eleinte ideiglenes¬ nek tűnhetett, de végül hátralévő pályáját meghatározta: a Földtani Intézet több más munkatársához hasonlóan szolgálattételre átengedték a MASZOBAL Kutató Ex¬ pedíciójának. A többiek 1954-ben visszajöttek, ő maradt a jogutód Bauxitkutató Vállalatnál, s onnan ment nyugdíjba, immár nem először, 1967-ben, 75 éves korában. O ugyan fiatalnak tartotta magát ehhez, nem is szívesen tette, de beletörődött, s azonnal új munkalehetőség után nézett. így lett a bauxitföldtani irodalom összegyűjtője és rendszerezője, s ennek révén jutott el az erdélyi bauxitról szóló, az előbb idézett összefoglaló munkájáig, amelyet 1979-ben ismertetett Veszprémben. Az irodalomkutatás egy másik vetülete „A magyar bauxitföldtani irodalom fejlődésének oknyomozó története a statisztika tükrében” és „A magyar bauxitföldtani irodalom névjegyzék 2. sz. függelékének és a statisztikai adatok egyik felhasználási módjának ismertetése” c., ugyancsak veszprémi előadásaiban jelent meg. A dátum: 1983 és 1985. De foglalkoztat¬ ta még mindig a bauxitföldtani kutatástörténet is, 1985-ben Vitális István idevágó tevékenységéről értekezett. A bauxitkutatásban leginkább a halimbai területen működött. Összesen 8 kutatási zárójelentés kidolgozása fűződik a nevéhez, önálló vagy csoportmunkaként. Munkásságáért civil kitüntetéseket is kiérdemelt: A földtani kutatás kiváló dolgozója Rubin diploma (70 éves diploma!) Nyugalmazott szakági főgeológus cím (a KFH elnökétől) Pro Geológia Applicata érem a Magyarhoni Földtani Társulattól. Úgy érzem, ezek az elismerések jól kifejezik szakmai tevékenységének fő irányát és minőségét. KNAUER: POSGAY Károly emlékezete 297 Ahhoz, hogy munkáját jól és szívesen végezze, hozzájárult természetszeretete, kutatói kíváncsisága, a vándorláshoz, utazáshoz való vonzalma. Önéletrajzában fontosnak tartotta megemlíteni a következőket: „Már diák koromban és később egyetemi éveim alatt minden nyarat utazással töltöttem el. Bejártam egész Magyarországot, Ausztriát, Dalmáciát, Montenegrót, Svájcot, Észak-Olaszországot, Németországot, Hollandiát, Belgiumot, ösztöndíjjal voltam Londonban nyári egyetemen. Mint kutató geológus, örömmel jártam a hegyeket, völgyeket, medencéket és végeztem mindenféle időjárásban a kutatást. Szívesen mentem le a bányák mélyébe, ahol a zárójelentéseim adatait ellenőriztem a bányművelés során. ” Idézzük föl még egyszer alakját, s az 1989 július 17-én bekövetkezett halálán érzett megrendülést váltsa fel a csöndes belenyugvás, mert aki most távozott családja, szaktársai, tisztelői köréből, teljes életet élt. Id. dr. Posgay Károly szakirodalmi munkássága 1979 A magyar bauxitföldtani irodalom jegyzéke (1903—1975) és I. számú függelék (1976—1977). ALUTERV, Budapest. 1981 Az első magyar bauxitelőfordulás kutatástörténete és földtani-teleptani viszonyai (Királyerdő, Erdélyi Középhegység, Román SZ. K.) — Földtani Közlöny 111/1, 1—25. 1984 A magyar bauxitföldtani irodalom jegyzékének II. számú függeléke (1978—1982). ALUTERV, Budapest. 1986 A magyar bauxitirodalom fejlődése a statisztika tükrében (1903—1981)— Földtani Közlöny 116/1, 185-201. 1988 A magyar bauxitföldtani irodalom jegyzékének III. számú függeléke (1983—1987). ALUTERV, Budapest. Kéziratos munkák 1955 Jelentés az Iszkaszentgyörgy-Rákhegy-ibauxitelóforduláson végzett kutatómunkálatokeredményeiról. i—in. 1957 Jelentés a Szőc-Nyíreskút-i bauxitelőforduláson végzett kulatómunkálatok és készletszámítás eredményeiről. 1958 POSGAY Károly & SZANTNER Ferenc: Jelentés a Szőc-Nyíreskút-i bauxitelőforduláson végzett kiegészítő kutatások eredményeitől. 1958 Posgay Károly & SZANTNER Ferenc: Jelentés a Nagytárkány-Darvastóibauxitelófordulás VII., VIII., IX. számú lencséin végzett kutatómunkálatok és készletszámítás eredményeiről. 1959 POSGAY Károly & SZANTNER Ferenc: Jelentés a Kislőd-Öreghegy-i bauxitelőforduláson végzett kutatómunkálatok és készletszámítás eredményeiről. 1961 Jelentés a Szóc-Félix I. bauxitelőfordulás I., II., III. számú lencséin végzett kutatómunkálatok és készletszámítás eredményeiről I—II. 1962 Jelentés a Szőc-Félix II. bauxitelőforduláson végzett kutatómunkálatok és készletszámítás eredményeiről. I—III. 1963 POSGAY Károly & SZABÓ Elemér: Jelentés a Halintba IV. bauxitelőfordulás területén végzett kiegészítő kutatás munkálatairól és készletszámítás eredményeitől. Földtani Közlöny 122/2—4, 299—305 (1992) Budapest Főtitkári jelentés az 1991. évről Halmai János Tisztelt Közgyűlés! Az elmúlt évben immáron ismételten trien- níumi időre választott Elnökségnek a társulati élet felélénkítése, megújítása érdekében kifejtett tevékenységéről, ennek közvetlen eredménye¬ iről Önök - úgy érzem - csak felvillanásokat regisztrálhattak. Ennek nagyon gyakorlatias okát a rövid idővel magyarázhatjuk. Az elmúlt évi tevékenységet kétségtelenül negatívan befolyásolta, hogy a szükséges mértéknél több időt fordítottunk az új Alapszabály megalkotᬠsára, a megelőző tisztújításokhoz képest nagyon elhúzódtak a Szakosztályok és Területi Szer¬ vezetek tisztújításai, plusz a költözés. E belső okok mellett azonban a földtani szakterületet érintő változások is hatással voltak a társulati munkákra. Mik ezek? Itt elsősorban az ipari vállalatoknál zajló privatizációs folyamatokra, a bányavállalatok szanálására, a költségvetési támogatások drasztikus csökkenésére, az át¬ szervezések befejezetlenségére gondolok. Mindezek együttesen negatívan hatottak és hatnak a tudományos munkára, és mivel Társulatunk elsődleges fóruma az új gyakorlati és tudományos kutatási eredmények bemutatᬠsának, ez megmutatkozott az előadások szᬠmában is. Emellett a vállalatok létszámcsökke¬ nése, elbocsájtások, kutatási részlegek meg¬ szüntetése, nyugdíjazások komoly egziszten¬ ciális problémákat teremtettek. E folyamatok következménye, hogy az utóbbi időszakban több meg nem történt, vagy rossz döntésért a Társulat felelősségét hangsúlyozzák tagjaink, annak ellenére, hogy ezek többsége állami fele¬ lősségi körbe tartozik (tartozott). E negatív vonás azonban annyiból pozitív is egyúttal, hogy ma a Társulat az egyik, ha nem az egyet¬ len olyan fórum, ahová ilyen problémával lehet fordulni. Mindez a gyakorlat oldalára lefordítva azt jelenti, hogy „tár-sadalmi” igény mutatkozik arra, hogy Társulatunk felvállaljon eddig állami költségvetésből finanszírozott szakmai és állami hatáskörbe tartozott szakmai érdekvédelmi feladatokat. Ez utóbbira Alapszabályunk lehetőséget és kötele-zettséget ad, de be kell vallanunk, hogy a Társulat igazi helyét és ilyen irányú szerepét nem sikerült megtalálni a fent vázolt helyzetben. Nem az Elnökséget, vagy saját személyemet kívánom mentegetni, de kétségtelen tény, hogy a szakmai munka rovására komoly energiát kellett fordítani a társulati élet gazdasági feltételeinek megteremtésére. A Gazdasági Bizottság beszámolójából hallhatták, hogy a helyzete területen csak romlani fog 1992-ben. Jelen helyzetből az egyik kiútnak azt látom, ha a Szakosztályok, Területi Szervezetek és Bizottságok az eddigieknél nagyobb felelősséget és önállóságot vállalnak magukra. Ezzel az Elnökség és nem utolsósorban a Titkárság munkáját könnyíthetik meg, és a felszabaduló energiát akkor sokkal fontosabb feladatokra lehetne koncentrálni. Tisztelt Közgyűlés! Kérem, hogy rövid felállással adózzunk Rónai András VÖLGYI László MOLDVAY Lóránd GRASSELLY Gyula Jantsky Béla CSÖRNYEI Zoltán DANK Viktomé MEISEL Jánosné és ZBORAY György tagtársunk emlékének. Társulatunk taglétszáma az 1989 elején bekövetkezett csökkenés (tagsági revízió) után stabilizálódni látszik. A beszámolási időszakban az átlagos létszám 948 fő volt. A tagság megoszlása a következő: aktív dolgozó 571, nyugdíjas 171, regisztrált 135, 300 Földtani Közlöny 122/2—4 diáJc 60, tiszteleti tag 11. Feltűnő a fiatalok alacsony száma, de ezzel a problémával az Ifjúsági Bizottságnál kívánok foglalkozni. Ezúton kívánom bejelenteni, hogy az Elnökség az 1990. évtől bevezetett tagdíjat nem kívánja emelni. Jelenleg olyan struktúra kidolgozásán fáradozunk, mely lehetővé teszi tagjainknak, hogy tagdíjukat alapítványi keretben fizethessék be és így adójukból levonható legyen. Ezt támogatja a Gazdasági Bizottság is. Az elmúlt évben is, a Területi Szerveze¬ teknél és Szakosztályokban folyó munkák mellett fontos szerepet játszottak központi rendezvényeink. Ezek közül legfontosabb a május 16-18. között, a Magyar Geofizikusok Egyesületével „Az Alföld aktuális földani- geofizikai kérdései, különös tekintettel a szén¬ hidrogénkutatásra és -termelésre” címmel rendezett Vándorgyűlésünk volt. A 200 részt¬ vevő, a 41 előadás és 13 poszter, valamint a kapcsolódó terepbejárás résztvevő létszáma bizonyítja a sikerességet. A III. Földtani Ter¬ mészetvédelmi Napra június 14-15-én, az Országos Természetvédelmi Hivatal, Celldö- mölk Város Önkormányzata és az OMBKE Bányászati Szakosztályával közösen került megrendezésre. A témához kapcsolódó terepbe¬ járást, előadásokat követően került sor a már szinte zarándokhelynek tekinthető sághegyi tanösvény bemutatására, és Bányász Emlékmű avatására a Sághegy oldalában. Központi ren¬ dezvényeink sorát az ELTE Geológiai Tanszék- csoportjával közösen rendezett „Karbonát szcdimentológia és diagenezis” többnapos továbbképzés egészítette ki. Nem szorosan központi rendezvényeink kategóriájához tartozik, de meg kell említenem, hogy Választmányunk több fontos, az egész szaktársadalmat érintő kérdéssel foglalkozott az elmúlt évben, melyekről - ez újítás - részletes beszámolót olvashat minden tagtársunk a havi programfüzet hasábjain. Területi szervezetek Az Alföldi Területi Szervezet 1991 során öt rendezvényt tartott. Az elhangzott előadások a szénhidrogénkutatások és a környezetföldtan témaköreit ölelték fel. A legnagyobb érdeklődést az Alföldi Ván¬ dorgyűlés mellett a „Tiszántúl északi részének földtani, természet- és környezetvédelmi prob¬ lémái” c. ankét váltotta ki. Ez utóbbit a Horto¬ bágyi Nemzeti Parkot bemutató szakmai kirán¬ dulás kísérte. Munkájukat már hosszú évek óta jellemzi a társszervezők nagy száma. Ezek az elmúlt évben a KLTE Ásvány- és Földtani Tanszéke, a MAFI Kelet-magyarországi Terü¬ leti Földtani Szolgálata és a DAB Paleoökoló- giai és Természetvédelmi Munkabizottsága volt. Kiemelkedő eseménye volt 1991-nek a Területi Szervezet 25 éves jubileumára tartott Emlékülés, mely nagylétszámú résztvevőjével bizonyította, hogy a szakmai és emberi kapcso¬ latok ápolása rendkívül fontos. Ezek eredménye az is, hogy ma itt, a Területi Szervezet székhe¬ lyén tartjuk közgyűlésünket. A Budapesti Területi Szervezetnek 1991-ben hét előadóülése volt. Egy külföldi előadónak az Antarktisz geológiájával és a hazai szakembe¬ reknek Eszak-Magyarországgal foglalkozó előadásait igen csekély érdeklődés kísérte. Elmaradt az Általános Földtani Szakosztállyal tervezett csővári kirándulás, valamint a „kék buszos” túrák. Az előadási kedv csökkenése a tagság passzivitásával, az új titkár tapasztalat¬ lanságával magyarázható. Ennél fontosabb, hogy több évi működés után még mindig nem találta meg igazi területét, szakmai arculatát a Területi Szervezet. A Déldunántúli Területi Szervezet rendezvé¬ nyeinek látogatottsága az elmúlt néhány évet tekintve mélypontra zuhant annak ellenére, hogy az előadások száma nem csökkent jelentő¬ sen. A csökkenés okát abban látjuk, hogy a régióban szakmánkat különösen sújtják a gazda¬ sági átalakulás következményei. A vállalatok létszámcsökkentése, a kutatási részlegek vissza¬ fejlesztése, a nyugdíjazások nem kedveztek a tudományos szakéletnek. Az új vezetőség több ülésén foglalkozott a társulati élet felélénkíté¬ sének lehetőségeivel. A megoldási módozatokat a nyugdíjas szakemberek megnyerése további aktív munkára, a vállalkozási szférába átke¬ rültek tudományos aktivitásának megőrzése és a meghirdetett oktatási programmal össz¬ hangban a területen élő földrajz szakos tanárok és a tanárképző kar földrajz szakos hallgatóinak bevonása jelentheti. Két legfontosabb rendezvé¬ nyük a veszélyes hulladékok elhelyezésével foglalkozó ankét (MGE, MHT és az OMBKE közreműködésével), valamint az Ifjúsági Nap volt. Az Északmagyarországi Területi Szervezet Halmai J.: Főtitkári jelentés az 1991. évről 301 két fő eseménye a Bükk-hegység vízföldtani problémái c. ankét a Borsodi Műszaki Hetek keretében, valamint a szokásos évi terepbejárás volt, ezúttal a Zempléni-hegységbe. A szakü¬ lések témakörei a lignit- és bamakőszénkutatás, a környezetvédelem és a huUadékelhelyezési problémák voltak. Novemberben tartották jubileumi ünnepségüket, melyen a Területi Szervezet 30 éves évfordulóját ünnepelték meg. A látogatottság jónak ítélhető, mely jó szakmai összetartást tükröz a földtan és bányászat szem¬ pontjából nagyon negatív megítélést mutató időszakban. A Közép- és Észak-dunántúli Területi Szer¬ vezet működését közvetlenül nehezítették a már máshol is említett kényszerű nyugdíjazások. A vezetőség összefogásának tulajdonítható, hogy megtartották hagyományos beszámoló ülésüket (a régióban 1990-ben végzett kutatások bemuta¬ tása), a júniusi ausztriai terepbejárást, és rend¬ kívüli aktivitásuknak köszönhetően a bányatör¬ vény tervezetének választmányi ülésen elkezdő¬ dött vitája a Területi Szervezetben folytatódott. Hasonlóan az északmagyarországihoz, a Terü¬ leti Szervezet is 1991-ben ünnepelte 30 éves fennállását. Szakosztályok Az Agyag ásvány tani Szakosztály a jelen¬ tősen lecsökkent szakosztályi tagság miatt a korábbi éveknél jóval kisebb létszámú vezető¬ séget választott az új ciklusra. Az év során 3 szakülést tartottak, közülük kettőt az Ásvány¬ tani-Geokémiai Szakosztállyal, ill. a Talajtani Társaság Talaj-ásványtani Szakosztályával. A korábbi évekkel összehasonlítva a szerényebb programok ellenére a látogatottság jónak ítél¬ hető. Az Általános Földtani Szakosztály múlt évi előadásainak gerincét a Földtani Intézetben folyó térképezési programok eredményeinek (Bükk, Balatonfelvidék, Kisalföld) bemutatása, valamint az ezekhez kapcsolódó külföldi tanul¬ mányutak beszámolói alkották. A rendezvények közül a legnagyobb érdeklődést a szeptemberi balatonfelvidéki terepbejárás keltette, míg az előadóülések közül az ankétszerű, előadássoro¬ zatot tartalmazók voltak sikeresek (szedimento- lógia, paleokarszt). 1991. elején jelent meg az Általános Földtani Szemle 25. száma, 360 oldalon, 750 példányban. Az Ásványtani-Geokémiai Szakosztály az előadások számát és látogatottságát tekintve szokványosnak mondható évet zárt. A 8 előadó¬ ülésen közel 20 előadás, köztük kettő neves külföldi előadóval hangzott el. A Szakosztály törekszik a rokon szakosztályokkal és intézmé¬ nyekkel való együttműködésre, melyet jelez, hogy egy-egy rendezvényüket az Ásványtani Szakosztállyal, a KFH-val, az ELTE Ásvány¬ tani Tanszékével és a MTA Geokémiai és Ásvány-Kőzettani Tudományos Bizottságával közösen tartottak meg. A vezetőség fontos feladatának tekintette a propagandát - a prog¬ ramfüzetben előre 2-3 soros ismertetések közzétételével, - valamint az előadások nyom¬ tatásban való megjelentetését, különös tekin¬ tettel a tematikus ankétokra. Ez utóbbi első¬ sorban az előadók közreműködésének hiánya miatt nem valósult meg. A Gazdaságföldtani Szakosztály a geológia strukturális helyzetének elemzése, az új pénzü¬ gyi struktúrához illeszkedés módozatainak kimunkálása, az ásványi nyesanyagok minő¬ sítési kritériumainak átalakítása, a privatizációs folyamatok által megkövetelt gazdaságföldtani teendők meghatározása témakörökkel foglalko¬ zott. Fontos lépés volt az MTA Alkalmazott Földtani Bizottságával való együttműködés kialakítása. A Szakosztály tagjai - mivel a fenti témák elsősorban a Területi Szervezetek által lefedett régiókat érintették, önálló rendezvények tartása helyett, az ott megtartott szakülésekhez kapcsolódtak. A kevés rendezvény ellenére a Társulat legnagyobb létszámú hallgatóságot vonzó rendezvényéta Szakosztály tartotta 1991- ben a „Földtudomány és piacgazdaság” címmel (270 fő). 1991. évben a Geomatematikai és Számítás- technikai Szakosztály szakmai munkájának súlypontja a geomatematikai és geostatisztikai módszerek ipari alkalmazásának előmozdítása volt. Alapkutatás jellegű eredményekkel a szakülésnek csak egyharmada foglalkozott, A statisztikai adatokat rontotta, hogy a Társulat legjelentősebb számítástechnikai rendezvénye, a „Földtani Térinformatikai Nap” központi rendezvény volt. A Mérnökgeológiai és Környezetföldtani Szakosztály folytatva hagyományait, szakmai előadóülésein tág teret biztosított hazai, mér¬ nökgeológiával foglalkozó intézmények és szakemberek lehetőleg teljes körű bemutatkozá- 302 Földtani Közlöny 122/2—4 sához. Bővítették kapcsolataikat tudományos és oktatási intézményekkel, valamint ipari és tervező vállalatok munkacsoportjaival. Környe¬ zetföldtani szerepükből fakadóan nagysikerű rendezvényen mutattak be az agrogeológiai kutatások helyzetét és eredményeit, egymás mellé tudták állítani a mélységi hulladéktárolók létesítésében édekelt bányák, kutatóintézetek és a környezetvédelem szakembereit. Ugyancsak lehetőséget adtak egy vezető angol cég modem fúrástechnológiai eredményeinek megismerésé¬ hez. A Szakosztály aktívan vett részt az Or¬ szággyűlés Környezetvédelmi Bizottság mun¬ káját támogató rendezvényeken. Az Öslénytani-Rétegtani Szakosztály leglᬠtogatottabb rendezvényei az elmúlt évben is a tematikus ankétok és a kétnapos terepbejárás voltak. Ezek közül is az októberi pannon bio- és kronosztratigráfiai ankét vonzotta a legtöbb résztvevőt. Az egész év folyamán megtartott 30 előadásból 15 itt hangzott el. A nagy érdeklő¬ dést, és a pannon képződmények, illetve a pannon korszak eseményei kutatásának fontos¬ ságát jelzi, hogy többen nehezményezték a téma leszűkítését a bio- és kronosztratigráfia terüle¬ tére. Valójában megoldhatatlan lett volna, hogy az országban működő összes tudományos műhely pannon földtannal kapcsolatos kutatása¬ inak fórumot adjanak. A földtani kutatás napjainkban egyik legfon¬ tosabb irányának, a medence-vizsgálatoknak az itthoni előtébe kerülését jelzi, hogy másik (decemberi) ankétuknak is a medencefejlődés, ezúttal azonban a paleogén medencék története volt a témája. Itt nem csak a klasszikus réteg¬ tan, az őslénytan és a paleoökológia, hanem a tektonika, a szedimentológia és a szekvencia- sztratigráfia témáit is érintették. Nagy érdeklődés kísérte szeptemberi észak¬ magyarországi terepbejárásukat. Ennek nem volt egységes tematikája: különböző korú (paleozoikumtól a pannonig) feltárásokat néztek meg az Aggtelek-Rudabányai-hegységben. Az éves programban feltűnő súllyal szere¬ peltek még a júra biosztratigráfia tárgykörében tartott előadások. Az ősz folyamán megjelent az Őslénytani Viták 36-37., összevont száma, 300 példány, 226 oldal teljedelemben. Ez (a szakosztály jubileumi ülésén elhangzott előadások kivonatai mellett) az 1990. márciusában és novemberében megtartott paleobotanikai ankét anyagát tartal¬ mazza. A Tudománytörténeti Szakosztály működé¬ sének csúcspontját a Drezdában, szeptember 9-15. között szervezett XVI. INHIGEO Szim¬ póziumon való részvétel jelentette. Ennek témaköre a múzeumi gondolat fejlődéstörténete volt, „Museums and Collections in the History of Mineralogy, Geology and Paleontology” címmel. Erre az alkalomra az MKM és főként a MAFI támogatásával egy angol nyelvű kötet összeállítását végezték el, amely sajnos csak a szimpózium után, decemberben jelent meg 440 oldalon, 41 tanulmánnyal. Ezen kötet, mely egyben a Földtani Tudománytörténeti Évkönyv 3. különszámát adja, a magyar geomuzeológia úttörő műve és méltán számíthat nemzetközi elismerésre. A Szakosztály megalakulásának 20. évfordulójára rendezett VII. Földtani Tudo¬ mánytörténeti Napon a fenti kötet anyagából hangzottak el válogatott előadások. Az immár hagyományos megemlékezések, rovidebb tanulmányok bemutatása mellett az elmúlt év krónikájához tartozik, hogy megjelent a Tudo¬ mánytörténeti Évkönyv 10. száma 200 oldalon, 200 példányban. A szakmánkat sújtó recesszió ellenére a Területi Szervezeteknél és Szakosztályokban végzett munkát kielégítőnek tartom. Különösen dicséret illeti e helyen is Területi Szervezetein¬ ket, akiket a vázolt körülmények a legjobban sújtották. Állandó bizottságok A tisztújító közgyűlés után valamennyi bizottság személyi összetételében jelentősen megújult, aktivitásuk változó volt. Az Alapszabály és Ügyrendi Bizottság fő feladata az új Alapszabály elkészítése, majd a közgyűlés után az ügyrend kidolgozása volt. Elsősorban az Elnökség, valamint a Titkárság nagyfokú leterheltségének oka, hogy a végleges Ügyrend még nem készült el. Ugyanakkor jelenlévő tagjain keresztül nagy segítséget adott több, viharos választmányi ülésnek a leendő Ügyrenddel összhangban lévő lebonyolításához. A Fegyelmi és Etikai Bizottságnak, hason¬ lóan az előző évekhez, most sem kellett ülést tartania. A Földtani Közlöny Szerkesztőbizottságának működése közvetlenül követhető volt tagjaink által. A bizottság legfontosabb feladatának azt HALMAI J.: Főtitkári jelentés az 1991. évről 303 tekintette, hogy minimálisan a választási ciklus végéig (1994 eleje), de ha lehet 1992 végéig szűnjön meg a Földtani Közlöny két éves késése. Ezzel, valamint a Közlöny korszeiűsíté- sének általános kérdéseivel két választmányi ülés is foglalkozott, melyek határozatait a havi programokban közzétettük. Technikai okokból még nem került postázásra, de megjelentek a Földtani Közlöny 1989. 1-4. füzetei, (2000— 2000 pld.) (a 4. füzet 1992. elején, valamint az 1990. 1-2 (1600 pld.) összevont füzet. Ez utóbbi - a választmányi határozatoknak megfe¬ lelően - már nem az Akadémiai Kiadónál készült el. A kiadóváltás kétségtelenül gyor¬ sított a megjelenésen, ugyanez a pozitívum nem mondható el a minőséggel és az árral kapcso¬ latban. A Gazdasági Bizottság beszámolóját - új Alapszabályunk szellemében - az előbbiekben hallották. Az Ifjúsági Bizottságot sajnos nem sikerült működőképessé tenni a beszámolási időszakban. Az Elnökségnek az volt az álláspontja, hogy nem kényszeríti ki diktatórikus eszközökkel a Bizottság megalakulását. Annak megszervező- dését és működési formáját a fiatalokra bízza. Hogy mégis inkább dicséret illeti a fiatal tagtár¬ sainkat, annak az általuk szervezett és 1991. augusztus 22-28. között „New Waves of Geol- ogy” címmel megrendezett világtalálkozó volt az oka. E nemzetközi rendezvény - melyet az előző ciklusi Ifjúsági Bizottság kezdett el szer¬ vezni és a főként e miatt létrehozott „MFT Ifjúsági Alapítvány” fejezett be - egyértelműen sikeresnek ítélhető. Ezt bizonyítja a résztvevők száma (200), nemzetközi visszhangja, valamint az a tény, hogy a Nemzetközi Földtudományi Unió elnöke, Cordani professzor személyesen vett részt rajta. Alapvetően minél több fiatal szakember és egyetemi hallgató jelenléte volt a fő cél, de ennek ellenére részben tapasztalatlan¬ ságnak tudható be, hogy a konferencia deficittel zárt. A Nemzetközi Kapcsolatok Bizottsága elbírálta az 1991. évi szakmai utak társulati támogatásáért benyújtott pályázatokat, A dön¬ tésiek) eredményeként az alábbi rendezvé¬ nyeken képviseltékTársulatunkat: VII. MAEGS konferencia, XVI. INHIGEO Szimpózium, XI. ECROFI Szimpózium, EAEG konferencia, Lengyel Földtani Társulat 1991. évi Vándor- gyűlése, IGCP 299. project ülése. A Bizottság kidolgozta az 1992. évvel kezdődően alkalma¬ zandó pályázati rendszer elveit, mely a novem¬ beri programfüzetben megjelent. Az elmúlt évben Társulatunk kérte felvételét az EAPG-be, melyről végleges döntés az ezévi, május végi ülésen várható. A nemzetközi tevékenységhez tartozik, hogy - mint arról a közelmúltban többször is beszámoltunk - Társulatunk kapta meg az Európai Földtani Társulatok Asszociációja (AEGS) 8. kongresszusának rendezési jogát. Erre 1993. szeptember 19-26. között kerül sor Budapesten. A szervezési munkálatok jól halad¬ nak, az első körlevél szétküldésre került, és megjelent a havi programban is. Ezúton is kérjük tagtársainkat és a földtannal foglalkozó intézményeket, vállalatokat, hogy erkölcsileg és anyagilag járuljanak hozzá a konferencia si¬ keres lebonyolításához. Elsősorban a magyar paleontológusok sikerének, nemzetközi elisme¬ résének köszönhetően a Paláontologische Ge- sellschaft (német nyelvterületű paleontológusok egyesülete) 1994. évi ülésének megrendezésére Társulatunkat kérte fel. Az Oktatási Bizottság szinte megoldhatatlan feladatra vállalkozott. Célul lűzte ki, hogy a Nemzeti Alaptanterv szellemével összhangban elkészíti az alapszintű oktatás alternatív geoló¬ giai tankönyvét. Tájékoztatásuk szerint a szö¬ veges rész mintegy 75 %-ban, a nyers ábra¬ anyagok 60 %-a elkészült. A megjelentetés rendkívül nagy költségei miatt több felhívással is fordultunk szaktársadalmunkhoz támogatᬠsért. Valamennyi tagtársunk további támoga¬ tását kérve, ezúton is köszönetét mondunk azoknak a személyeknek és intézményeknek, akik eddig hozzájárultak közös céljaink megva¬ lósításához. Tisztelt Közgyűlés! Kötelességem beszámolni arról, hogy RÓNAI András tiszteleti tagunk még halála előtt átvehette a Magyar Köztársaság Zászlórendjét, és örömmel jelentem be Vitális György társ¬ elnök MTESZ Díjjal (MHT közös javaslat) és KRETZOI Miklós tagtársunk Széchenyi Díjjal történt kitüntetését. Tisztelt Közgyűlés! Lehet, hogy az elhangzott beszámolók és a 304 Földtani Közlöny 122/2—4 Főtitkári Jelentés egy kicsit pesszimista hangvé¬ telnek voltak, azonban azt hiszem, ha március 15-e szellemét követve az egységre törekszünk, meg fogjuk találni a kiutat a válságosnak tűnő helyzetből. Kérem a Közgyűlést, hogy az elhangzott beszámolókat, a Főtitkári Jelentést megvitatni, és amennyiben az azokban foglaltakkal egyetér¬ tenek, elfogadni szíveskedjék. u t ► | | 1 | | oe | | oc -a előadás 1 1 I 1 1 X 1 1 X 1 i 1 i 1 Klubdu. 1 1 Klubdu. | 09 53 1 32 26 32 30 242 cd 'fi száma rí - 1 - 04 r- M f 4> | 1 40 i 1 1 1 3 1 ^r oo co 'fi CO -o « JO 1 i 1 1 1 1 1 m száma 1 - i 1 1 1 - 1 04 résztvevők /ankét 3 276 123/28 12/270 3 961 102/44 67/35 LLM 998 előadás 27 16/4 2/7 r-- 6/12 16/15 8/15 85/53 száma /ankét 04 04 8/1 50 VŐ 42/5 £ 2 1 O >> o 3 .. 00 !Q N Előadóülések Terepbejárások Vezetőségi ülések Egyéb száma /ankét előadás résztvevők /ankét száma előadás résztvevők száma résztvevők előadás résztvevők Alföldi Területi Szervezet 5/1 9/12 142/45 — — — 2 12 klubdu. lx 26 Budapesti Területi Szervezet 2 6 67 — — — 1 57 — - — Dél-Dunántúli Területi Szervezet 6/1 13/11 85/74 — — — 3 60 — — — Észak-Magyarországi Területi Szervezet 5/1 9/5 137/46 1 - 43 4 71 klubdu. 2x 63 Közép- és Északdunántúli Területi Szervezet 4 15 150 1 — 40 3 65 — — — Területi szervezetek összesen 22/3 52/28 581/165 2 — 83 13 265 klubdu. 3x 89 Társulat összesen 64/8 137/81 1447/542 4 3 167 30 507 klubdu. 4x 107 1 közgyűlés 4 választmányi ülés 6 elnökségi ülés 1 vándorgyűlés 2 titkári értekezlet HALMAI J.: Főtitkári jelentés az 1991. évről 305 Földiám Közlöny 122/2—4, 306—307 (1992) Budapest A Gazdasági Bizottság beszámolója az 1991. évről CsiLLlNG László Tisztelt Közgyűlés, Hölgyeim és Uraim! Az újjáalakult Gazdasági Bizottság alap¬ feladata, hogy segítse a Társulat működésével és vállalkozásaival kapcsolatos gazdasági tevé¬ kenységét. Gazdasági tevékenységünk lehetőségei és keretei jelentős változásban vannak. Az állami támogatás egyre csökken. Ugyancsak várható, hogy jelentősen csökken a hagyományosnak tekinthető vállalkozásainkból számlázó bevétel. !?•:;& Sgyelembevéve első dolgunk volt, hogy cbjj&Ml&aúk „A Magyar Földtanért Alapít¬ vány. ü&pító okiratának tervezetét, amelyet időközben a bíróság nyilvántartásba is vett. Az alapítvány célja, hogy új pénzügyi forrásokat biztosítson a Társulat tevékenységének támoga¬ tására, elsősorban a Földtani Közlöny meg¬ jelentetésére. Októberben felmértük a Társulat anyagi helyzetét és ennek alapján javasoltuk, hogy milyen pénzügyi feltételeket lehet biztosítani a Földtani Közlöny kiadásában lévő többéves elmaradás megszüntetésére. Fő feladatunknak a gazdasági tevékenység és a pénzügyi tervezés figyelemmel kísérését és segítését tekintjük. A Társulat számára az elmúlt év gaz¬ daságilag nagyon sikeres volt, tovább tudta növelni tartalék tőkéjét. A múlt évi pénzügyi terv 2 M Ft működési bevételt irányzott elő, ezzel szemben 2,7 M Ft- ra tett szert. A tervezettet jelentősen meghalad¬ ta a bankkamat bevétel és a befizetett egyéni tagdíjak összege. Ugyanakkor az állami támo¬ gatás már a múlt évben sem érte el a tervezett I M Ft-ot. A megbízásos munkák bevétele a tervezett II M Ft-tal szemben több, mint 26 M Ft volt, ami természetesen azok nyereségét is megtöb¬ bszörözte a tervezetthez képest. Ennek köszön¬ hető, hogy a működési veszteség kiegyenlítésén túlmenően az előzetes adatok szerint mintegy 2 M Ft adózott nyeresége keletkezett a Társulat¬ nak. A működési költségek a múlt évben a tervezetthez közel alakultak (102 %). A nagy¬ mértékben megnőtt vállalkozási tevékenység költségei is természetesen a tervezettnek töb¬ bszörösét tették ki. A Társulat álló és fogyóeszközeinek együt¬ tes értéke 1991. december 31-én 591 E Ft volt. Az 1992. évi pénzügyi tervben összesen 2,35 M Ft működési bevétel szerepel, ami a múlt évi terv és tény középértéke. Az egyes bevételi tételek tervezett összege reálisnak tűnik az állami támogatás (1 M Ft) kivételével, ugyanis minimális az esélyünk arra, hogy bármilyen kisösszegű állami támogatást kap¬ junk. A működési kiadások tervezésénél maxi¬ mális takarékosságérvényesült. Konkrét és nem biztos, hogy népszerű takarékossági intéz¬ kedésekre is sor került; nevezetesen a szerzői jogdíjak megszüntetésére és a tematikus lapok kiadási támogatásának limitálására. Ezek az intézkedések szükségszernek, mert nélkülük a veszteség tovább nőne. A tervezett kiadások közül legnagyobb összeggel (2,3 M Ft) a Földtani Közlöny kia¬ dása szerepel. Ez hat szám megjelentetésére nyújt fedezetet. Ezzel el tudjuk érni, hogy a Közlöny megjelenésében lévő lemaradás tel¬ jesen megszűnjön, hiszen a terv szerint csak az 1992. évi 4. szám megjelenése húzódik át 1993-ra. Ha ezen költségek jelentős részét A Magyar Földtanért Alapítvány már az idén át tudja vállalni, ez a várható veszteség jelentős csökkenését eredményezi. A másik két nagy tétel a bérköltség (1,1 M Ft) és a MTESZ tagdíj és szolgáltatások díja (1,1 M Ft). Mindkettő olyan jellegű, hogy alacsonyabb összeggel nem lehet őket tervezni. Ez a többi kisebb tételre is vonatkozik. Ugyan¬ akkor szigorú takarékossággal és jó ötletekkel remélhetőleg a tényleges kiadásokat még lejjebb lehet szorítani. A terv szerint a működési bevételek és kiadások szaldója 3,8 M Ft veszte- CSILUNG L.: A Gazdasági Bizottság beszámolója az 1991. évről 307 ség. Ha a tervezett állami támogatás teljesen elmarad, ez felmegy 4,8 M Ft-ra. Vállalkozási (megbízásos munkák és ren¬ dezvények) bevétele a tervben 10,2 M Ft. Tekintettel arra, hogy ebben az évben a Tár¬ sulat még semmi megbízásos munkát sem kapott, ez erősen túlzottnak tűnik. Ha ez a bevétel valóban minimális lesz, úgy az itt tervezett 2 M Ft nyereség is minimálisra csök¬ ken, így a Társulat teljes vesztesége elérheti a négy és háromnegyed millió forintot. Ezt a veszteséget ki tudjuk egyenlíteni a jelenleg meglévő tartalékból, de ebben az esetben év végére a tartalék csaknem teljesen kimerül és 1993. anyagilag katasztrofális lehet a Társulatra. Mint már részleteztem, a kiadások drasz¬ tikus csökkentésére nincs esély. Mindnyᬠjunknak szívügye, hogy a Földtani Közlöny kiadásában mutatkozó lemaradást behozzuk, a többi tételnél pedig nem lehet olyan nagyság- rendű megtakarítást elérni, ami a várható vészteséget jelentő sen csökkentené. Gazdasági helyzetünk javításának lehető¬ ségét elsősorban új bevételi források fel¬ tárásában kell keresnünk. A Magyar Földtanért Alapítvány bejegyzése megtörtént, közhasznúságának elismertetése az APEH-nél folyamatban van, a közeljövőben megtörténik. El kellene érni, hogy ez az alapít¬ vány már ebben az évben át tudja vállani a Földtani Közlöny költségeinek jelentős részét, sőt az lenne az igazi, ha olyan alaptőkét tudna a közeljövőben felhalmozni, amelynek hozama a továbbiakban fedezni tudná a Közlöny kiadᬠsának anyagi terheit, vagy legalábbis azok nagy részét. Ennek érdekében célszerűnek tartjuk egy kampány indítását a földtannal foglalkozó intézmények, vállalatok körében, hogy egys¬ zeri, viszonylag nagyobb összegű támogatással segítsék ezen cél elérését. Ugyancsak megfontolásra érdemesnek tatjuk, hogy a társulati tagdíjakat — esetleg felemelt összeggel — helyettesíteni lehessen az alapítványba történő befizetéssel, amit a befi¬ zető az adóalapjából leírhat. Felül kell vizsgálni a jogi tagok helyzetét, a velük való kapcsolatot, a nekik nyújtható kedvezményeket és természetesen a jogi tagdíj mértékét is. El kellene érni, hogy a szakintéz¬ mények és -vállalatok a Társulat jogi tagjai legyenek. A felülvizsgálatot a Gazdasági Bizot¬ tság megkezdte. Kísérletet kell tenni szponzorok felkutatᬠsára. Mivel a szakmabeli intézmények szegé¬ nyek, szakmán kívüli szervezetekkel kell pró¬ bálkozni. Ehhez vonzóvá kell tenni számukra a Földtani Közlöny — melynek nemzetközi publicitása igen jelentős —-, valamint a Társulat nemzetközi rendezvényei által nyújtott propa¬ ganda lehetőségeket. Reklámozni kell a programfüzet által nyúj¬ tott hirdetési lehetőségeket, esetleg megfontolás tárgyává kell tenni, hogy a Földtani Köz¬ lönyben — a szponzorok propagandaanyagán túlmenően is — adjunk helyet színvonalas hirdetéseknek. Ugyanakkor minden eszközzel keresni kell a lehetőségét, hogy a jövőben hogyan lehet a kiadásokat radikálisan csökkenteni, hiszen a tartalékok felemésztése miatt 1993-ban már hasonló nagyságrendű veszteséget nem bír ki a Társulat. El kell érni, hogy jövőre a veszteség ne legyen több néhány százezer forintnál, mert ellenkező esetben a gazdaságicsőd elkerülhetet¬ len lesz. Szomorú, hogy a Társulat gazdasági pers¬ pektíváiról ilyen sötét képet kellet festenem. Ez a kép azonban összhangban van a szakma egészének perspektíváival, így realitásához nem sok kétség férhet. Szeged, 1992. március 18. 308 Földtani Közlöny 122/2—4 Könyv kritika JAKUCS László (1992): Általános természeti földrajz 1. A földrajzi burok kozmogén és endogén dinamikája. JATE Press, Szeged, 359 p. A földrajz szakos egyetemi hallgatók három évtizedes kívánsága, hogy korszerű természeti földrajzi tankönyvből tanulhas¬ sanak. JaKUCS László ennek a kívánságnak is eleget tett, amikor könyvét közreadta. A könyv három fő fejezetre oszlik. Az első fejezet a földrajztudomány tárgyával és egyéb tudományágakkal való kapcsolatával foglalkozik. A második fejezet a Föld természeti sajátosságainak általános jellemzőit adja meg. A Föld helyét a Naprendszerben, a Föld alakját, méreteit, felszínének tagolódᬠsát, a partvonal-tagoltságot, a nehézségi erő fogalmát és helyi értékkülönbségeinekokát, a földmágnesesség fogalmát, a Föld belső hőjének jellemzőit, a Föld anyagi és szerke¬ zeti felépítését. A harmadik fejezet a leghosszabb. Ez „A belső erők általános természeti földrajza (endogén kéregdinamikája)” címet viseli. A földfelszín szintváltozásait, a magmatizmus és a vulkanizmus földrajzi jelenségeit, a földrengéseket, a hegységképződés fogalmát és értelmezését, a kontinensek és az óceán¬ fenék vízszintes mozgásjelenségeit taglalja. A könyv részletes személynév-, név- és tárgymutatóval zárul. A munkán erősen érződik, hogy geológus alapműveltséggel rendelkező szerző irta. Sok olyan része van, amely részben már a geológia tárgy¬ körét érinti. A könyv megjelenését nagy örömmel lehet üdvözölni. A földrajz szakos hallgatók BULLA Béla 1954-ben megjelent Általános természeti földrajz c. tankönyve után, végre magyar szerzőtől, magyar nyelven megjelent modem tankönyvet vehetnek a kezükbe. Ugyanez a földrajzos és földtanos szakemberekre is vonatkozik. Geológus szemmel nézve a könyvnek né¬ hány — a geológiától eltérő — fogalmazása kissé idegen (kozmogén, asztroblém). A földrajztudományban azonban nyilván azek szokásos megnevezések. A nagyon sok és jól válogatott ábra¬ anyagban vannak olyanok, amelyeken a kontinensek vonalazás helyett fekete foltok¬ kal vannak jelölve, ezek elmosódnak (pl. 36., 42—44., 51., 57. és 64. ábra). Az ábraaláírások nagyon apró betűvel szedettek és ez olvasásukat fárasztóvá teszi. A könyvet geológus szakemberek szᬠmára is ajánlani lehet, mert egyelőre sajnos a hasonló témakörű magyar geológiai szak- irodalom is hiányzik. Reméljük, hogy a könyv további része, vagyis a folytatása is hamarosan meg¬ jelenik. Molnár Béla Földtani Közlöny Vol. 122 • No. 1 & 2—4 • 1992 Tartalom DEMÉNY Attila Hazai lamprofírok karbonátjának eredete stabilizotóp-vizsgálatok alapján. 209—232 Dulai Alfréd, Suba Zsuzsa & Szarka András Toarci (alsójura) anoxikus fekete pala a mecseki Réka-völgyben. 67—87 GERNER Péter Recens kózetfeszültség a Dunántúlon .89—105 HORVÁTH Erzsébet, Gábris Gyula & Etienne JUVIGNÉ Egy pleisztocén vezérszint a Kárpát-medencében: a Bag Tefra. 233—249 Juhász Györgyi A pannóniai (s.l.) formációk térképezése az Alföldön: elterjedés, fácies és üledékes környezet . 133—165 Juhász Györgyi & Magyar Imre A pannóniai (s.l.) litofáciesek és molluszka-biofáciesek jellemzése és korrelációja az Alföldön . 167—194 Müller Pál & Magyar Imre A Prosodacnomyá. k rétegtani jelentősége a Kötcse környéki pannóniai s.l. üledékekben . 1—38 Papp Gábor Az erdőbényei antimonitról. 39—50 Pécskay Zoltán, Karátson Dávid, Szakács Sándor, Ioan Seghedi Új adatok a Kakukkhegy és szomszédsága, a Dél-Hargita geokronológiai értelmezéséhez. 265—286 ReháKOVÁ, Daniela & MichalÍK, Jozef Jura/kréta határrétegek korrelációja a Nyugati-Kárpátokban. 51—66 STEOENA Lajos, Horváth Ferenc, LANDY Komélné, NAGY Zoltán & Rumpler János Nagy entalpiájú geotermikus rezervoárok Magyarországon. 195—208 SZAKÁLL Sándor Magyarország új ásványai I. Pszeudobrookit és harmotom a Mátrából. 287—294 M. Tóth Tivadar Földtani objektumok csoportosítása gráfelmélet segítségével szeghalmi amfibolitok példáján . 251—263 * * * 310 Vitális György Rónai András emlékezete (1906—1991). 107—117 Knauer József Megemlékezés Posgay Károlyról. 295—297 * * * HAAS János Dolomieu konferencia a Dolomitokban . 119—120 * * * Könyvkritika Általános természeti földrajz /. A földrajzi burok kozmogén és endogén dinamikája. JAKUCS László. — MOLNÁR Béla. 308 Szedimentolágia, 1. BALOGH Kálmán (szerk.) — JaskÓ Sándor . 120—122 Solnhofen. A Study in Mesozoic Palaeantology. BaRTHEL, K.W., SwiNBURNE, N.H.M., Conway Morris, S. — Szente István. 122—124 * * * Halmai János Főtitkári jelentés az 1991. évről . 299—305 CSILLING László A Gazdasági Bizottság beszámolója az 1991. évről. 306—307 A Magyarhoni Földtani Társulat Alapszabálya 1991 125-131 311 Földtani Közlöny Vol. 122 - No. 1 & 2-4 • 1992 Contents DEMÉNY Attila Origin of carbonates in lamprophyres of Hungary: a stable isotope study .... 209—232 Dulai Alfréd, SUBA Zsuzsa & SZARKA András Study of the Toarcian (Lower Jurassic) anoxic shale in the Réka Valley (Mecsek Hills, Hungary) . 67—87 GERNER Péter Recent stress field in Transdanubia (Western Hungary) .89—105 Horváth Erzsébet, Gábris Gyula & Etienne JuvignÉ A marker in the Pleistocene of the Carpathian Hasin: the Bag Tephra ...... 233—249 JUHÁSZ Györgyi Pannonian (s.l.) lithostratigraphic units in the Great Hungárián Piain: distribution, facies and sedimentary environment. 133—165 JUHÁSZ Györgyi & Magyar Imre Review and correlation of the Laté Neogene (Pannonian s.l.) lithofacies and mollusc biofacies in the Great Piain, eastem Hungary. 167—194 Müller Pál & Magyar Imre Stratigraphic signifieance of the Upper Miocéné lacustrine cardiid Prosodacnomya (Kötésé seetion. Pannonian basin, Hungary). 1—38 Papp Gábor On the stibnite from Erdőbénye (Tokaj Mts., Hungary). 39—50 PÉCSKAY Zoltán, KaráTSON Dávid, Szakács Sándor, Ioan Seghedi Contributions to the geochronology of Mt. Cucu volcano and the South Harghita (East Carpathians, Románia). 265—286 ReháKOVÁ, Daniela & MlCHALÍK, Jozef Correlation of Jurassic/Cretaceous boundary beds in West Carpathian profiies . 51—66 Stegena Lajos, Horváth Ferenc, Landy Komélné, Nagy Zoltán & Rumpler János High enthalpy geothermal reservoirs in Hungary. 195—208 312 M. TÓTH Tivadar Classification of geological samples using graph theory demonstrated on amphibolites from Szeghalom (Hungary). 251—263 SZAKÁLL Sándor New minerals of Hungary I. Pseudobrookite and harmotome from Mátra Mts. . 287—294 Földtani Közlöny Vol. 122 • 2-4 ■ 1992 Contents JUHÁSZ Györgyi Pannonian (s.l.) lithostratigraphic units in the Great Hungárián Piain: distribution, facies and sedimentary environment. 133—165 Juhász Györgyi & Magyar Imre Review and correlation of the Laté Neogene (Pannonian s.l.) lithofacies and mollusc biofacies in the Great Piain, eastem Hungary. 167—194 Stegena Lajos, Horváth Ferenc, Landy Komélné, Nagy Zoltán & Rumpler János High enthalpy geothermal reservoirs in Hungary. 195—208 DEMÉNY Attila Origin of carbonates in lamprophyres of Hungary: a stable isotope study .... 209—232 HORVÁTH Erzsébet, Gábris Gyula & Etienne JuviGNÉ A marker in the Pleistocene of the Carpathian Basin: the Bag Tephra. 233—249 M. TÓTH Tivadar Classification of geological samples using graph theory demonstrated on amphibolites írom Szeghalom (Hungary). 251—263 PÉCSKAY Zoltán, Karátson Dávid, Szakács Sándor, Ioan Seghedi Contributions to the geochronology of Mt. Cucu volcano and the South Harghita (East Carpathians, Románia). 265—286 SZAKÁLL Sándor New minerals of Hungary I. Pseudobrookite and harmotome from Mátra Mts. . 287—294 Földtani Közlöny Vol. 122 • 2-4 • 1992 Tartalom Juhász Györgyi A pannóniai (s.l.) formációk térképezése az Alföldön: elterjedés, fácies és üledékes környezet . 133—165 JUHÁSZ Györgyi & Magyar Imre A pannóniai (s.l.) litofáciesek és molluszka-biofáciesek jellemzése és korrelációja az Alföldön . 167—194 Stegena Lajos, Horváth Ferenc, Landy Komélné, Nagy Zoltán & Rumpler János Nagy entalpiájú geotermikus rezervoárok Magyarországon. 195—208 DEMENY Attila Hazai lamprofírok karbonátjának eredete stabilizotóp-vizsgálatok alapján. 209—232 HORVÁTH Erzsébet, Gábris Gyula & Etienne JuviGNÉ Egy pleisztocén vezérszint a Kárpát-medencében: a Bag Tefra. 233—249 M. TÓTH Tivadar Földtani objektumok csoportosítása gráfelmélet segítségével szeghalmi amfibolitok példáján . 251—263 Pécskay Zoltán, Karátson Dávid, Szakács Sándor, Ioan SEGHEDI Új adatok a Kakukkhegy és szomszédsága, a Dél-Hargita geokronológiai értelmezéséhez . .. 265—286 Szakáll Sándor Magyarország új ásványai I. Pszeudobrookit és harmotom a Mátrából. 287—294 * * * KNAUBR József Megemlékezés Posgay Károlyról. 295—297 Halmai János Főtitkári jelentés az 1991. évről . 299—305 CsiLLlNG László A Gazdasági Bizottság beszámolója az 1991. évről. 306—307 Könyvkritika Általános természeti földrajz 1■ A földrajzi burok kozmogén és endogén dinamikája. Jakucs László. — Molnár Béla. 308 Conteats (continued inside) Ára 300 Ft 5974-93. MÓL Rt. * Nyomda, Szolnok ISSN 0015—542X