Földtani Közlöny Bulletin of the Hungárián Geological Society Vol. 127. Nos. 1-2 A Magyarhoni Földtani Társulat folyóirata Budapest, 1998 Földtani Közlöny A Magyarhoni Földtani Társulat folyóirata Bulletin of the Hungárián Geological Society Vol. 127. Nos 1-2. Budapest ISSN 0015-542X Feleló's kiadó Bérczi István A Magyarhoni Földtani Társulat elnöke Fó'szerkesztó' Császár Géza Technikai szerkesztőit Piros Oiga Krivánné-Horváth Ágnes Szerkesztőt izottság Árkai Péter, Dudich Endre, Fodor László, Greschoc Gyula, Kecskeméti Tibor, Mindszenty Andrea, Némedi Varga Zoltán Vörös Attila E szám lektorai Bárdossy György, Benkö Ferenc, Bércziné Makk Anikó, Csillag Gábor, Demény Attila, Gondárné Sőregi Katalin, Haas János, Havas László, Hips Kinga, Horváth István, Jocháné Edelényi Emőke, Kecskeméti Tibor, Less György, Póka Teréz, Radöcz Gyula, Szenté István, Tóth József, Török Kálmán, Viczián István Editor-in-charge István Bérczi President of the Hungárián Geological Society Editor-in-chief Géza Császár Technical editors Olga Piros Ágnes Kriván -Horváth Editorral board Péter Árkai, Endre Dudich, László Fodor Gyula Greschik, Tibor Kecskeméti, Andrea Mindszenty Zoltán Némedi Varga, Attila Vörös Reviewers of this issue György Bárdossy, Ferenc Benkő, Anikó Bérczi- Makk, Gábor Csillag, Attila Demény, Katalin Gondák-Sőregi, János Haas, László Havas, Kinga Hips, István Horváth, Emőke Jocha-Edelényi, Tibor Kecskeméti, György Less, Teréz Póka, Gyula Radócz, István Szente, József Tóth, Kálmán Török, István Viczián Támogatók MÓL Magyar Olaj- és Gázipari Rt., Budapest Magyar Földtanért Alapítvány Műszaki és Természettudományi Egyesületek szövetsége Kőolajkutató Rt., Szolnok Primagáz-Hungária Rt., Budapest Rotary Fúrási Rt., Nagykanizsa A kéziratokat az alábbi címre kérjük küldeni Piros Olga 1443 Budapest, Pf, 106. Sponsors MÓL Hungárián Oil and Gas Co., Budapest Foundation tor the Geology of Hungary Federation of Technical and Scientific Societies, Hungary Drilling Contractor and Service Co. Szolnok Prímagáz Hungária Industrial Co. Budapest Rotary Drilling Co., Nagykanizsa Manuscripts to be sent to Olga Piros 1443 Budapest, P.O. Box 106. Földtani Közlöny is abstracted and indexed in GeoRef (Washington) Pascal Folio (Orleans) Zentralblatt für Palaontologie (Stuttgart), Referativny Zhumal (Moscow) and Geológiai és Geofizikai Szakirodalmi Tájékoztató (Budapest). Földtani Közlöny 127/1-2, 1-17 (1997) Budapest Újabb adatok a Velencei-hegység molibdenitjének genetikájához: ásványtani és folyadékzárvány vizsgálatok a Retezi-lejtakna ércesedésén Contributions to the genesis of molybdenite in the Velence Mts.: mineralogical and fluid inclusion studies on the mineralization of the Retezi adit Molnár Ferenc 1 (3 ábra, 2 táblázat, 1 tábla) Abstract On thebasis of reflected lightmicroscopic and electronmicroprobe studies carried out on museum samples írom the Retezi adit, Velence Mts., it was determined that molybdenite is associated with pyrite, pyrrhotite, sphalerite and galena in stockwork-type mineralization hosted by the Variscan gránité and metamorphic shales of the Velence Mts, These rocks show siliceous-sericitic alteration and intensive pyrite dissemination at somé places. In addition to the motybdenite-bearing paragenesis, grey őre bearing veinlets alsó occur ín the gránité. In this mineralization, Zn-rich tetrahedrite occurs in two varieties with different As- and Fe-contents and is associated with pyrite, galena, sphalerite, chalcopyrite and marcasite. The occurrence of an Ag-Te mineral phase was alsó detected in this paragenesis. According to the fluid inclusion data írom quartz crystals associated with molybdenite, the temperature of the polystage hydrothermal activity was about 300 °C, as well as between 400 and 500 °C. C02-rich fluids occasionally were trapped during the hydrothermal activity and indicate phase-separation processes or mixing of two different type of fluids. The entrapment pressure of these COi-rich fluids in the fluid inclusions was about 10-2.4 kbars. These data suggest that the molybdenite-bearing mineralization was formed in the postmagmaíic System of the Variscan gránité and nőt related to hydrothermal activity induced by the andesitic intrusions of Eocéné age known in the area of study. Manuscript received: 27. 07. 1995 Összefoglalás A Retezi-lejtaknából fennmaradt múzeumi mintákon végzett ércmikroszkópos és elektronmik- roszondás vizsgálatok alapján a molibdenithez társultan pirít, pirrhotin, szfalerit és galenit is előfordul az ércesedésben. A molíbdenit nélküli polimetallikus zsinórok fő ásványa a Zn-dús tetraedrit, melynek két, As- és Fe-tartalomban különböző változata különíthető el. A fakóérchez pirít, galenit, szfalerit, kalkopirit, markazit és egy további vizsgálatokat igénylő Ag-Te fázis társul. ELTE TTK Ásványtani Tanszék, 1088 Budapest, Múzeum krt. 4/a. Jelenlegi cím: Department of Earth Sciences, Carleton University, 1125 Colonel By Drive, Ottawa, Ontario, Canada, KIS 5B6, e-mail: fmoInar@ccs.carleton.ca 2 Földtani Közlöny 127/1-2 Az ércesedést befogadó gránit és pala kovás-szericites átalakulási!, helyenként intenzív pirithin- téssel. A molibdenites paragenezis kvarckristályainak folyadékzárványain végzett mikrotermomet- riai vizsgálatok alapján a többfázisú hidrotermás folyamat hőmérséklete 300 °C körüli, illetve 400-500 °C közötti volt. A hidrotermás fluidumok esetenként C02-tartalmúak voltak, melyek l,0-2,4 kbar közötti nyomáson fogódtak be a folyadékzárványokban. A CC> 2 -ben gazdag fluidumok előfordulása a hőmérséklet és a nyomás csökkenése következtében fellépő fázisszeparáció, vagy pedig különböző összetételű hidrotermás oldatok keveredését rögzíti. Az adatok arra utalnak, hogy a molibdenites ércesedés kialakulása a gránitmagmatizmus posztmagmás folyamataihoz kötődött és nem a terület eocén korú andezites benyomulásai által indukált hidrotermás tevékeny¬ séghez. Bevezetés, előzmények A molibdenit Velencei-hegységi előfordulásáról elsőként SCHAFARZIK (1908) számolt be, aki a nadapi kőfejtő gránitjában észlelte ezt az ásványt. A molib- denit-kutatás lehetőségeit a későbbiekben FÖLDVÁRI (1947) vizsgálta részlete¬ sebben. Megállapításai szerint a molibdenitnek a paleozóos korú gránitban ész¬ lelhető előfordulásai a hegység keleti részén a felszínen is ismert, eocén korú andezites vulkáni tevékenységhez köthetők. A Velencei-hegység molibdenit-indikációinak részletes megismerése JANTSKY Béla 1950-es években folyatott kutatásaihoz fűződik (JANTSKY 1957). Munkálatai során a kérdéses ásvány előfordulását különböző képződményekben észlelte. Pegmatitos fészkekben, illetve stockwerk-szerű kvarcér-hálózatokban azonosí¬ tott molibdenitről számolt be a sukorói Ördöghegy lejtaknájából, a Meleg-hegy tömege alá hajtott nadapi táróból és a pákozdi lejtaknából. A legdúsabb elő¬ fordulás azonban a Gécsi-hegyen vált ismertté, és ez ösztönözte a Retezi-lejt- akna kihajtását is. A Retezi-lejtaknában minden harántolt pegmatitfészek tartalmazott molibde- nitet. Ezen előfordulások mellett azonban a legdúsabb ércesedés a gránitot sze¬ lő, néhány mm- cm-es vastagságú kvarcerekben fordul elő. A lejtakna 110-120 m-es szakasza között az átlagos Mo-koncentráció 0,03%. A molibdenit szintén megjelenik a lejtakna 60°-os irányvágatának vájvégén feltárt palás kőzet ha¬ rántrepedéseiben is. A molibdenit-tartalmú kvarcerezéseken kívül pirit, illetve galenit, szfalerit és fakóérc ásványokkal jellemzett érkitöltések is előfordultak. Ezek a molibdenites kvarcerek után képződtek. A molibdenitet hordozó kép¬ ződmények szöveti-szerkezeti és paragenetikai értékelése alapján JANTSKY (1957) a molibdén dúsulását egyértelműen a gránitmagmatizmushoz kapcsolta. A fenti kutatásokkal egyidőben azonban ismertté váltak a molibdenitnek az eocén korú andezites képződményekhez kötődő előfordulásai is (KISS 1954). A későbbiekben az Antónia-hegyen lemélyített Sukoró-3. sz. fúrás agyagpalát sze¬ lő kvarcerezéseiben is azonosították a molibdenitet (BÖJTÖSNÉ Varrók 1965). Mivel itt az ércindikációt befogadó kőzet kaolinites-alunitos elbontású, ezért nem kizárt, hogy a molibdenit ezen előfordulása az eocén hidrotermás tevé¬ kenységhez kapcsolható. A Velencei-hegység K-i részén végzett geokémiai tér¬ képezés pedig egyértelműen bizonyította, hogy az eocén korú hidrotermás kép¬ ződményekben a molibdén feldúsulása általánosan jellemző (ŐdöR et al. 1982). Molnár F.: Újabb adatok a Velencei-hegység molibdenitjének genetikájához 3 A hegység területére vonatkozó újabb, összefoglaló igényű metallogéniai ér¬ tékelés szerint (HORVÁTH et al. 1989), a molibdenites indikációk kialakulásának egy része a gránitbenyomulás pegmatitos-hidrotermás tevékenységéhez kap¬ csolódott. Felvetődött azonban az a lehetőség is, hogy egyes Mo-anomáliák a középső-kréta korú alkáli jellegű magmatizmushoz is kötődnek. Mindezeken túl, az eocén posztvulkáni tevékenységhez is társult molibdén-dúsulások ki¬ alakulása. Az eddigiekben felsorolt kutatási eredmények alapján látható, hogy a grᬠnittesten belül megjelenő molibdenit-indikációk genetikája ma sem tisztázott megnyugtatóan. A jelenlegi dolgozat célkitűzése az, hogy a sokat vitatott kérdés megválaszolásához további támpontokat szolgáltasson a Retezi-lejtakna min¬ taanyagán eddig még nem alkalmazott módszer, az ásványok folyadékzárvᬠnyainak vizsgálata révén. Ugyancsak a dolgozat célkitűzései közé tartozik az egyes ásványparagenezisekre vonatkozó újabb megfigyelések közlése is. A munkában felhasznált minták az Eötvös Loránd Tudományegyetem Ás¬ ványtárában őrzött, SztrÓKAY Kálmán Imre és KISS János professzorok által gyűjtött kézipéldányokból származnak. A minták felsorolását az I. táblázat tar¬ talmazza. A Retezi-lejtakna vizsgált mintáinak lelőhelye Localities of samples front the Retezi adit I. táblázat - Table I Sorszám Lelőhely A minta típusa Mellékkőzet 1 . 78 m kvarc-molibdenit stockwerk gránit 2. 108 in kvarc-molibdenit stockwerk gránit 3. 115 m kvarc-molibdenit stockwerk gránit 4. 157 m kvarc-molibdenit stockwerk gránit 5. 220 m polimetallikus erezés gránit 6. vájvég molibdenit-hintés a kvarc-stockwertől függetlenül pala Vizsgálati módszerek A molibdenit-tartalmú kvarcerezések mellékkőzetének átalakulását vékony- csiszolatok polarizációs mikroszkópos vizsgálata alapján határoztuk meg. Az ércásványparagenezisek jellemzése polírozott metszetek ércmikroszkópos vizs¬ gálata és elektronmikroszondás analízise (Miskolci Egyetem, Fémtani Tanszék; AMRAY 1830 I, EDAX 9900 típusú berendezés; 20 kV, 10" 10 A, Si-Li detektor, 100 mp detektálási idő) alapján történt. Az ércásványokhoz társuló hidrotermás kvarc, illetve a mellékkőzetben előforduló kőzetalkotó kvarc zárványtartalmát kétoldalún polírozott, néhány tized mm vastag metszetek mikroszkópos vizs¬ gálata révén írtuk le. A folyadékzárványok mikrotermometriai adatamak meg¬ határozása (homogenizációs hőmérséklet, illetve a zárványok megfagyasztása után képződött jégfázis olvadáspontja) Reynolds-típusú, gázáramú (Carleton 4 Földtani Közlöny 127/1-2 Uni versi tv, Department of Earth Sciences, Ottawa), továbbá Chaixmeca-típusú fűtőszálas-gázáramú (Eötvös Loránd Tudományegyetem, Ásványtani Tanszék, Budapest) változtatható hőmérsékletű mikroszkópi tárgyasztalon történt. A mű¬ szerek kalibrálását nagy tisztaságú vegyületek és szintetikus folyadékzárvᬠnyok fázisátalakulási jelenségei alapján végeztük. A mérési pontosság 0 °C alatt 0,1 °C, 0 °C felett 1 °C volt. A zárványok befogódási hőmérsékletére-nyomására vonatkozó számításainkat a FLINCOR számítógépes program (RROWN 1989) felhasználásával végeztük. Eredmények Kőzetátalakulás, ércparagenezis A Retezi-lejtakna molibdenites ércesedése - a vizsgált mintaanyagban - több¬ nyire kvarcos-kovás kitöltésű érhálózatokhoz kötött. A vizsgált ércparagenezi- sek mellékkőzete - egy minta kivételével - gránit (I, táblázat). A gránit csupán csekély elváltozást szenvedett. A kőzet összes eredeti alko¬ tórésze felismerhető. A káliföldpát (pertites ortoklász) túlnyomó részben üde megjelenésű, rajta csupán enyhe szercitesedés észlelhető. Ezzel szemben a pla¬ gioklászok, továbbá a káliföldpát albitorsói intenzívebben szericitesedtek. A biotit még felismerhető, noha helyenként erősen kífakult (muszkovitosodott). A kőzetre enyhe piritesedés is jellemző. A 60°-os irányvágat vájvégén feltárt palás kőzetre elsősorban a piritesedés és a kovásodás jellemző. A pirit hexaéderes, 1-2 mm-es kristályai hintésként fordulnak elő a kőzetben. A kvarc mozaikkristályos átitatódásai elsősorban a kőzetet szelő, stockwerk-szerű kvarcerezések közvetlen környezetében figyel¬ hetők meg. A kőzet uralkodó ásványa szintén a kvarc, melyhez plagioklászok társulnak nagyobb mennyiségben. A plagioklászok enyhe szericitesedése itt is megfigyelhető, A palásság szerint rendeződött csomókban-fészkekben klorit is előfordul. Élénk kékesibolya színű anomális interferenciaszíne és a pleokroiz- mus alapján penninként azonosítható. A klorit feltehetően nem a hidrotermás folyamatok, hanem a gránitbenyomulást megelőző metamorfózis során képző¬ dött. A gránitot szelő erezésekben a molibdenit hajladozó pikkelyei a kvarckristᬠlyokat burkoló képletekként, illetve a kvarc zárványaiként fordulnak elő. Ezzel szemben a pala harántrepedéseiben a molibdenithez kvarc nem társul, és az egyes pikkelyek a repedések falán pecsétszerű foltokként észlelhetők. A molibdenit mikroszondás vizsgála során csupán a Mo- és a S-tartalom volt kimutatható, más elem mennyisége az alkalmazott eljárás kimutatási határa alatt volt. Ez az eredmény összhangban van a korábbi analízisek adataival (NAGY 1978). A molibdenithez társultan, illetve á kovás mellékkőzetben a pirit hexaéderes, 1-2 mm nagyságú kristályai is előfordulnak. JANTSKY (1957) meg¬ állapításaival ellentétben, a jelenlegi megfigyelések szerint a pirit a molibde- nittel szingenetikus. A piritben zárványként pirrhotin is megjelenik. A mikro- Moln/r F.: Újabb adatok a Velencei-hegység molibdenitjének genetikájához 5 szondás vizsgálatok során a piritben zárványként, illetve a pirit felületére nőtt mikrométer körüli szemcsékként, a galenit és a szfalerit xenomorf kristályait is azonosítottuk. A pirit mellett, a repedések falán fennőve a markazit zömök, sajátalakú ikerkristályai is felismerhetők ércmikroszkópban. Az eddigiekben tárgyaltakhoz képest a lejtakna 220. méteréből származó min¬ ta érczsinórjai más paragenezist hordoznak. A gránitot szelő, 1-3 mm vastag erecskékben a molibdenit hiányzik és csak pirit, galenit, szfalerit, fakóérc, kal- kopirit és markazit fordul elő. A felsorolt ásványok többségének két generációja figyelhető meg. Az aprókristályos kvarcanyagban aggregátumokként, illetve önállóan szemcsékként megjelenő pirit rendszerint idiomorf (hexaéderes), vagy az egyéb ásványok által kiszorított roncsokként fordul elő. A szfalerit mindig xenomorf, és két generációja azonosítható. A korábbi kiválású szfaleritre a sűrű, emulzió-szerű kalkopirit-zárványosság (1-5 mikrométeres kalkopirit szemcsék) jellemző. Ezt a szfalerit-típust egy fiatalabb szfalerit kiválás emészti fel. Ez utób¬ bi generáció csak elvétve tartalmaz egyéb szulfidásványt zárványként; legin¬ kább galenitet, illetve nagyobb méretű (10-20 pm) kalkopirit-foszlányt. A szfa¬ lerit mindkét típusa kiszorítja a galenitet, esetenként a fakóércet. Helyenként viszont az is megfigyelhető, hogy a fakóérc szorítja ki a szfaleritet, illetve az is, hogy a szfalerit fakóérc-zárványokat tartalmaz. A vékony ér üreges részeibe benyúló idiomorf kvarckristályok csúcsi része szabálytalan alakú szfalerit-, és fakóérc-zárványokat hordoz. A kristályokra tö¬ meges fakóérc települ, de ebben a halmazban galenit, szfalerit, pirit és kalkopirit roncsok is úsznak. A kalkopirit és pirit xenomorf kristályai gyakran szfalerit- szemcséket szegélyeznek, A fakóérc szulfidásvány-roncsokat hordozó generᬠciójára egy újabb fakóérc kiválás települ. Ez utóbbi jellemzője, hogy porózus szövetű, és finom, emulziós eloszlásban kalkopiritet tartalmaz. A kalkopiritet gélpirit emészti fel. A gélpírit az idősebb fakóérc-kiválás repedéseibe is behatol. A fakóérc mindkét generációja Zn-dús tetraedrit (II. táblázat). A korábbi vizs¬ gálatok során Erdélyi (1951) a fakőérc karcszínéből következtetett a viszonylag magas cinktartalomra. Megfigyeléseit az újabb adatok megerősítik. A két fakó- érc-generáció közötti lényeges kémiai különbség a Fe- és As-tartalomban mu¬ tatkozik. A fakóérc-kiválásoknál fiatalabb, idiomorf pirit kristályai is megfigyelhetőek a mintában. Ez a pirit azonban markazitosodott, és az eredeti pirit-anyag csak a kristályok központi részében észlelhető, kissé nagyobb reflexiójú, izotróp fol¬ tokként maradt meg. A fakóérchez, illetve a szfalerithez társultan egy Ag-Te fázis 5-10 pm-es, foszlányszerű szemcséit is azonosítottuk. Az ezüst-telluridon kívül a tellúr ki¬ sebb koncentrálódása is látható volt a piritben, ami sávosan elnyúló íelhőszertí foltokként jelent meg a mikroszonda visszaszórt elektronképén. Az Ag-Te fázis pontosabb meghatározásához további vizsgálatok szükségesek. 6 Földtani Közlöny 127/1-2 A Retezi-lejtakna 220. méterében előforduló fakóérc elektronmikroszondás elemzési adatai (Elemző: Kovács Á., Miskolci Egyetem, Fémtani Tanszék, AMRAY 1830 I, EDAX 9900 berendezés, 20kV feszültség, 1 nA mintaáram, Si-Li detektor, 100 mp detektálási idő) Electronmicroprobe analyses ofthe grey őre from the 220 m point of the Retezi adit (Analyst: Á. KOVÁCS, University of Miskolc, Metallurgical Department, AMRAY 1830 I, EDAX 9900 instrument, 20 kV acceleration potenciál, 1 nA beam current, 100 sec. counting time). 11. táblázat - Table 11 Fakóérc I. - Grey őre I súly%/hiba% - wt%/error% Fakóérc II. - Grey őre 11 súly%/hiba% - iüt%/error% s 27.54/ 0.50 26.28/0.64 Sb 16.59/ 1.47 23.64/1.24 Fe 0.44/14.15 2.87/3.43 Cu 39.62/0.69 37.86/0.78 Zn 7.43/2.28 5.37/3.21 As 8.05/3.42 3.99/6.66 x 100.0 100.0 A megfigyelések alapján a polimetallikus paragenezisben a következő kivᬠlási sorrend határozható meg: pirit I; galenit-szfalerit I-kalkopirit I; szfalerit II-kalkopirit II-fakőérc I-Ag-tellurid; fakóérc II-pirit II-kalkopirit III; markazit- gélpirit. A mintákban előforduló folyadékzárványok típusai A szulfidos paragenezisekhez társuló hidrotermás kvarcban, a gránit kőzet¬ alkotó kvarckristályaiban, továbbá a pala kvarcerezéseinek kristályaiban a kö¬ vetkező folyadékzárványok figyelhetők meg szobahőmérsékleten: I.A. Folyadék+gáz fázisösszetételű zárványok. Ezek a különböző kvarctípu¬ sok behegedt repedései mentén húzódó sorokban, ritkábban felhőszerű csopor¬ tokban figyelhetők meg ( I. tábla 1. kép). Túlnyomó részük Roedder (1984) kri¬ tériumai szerint másodlagos genetikai típusú, azonban a hidrotermás kvarcban felhőszerűen, illetve önállóan megjelenő zárványok elsődleges típusúak - az ásvány növekedésével egyidőben bezáródottak - is lehetnek. A folyadékfázis¬ ban úszó gázbuborék térfogata általában a zárvány össztérfogatának körülbelül 30%-át teszi ki. A zárványok szabálytalan, vagy lekerekített "negatív kristály" alakúak. Méretük nem haladja meg a 30-40 mikrométert. I.B, Két, egymással nem elegyedő folyadékfázist tartalmazó zárványok (I. tábla 2. kép). Ezen típusban a zárvány falát nedvesítő sóoldatban úszó, a zárvány össztérfogatának körülbelül 80-90%-át, máskor 40-60%-át alkotó folyadékfázis látható. A kérdéses zárványokban a hőmérséklet csökkentése során, 0 °C körül jelent meg a gázbuborék. Ez a sajátosság, és az egyéb mikrotermometriai adatok (ld. alább) arra utalnak, hogy ezen zárványok sóoldattal nem elegyedő fázisa széndioxid (ROEDDER 1963). A különböző térfogatszázalék széndioxidot tartal¬ mazó zárványok rendszerint az I.A. típusú zárványokkal azonos sorokban, vagy önálló, felhőszerű populációkban fordulnak elő. A széndioxid-tartalmú zárvá- Molnár F.: Újabb adatok a Velencei-hegység molibdenitjének genetikájához 7 nyok alakja rendszerint lekerekített "negatív kristály", méretük 10-30 Lim körüli. Ezt a zárványtípust a lejtakna 78. és 157. méteréből fennmaradt mintákban azonosítottuk (1. és 4. minta, ld. 1. táblázat). II.A. Folyadék+gáz+krisztallit fázisösszetételű, ritkán előforduló zárványok. A folyadék és gázfázis aránya az I.A. típusú zárványokéhoz hasonló. A folya¬ dékfázisban úszó krisztallitok anizotropok, és a zárvány hevítése során nem oldódtak fel. Ezek a megfigyelések arra utalnak, hogy a kérdéses ásványszem¬ csék ún. "befogott krisztallitok" (Roedder 1984). A zárványtípus egyéb sajátos¬ ságai (megjelenés, méret) szintén az I.A. típusú zárványokéhoz hasonlóak. II.B. Két nem elegyedő folyadék + gáz fázisösszetételű zárványok. Ezek a zárványok minden sajátosságukban hasonlóak az I.B. típusú zárványokhoz, az¬ zal a kivétellel, hogy a zárvány falát nem nedvesítő széndioxid-fázisban egy gázbuborék is megfigyelhető. Ez a gázfázis szobahőmérséklet felett, de 31,1 °C (a széndioxid kritikus hőmérséklete) alatt homogenizálódott, utalván arra, hogy a folyékony CC» 2 -vel szobahőmérsékleten egyensúlyban levő gázfázist tartal¬ maz. A folyadékzárványok mikrotermometriai jellemzői A folyadékzárványok mikrotermometriai vizsgálatát az 1., 2., 4., és 6. mintán (I. táblázat ) végeztük. Az LA. és II.A. típusú zárványok homogenizációs hőmér¬ sékleti értékeinek eloszlását az 1. ábra szemlélteti. A zárványok gázfázisa az összes vizsgált mintában 200 és 320 °C között homogenizálódott. A homoge¬ nizációs hőmérsékletek gyakorisági eloszlása azonban kétmaximumos jellegű. A leggyakoribb a 220-280 °C közötti homogenizációs hőmérséklet, míg a 280- 320 °C között homogenizálódó zárványok kisebb gyakoriságúak. Az I.A. és II.A. típusú zárványok megfagyasztása után keletkezett jégfázis olvadáspontjai is két hőmérsékleti intervallumban, -3,5 és -0,7 °C, továbbá -9,8 és -4,8 °C között szóródnak. A zárványok eutektikus olvadását csupán néhány esetben lehetett jól észlelni. A -20 és -30 °C közötti eutektikus olvadási hőmér¬ sékletek arra utalnak, hogy a zárványok összetétele a NaCl-H 20 rendszerrel modellezhető. Ennek megfelelően a jégfázis-olvadáspontok 5,7-1,2 NaCl ekv.súly %, illetve 13,7-7,6 NaCl ekv.súly % oldatkoncentrációnak felelnek meg (BODNÁR & VlTYK 1994). A 2. ábra alapján látható, hogy a különböző koncent¬ rációjú zárványok mind a nagyobb, mind az alacsonyabb homogenizációs hő¬ mérsékletű populációkban egyaránt előfordulnak. Szintén kettősség figyelhető meg az I.B. és II.B. típusú folyadékzárványok széndioxid fázisainak homogenizációs hőmérsékletében (3. ábra). A vizsgált zár¬ ványokban egy alacsonyabb, és egy magasabb homogenizációs hőmérsékletű széndioxid fázis fordult elő. A tiszta széndioxid hármaspontja (azon hőmérsék¬ let, melyen a széndioxid gáz, folyadék és szilárd halmazállapotban egyidőben lehet jelen) -56,6 °C. Az ennél némileg kisebb mérési eredmények (3. ábra) arra utalnak, hogy a széndioxid mellett kis mennyiségű metán, kénhidrogén, vagy nitrogén is jelen lehet a kérdéses zárványokban (BURRUSS 1981). 8 Földtani Közlöny 127/1-2 30 180 200 220 240 260 280 300 320 340 Th (F-G)°C Th (L-Vj’C 1. ábra. A folyadékzárványok homogenizációs hőmérsékleteinek (Th (F-G)) gyakorisági eloszlása a Retezi-lejtakna molibdenites ércesedésének egyes mintáiban. A kétmaximumos eloszlás arra utal, hogy a hidrotermás folyamatok több ütemben mentek végbe Fig. 1. Frequency distribution diagram of homogenization temperatures (Th (L-V)) tneasured in fluid inclusions of samples from the molybdenite mineralization of the Retezi adit. The bimodal distribution of data Suggests that the hydrothermal activity is characterised by more than one stagé A magasabb széndioxid homogenizációs hőmérséklettel jellemzett zárvᬠnyokban a CC> 2 -nek mind gázfázisú, mind folyadékfázisú homogenizációja elő¬ fordult (3. ábra). A gázfázisú homogenizáció eseteiben a széndioxid fázis sűrű¬ sége 0,26-0,3 g/cm 3 , míg a folyadékfázisú homogenizáció esetén 0,66-0,73 g/cm 3 közötti. Az alacsony széndioxid homogenizációs hőmérsékletű zárvᬠnyok nagy sűrűségű (0,9 g/cm 3 ) C02-fázist tartalmazanak. A széndioxidos zárványokban az alacsony hőmérsékleten kivitelezett megfi¬ gyelések során rendszeresen észlelhetők a széndioxid-hidrát (C02-5,75H20) képződését is. A hidrát-fázisok olvadási hőmérsékletének értékei 3,8 és 11 °C között szóródnak (3. ábra). A széndioxid-hidrát olvadáspontja függ a széndioxid mellett befogódott sóoldat koncentrációjától, illetve a széndioxidhoz társult egyéb könnyenilló jelenlététől (COLLINS 1979; BURRUSS 1981). A tiszta széndio¬ xid-hidrát olvadáspontja, amennyiben tiszta vízzel van egyensúlyban 10,1 °C. Ritkán ennél magasabb olvadáspont értékeket is tapasztaltunk (max. 11 °C), ami egyéb könnyenilló vegyület, pl. metán jelenlétére utal. Ez a megfigyelés összhangban van a széndioxid olvadáspontjának -56,6 °C-nál kisebb értékeivel (3. ábra). A hidrát olvadáspont értékei alapján a szobahőmérsékleten folyékony Molnár F.: Újabb adatok a Velencei-hegység molibdenitjének genetikájához 9 Th (F-G)°C Th(L-V)°C 180 200 220 240 260 280 300 320 340 U ü o o -5 O) E -6 -7 -8 -9 -10 ■ 157 m • 78 m a 108 m * vájvég - 1 -- t-- -1 - 1 -r-f- • * ♦ ♦ ' • ♦ ♦ ■ 4 • * c = 1.2-5.7 ■ ■ A A ■ ■ m NaCl ekv.s.% A • NaCl equiv.wt% U m u % A ■ A „ * . c = 7.6-13.7 • ■ NaCl ekv.s.% NaCi equiv.wt% • • A • m 2. ábra. A folyadékzárványokban meghatározott fagyáspontcsökkenés értékek (T jég) eloszlása a homogenizációs hőmérsékletek (Th (F-G)) függvényében. Az adatok eloszlása arra utal, hogy azonos hőmérsékleten különböző koncentrációjú fluidumok voltak jelen a Retezi-lejtakna hidrotermás ércesedésének kialakulása során Fig. 2. Distribution of melting point depression data of fluid inclusions (Tm ice) as a functian of homogenization temperatures (Th (L-V)). The distribution of data points suggests that fluids with different concentrations bút similar temperatures were present in the hydrothermal system farming of the mineralization of the Retezi adit széndioxid fázist tartalmazó zárványok sőoldata 0-9,7 NaCl ekv.súly% kon¬ centrációjú. Az egyéb könnyenüló jelenléte miatt a valós koncentráció mintegy 1 NaCl ekv. súly%-nyi értékkel nagyobb lehet. Néhány I.A. típusú zárvány esetében is észleltük a széndioxid-hidrát képző¬ dését a krioszkópos vizsgálatok során. A hidrát kis mennyisége miatt azonban a pontos olvadáspont értékeket nem lehetett ezen zárványokban meghatározni. A széndioxidos zárványok teljes homogenizációját rendszerint nem sikerült elérni 350 °C-nál alacsonyabb hőmérsékleten. 350 °C körül a kérdéses zárvᬠnyok egy részénél dekrepitációt (a zárvány felnyílását) észleltünk. Mivel a vizs¬ gált minták pótolhatatlanok, ezért a dekrepitáció elkerülése végett magasabb hőmérséletű vizsgálatokat nem végeztünk. Két zárvány esetében azonban si¬ került megfigyelni a dekrepitáció előtti teljes homogenizációt. Ezen zárványok egyike mintegy 90 tf.% C02-folyadékfázist tartalmazott szobahőmérsékleten és homogenizációja 280 °C-on, a sóoldat feloldódásával történt. Egyéb, 80-90 tf.% CC> 2 -folyadékfázist tartalmazó zárványok esetében a homogenizáció pontos hő- 10 Földtani Közlöny 127/1-2 mérsékletét nem lehetett rögzíteni, mivel a zárvány fala menti vékony folya¬ dékfilm feloldódása az optikai jelenségek miatt nehezen észlelhető. Egy másik zárvány esetében a homogenizáció 304,5 °C-on ment végbe, a széndioxid fázis feloldódásával. Ez a zárvány szobahőmérsékleten 40 tf.% CO 2 folyadékfázist tartalmazott. « 157 m, Th (F-G) C02 «157 m, T otv. C02-hidrát ■ 78 m, Th (F-G) C02 _ n 78 m, T oly CQ2-hidrát Tolv. C02°C Tm C02‘C 3. ábra. A Retezi-lejtakna 78. és 157. méteréből származó minták széndioxídos zárványainak mikrotermometriai adatai. Tolv. CO 2 - a szédioxid fázis olvadáspontja; Th CO 2 - a széndioxid fázis homogenizációs hőmérséklete; Tolv. CC> 2 -hidrát - a széndioxid-hidrát olvadáspontja. A -56,6 °C-nál kisebb Tolv. CO 2 adatok arra utalnak, hogy a zárványok kis mennyiségű metánt, kénhidrogént, vagy nitrogént is tartalmaznak. A Th CO 2 adatok kettős eloszlása azt mutatja, hogy a zárványok egy része alacsony sűrűségű széndioxid fázist tartalmaz (Tolv>14 °C). Ezen zárvány-generációban a széndioxid gázfázisú homogenizációját is észleltük (bekarikázott pontok). Az 5 °C-nál kisebb Th CO 2 adatok a széndioxid fázis nagy sűrűségére utalnak a zárványok másik populációjában Fig. 3. Microthermometric data fór carbon-dioxide bearing indusions of the samples from the Retezi adit. Tm CO 2 - melting temperature of the carbon dioxide; Th CO 2 - homogenization temperature of the carbon-dioxide phase; Tm COi-hydrate - melting temperature of the carbon-dioxide-hydrate. Tm CO 2 data below -56.6C suggest, that these inclusions contain a minor amount of methane, hydrogen-sulfide or nitrogéné in addition to the carbon-dioxide. The bimodal distribution of the Th CO 2 data shows Ihat somé inclusions contain low density carbon-dioxide phase (Th CC>2>14 °C). In this inclusion-generation, the homogenization of carbon dioxide intő gas phase was alsó observed (circled marks). The Th CO 2 data below 5 °C in the other generation ofinclusion suggest to high density carbon-dioxide phase of inclusions Molnár F.: Újabb adatok a Velencei-hegység molibdenitjének genetikájához 11 Az eredmények értelmezése, következtetések A folyadékzárványok homegenizációs hőmérséklete a befogódásuk minimᬠlis hőmérsékleteként értelmezhető. Ha a befogódás a zárványoldat telített gőz¬ nyomásánál nagyobb nyomáson történt, akkor a befogódási hőmérséklet a ho- mogenizációs hőmérsékletnél lényegesen nagyobb is lehet. A Retezi altáró mintaanyagán végzett megfigyeléseink rögzítették, hogy szén¬ dioxidban gazdag és széndioxidban szegény (különböző széndioxid/sóoldat fázisarányü) zárványok szingenetikus populációi fordulnak elő a kvarcban. A NaCl-CC>2-H20 rendszer (BOWERS & HELGESON 1983) fázisviszonyai alapján megállapítható, hogy magas hőmérsékleten és nyomáson a széndioxid teljes mértékben oldódhat a vizes fázisban (ugyanakkor a sókoncentráció növekedése csökkenti a széndioxid oldhatóságát). A magas hőmérsékletű és nyomású, ho¬ mogén fázisállapotú fluidum befogódása esetén a szingenetikus zárványok szo¬ bahőmérsékleten azonos térfogatszázalék széndioxidot tartalmaznak, és azonos módon (a folyadékfázis feloldódásával, illetve kisebb széndioxid tartalom ese¬ tén a széndioxid fázis feloldódásával) homogenizálódnak. Ha a nyomás a hidrotermás fluidum telített gőznyomásának megfelelő, akkor a fluidum szükségképpen heterogén fázisállapotú, és a hidrotermás rend¬ szerben egy kis sűrűségű (telített gőz, gáz, vagy a könnyenilló részt tartalmazó folyadék) és egy nagy sűrűségű (folyadék) fázis van jelen. A heterogén fázis- viszonyokat a hidrotermás rendszerben képződő zárványok is tükrözik, mivel a fluidum kis sűrűségű és nagy sűrűségű fázisai külön-külön, de szingeneti- kusan befogódhatnak. A két zárványtípus szobahőmérsékleten tapasztalható fázisarányai egymástól eltérőek, és homogenizációjuk különböző módon, de azonos hőmérsékleten megy végbe. A széndioxidban gazdag és széndioxidban szegény fázisok egy adott hidro¬ termás rendszeren belüli önálló, és egymással egyensúlyban történő előfor¬ dulására két, a lehetséges folyamatok szélső eseteit reprezentáló modellt állít¬ hatunk fel: A. Széndioxidban gazdag és széndioxidban szegény folyadékfázisok kevere¬ dése olyan hőmérséklet-, nyomás- és koncentráció-viszonyok között, melyek a széndioxidban gazdag fázis teljes feloldódását megakadályozzák. B. A hőmérséklet és/vagy a nyomás csökkenésének következtében az erede¬ tileg oldott állapotban lévő széndioxid szételegyedése (fázisszeparáció). Mind az oldatkeveredés, mind a fázisszeparáció esetében széndioxidban gaz¬ dag, illetve ha a széndioxid nagy mennyiségben van jelen akkor vizes fázisban gazdag diszpergált cseppek jelennek meg a hidrotermás fluidumban. Ahogyan a hőmérséklet és nyomás dinamikusan változik, úgy az egyensúlyban lévő fᬠzisok összetétele is folytonosan változik (a szételegyedett fázisok további sze¬ paráción mennek keresztül a hőmérséklet és a nyomás folyamatos csökkenése során). Ennek megfelelően a széndioxidban gazdag fázis sűrűsége és NaCl-tar- talma is folyamatosan változik. A zárványok képződésekor azonban inhomogén befogódás is történhet, azaz a széndioxidban gazdag fázis mellett a vizes fázis egy kis része is csapdázódhat. 12 Földtani Közlöny 127/1-2 Inhomogén befogődás esetén a zárvány szobahőmérsékleten tapasztalható fᬠzisviszonya már a hidrotermás rendszer egyik fázisának sem tükrözi az ösz- szetételét. Az ilyen zárványokat a szételegyedett fluidfázis szélső tagjait kép¬ viselőkhöz kepest (a homogén folyadékfázist befogott zárványokhoz képest) magasabb homogenizációs hőmérséklet, illetve a homogenizáció előtti dekre- pitáció jellemzi. A Retezi-lejtakna mintaanyagán végzett vizsgálataink során sikerült azono¬ sítani lényegében azonos homogenizációs hőmérsékletű, de eltérő koncentrᬠciójú sóoldatos zárványok és különböző széndioxid/sóoldat fázisarányú, kü¬ lönböző sűrűségű széndioxid-fázist tartalmazó zárványok szingenetikus popu¬ lációit, A széndioxidos zárványok különböző módon, de lényegében azonos hőmérsékleten történő homogenizációját is észleltük. Mindez azt valószínűsíti, hogy a fentiekben vázolt modelleknek megfelelően, az ércesedés kialakulásakor a széndioxid-tartalmú hidrotermás fluidumokban a hőmérséklet-nyomás csök¬ kenése során fázisszeparáció, vagy két különböző széndioxid-tartalmú fluidum keveredése közetkezett be. Heterogén fázisösszetételű hidrotermás rendszerben a zárványok bezáródási hőmérséklete a homogenizációs hőmérséklettel egyenlő, és a bezáródási nyo¬ más a zárvány összetételi adatainak ismeretében a homogenizációs hőmérsék¬ letre számítható nyomással egyenlő (ROEDDER 1984). Ez azért igaz, mivel a heterogén fázisállapotú hidroterma esetében a szételegyedett fluidumokat ho¬ mogén módon befogott zárványok fázisgörbéi egymást a homogenizációs hő¬ mérsékletnek megfelelő pontban metszik a hőmérséklet-nyomás koordináta rendszerben. Ez a pont másrészt a homogén fluidfázisokat befogott zárványok izochorjainak 1 metszéspontja is. A lehetséges inhomogén befogódás miatt a kér¬ déses zárványpopuláció azon zárványainak adatait kell figyelembe venni, me¬ lyek a széndioxid/sóoldat arány tekintetében szélső értékeket mutatnak (jelen esetben 40 és 90 tf.% széndioxid) és azonos hőmérsékleten, de eltérő módon homogenizálódnak (Diamond 1994). Az Retezi-lejtakna mintáinak eltérő módon homogenizálódó széndioxidos zárványai esetében a befogódási nyomás 1650-2400 bar közöttinek adódik (a számítsához a FLINCOR program Bowers & Helgeson (1983) egyenleteit fel¬ használó szubrutinját használtuk fel a következő adatokkal: homogenizációs hőmérséklet = 280 és 304 °C, széndioxid/sóoldat fázisarány=0,9 és 0,4, a vizes fázis sókoncentrációja 0-9,8 NaCl ekv. súly%). A két szélső tagot képviselő, és feltehetően homogén fázisokat befogott zárványoktól eltérő fázisarányú és de- krepitáció előtt nem homogenizálódó széndioxidos zárványok inhomogén be¬ fogódás során képződtek. Ha abból indulunk ki, hogy mind a nagy, mind a kicsi széndioxid/sóoldat fázisarányú zárványok inhomogén befogódás során képződtek, akkor a fenti nyomásadatok a valós értékeket túlbecsülik. Ha feltételezzük, hogy az összes széndioxidos zárvány az inhomogén befogódás fázisviszonyait tükrözi, akkor 1 a homogén zárványfluidum zárványon belüli nyomásának hőmérsékletfüggését leíró görbe Molnár F.: Újabb adatok a Velencei-hegység molibdenitjének genetikájához 13 a hidrotermás rendszer két szételegyedett íluidumát az I.A. es II.A. típusú zár¬ ványok sóoldatának összetételével és az I.B. és II.B. típusú zárványok széndio- xidos fázisának összetételével modellezhetjük. Ekkor az ezen összetételeknek megfelelő izochorok metszése alapján 1,0-1,2 kbar nyomást és 300-400 °C hő¬ mérsékletet határozhatunk meg (MOLNÁR 1996). Mivel magas hőmérsékleten és nyomáson a széndioxidos fázis bizonyos mennyiségű sóoldatot, illetve a sóoldatos fázis bizonyos mennyiségű széndioxidot mindenképpen felold, és ezek az oldott komponenesek az izochorok meredekségét növelik, ezért a fenti közelítéssel meghatározott hőmérsékletet a valós értékek maximumának, míg a nyomást a valós értékek minimumának kell tekinteni. A zárványszöveti megfigyelések alapján a széndioxidos zárványok eseten¬ ként az alacsony homogenizációs hőmérsékletű sóoldatos zárványokhoz tár¬ sulnak. Ezen sóoldatos zárványok némelyike kis mennyiségű széndioxidot is tartalmaz, melyet a széndioxid-hidrát alacsony hőmérsékleten tapasztalt kép¬ ződése bizonyít. A sóoldatos zárványok azonban lényegében széndioxid-men¬ tesek, ami arra utal, hogy befogódásuk túlnyomó részt a széndioxidnak a nyo¬ más-hőmérséklet csökkenése közetkeztében a nyomáslejtő irányában végbe¬ ment eltávozása után következett be. Az alacsony hőmérsékletű zárványok ese¬ tében 300 °C körüli befogódási hőmérsékletre 1,0-1,2 kbar befogódási nyomás számítható (homogenizációs hőmérséklet = 220-230 °C, sókoncentráció = 3-9 NaCl ekv. súly %; a FLINCOR program ZHANG & FRANTZ (1987) egyenleteit felhasználó szubrutinja alapján). Az 1. ábrán látható, 280 °C feletti homogeni¬ zációs hőmérsékletű zárványpopulációhoz széndioxidos zárványok nem tár¬ sulnak, illetve ezen zárványokban a széndioxid jelenlétét mikrotermometriai úton kimutatni nem lehetett. 1650-2400 bar nyomásra 400-500 °C közötti be¬ fogódási hőmérsékletek számíthatók (homogenizációs hőmérséklet = 280- 320 °C, sókoncentráció = 3-9 NaCl ekv. súly %; a FLINCOR program ZHANG & FRANTZ (1987) egyenleteit felhasználó szubrutinja alapján). Összességében a Retezi-lejtakna molibdemtes ércesedésében a magas hőmér¬ sékletű fázist követően a széndioxid-tartalom feldúsulása, majd a nyomás csök¬ kenésével a fluidumok kigázosodása és a szételegyedett fluidfázisok összeté¬ telének dinamikus változása körvonalazható. A kigázosodási folyamatot felte¬ hetően a litosztatikus nyomásviszonyokból a hidrosztatikus nyomásviszonyok¬ ba történő átmenet nyomáscsökkenése indukálta (l,6-2,4 kbar nyomás 2,6 g/cm 3 kőzetsűrűség mellett 6,3-9,4 km-es mélységnek felel meg, ami hid¬ rosztatikus viszonyok között, 1 g/cm 3 oldatsűrűség mellett 0,6-0,9 kbar nyo¬ mást jelent). A Velencei-hegység gránitintrúziójának kristályosodása 520-700 °C között, mintegy 2 kbar nyomáson zárult (Buda 1985). A geobarometriai vizsgálatok alapján a pegmatitok kristályosodása l,3-2,3 kbar nyomáson 400-520 °C között ment végbe (MOLNÁR et al, 1995; MOLNÁR 1996). JANTSKY (1957) megfigyelései szerint a molibdenit a pegmatitokban is otthonos ásvány, így nem meglepő, hogy a Retezi-lejtakna kvarc-moiibdenít stockwerk ércesedésében is hasonló nyomás- és hőmérsékleti adatokat kaptunk a folyadékzárvány vizsgálatok alap¬ ján. A kvarc-molibdenites ércesedésben kimutatott többütemű hidrotermás te- 14 Földtani Közlöny 127/1-2 vékenység összhangban van az ásványtani megfigyelésekkel is, melyek szerint a molibdenites paragenezist egy fakóérces-polimetallikus ércesedés követte. Fi¬ gyelemre méltó azonban az, hogy a Velencei-hegység hidrotermás ércesedései közül egyedül a Retezi-lejtakna molibdenites kvarcerezéseiben azonosítottunk széndioxidban gazdag folyadékzárványokat (MOLNÁR 1996). A Velencei-hegység eocén korú ércesedésein végzett zárványvizsgálatok mind a szubvulkáni szintű, mind a felszínközeli epitermás zónákban a hidro¬ termás fluidumok kisnyomású (maximum 280 bar) felforrását bizonyították. Ezen túlmenően a szubvulkáni szintű, Cu-porfíros jellegű, stockwerkes-hintett formában megjelenő ércesedésre (Pd-2. sz. fúrás alsó szakasza, ahol egyébként a molibdenit megjelenését várhatnánk) a nagy szalinitású (>50 NaCl ekv. súly%) zárványok jelenléte is jellemző. Hasonló zárványok fordulnak elő a gránittesten belüli, de az eocén magmatizmushoz köthető ércesedéseken belül is (a Meleg¬ hegy enargitos zónája és a Sukoró-kömyéki fúrások kalkopirites breccsái; MOL¬ NÁR 1996). Konklúziók A Retezi-lejtakna ércesedéséből SZTRÓKAY KÁLMÁN Imre és KISS János pro¬ fesszorok által gyűjtött, az ELTE TTK Ásványtani Tanszékén fennmaradt mú¬ zeumi kézipéldányokon végzett ércmikroszkópos vizsgálataink alapján egy mo- libdenit-pirit-pirrhotin-szfalerit-galenit és egy fakóérc-pirit-galenit-szfalerit-kal- kopirit-markazit-(ezüst-tellurid) ásványparagenezist azonosítottunk. A több¬ ütemű hidrotermás folyamat 500 és 300 °C között ment végbe. A hidrotermás működés egyes szakaszaiban a fluidumok fázisszeparáció, vagy oldatkeveredés révén széndioxidban dúsultak. A Velencei-hegység egyéb ércesedésein végzett vizsgálataink szerint egyedül a kvarc--molibdenites ércesedés folyadékzárvᬠnyaiban mutatható ki jelentős mennyiségű széndioxid. A széndioxidos zárvᬠnyok jelenléte nagynyomású hidrotermás folyamatokra utal. Mivel az eocén magmatizmus ércesedéseire más típusú folyadékzárványok és alacsony nyo¬ mású felforrás jellemző, ezért az eredmények alapján arra következtethetünk, hogy a Retezi-lejtakna ércesedése a gránitintrúzió posztmagmás folyamatai so¬ rán képződött. Köszönetnyilvánítás A szerző ezúton is köszönetét mond Dr. KISS Jánosnak (ny. egyetemi tanár, Eötvös Loránd Tudományegyetem, Ásványtani Tanszék) a téma kidolgozása során nyújtott támogató észrevételeiért Szintén köszönet illeti Dr. WEISZBURG Tamást (tudományos főmunkatárs, Eötvös Loránd Tudományegyetem, Ásvány¬ tani Tanszék) és Dr. PAFF Gábort (muzeológus. Magyar Természettudományi Múzeum) az Eötvös Loránd Tudományegyetem Ásványtani Tanszékének gyűj¬ teményében fellelhető mintaanyag átadásáért. A mikroszondás analízisek el- 15 Molnár F.: Újabb adatok a Velencei-hegység molibdenitjének genetikájához végzése KOVÁCS Árpád (Miskolci Egyetem, Fémtarti Tanszék) érdeme. A folya- dékzárvány-vizsgálatok egy része a Művelődési Minisztérium és a Carleton Egyetem (Ottawa) által támogatott ösztöndíjas tanulmányút során készült. Kü¬ lön köszönet illeti Dávid H. WATKINSON professzort (Carleton University, De¬ partment of Earth Sciences) a vizsgálatok végzése során tanúsított támogatᬠsáért. Az elvégzett munka a szerző OTKAF 007597 sz. pályázata által támogatott kutatások részét képezi. Irodalom - Keferences Bodnár, R.J., Vityk, M.O. 1994: Interpretation of microthermometric data fór H 2 0-NaCl fluid inclusions. - In: De Vivő, B., Fkezotti, M.L, (Eds.) Fluid inclusions in minerals: Methods and applications. Short course of the working group (IMA) "Inclusions in Minerals", 117-130. Böjtösné Varrók K. 1965: A palaköpeny hidrotermális ércesedése a Velencei-hegység K-i részén. (Hidrothermal őre mineralization in the schist mantle of the Velence Mts., Transdanubia, Hungary). - MÁFI Évi Jel. 1965. évről, 499-504 (in Hungárián with English abstract). Bowers T.S., Helgeson H.C. 1983: Calculation of the thermodynamic and geochemical consequences of nonideal mixing ín the system H ; 0-C0 2 -NaCi on phase relations in geologic Systems: Equation of State fór H 2 0-C0 2 -NaCl fluids at high pressures and temperatures. - Geochimica et Cosmochimica Acta, 47, 1247-1276. Brown P.E. 1989: FLINCOR: a microcomputer program fór the reduction and investigation of fluid inclusion data. - American Mineralogist, 74, 1390-1393. Buda Gy. 1985: Variszkuszi korú kollíziós granitoidok képződése Magyarország, Ny-Kárpátok és a Központi Cseh (Bohémiai) Masszívum granitoidjainak példáján. (Origin of collision-type Variscan granitoids in Hungary, West Carpathians and Central Bohemian Plútón). - Kandidátusi Értekezés, Kézirat (Unpublished PhD Theses). Burruss R. 1981: Analysis of phase equilibria in C-O-H-S fluid inclusions. - Miner. Assoc. Canada Short Course Handbook 6, 39-74. Collins, P.L F. 1979: Gas hydrates in C0 2 -bearing fluid inclusions and the use of freezing data fór estimation of salinity. - Economic Geology, 74, 1435-1444. Diamond, L.W. 1994: Introduction to phase relations of C0 2 -H 2 0 fluid inclusions. - In: De Vivő, B., Fkezotti, M.L. (Eds.): Fluid inclusions in minerals: Methods and applications: Short Course of the Working Group (IMA) "Inclusions in Minerals", September 1-4, Pontignano-Siena, 131-158. Erdélyi, J. 1955: Beitrage zűr mineralogíschen Kenntnis des Gebirges von Velence. - Acta Min. Petr. Szeged, 8., 1-11. Földvári A. 1947: A molibdén velencei-hegységi előfordulásának teleptani viszonyai. - MÁFI Évi Jel. B. Beszámoló a vitaülésekről. IX. kötet, 39-52. Horváth L, Ódor L., Ó. Kovács L. 1989: A velencei-hegységi gránit metallogéniai sajátosságai (Metallogenic features of the Velence Mts. granitoids). - MÁFI Évi Jel 1987-ről, 349-365 (in Hungárián with English abstract). Jantsky B. 1957: A Velencei-hegység földtana. - Geologica Hungarica Ser. Geologica, 10. 170 p. (in Hungárián with French and Russian abstracts). Kiss J. 1954: Szabadbattyáni andezit és ércgenetikai jelentősége (Andesite from Szabadbattyán and its importance concerning the genesis of ores). - Földtani Közlöny 84., 183-189. Molnár F., Török K., Jones, P. 1995: Crystallization conditions of pegmatites from the Velence Mts., Western Hungary, on the basis of thermobarometric studies. - Acta Geol. Hung., 38/1, 57-80. Molnár, F. 1996: Fluid inclusion characteristics of Variscan and Alpine metallogeny of the Velence Mts., W-Hungary. In: Popov, P. (Ed.): Plate tectonic aspects of the metallogeny in the Carpat- 16 Földtani Közlöny 127/1-2 ho-Balkan Region. Proceedings of the Annual Meeting, Soha, 1996. UNESCO-IGCP Project No. 356, Vol. 2., 29-44. Nagy B. 1980: Adatok a velencei-hegységi és a szabadbattyám ércesedések és ércindikácíók ásványparageneziséhez és geokémiájához. - MÁFl Évi Jel. 1978-ról, 263-289. Ódor L, Dudkó A., Gyalog L., 1982: A Velencei hegység északkeleti részének metallometriai értékelése (Metallometric evaluation of the NE Velence Mts., W-Hungary). - MÁFl Évi Jel. 1980-ról, 211-228 (in Hungárián with English abstract). Roedder, E. 1984: Fluid indusions. - Reviews in Mineralogy 12., 644 p. Schafarzik F. 1908: Ásványtani közlemények. - Földtani Közlöny 38., 590-592. A kézirat beérkezett: 1995. 07. 27. Táblamagyarázat - Explanation of plate I tábla - Plate I. 1. I.A típusú folyadékzárványok kvarcban, F - folyadék; G - gáz. A mértékegység nagysága 50 (im. I.A. type fluid inclusions in quartz. F - liquid; G - vapor. Length of scale bar is 50 pm. 2. I.B. típusú (CQz-tartalmú) folyadékzárvány kvarcban. A zárvány fala mentén vékony folyadékfilmként látható a sóoldatos fázis (VF). A széndioxidos folyadékfázis (CF) a zárvány térfogatának mintegy 90%-át alkotja. A mértékegység nagysága 50 gm, l.B. type (CC> 2 -bearing) fluid indusions in quartz. The aqueous phase forms a thm film along the indusion wall and the liquid carbon-dioxide phase (CF) occupies approx. 90% of the indusion volume. Length of scale bar is 50 pm Molnár F.: Újabb adatok a Velencei-hegység molibdenitjének genetikájához I. tábla - Plate I. 17 Földtani Közlöny 127/1-2, 19-83 (1997) Budapest Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata a dunántúli-középhegységi főkarsztvíztároló rendszer (DNy-i rész) példáján Vulnerability assessment of aquifer systems with the example of main karst reservoir in the SW-Transdanubian Central Rangé Mádlné Szőnyi Judit 1 . (10 ábra, 4 táblázat és 10 térkép) Key words: groundwater reservoir, generál vulnerability assessment, sensitivity of karst Transdanubian Central Rangé , main karst reservoir Tárgyszavak: felszín alatti víztartó rendszer, általános sérülékenység, karsztérzékenység, Dunán túli-középhegység , főkarsztvíztároló Abstract The growing utilization of groundwaters is limited, among others, by the deterioration of water quality. The study deals with the vulnerability assessment fór groundwater protection. The discussed assessing conception has been developed fór predicting the interactions between contaminants and aquifers, in order to prevent deteriorations. Problems related to early coneepts of vulnerability are as follows: the goals of the assessment, the interpretation of the meaning of vulnerability, the procedure of assessment and the applicabilíty of results of the assessments. These problems can be remediated on bordér, system-approach. Sensitivity of any given environmental System depends on the ability of the system to compensate humán actívities. Vulnerability of the same System depends on its interactions with the neighbouríng systems, over its own sensitivity. The correct application of sensitivity and vulnerability ideas requires to define the examined system (object of examination) and the humán activity (active component of examination). Besides groundwaters, vulnerability assessment can be extended to cover other systems of the lithosphere (fór example soíl) and other hazards too (fór example irrigation, water withdrawal). Due to the above-mentioned interpretation, the process of vulnerability assessment cannot be schematized. The procedure is always influenced by the goals, object, active component and the existent database of the assessment. During the execution of vulnerability assessment, the interpretation of vulnerability fór a chosen object, the reál humán activity and the selection of vulnerability have prioríty. The first step of the assessment is to give the frames i.e. the spatial and time limits of the exercise. The next step is the analysis of vulnerability factors by empirical or numerical methods. There is no standard method fór doing that. The result of the vulnerability assessment is the differentation of elementary units of the ground surface on the hasis of the vulnerability of the examined aquifer systems, A vulnerability assessment is justified when its results be utilized by authorities responsible fór the management of the environment and the water supply regarded. Besides direct protection of 1 ELTE TTK Alkalmazott és Környezetföldtani Tanszék, H-1088 Budapest, Múzeum krt. 4/a. A Szerkesztőbizottság az olvasó szíves elnézését kéri, hogy kivételesen - tartalmi értékei miatt - hozzájárult a dolgozat közléséhez, annak ellenére, hogy az ábrák nem minden tekintetben felel¬ nek meg a nyomdai követelményeknek. 20 Földtani Közlöny 127/1-2 waters, groundwater vulnerability assessment has to help in the optimization of environmental- management. Conclusions of assessment can be fed back info the basic conception, which is the driving force of developing terms and approaches fór the next case study. The experiences thus gained is alsó useful when developing environmental databases. With the example of the main karst reservoir in the SW Transdanubian Central Rangé the specialities of karst sensitivity, the generál vulnerability assessment, and vulnerability interpretation of geological informations are displayed in the paper, Manuscript received: 25. 08. 1995 Összefoglalás A felszín alatti vizek kiemelt jelentőségűek hazánk, és a világ számos országának vízellátásában. Hasznosításukat egyre jobban megnehezíti emberi okokra visszavezethető elszennyeződésük. A tanulmány a felszín alatti vizek védelmére alkalmazható sérülékenység! becsléssel foglalkozik. A tárgyalt becslési koncepció - a károsodások megelőzése érdekében - a szennyezők és a víztartók várható kölcsönhatásainak előrejelzését szolgálja. A korai sérülékenységi becslésekkel kapcsolatos problémák a vizsgálat céljának, a fogalom értelmezésének, a becslés folyamatának és az eredmények gyakorlati alkalmazásainak tisztázatlansága, mint fő kérdéscsoportok köré összpontosíthatok. A felszín alatti vizek értékelésével kapcsolatos gondok megoldását is csak a sérülékenység korábbiaknál tágabb, rendszerszemléletű kezelése segítheti elő. Ezen értelmezés szerint az érzékenység egy természeti rendszer konkrét antropogén hatással szembeni, a hatást megelőző állapot visszaállítását szolgáló kompenzációs mechanizmusait szabályozó képességeinek összesége. Ugyanezen rendszer sebezhetősége - érzékenységén túlmenően - a szomszédos rendszerekkel fennálló kapcsolatainak is függvénye. Mindezek alapján az érzékenység és sérülékenység fogalmak korrekt használatánál pontosan meg kell határozni a vizsgálandó rendszert (a vizsgálat tárgyát) és a környezetet poten¬ ciálisan terhelő emberi tevékenységet (a vizsgálat hatótényezőjét). A rendszerelméleti értelmezés szerint a sérülékenységi becslés a felszín alatti vizeken túl kiterjeszthető a litoszférával összefüggő egyéb természeti rendszerekre (pl. talaj) és a szennyezőkön kívül más emberi beavatkozásokra (pl. öntözés, vízkivétel) is. A fontiekből következően a sérülékenységi becslés folyamata nem semati¬ zálható. A becslés célja, tárgya és hatótényezője, továbbá a vizsgált területről rendelkezésre álló adatháttér befolyásolják a folyamatot. A becslés kivitelezése során először a sérülékenységet a vizsgálat tárgyára és hatótényezőjére kell értelmezni, majd a vizsgálat szempontjainak meghatᬠrozása következik. A tényleges vizsgálat a térbeli, időbeli keretek megállapításával kezdődik és az emberi hatás kompenzációját befolyásoló tényezők elemzésével folytatódik. A tényezők sérü¬ lékenységre gyakorolt hatásának minősítése numerikus és empirikus módszerekkel történhet. A becslés közvetlen eredménye a felszín területelemeinek differenciálása a vizsgált környezeti elem sérülékenysége alapján. A vizsgálat elvégzésének a becslés eredményén alapuló környezet- és vízgazdálkodási intézkedések adnak értelmet. A becslés a közvetlen felszín alatti vízvédelmi célokon túl a környezeti elemekkel való optimális gazdálkodást szolgálja. Ugyanakkor a gyakorlati feladatok tapasztalatainak elméletbe való visszaültetése a becslési folyamat hatékonyságának javulását is szolgálja. Ez előmozdítja az érzékenység, a sérülékenység fogalmak és megközelítések fejlődését. A becslésekből nyerhető tapasztalatok hasznosíthatók a környezetföldtani, vízvédelmi adatbázis fejlesztésnél is. A dolgozat a dunántúli-középhegységi főkarsztvíztároló rendszer (DNy-i részének) esettanulmányán keresztül bemutatja a karsztos víztartók érzékenységi sajátosságait, szemlélteti az általános sérülékenységet befolyásoló tényezőket, továbbá példákkal szolgál a földtani alapinformációk sérülékenységi interpretálására. Mádlné Szőnyi ].: Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 21 Bevezetés, előzmények "A tanult elme megelégszik azzal a pontossággal , amelyet az adott téma természete lehetővé tesz, nem keres ott is abszolút bizonyosságot, ahol a valóságnak csak közelítése lehetséges ." Arisztotelész A víztartók érzékenységi, sérülékenységi vizsgálata - mint felszín alatti víz¬ védelmi lehetőség - az 1960-as évek végén, a 70-es évek elején merült fel először a szakirodalomban (VRÁNA 1968 in VRÁNA 1977; WALKER 1969; ALBINÉT 1970). A koncepció a felszín alatti vízminőség károsodásának megelőzése érdekében jött létre. A köznyelvből többféle vonatkozásban ismert érzékenység, sérülé¬ kenység kifejezések sajnálatos módon korrekt természettudományos igényű de¬ finíció nélkül terjedtek el, és használatosak ma is a vízvédelemben. A szennyezési esetek számának fokozódása révén világossá vált, hogy a víz¬ bázisok körül hosszú ideje használt védőövezetek önmagukban elégtelennek bizonyulnak a vízminőség tartós fenntartásához. Számításba véve a mélységi vizek szennyeződésének "rejtettségét és tartósságát' 1 , továbbá azt, hogy az eddig bekövetkezett károsodás a felszín közelében lévő, leggazdaságosabban kinyer¬ hető ivóvízkészleteket érintette, a leghatékonyabb védekezés a megelőzés. Kü¬ lönösen igaz ez hazánkban, ahol az ivóvízellátás közel 90%-ban felszín alatti vizeken alapul. Szükségessé vált a vízbázisokra korlátozódó védelmen túl, a víztároló rendszerek átfogó megóvása, azaz e két megközelítés összekapcsolása. Ugyanakkor a víztartó rendszerek utánpótlódási területeinek teljeskörű véde¬ lem alá helyezése sem jelenthetett megoldást, hiszen hatalmas területeket vont volna ki a területhasználat alól. Megoldáskénk kínálkozott a víztartók sérülé¬ kenységi becslésén alapuló védelem bevezetése, melynek lényege a szennyezők és a víztartó rendszerek várható kölcsönhatásainak értékelése, a védelem mi¬ nősítése és megtervezése. A becslés, a felszínen lehatárolható területelemekre minősíti a környezet hatékonyságát a felszín alatti vizek szennyezők elleni vé¬ delmében. Az új eljárás a hazai szakirodalomban alig néhány évvel később, KASSAI & SOÓSNÉ (1977, 1978) révén szennyeződés-érzékenységi térképezésként bukkant föl. A közlekedési lámpa elven működő térképek kéziratos formában, 1:100 000- es léptékben az ország egész területére elkészültek, ugyanakkor az alkalmazᬠsukkal kapcsolatos nehézségek is korán felszínre kerültek. A helyzet nemzet¬ közileg sem volt más. Európa és Észak-Amerika csaknem minden államában készültek sérülékenységi értékelések. A fogalmak szerzőnként, országonként eltérő értelmezése, a sérülékenység elvi alapjainak tisztázatlansága az eredmé¬ nyek megbízható felhasználásának gátjává vált és a módszerek további fejlő¬ dését is akadályozta. Mi az, ami mindezek ellenére bizonyosságnak tekinthető a sérülékenységgel összefüggésben? A víztartók sérülékenységi, érzékenységi értékelése nem egyfajta térképké¬ szítési, szempontszelekciós technika, hanem a környezetvédelem új fogalmai és minősítési módszerei, amelyek megfelelő alkalmazása elméleti megalapozást 22 Földtani Közlöny 127/1-2 igényel. Ennek felismerése - a szakirodalom tükrében - nemzetközi szinten is sokáig tartott. Az amerikai National Research Council - a témakört elsőként összegző - tanulmányának megjelenéséig., 1993-ig egyetlen publikált tanulmány szerzői sem vállalkoztak az elvi kérdések, a fogalomhasználat, metodika átte¬ kintő elemzésre. A sérülékenységi becslések másik bizonyossága, maga a bizonytalanság. A felszín alatti víztartók érzékenységi, sérülékenységi értékelése során bizonyta¬ lanságot előidéző tényezők egész sorával kell számolni, melyek ismereteink adott szintjén nem küszöbölhetők ki. Azaz a bizonytalanság az érzékenységi, sérülékenységi minősítések természetes velejárója, amelyről a felhasználóknak feltétlenül tudniuk kell. Mindezeket belátva tanulmányom célkitűzéseit az alábbiakban fogalmaztam meg: 1. A sérülékenység szakirodalmi áttekintése és értékelése. 2. Az irodalmi tapasztalatok alapján a sérülékenység környezetgazdálkodási célokat szolgáló rendszerszemléletű felfogásának bemutatása. 3. A sérülékenység becslése a dunántüli-középhegységí főkarsztvíztároló rendszer DNy-i részére vonatkozóan, az elvek gyakorlati alkalmazásának szem¬ léltetésére. Irodalmi értékelés Fogalomhasználat A sérülékenység fogalom széleskörű elterjedése az 1980-as évekre tehető (HAERTLE 1983; BACHMAT & COLLÍN 1987). A definíciók a felszín alatti környezet szennyező-hígításban betöltött hatékonyságának kereteit és szempontjait rög¬ zítik. Az I. táblázatban összefoglaltam a sérülékenység, valamint a hozzá kapcso¬ lódó legfontosabb fogalmak meghatározásait. Az 1-13. definíciók a vízzel együtt mozgó, ún. "általános szennyezővel" szemben értelmezett érzékenységre, sérü¬ lékenységre, valamint a belőlük levezetett veszélyeztetettségre vonatkoznak. A 14-16. definíciók a vízadók védettségével, a 17-22. meghatározások a specifikus érzékenységgel, sérülélkenységgel kapcsolatosak. A sérülékenység következetes definiálására elsőként Foster (1987) (/. táblázat-2.) tett kísérletet (Foster & Skinner 1995). A víztartó sérülékenységet a víztartónak és környezetének a szennyező terheléssel szembehelyezkedő tulajdonságaiként fogja fel. Ezeket a tulajdonságokat részben füg¬ getlen hidraulikai és fiziko-kémiai komponensekre osztja. A hidraulikai összetevő alatt a telített zóna mobilis szennyezők behatolásával szembeni hozzáférhetőségét érti. A fiziko-kémiai kompo¬ nenst a víztartót fedő képződmények szennyező hígító képessége függvényeként értelmezi. Később a definíciót Foster & Hirata (1988), valamint Adams & Foster (1992) is átvette. Ez képezte a bázisát az N.R.A. (1992) (I. táblázat-4.) meghatározásának is. A 9. és 10. meghatározások (f. táblázat ) közös sajátossága, hogy az érzékenységet, sérülékenységet kizárólag geológiai tulajdonságokból származtatják. A kőzetérzékenységet a felszín közeli képződ¬ ményekre vonatkoztatják és a kőzetek szennyező-visszatartó, -kiszűrő tulajdonságát értik rajta a MAdlné Szőnyi }.: Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 23 szerkezet és az összetétel függvényében. (Kneifel, 1984). Mindezekből következően ez a fogalom elvben független a felszín alatti vízvédelemtől. Alföldi (1994) (I, táblázat-12.) felhívja a figyelmet a vízadók érzékenysége (sensitivity) és sérü¬ lékenysége (vulnerability) fogalmak különbözőségére. Míg az előbbi kifejezés a vízadó, mint kő¬ zettípus jellemzője, a sérülékenység vagy sebezhetőség a vízadó rendszer térbeli sajátossága. A felszíni érzékenység a víztartó érzékenység speciális esete, amikor azt a felszínhez legközelebb eső víztartóra értelmezik (Kassai & Soósné 1977, 1978). A környezet-érzékenység a magyar szaknyelvben korábban elteijedt, de valójában nem definiált szóhasználat. Böginé Kövesdi et al. (1991) a felszín alatti vizek környezetérzékenységi jellemzői alatt az "érzékenységet meghatározó környezeti tényezőket" érti. Az amerikai szakirodalomban a sérülékenység szinonimájaként a potenciális szennyezhetőséget (pollution potential) használják (Walker 1969; Aller et al. 1985). A vízügyi gyakorlatban a sérülékenység helyett elterjedt a víztartók védettsége, védtelensége fogalomkör (Alföldi & Fekete 1984; Zekster et al. 1995; Rasmussen & Henfjksen 1995; Larsen 1995) (f. táblázat-14,15,16). A kifejezés a vízvédelmi céloknak megfelelően a hidrogeológiai rendszer védő tulajdonságait hangsúlyozza (Rasmussen & Henriksen 1995). Az eddig ismertetett definíciók többségükben a víztartók, víztartó rendszerek általános szennyezővel szembeni sérülékenységére vonatkoztak, amelyek a szennyezők hígulóképességét figyelmen kívül hagyva, kizárólag a felszín alatti környezet tulajdonságait értékelik egy általános, elméleti szennyező visszatartᬠsát, hígítását illetően. A sérülékenység általános felfogása mellett létezik az ún. specifikus sérülékenység fogalma is, amely egy földtanilag ismert hidrogeológiai egységre, víztartóra és egy ismert viselkedésű szennyező (tápanyagok, patogének, nehézfémek stb.) vagy szennyező tevékenység csoportra (szikkasztók, mezőgaz¬ dasági földhasználat, ipari-szennyvíz elhelyezés stb.) vonatkoztatható. A specifikus sérülékenység az adott szennyező típus vízföldtani egységhez, víztartó rendszerhez való jutásával szemben ható tulajdonságokat minősíti (Foster 1987; Andersen & Gosk 1987, 1989) (1. táblázat-17, 18). A meghatározásokból kiolvasható, hogy nemzetközi szinten is alapvető gondot jelent a sérülékenység tárgyának nem egyértelmű meghatározása: felszín alatti víz általában, víztartó réteg, vagy víztartó rendszer stb. Szintén tisztázásra szorul az értékelés hatótényezője: szennyező, szennyező tevékenység, egyéb emberi be¬ avatkozás. A napjainkban a témában dolgozó professzionális munkacsoportok (NRC, 1993; Vrba & ZAPOROZEC 1994) egyikének sem sikerült egy kellőképpen korrekt sérülékenységi definíciót kialalkítani, amely a kifejezés egységes alkalma¬ zását biztosíthatná a szakértő hidrogeológusok körében (FOSTER &: SKINNER1995). A fogalmak egységesen elfogadott értelmezésének hiánya - ahogyan már utaltam rá - kedvezőtlen hatást gyakorol a becslési módszerek fejlődésére (Andersen & GOSK 1987, 1989), közvetetten az eredményekre és azok alkalmazhatóságára. A módszerek áttekintése A sérülékenységi becslések bizonytalanságának másik lényeges eleme az al¬ kalmazott megközelítés és módszer. Nem mérhető, hanem több-kevesebb pon¬ tossággal becsülhető információkból kell prognosztizálni, hogy adott felszíni területelemre vonatkozóan a szennyezés a jövőben be fog-e következni. A becs- 24 Földtani Közlöny 127/1-2 A sérülékenység, valamint a hozzákapcsolódó fogalmak és meghatározásaik Technical terms and definitions fór vulnerability concept I. Táblázat - Table l ! Hivatkozás Fogalom pontos neve Definíció 1. SOTORNIKOVÁ, VRBA (1987) A felszín alatti vizet tároló hidrogeológiai rendszer sérülékenysége' •„azon tulajdonságának összessége, amelyek lehetővé teszik, hogy a rendszer megbirkózzon a külső természetes és mesterséges eredetű hatásokkal, amelyek időben és térben állapotát és jellemzőit befolyásolják." 2. FOSTER (1987), FOSTER, HIRATA (1988), ADAMS, FOSTER (1992) A víztartó szennyezővel szembeni sérülékenysége (Aquifer pollution vulnerability): „Belső tulajdonság, amely meghatározza egy víztartó különböző részeinek sérülékenységét, azt hogy a rá ható szennyezöterhelés milyen mértékben érinti kedvezőtlenül". 3. FOSTER (1987) Felszín alatti víz szennyezés veszélye (Ground water pollution risk): „(a) a víztartó természetes sérülékenysége és (b) a szennyezöterhelés közötti kölcsönhatás, amelyik vagy aktuálisan, vagy a jövőben hat a felszín alatti környezetre az emberi tevékenységek következtében" 4. NATIONAL RiVER AUTHORITY (U.K.) (1992) Sérülékenység (Vulnerability): •(a) a fedő talajréteg jellege, (b) a fedőrétegek vagy a glaciális üledékek vastagsága, (c) a víztartót felépítő rétegek, (d) a telítetlen zóna vagy fedőréteg anyaga" határozzák meg 5. BACHMAT, COLLÍN (1987) A felszín alatti víz szennyezőkre vonatkozó sérülékenysége (Groundwater vulnerability to pollution): -"úgy definiálható, mint a felszín alatti víz minőségének érzékenysége az antropogén tevékenységekre, amelyek károsnak bizonyulnak a forrás jelenlegi és /vagy jövőbeli használati értékére" 6. U.S. GENERAL ACCOUNTING OFFICE (1991) Hidrogeológiai sérülékenység (Hydrogeoiogic vulnerability): -"földtani tényezők, úgy mint talaj -szövet, felszín alatti víz mélység függvénye" 7. U.S, GENERAL ACCOUNTING OFFICE (1991) Teljes sérülékenység (Totál vulnerability): -"hidrogeológiai faktorok, valamint a pesztidd használati faktorok befolyásolják 8. U.S. GENERAL ACCOUNTING OFFICE (1991) Teljes veszélyeztetettség (Totál risk): -"még szélesebb megközelítós.az értékelésbe a potenciális peszticid szennyező hatása által veszélyeztetett emberek száma, azaz a felszín alatti vizet fogyasztó lakosság száma" is beleszámít 9. KNEIFEL (1984) Kőzetérzékenység: a felszín közeli képződményekre vonatkozik és azok „szennyező visszatartó, kiszűrő" tulajdonságát értik alatta a „kőzet összetétele, szerkezete függvényében" 10. PETTYJOHN et al. (1991) Víztartó sérülékenység (Aquifer vulnerability): -"A fizikai rendszer geológiája határozza meg” 11. PETTYJOHN et al. (1991) Víztartó érzékenység (Aquifer sensitivity): „a víztartók, melyeknek nagyfokú a sérülékenysége és olyan területeken találhatók, ahol nagy a népsűrűség, érzékenyebbnek tekinthetők" Mádlné Szőnyi /.; Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 25 1 Hivatkozás Fogalom pontos neve Definíció 12. ALFÖLDI (1994) Sebezhetőség (vulnerability) és érzékenység (sensitivity): -"hasonló, könnyen osszeteveszthető és elcserélhető fogalmak. Mindkét fogalom belső sa)átosságok (intrínsic properties) összessége, a különbség csak az, hogy az érzékenység a vizádé típus sajátossága (aquifer type), a sebezhetőség pedig a vizadó rendszer (aquifer system) jellemzője- 13. NRC (1993) 1 A felszín alatti víz sérülékenysége a szennyezőkre (Ground water vulnerability to contamination): .Annak a valószínűsége, hogy a legfelső víztartó fölött bizonyos helyen bevezetett szennyezők elérjenek egy specifikus helyet a felszín alatti vízrendszerben". 14. ALFÖLDI, FEKETE (1984) A víztartók védettsége: „A víztartók azon sajátossága, amely a vízminőség károsodását előidéző anyagoknak a felszíntől a víztartóba jutását jellemzi”. 15. ZEKSTERet al. (1995) A felszín alatti víz „úgy definiált, mint a természeti rendszer védettségének mértéke: azon tulajdonsága, amely biztosítja, hogy a standardokon belül megőrződjön a víztartóban lévő víz minősége'. 16. RASMUSSEN, HENRIKSEN (1995) A víztartók természetes védettsége (Naturai protection of aquifers): „a természetes védettség kifejezést a sérülékenység helyett használjuk, hangsúlyozva a hidrogeológiai rendszer védő tulajdonságait”. 17. FOSTER (1987) Specifikus sérülékenység (Specific vulnerability): :„a szennyezőkre vonatkozó sérülékenység értékelése szennyező osztályonként (nutriensek, patogén mikroorganizmusok, nehézfémek stb.) külön-külön vagy ha ez nem működik, szennyező-tevékenység csoportokra (szennyvíz szikkasztás, mezőgazdasági területhasználati gyakorlat, ipari tevékenység stb.)”. 18. ANDERSEN, GOSK (1987, 1989) Specifikus sérülékenység (Specific vulnerability): -"relatíve jól definiált viszonyok között relatív sérülékenységi értékelés végezhető specifikus szennyezőre". 19. U.S. ENVIRONMENTAL PROTECTION AGENCY (1993) Víztartó érzékenység (Aquifer sensitivity) (itt pesztícidekre): Annak a lehetősége, hogy egy felszínen vagy felszín alatt alkalmazott (peszticid) szennyező a vizsgált víztartóig migrálhat. A víztartó érzékenysége az adott közeg képződményei, a fedő, telítetlen és telített zóna belső tulajdonságainak függvénye. Az érzékenység nem függ a mezőgazdasági gyakorlattól, vagy a peszticid jellemzőitől". 20. U.S. ENVIRONMENTAL PROTECTION AGENCY (1993) Víztartó sérülékenység (Aquifer vulnerability) (itt pesztícidekre): Annak a lehetősége, hogy egy felszínen vagy felszín alatt alkalmazott (peszticid) szennyező a vizsgált víztartóig migrálhat adott földhasználati gyakorlat, a peszticid jellemzők és a hidrogeológiai érzékenység függvényeben. 26 Földtani Közlöny 127/1-2 lési megközelítések osztályozásának alapja a sérülékenységet befolyásoló té¬ nyezők jellegének és kezelésének azonossága vagy különbözősége lehet. A sérülékenység - ismereteink szerint - háromféle megközelítéssel vizsgál¬ ható (NRC 1993). A legelterjedtebbek a talajtani, földtani, hidrogeológiai ténye¬ zők minősítésén és összhatásuk becslésén alapuló "overlay and index" vagy "szendvics és index" módszerek. Ezeket a későbbiekben részletesen elemzem és ezt a megközelítést alkalmazom az esettanulmánynál is, A módszerek második csoportja a folyamat alapú szimulációs modellek köre. Ezek a szennyezett vízrészecske feltételezett mozgását elérési idővel jellemzik, és többnyire a hígulási folyamatokat is figyelembe veszik. A módszerek a szennyezőtranszportot vezérlő, kapcsolt folyamatokat reprezentáló matemati¬ kai egyenletek analitikus vagy numerikus megoldását igénylik. Általában idő¬ beli indexeket használnak számítási paraméterként, A VITUKI országos szintű sérülékenységi becslése (1994) - a porózus medenceüledékek vonatkozásában - elérési idő számításon alapul. Goldbekg (1993 in Eckstein & Zaporozec 1993) javaslatot tesz a becsült elérési idő és a szeny- nyezőlebomlás időtartamának összehasonlítására. Ezzel - véleménye szerint - egy előzetes minő¬ sítés adható a detoxifikáció védelmi funkciójára vonatkozóan. A lebomlási faktor mellett a szorpciós immobilizációs koefficiens alkalmazása lehetőséget adhat a migráció során, a késleltetési hatások pontosabb becslésére (Samoilenko et al. 1987 in Zekster et al. 1995). A módszerek a telítetlen zónán keresztüli - egydimenziós szállítás analitikai megoldását adó - egyszerű transzportmodellekből levezetett indexektől (Goldberg & Gazda 1984; Mironenko & Rumynin 1990) a kapcsolt, telítetlen és telített, többfázisú, két vagy három dimenziós modellekig (Drich et al. 1990) terjedhetnek. Többségük a szennyezőterjedés tér és időbeli előrejelzésére tesz kísérletet. Annak ellenére, hogy a fönti módszerek a felszín alatti víz sérülékenységét érintő fizikai, kémiai és biológiai folyamatok leírására és számításba vételére tesz¬ nek kísérletet, mégsem szükségszerű, hogy megbízható eredményre vezetnek (NRC 1993). A módszerekhez szükséges adatok többnyire nem állnak rendelke¬ zésre, csak közvetett úton becsülhetők. További hibájuk, hogy nem veszik számí¬ tásba azokat az áramlási és transzportfolyamatokat, amelyek a modell által ke- zeltnél kisebb vagy nagyobb térbeli, ill. időbeli léptékben játszódnak le. Elhanya¬ golják a preferált áramlási csatornák (karsztjáratok, jó vízvezető tektonikai elemek stb.) sérülékenységi szerepét. Manapság még rendkívül ritkák a harmadik csoportba sorolható módszerek, amelyek valós szennyezési esetek felméréséből és helyreállításából levonható következtetéseket statisztikailag elemezve az eredményeket csatolják vissza analóg helyzetekre vonatkozó sérülékenységi becslésekbe. E módszerek alkal¬ mazásánál alapvető fontosságú, hogy a ténylegesen szennyezett, felmért terület és az eredmények alkalmazási területe egymással összehasonlítható legyen. Az elszennyezett területekre vonatkozóan szakszerű megfigyelőrendszert és meg¬ felelő kémiai adatokat igényelnek. A módszerek általában szennyező-koncent¬ ráció értéket vagy szennyezési valószínűséget használnak fel függő változóként. Nem kísérleteznek ok-okozati kapcsolatok feltárásával. Következtetéseik való¬ színűségben kifejezettek. Komplexitás tekintetében igen változóak (NRC 1993). Mádlné Szőnyi }.: Víztartó rendszerek sérülékeny ségi vizsgálata 27 ZEKSTER et al. (1995) szerint az időbeli indexet használó és a statisztikai - általa kvantitatívnak nevezett - megközelítések nagyléptékű, részletes feldol¬ gozásoknál ajánlottak. A közepes és kisléptékű sérülékenységi becslések világ¬ szerte legelterjedtebb módszere az empirikus és numerikus módszereket ma¬ gában foglaló "szendvics és index" megközelítés, melyet ZEKSTER et al. (1995) terminológiája kvalitatívnak és félkvantitatívnak minősít. A szendvics és index módszerek elemzése A szenvics és index módszerek szisztematikus elemzése céljából igyekeztem olyan szempontokat találni, melyeken keresztül az egyes eljárások különbségei és problémás kérdései tanulmányozhatók. A vizsgált módszereket, az elemzés szempontjait és eredményeit a II. táblázatban foglaltam össze. Az elemzésnél figyelembe vett szempontok sorrendben az alábbiak voltak: (1) a vizsgálat tár¬ gya és - ha van információ - vonatkoztatási helye; (2) az értékelés vízzel együtt mozgó (általános) vagy specifikus szennyezőre használható; (3) a sérülékeny¬ ségi becslés szempontjai, tényezői; (4) az értékelés tapasztalati vagy numerikus jellege; (5) térképi megjelenítés, felhasználás. A sérülékenységi becslés tárgya (1) különféle lehet. Leggyakrabban a legfölső víztartó (II. táblázat-1, 2, 5, 7, 10, 14), több esetben hidrogeológiai egység vagy rendszer (II. táblázat-6, 8), felszín alatti vízelőfordulás általában (II. táblázat-9, 12). A vonatkoztatási hely egy kitüntetett szint, zóna, vagy pont a felszín alatti régióban, melyre a sérülékenységi vizsgálat eredménye érvényes. A legfölső víztartóra készült becsléseknél általában a felszín alatti víz szintje a referencia¬ felület (ROBINS et al. 1994; Foster & SKINNER 1995). Ez egyúttal azt jelenti, hogy a telített zóna sérülékenységre gyakorolt hatása nem számít a becslésbe. Ter¬ mészetesen a becslés célja függvényében bármilyen egyéb vonatkoztatási felü¬ let, esetleg réteg (víztartó), vagy referenciapont (víztermelőhely) is megválaszt¬ ható. A jelenleg ismert becslések értelmezését megnehezíti e kérdés tisztázat¬ lansága. A sérülékenységi becslés vízzel együtt mozgó általános (II. táblázat-1, 2, 3, 4, 5, 6 , 7 , 8, 9,11,12,13,14) vagy specifikus (II. táblázat-6,11,14) elvi szennyezőre egyaránt vonatkozhat (2). Az előbbiek nem veszik figyelembe a szennyezők specifikus viselkedését befolyásoló szempontokat. Az utóbbiak egy-egy szeny- nyezőtípusra vagy szennyező-tevékenység csoportra mutatják a sérülékenysé¬ get. A specifikus sérülékenységi értékelés klasszikus példája a Staffordshire-i triász homokkő víztartó, műtrágyázásból származó, ásványos nitrátra vonatkozó vizsgálata (Carter et al. 1987) (II. táblázat- 11). Megállapították, hogy a vízben jól oldódó ásványos nitrát felszín alatti mozgása szoros ösz- szefüggésben van a talajvíz rendszerrel. A mobilis és a helyben maradó víz aránya a talaj szövetének, szervesanyag-tartalmának és szerkezetének függvénye. A specifikus sérülékenység mértékét a nitrát kilúgozást megszabó talajtani tényezők és a víztartó, Hl. környezete földtani paraméterei kombi¬ nációjával becsülték (1. ábra). Az első hazai specifikus érzékenység-értékelés Füle (1992, 1994) (II. táblázat-14) nevéhez fűződik. Az úgynevezett általános sérülékenységi becslések hibájául róják föl a szeny- nyező tulajdonságaitól függő paraméterek elhanyagolását. A legszigorúbb értei- A sérülékenység megállapítására vonatkozó módszerek Methods fór vulnerability assessment 28 Földtani Közlöny 127/1-2 .Sí w S 22 c '2 •5-2 5 ÍAÜ -ÚJ CL 1 O -ÚJ . _ o O — 'O o o o Y O o o ■ © o O o ’E" O o T=, o) i— a .-5 » n If re -■£ N -o tfl CT) re © ifi ■se £ W C i qt q. n ■ se c S* ■m K'S 50 KI % C -V. W c #» s 0 ) 0 * N C !B *> 22 S 5 5 g. Ui ‘ÍB « re ^ o V) N -5 g. 2 2 □, .9- re 2 cd •» — -* ti -ffw •O C w jP* t ^ rí -re re •(]> ú> p T 3 15 ■g 9 ,m > á « u- > • = re t- re -C cm co ■© O) © I -O r re > I *o re © N re luj 3 © CL 'ÚJ •- . T3 07 ' .0 •© N ^ re P'. 8 ti W re i •E < -re cn w r •re cd N ^ *re V> *P 35 O O 2 g'g O lü p Q) O O >> P o O CD f--(D O if> re jg ^ ud ■^2 re -re ^ _ ro ._ c re re y- CL E re -ro :3 a ’■§ as 1 2 - S & a« o re re -re í? ‘O ■o c — w Ü 5 X) re -© J3 re re © .y iö'.y © re - > -§ > ,§■ > 10 < ií r- i£ C\j co re cd ~ 3 o *55 re — > ín N C re jjj re re LEJ z CO O O co — . co -y h- C 0 CO < f*- 05 CM C- re S s i> > H r* CL _ J2 2 p re co 3 C W ._ o o -p re p; — :0 T. 03 -re -p ■re N CD ‘O re j=- n cd re o *o re s-a-™ | CD CD D) — c 'új ra ■ö 53 *-§ -re 1 £ 8 ) ^5 & c re -o re ■ ‘ > ■ CM N re *re re >* CD 5 *0 > t: *2 2 .* N 3 > ■O 2 re a § » S c ^ o re o re c 3 re j*: ■c -re E : 2 5 -re c e ^ -SS ;0 !5 "2 Ö ’ ro re *5 E “ f — re 'ö3 re c q_ I— c N ■ . -O re CM CO N •o r re N > ‘O re ® § >» o © 5 ? ^ I re c re q> Q_ ^ # ’S re jc c c N © re xj n -o > S SIS -re re > re cd ^ 2 > 3 -nj re >> cd W 3 S ■ 3 -S 3 S ü & > 10 C .- > ü E ’® o « ® t: cc ■k ra fi? O ^r n 00 05 Mádlné SzOnyi }.: Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 29 >. -Sí cn a> < -S co a> E ; o CO in *a> y -0 N >> o c o ? Q) O ^ X o E >0 m 8 Cí 9 ! in -0 t- w .Sí Q) .* -o D C Jí .. h ü) « T * L V v C E n 'to r ® ?. £*§ E c cn c 3 ‘a> re o ^ C c a •aJ O n r~ S’fe N < v> /V to £ : o D <> -a> E O E .m “? í 5 E tr re a •» q- .g I 'g ! i ® í •<« a; xi E c c E- E 3 '03 0 3 0 c X a c ií :0 « ® S > M ^ ^ -a> re -o f :g J2 Dl 'cn ‘2 £ o? m ro ■§.§ i 2 re E re -ra > >■> E -re .2 E 03 O a> CD jJJ btf ■ 13 r- a> Is CD C ‘OJ =0 W TD Ilii re TD N JZ ai o v> w |Q X (D X> gfll J iá 5 a < o) re co Q * § >i x ■re ti T" N i n I 2 ra -re N v ■= e, ° -re ~ o ■£25 g > Cö N ’pg '0 « 8 g 4 B X 0 ^-32 O „ cD in T3 re > 'O C N • g, N Í-Í | 2-| g —2 *o c -re — 1 s S ^ ?l N Qj N ^ Q. 0> > c > E 2 ^ re y® ■n 03 .y i/i m ~ w (u 0) N CX :Q *o tr re oí -k re .y > . a- > C’Q) u)S •ÚJ -JÚ o 0J IS 1/3 i *«3 D N I O JA Jí 1 ^ ‘Q 1 -re cn -o re í -re Qüí •0) 0) jn E- w __. t- -re cnJ ^ *ra o E rn N “í re CTJ Kí »— (/) ÜJ . 9 .O is cm c_- jsc re co ■ -0 *re o) É * •re t Ol w l a -re w ; M in flJ ,rn cn D a 2 03 ra H3 i s -e s S f re iq > Tj o X> .in F o tn 0 CX O íj 0 - ex 2 ex cm í= -re re c « KJ 03 ^ O) re re — in re - *5 C w ® re 2 - re ■O :-= ® cn n JD o > 're re re "® © i2 oi ^ E » JS > t .5 w . © a> re CM CX £ > T 5 '5 ü> 0 CL Sé E "5 re re = a •re m ■o •« -s a •• is ■« »| o 3 s. n = 03 <5 oí É- # S « S a; ns » c w c U) 03 "fi ■“ O 0 a> cd 05 -0 O 10 s gi JC 0 0 .2. 0 *-g :3 CD ll ^ 03 ‘5 ® 0 .Q U_ x; ~ -jé = 00 C Ú) O) :0 Ö 3-0 5ÍJ, ií S ro O J= O re £ ■75 -re ro - £ T> M o w £ 0 i 2 ?“ 0 0 N Íz > o _ „ .K rö 2 -s ^ -g re -re öj Ct: re C U g- p IIls to in = a. m 4 ® •S “ ■s a JC ni -0 -J tr -J -0 < N m » ^ ■o 5 0 og® ■re c o> N OT C C =3 — O ^ >- £ 0 ^ í PO . o N s c W O i /3 V o CD LL § CO r^. ~Z. ® ui 2 co — C0 uj O 2 o| °g Módszer, Vizsgálat tárgya Elvi szennyező Értékelési Értékelés Térképi hivatkozás általános/ szempontok, tapasztalatit megjelenítés, _ specifikus _ tényezők _ numerikus _ felhasználás 30 Földtani Közlöny 127/1-2 N > CJ •- CJ> £ - > £ 2 _ra S ra *9 ro CL •o O) ■ra N ® g ■« P N ■vj w O N ® ü O il§ « 'S a Ol 05 -ra -ra N NI crt jrt O Ű rs< t*i cn ■© I E .j. ■o n V) Ti Q> P Q CJ J> 3 'CD Í=L < ro C7> n a> 'CD IS. U) N ^ CD iga s sS "= ’S a 8 S * E >■ ^ C -D c -fl> c c 03 <3 N N 'O W <0 'O OJ'O *a •« tr 2 as (D W < To > ra > íN Q. ■*-* .s > KJ £ « W) ü • J1 ■se .2 5 ^ Et ra n ra a | « -R g 1 JS ra > |OH ■- D CD *(D aj Cl -s ra 2 N 0) w N . aj jc 03 N O | <0 C | 3*1 í > O w I N J2 >1 1 — CD ' ro B C űl C ü) o n .SP n 5? 12 a .o a S. Jü-cHj < E ersi E o> a> •a> 'rö' m w o N w> D E ro-'-Q J5 ‘O H Cn " - OJ 0> 'O “CD ~ rö Ü '03 tfl Isi-Él 1 ^ CD w CD t CD O írt 'O) *CD ö « R,N ® U. > ro > ^ t/l •03 E cví P O) i o ^ ra ® > X -K * • ra 00 T~ CM U ,N > £ *2 c « ra C X) N 5 v> ra aj 2 TJ fsj ra p -D ű £ *o ^ P sí iS a> n N ■§ j/J __ a) o cr LU i— co LU _ NJ io Mádlné Szönyi }.: Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 31 mezésben - a szennyezőtranszport specifikussága folytán - az univerzális szeny- nyezőre vonatkozó általános sérülékenység megközelítés nem állja meg a helyét. Ugyanakkor a vízzel együtt mozgó általános szennyezőre vonatkozó sérülékeny¬ ség hidrogeológiai tényezőinek megértése segíthet hozzá a specifikus sérülékeny¬ ség helyes értelmezéséhez. A felszín alatti víz sérülékenysége számos tényezőtől, a talaj és a telítetlen zóna összetételétől, vízmélységtől, az utánpótlódás mértékétől, biodegradációt befolyásoló paraméterektől függ (3). A telítetlen zóna anyaga alapvetően meg¬ határozza a benne zajló szennyező-átalakulásokat. A magas szerves szén- vagy agyagtartalom fokozza a szorpció esélyét, ezáltal csökkenti az elszennyezhető- séget. A vízszintmélység is fontos faktor, mert a rövid áramlási pályák csök¬ kentik a szorpció és a biodegradáció lehetőségét, ezáltal számos szennyezőnél növelik a szennyezés bekövetkezését, A becslési szempontok megválasztása függ a vizsgált víztartó (fedett, szabadtükrű stb.) és az elvi szennyező (univer¬ zális vagy specifikus) jellegétől. Mindezeken felül a kiválasztásnál gyakran szubjektív szempontok - kiemelten az adatok hozzáférhetősége - dominálnak. A DRASTIC (Aller et al. 1985) (II. táblázat-6 ) standardizált amerikai rendszer volt az első, amely - a dinamikai szempontok kivételével - kísérletet tett a sérülékenységet befolyásoló tényezők komp¬ lex számbavételére és országos szintű értékelésére. A becslés standardizált hidrogeológiai egysé¬ gekre (Heath 1984 in Aller et al. 1985), szabadtükrű és fedett víztartókra, valamint általános és peszticid szennyezőkre vonatkoztatható. A szabadtükrű víztartók vízzel együttmozgó szennyezőre kidolgozott becsléséhez hét paramétert használnak, amelyek az Egyesült Államok egész területén archív adatokból rendelkezésre állnak (2. ábra). A fedettség mértékétől függően a tényezők sérülé¬ kenységre gyakorolt hatása, így osztályozása is módosul. A sérülékenységi tényezők között általában nem veszik figyelembe az áramlási téren belül elfoglalt helyzetet (hidraulikai rezsimjelleg), de a preferált áramlást eredményező tektonikus vagy oldási eredetű csatornákat sem. Ezek - vélemé¬ nyem szerint - jelentősen rontják a becslések megbízhatóságát. A sérülékenység becslési módszerek (4) a rendelkezésre álló tényezők konkrét értékei alapján a sérülékenység mértékének közvetlen megítélésére használha¬ tók. A legegyszerűbb módszerek az Összes tényezőt azonos súllyal veszik szᬠmításba, nem téve különbséget közöttük fontosságuk alapján (II. táblázat-1, 2, 5, 10, 11, 14). A vizsgált területeket jobban, ill. kevésbé sérülékeny minősítésű tapasztalati kategóriákba sorolják. így azon területeket, amelyeknél bizonyos tulajdonságok együtt fordulnak elő (pl. homokos talaj és sekélyen fekvő felszín alatti víz) sérülékenynek minősítenek. A magyar szakirodalomban Kassai {Kassai & Soósné 1977,1978) (II tábiázat-2) tevékenységéhez fűződik a felszíntől számított első jelentős vízadó réteg szennyeződés-érzékenység értékelési kon¬ cepciójának kidolgozása. A szennyeződés-érzékenységi kategorizálás tapasztalati úton a vízadó fedőjének vízáteresztő-képessége, vastagsága, ill. a fedőréteg esetleges hiánya minősítésére korlᬠtozódott. A belga felszíni sérülékenységi értékelés a víztartók és fedettségük mátrix mód¬ szerrel történő tapasztalati minősítésén nyugszik (GOSSENS & VAN DAMME 1987) (II. táblázat-10 ) (3a, b ábra). A numerikus vagy íélkvan titat ív módszerek (ZekstER et al. 1995) a sérülé¬ kenység egzaktabb értékelését célozzák (II. táblázat-3, 4, 6, 7, 8, 9, 12, 13). A 32 Földtani Közlöny 127/1-2 KILÚGOZÁS MÉRTÉKE KILÚGOZÁS OSZTÁLY TALAJJELLEMZÖK Extrém nagy 1 Nagy mélységig áteresztő, homokos talajok, télen fluktuáló felszín alatti vízszinttel A homok fölött sekély mélységben agyagos, márgás és homokos talajok. 1,0 - 2,5% szerves szén * Nagy 2 Nagy mélységig vízáteresztő képződmények. Fölöttük tisztán agyagos talajok. 1,5 - 2,5% szerves szén * Mérsékelt 3 Mérsékelten áteresztő, közepesen agyagos, márgás talajok sűrű, késleltetően áteresztő altaiajokkal. 2,0 - 4,0 szerves szén * Kicsi 4 Késleltetően áteresztő agyag, márga: mérsékelten áteresztő pgyag-márga, alluviális eredetű képződmények nagy mélységig 2,0 - 4,0% szerves szén * NITRÁT KILÚGOZÁSI OSZTÁLYOK ÉS JELLEMZŐIK ' Szántóföldi talajokra vonatkozik VÍZTARTÓ A VÍZTARTÓ JELLEMZŐI 1 Víztartó, üledékes fedő nélkül vagy áteresztő üledékes (homok és kavics) fedővel. 2 Víztartó, amelyet kevéssé áteresztő fedő (vékony tavi agyag, tőzeg}, vagy vékony és/vagy nem Összefüggő agyag borít. 3 Víztartó, amelyet vlzrekesztó üledék (vastag agyag), vagy vlzrekesztő kemény kőzet fed, ill. nincs is víztartó, VÍZTARTÓ OSZTÁLYOK ÉS JELLEMZŐIK VÍZTARTÓ OSZTÁLYOZÁS KILÚGOZÁSI OSZTÁLYOK 1 2 3 4 1 Extrém Nagy Mérsékelt Kicsi 2 Nagy Mérsékelt Kicsi Kicsi 3 Kicsi Kicsi Kicsi Kicsi 1. ábra. Sérülékenységi becslés nitrátra (Carter et al. 1987) Fig. 1. Vulnerability assessment fór nitráté contaminant (Carter et al. 1987) Mádlné Szönyi }.: Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 33 DRASTIC SÚLY KATEGÓRIÁK OSZTÁLYOK FAKTOR VÁLTOZÓ JELLEMZÓ 0* 1,5 10 1,5 ’ 3,0 9 3,0 -9,0 7 VÍZMÉLYSÉG 9,0-15,0 5 (m)* 5 15,0-22,5 3 22,5 * 30,0 2 >30,0 1 >25 9 NETTÓ 18-25 9 UTÁNPÓTLÓOÁS 4 10-18 6 (cm)” 5 -10 0-5 3 1 Karsztosodott mészkő * 9 -10 10 Bazalt 2 -10 9 Homok és kavics 6 - 9 3 Tömeges mésikó 4 - 9 6 VÍZTARTÓ Tömeges hamokkö 4 - 9 s Homokkő, Mészkő S - 9 ANYAGA Palasorozatok 6 Vékonyan rétegezett Metamorf/Magmás 3-5 4 MálloU 2-5 3 Métám orf/Magmás 2 Tömeges pala 1 -3 Vékony vagy hiányzik 10 Kavics 10 Homok 9 Duzzadó és/vagy aggregéit agyag 7 ANYAGA 2 Homokos vályog Vályog 6 5 Iszapos VátyOQ 4 Agyagos vályog 3 Nem duzzadó és nem aggregált agyag 1 0-2 10 TOPOGRÁFIA 2*6 9 5 3 LEJTŐ % 12-18 >18 1 Karsztos mészkő 8-10 10 Bazalt 2*10 9 Homok és kavics 6-9 8 TELÍTETLEN Mttamorf/Magmás 2-8 4 ZÓNA 5 Rétegzett mészkő, homokkő, pala, homok és kavics 4-8 6 ANYAGA jelentős iszap és agyagtartalommal Homokkő á-8 5 Mészkő 2-7 6 Pala 2-5 3 Iszap/AQyag 1-2 1 10’e 10 VÍZVEZETŐ- 5*10*-IQ 1 8 KÉPESSÉG 3 3,5-10'-5-10 1 fi (m/s) 1,5*10 4 - 3.5*10 4 5*ÍQ S -1.5*10 4 4 2 5-10'-5-10’ 1 DRASTIC INDEX* D» * D. t R, * R. + A, * A. + S, * S. + T, * T. + I, * I. + C, * C. 2. ábra. DRASTIC-rendszer a szennyezhetőségi potenciál becslésére (Aller et al. 1985) Eredeti leírásban: ’ lábban, ** hüvelykben megadva Fig. 2. DRASTIC system fór evaluation of pollution potential (Aller et al. 1985) 34 Földtani Közlöny 127/1-2 szempontokra - lehetséges szélsőértékeiket és változékonyságukat is számítás¬ ba véve - értéktartományokat állapítanak meg, amelyeket pontértékekkel látnak el. A szempontok súlyozásával, az egyes tényezők pontértékeinek kombinálᬠsával, összeadásával vagy szorzásával történik meg a végső sérülékenységi osz¬ tályba sorolás azaz a sérülékenységi index megállapítása. A DRASTIC-módszemél (Aller et al. 1985) (II. táblázat-6) az egyes tényezők konstans súly és - az értékelés során megállapított - osztályérték szorzatának összegzésével áll elő a hidrogeológiai egység szennyezhetőségi potenciálját jellemző ún. DRASTIC-index. A DRASTIC-index célja a szennyeződés lehetőségének felülbecslése, azaz a legrosszabb helyzet értékelése. Maga az index egyébként belső tartalom, definiált jelentés nélküli számérték, amely kizárólag a szennyezhetőségi potenciálok összehasonlíthatóságát szolgálja. A módszert számos esetben ellenőrizték a prognosz¬ tizált szennyezhetőségi potenciál és valós szennyezési esetek tényleges koncentráció értékeinek összevetésével: nitrát szennyezésre Ohióban (Baker 1990); peszticid szennyezésekre az USA több államában (Holdén et al. 1992); illő szénhidrogén komponensek által okozott szennyeződésnél Nebraskában (Kaunski et al. 1994); a felszín alatti víz savas esők általi károsodásának vizsgálatánál Nyköpingben, Svédországban (Rosen 1994). A tanulmányok elismerik a DRASTIC hasznosságát, ugyanakkor hibáira is felhívják a figyelmet. A DRASTIC a hasadékos kőzetekben tárolt felszín alatti víz sérülékenységét alábecsli a konszolidálatlan víztartókhoz képest (Rosen 1994). A GOD-rendszer (Foster 1987) (II. táblázat-9) (4. ábra) a numerikus értékelést a felszín közeli víztartók mellett kiterjeszti az artézi és a különböző mértékben fedett víztartókra. Elsődleges fon¬ tosságúnak a térbeli helyzetet tekinti. VÍZTARTÓ FEDŐ NEM <5 m VAGY TELÍTETL <=10 m FEDŐ HOMOKOS EN ZÓNA >10 m AGYAGTARTALMÚ. ISZAPOS AGYAG MÉSZISZAP, MÉSZKŐ, HOMOKKŐ, MÁRGA 1 2 3 4 KAVICS 1 2 3 4 HOMOK 2 3 4 5 AGYAGOS HOMOK, AGYAGBAN DÚS HOMOK 4 4 5 5 SÉRÜLÉKENYSÉGIFOKOZATOK 1 ERŐSEN Z NAGYON 3 KÖZEPESEN 4 MÉRSÉKELTEN 5 KISSÉ SÉRÜLÉKENY 3b. ábra. Mátrix a sérülékenység értékeléséhez (Gossens & Van Damme 1987) Fig. 3b. Mátrix system fór evaluation of vulnerability (Gossens & Van Damme 1987) Mádlné Szőnyi ].: Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 35 3a. ábra. Sérülékenységi térkép szerkesztésének folyamata (Gossens & Van Damme 1987) Fig. 3a. Algorithm fór constructing vulnerability map (Gossens & Van Damme 1987) 36 Földtani Közlöny 127/1-2 3 CL I— D O cp O) * co >• c tu KP o KL> ■ o —■ á 5 tx 00 (J\ 1—1 aí LÜ F- tTJ 0 pH c OJ L4 *d c cu ÍH I Q o ü >-. CT Fig. 4. GOD system fór the assessment of vulnerabihty (Foster 1987) Mádlné Szőnyi ].: Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 37 A numerikus becsléseknél a térbeli szempontok, áramlástani viszonyok még- inkább elhanyagolódnak. Előtérbe kerülnek a hozzáférhető, számszerűsíthető paraméterek, A sérülékenységi becslések térképi megjelenítésénél (5) többnyire a terület- értékeléseknél már régóta használt ún. "szendvics-módszert" (overlay method) (McHarg 1969) alkalmazzák. Az egyparaméterű térképek GIS-technika segít¬ ségével történő egymásra helyezésével szintetizált sérülékenységi térkép állít¬ ható elő. Egyes szerzők vitatják az összegző sérülékenységi térképek megbíz¬ hatóságát (ANDERSEN & Gosk 1987, 1989). Véleményük szerint a sokféle tényező összhatását egyetlen minősítő kategóriával jellemző becslés eredményei nem lehetnek helytállóak. Annak ellenére, hogy a sérülékenységi koncepció eredendően gyakorlati, víz¬ védelmi indíttatású, a megközelítés alkalmazásairól kevés tényszerű adat kerül publikálásra. A közvetlen víztartó, ill. vízbázisvédelmi célokon túl a sérülé¬ kenységi értékeléseknek nagy jelentősége lehet régiókra kiterjedő terüietérté- kelési, továbbá területalkalmasság-tervezési (pl. hulladékelhelyezési) feladatok¬ nál. A sérülékenység becslése fontos lehet kisebb földrajzi egységekre, ill. pont¬ szerű objektumokra végzett állapotfelmérések és hatásvizsgálatok során. A sé¬ rülékenység minősítése a környezeti kockázatelemzésnek is egyik lényeges szempontja. Végezetül sérülékenységi térképek készülhetnek a környezeti ne¬ velés céljára, politikai döntéshozók és szakemberek tájékoztatására, valamint ismeretterjesztési célból. Irodalmi tapasztalatok Összegzése A sérülékenységi becslések gyakorlati felhasználása rendkívül széleskörű le¬ het. Az eltérő célok eltérő megközelítéseket igényelhetnek. A vizsgálandó te¬ rületről rendelkezésre álló adatháttér is befolyásolja a becslés kivitelezhetőségét. Mindezek miatt sem a sebezhetőség értelmezése, sem a becslés módszerei nem standardizálhatok. Nem állítható fel egy általánosan érvényes technika, amely valamennyi szituációban kielégítően alkalmazható lenne. További gondot jelent az eredmények megbízhatóságának kérdése. Valamennyi megközelítésben elvi bizonytalanságok társulnak adathibákkal, módszertani hibákkal és a vizsgált területre vonatkozó becsült eredmények félreértelmezésével. A sérülékenységi becslés a fontiek tükrében egyáltalán nem egzakt gyakorlat. A bizonytalanság valamennyi sérülékenységi becslés velejárója (NRC 1993). Mindezekből következően a becslés hatékonyabbá válása nem egyre bonyo¬ lultabb technikájú módszerek kigondolásától várható. Az előrelépés elvi alapját az érzékenység, sérülékenység fogalmak tágabb környezeti szempontú értel¬ mezése jelentheti. Erre utal ANDERSEN & GOSK (1987, 1989) is akkor, amikor a sérülékenységi becslés kiterjesztését javasolják a hidrológiai ciklus egyéb ele¬ meire. Az Egyesült Államokban a víztartók sérülékenységi becslése mára döntéshozó politikusok, a természeti forrásokkal gazdálkodó szakemberek és tudományos szakértők együttműködésével (U.S. Environmental Protection Agency, U.S. Geological Survey, Science and Technology Board, National 38 Földtani Közlöny 127/1-2 Research Council) megvalósuló döntéselőkészítő folyamat. A sérülékenységi becslések kivitelezé¬ sében e három csoport egy közös célt képvisel, a felszín alatti vizek védelmét. Gyakorlati szempontból a sérülékenységi megközelítés akkor nyeri el megfelelő helyét a felszín alatti vízvédelemben, ha ténylegesen a környezetgazdálkodási döntéshozatal részévé válik. A sérülékenység környezetgazdálkodási célokat szolgáló, rendszerszemléletű felfogása A szakirodalmi elemzés tapasztalatai alapján úgy találtam, hogy a sérülé¬ kenységi értelmezések egyik fő hibája a víztartók környezetüktől elszigetelt kezelése. A litoszférában tárolt és mozgó víz többsége a hidrológiai ciklus része, fölső hányadát érintik a biogeokémiai körfolyamatok is. Ezek révén a felszín alatti vizek más egyéb környezeti elemekkel, így a talajjal, a felszíni vizekkel, az atmoszférával és a bioszférával egyaránt kapcsolatba kerülnek. Ebből adó¬ dóan sérülékenységük sem kezelhető elszigetelten, csakis a többi szférával való kapcsolatrendszerük összefüggésében. Hasonlóképpen az egyes víztartók érté¬ kelése sem történhet statikus szemlélettel, hiszen a felszín alatti vízáramlások kapcsolatot teremtenek közöttük. A kapcsolatok, a hidraulikus folytonosságot (TÓTH 1990,1995) figyelembe véve, tér-idő lépték függvényében értelmezhetők. Ahogyan becsülhető a felszín alatti vizek sérülékenysége, úgy e fogalmat ki¬ terjeszthetjük a talajra és a felszíni vizekre, tavakra, folyókra is. A természeti rendszereket nemcsak a szennyezők fenyegethetik, hanem egyéb emberi be¬ avatkozások, így - a felszín alatti vizeknél maradva - a vízkivételek, vagy a túlzott vízbetáplálás, a védő talajréteg eltávolítása stb. A fontiekből látható, hogy a sérülékenység, érzékenység, veszélyeztetettség fogalmak a környezet¬ védelem terén rendkívül sokféle vonatkozásban alkalmazhatók, de ehhez szük¬ ség van rendszerfelfogású definiálásukra. Fogalmak rendszerelméleti értelmezése A természeti rendszerek érzékenységét egy konkrét antropogén hatással szemben, a rendszernek az eredeti állapot visszaállítását szabályozó képessé¬ geként definiáltam. Véleményem szerint a rendszerek sérülékenységét - AL¬ FÖLDI (1994) megállapításaival összhangban - az érzékenységen túl, a rend¬ szerek közötti anyagforgalmi kapcsolatokból adódó kompenzáció is befolyᬠsolja. Azaz az érzékenység nem jelenti egyúttal a rendszer sérülékenységét is. A természeti rendszerek térbeli elrendeződése, az anyagforgalmi kapcsolatok¬ ból adódó kompenzáció, eredendően érzékeny rendszereket is kevéssé sérülé¬ kennyé tehet. A környezetet terhelő emberi tevékenység alatt kizárólag a környezet meghatᬠrozott (természetes vagy attól eltérő) állapotára szuperponálódó hatást értem. A természetes eredetű, emberi szempontból esetlegesen káros adottságokat (pl. az arzénes rétegvizeket) a rendszer érzékenységét növelő tényezőnek tekintem. Mádlné Szönyi ].: Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 39 A definíciókból adódóan környezetünk sérülékenysége: - természeti rendszerek (sérülékenység tárgya) és potenciális emberi hatások (sérülékenység hatótényezője) vonatkozásában értelmezhető, - az egymással szorosan összefüggő nyílt rendszerekben ellentétesen is vál¬ tozhat, mert közöttük anyagáramlás történik, - az értékelés szempontjai, tényezői és módszerei - még ugyanazon rendszer különböző nagyságú alrendszerei vonatkozásában is - eltérhetnek egymástól. Az előzőek alapján a környezet sérülékenysége vagy érzékenysége, úgy mint a környezet egészének tulajdonsága, nem értelmezhető. Ebből adódóan nem adható meg olyan univerzális empirikus vagy numerikus mutató, amely a fel¬ szín egy területelemére a környezet érzékenységét vagy sérülékenységét ön¬ magában jellemezni tudná. A fogalmak korrekt használatánál ezért tisztázni kell az értelmezés tárgyát (a vizsgált rendszert) és hatótényezőjét (a környezetet potenciálisan terhelő emberi tevékenységet). E felfogás alapján megmagyarázható az a tapasztalat, mely szerint a sérülé¬ kenység az egymással összefüggő nyílt rendszerekben ellentétesen is változhat. Azaz más lesz a talaj, a legfölső, vagy a több száz méter mélyen fekvő ivóvíz¬ tárolók sérülékenységi minősítése ugyanazon hatótényezővel szemben. A továbbiakban a sérülékenység fogalmat előnyben részesítem az érzékeny¬ séggel szemben. A sérülékenység ugyanis a definíció értelmében magában fog¬ lalja a rendszer érzékenységét is. Az érzékenység és a sérülékenység fogalmak az emberi eredetű hatótényezővel, mint elméleti lehetőséggel számolnak és a rendszert ért hatások kompenzálódásának lehetőségét jellemzik. A természeti rendszerek veszélyeztetettségéről - a korábbi fogalom értelmezésnek megfele¬ lően - csak a környezetet terhelő emberi tevékenységek tényleges fennállása esetén beszélhetünk. Környezetgazdálkodási célú becslési folyamat Az előzőekből következően a sérülékenységi becslések általános érvénnyel nem standardizálhatok. Ugyanakkor tisztázható a becslés környezetgazdálko¬ dási célokat szolgáló folyamata, amely lehetővé teszi az eredmények bizonyos mértékű egységesítését (5. ábra). A becslési folyamat első lépése az értékelés céljának meghatározása. Célként szerepelhet a felszín alatti vízvédelemmel kapcsolatos információk minőségé¬ nek javítása, a környezeti nevelés, az alternatív felszín alatti vízgazdálkodási módok hatásának elemzése, a területgazdálkodás céljainak szolgálata, terület- használati döntések segítése. A sérülékenységi becslés megkönnyítheti a poten¬ ciális szennyező tevékenységet folytató gazdálkodó egységek környezetvédelmi beruházásainak tervezését, havaria esetén a legveszélyeztetettebb objektumok kijelölését, a kárelhárítás megtervezését. A célokból következően az első lépés¬ ben tisztázandó a sérülékenységi becslés tárgya (mely környezeti elem), vonat¬ koztatási felülete, rétege vagy pontja. Idetartozik a sérülékenységi vizsgálat hatótényezőjének: általános vízoldható szennyező, specifikus szennyező, (mű- 40 Földtani Közlöny 127/1-2 trágyázásból adódó nitrát, galvanizálásból származó nehézfém stb.), öntözés, vízelvonás azonosítása. Második lépés a célok megvalósításához szükséges mennyiségű és minőségű adatok körének meghatározása és összevetése a vizsgálati területre ténylegesen rendelkezésre álló adatháttérrel (számítógépes adatbázis, vagy hagyományosan adattárakban megtalálható adatok). Az adatháttér befolyásolja az alkalmazható sérülékenységi megközelítést, továbbá az eredményeken alapuló döntések, sza¬ bályozások megbízhatóságát is. Maga a sérülékenység becslése, mint tudományos tevékenység, a környezet¬ gazdálkodási célokat szolgáló tág folyamat harmadik lépéseként értelmezhető. A tanulmány következő alíejezetében az általános szennyezőre vonatkozó tu¬ dományos becslés folyamatát tárgyalom részletesen. Az eredmények megbízhatóságának meghatározása jelenti a folyamat negyedik lépését. Az értékeléshez használt adatok, szempontok és módszerek megbízható- sági elemzését foglalja magába. A megbízhatósági elemzésekhez hozzátartozik az előzőekben értékelt tényezők választási szempont) ainak minősítése, továbbá a tény¬ leges szennyezési esetek tapasztalatainak összevetése a becslés eredményeivel. A megbízhatóság értékelése a felhasználók számára nélkülözhetetlen információkat jelent, hiszen feltárja az alkalmazás kor¬ látáit. Az értékelés tesztelése a megbíz¬ hatósági elemzés további fontos tarto¬ zéka lehet. A becslés elvégzése akkor nyer ér¬ telmet, ha eredményei megjelennek a környezet- és vízgazdálkodási intéz¬ kedésekben. Az intézkedések a terü¬ lethasználati gyakorlat megváltozta¬ tásától, a szennyezőforrások felszᬠmolásától, vízbázisok körüli védő¬ övezetek kijelöléséig, környezetvé¬ delmi információk elterjesztéséig ter¬ jedhetnek, A sérülékenységi becslése¬ ken alapuló intézkedéseket a szakér¬ tők által prognosztizált megbízható- sági faktorokkal összhangban, a bi¬ zonytalansági tényezőkkel csökkent¬ ve szabad megvalósítani. Az 5. ábra további visszacsatolások¬ ra is utal. A becslések hasznosításából származó tapasztalatok visszaültet¬ hetek az elméletbe és elősegíthetik a tudományos becslési folyamat to¬ vábbfejlesztését, továbbá a környeze¬ ti adatbázisfejlesztési irányokra is ha¬ tással lehetnek. 5. ábra. A sérülékenység környezetgazdálko¬ dási célú becslési folyamata (s.l.) Fig. 5. Algorithmfor vulnerability assessment from environmental management purposes (s.l.) MAdíné SzőNYi },; Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 41 Általános szennyezőre vonatkozó tudományos becslés folyamata A szakirodalom kritikai bemutatásából kitűnt, hogy a főkarsztvíztároló szennyezőkkel szembeni sérülékenységi értékelésének elvégzéséhez nem állt rendelkezésre egy követhető, jól bevált receptura. Elsődleges feladat volt az általános szennyezőre vonatkozó tudományos becslési folyamat elvi hátterének rögzítése (6. ábra), A séma három fő fázisra osztható: "alapok" (1-4. lépés), "vizs¬ gálat" (5-8. lépés), "értékelés" (9-11. lépés). A folyamatábra alapján gyakorlatilag bármilyen típusú, ismeretességű és feltártságú felszín alatti víztartó rendszerre a becslés megvalósítható. Az ábra útmutatást ad a logikailag egymásra követ¬ kező lépések elvégzéséhez. A séma az általános szennyezőn túl, gyakorlatilag bármilyen egyéb hatótényező és környezeti elem vonatkozásában is követhető. Az alkalmazás kiterjesztésének feltétele, hogy a sérülékenységi becslést végző¬ nek az alapok keretein belül rögzítenie keli az adott környezeti elemre és ha¬ tótényezőre vonatkozó sérülékenység értelmezését (1. lépés) és a vizsgálat szempontjait (2. lépés). Mindezeket alapul véve elvégezhető a vizsgálat, majd a sérülékenységi becslés. Alapok (1-2. lépés) A víztartó rendszer általános szennyezővel szembeni sérülékenysége - értelme¬ zésemben - a rendszer azon becsült jellemzője, amely a felszínre vonatkoztatva megadja a felszíni eredetű közvetlen szennyezők víztartó rendszerre gyakorolt hatásának kompenzálási lehetőségét, a víztartó adott pontjáig történő tovaterjedés során. A sérülékenységi becslés vonatkoztatási felülete vagy pontja a vizsgálat célja függvényében határozható meg (1. lépés). Alapvető megállapítások: 1. tézis: A sérülékenységi tényezők egymáshoz viszonyított jelentősége álta¬ lános érvényességgel nem határozható meg. 2. tézis: A víztartó felszín alatti vízáramlási rendszerben elfoglalt térbeli hely¬ zete, hidrodinamikája determinálja az összes többi paraméter víztartó sérülé¬ kenységre gyakorolt hatásának érvényesülését, ezért előnyt élvez a többi té¬ nyezővel szemben. 3. tézis: A víztartó rendszerek fizikai állapotát befolyásoló természeti hatások és emberi tevékenységek az általános szennyezővel szembeni sérülékenység időbeli és térbeli módosulását eredményezhetik. Mindezek következtében a sé¬ rülékenység a víztartó rendszereknek időben nem konstans jellemzőjük. 4. tézis: A víztartó rendszerek fizikai állapotát befolyásoló emberi tevékeny¬ ségek másik következménye, a "direkt szennyezők" hiányában is bekövetkező vízminőség-módosulás. A sérülékenység értelmezésének ezért ki kell terjednie a "közvetett potenciális szennyezők" következményeire is. A víztartó rendszerekre vonatkozó általános sérülékenységi értelmezés szem¬ pontjainak (2. lépés) megállapításához bizonyos megszorításokat kellett tenni. Feltételeztem, hogy a víztartó rendszer kvázi természetes állapotú. Ez azt jelenti, hogy belső és a szomszédos víztartó rendszerekkel fennálló dinamikus egyen¬ súlyi állapota vízháztartását, fizikai állapotát ért emberi beavatkozások ellenére is fennáll. Következésképpen a rendszert érő emberi hatások közül csak az 42 Földtani Közlöny 127/1-2 6. ábra. A víztartó rendszerek általános szennyezővel szembeni sérülékenységének tudományos becslési folyamata (s.s.) Fig. 6. Algorithm fór scientific assessment of intrinsic vulnerability (s.s.) Mádlné Szőnyi ].: Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 43 általános szennyező elvi hatásával kell számolni. Az általános sérülékenység szempontjait felszíni eredetű, fiktív, direkt szennyezőre állapítottam meg. A sérülékenység feltételezett hatótényezője elvi, közvetett módon oldatba került vagy eleve vízben oldott szennyező. Az értelmezésnél a földtani képződmények szennyezőspecifikus viselkedése elhanyagolódik. A vízben oldott szennyezők felszín alatti terjedésének előidézője a víz szi¬ várgása, áramlása, ezért a sérülékenységi értékelésnél a víztartóban zajló víz¬ mozgás dinamikája elsődleges (2. tézis). Alapvető fontosságú a felszín alatti áramlási kép - azaz az utánpótlódási és megcsapolódási területek helyzetének - figyelembe vétele. A hidraulikai rezsimjelleg mellőzésével kapott sérülékeny¬ ségi érték a megcsapolódási zónákban - az ott jellemző pozitív vízmérlegből adódó sekélyebb vízszint folytán - nagyobb sérülékenységi fokozatot eredmé¬ nyez, mint a negatív vízmérleggel és relatíve mélyebb vízszinttel leírható után¬ pótlódási zónákban. Ugyanakkor annak lehetősége, hogy a vízszintet elérő szennyező tovább migráljon a felszín alatti vízrendszer mélyebb víztartói felé, szignifikánsan nagyobb az utánpótlódási zónákban. A vertikális migrációra a hidraulikus gradiens vertikális komponensének nagysága és iránya utal. Poró¬ zus medencebeli víztartókra, ha a hidraulikus gradiens pozitív, azaz felszín felé mutató, akkor további sérülékenységi vizsgálat szükséges. Ha negatív, akkor a hidraulikus alátámasztásnak köszönhetően elhanyagolható a vízszintet elért fel¬ színi eredetű szennyező függőleges irányú mélybejutásának esélye. Karsztos rendszereknél (Grundt-féle karsztok esetében) a szabadtükrű karszt- rendszer részletes sérülékenységi vizsgálatra szorul, míg a leszorított tükrű karszt - amennyiben a potenciálviszonyok stabilak - nem érzékeny a függőleges szennyezőbejutásra. A vizsgált rendszer és környezete horizontális kapcsolata¬ ira, azaz a potenciális szennyező átadódási lehetőségekre szintén földtani, hid¬ rodinamikai adatokból következtethetünk. A továbbiakban kizárólag a felszínhez legközelebb lévő víztartó rendszerek sérülékenységét befolyásoló szempontokat (1. tézis) tárgyalom (III. táblázat). A mélyebben fekvő rendszerek sérülékenysége - a fentiek alapján - a felszínnel és a szomszédos víztartókkal fennálló térbeli, hidraulikai kapcsolataik révén becsülhető. A felszínközeli víztartó rendszerek sérülékenységét befolyásoló szempontok Factors influeticing vulnerability of near surface aquifers III. táblázat - Table III SÉRÜLÉKENYSÉGI SZEMPONTOK SÉRÜLÉKENYSÉGI TÉNYEZŐK A szennyezők felszín alá jutása topográfia, beszivárgás, kapcsolat a felszíni vizekkel, a felszíntől a víztartóig hatoló vízvezető üregek, tektonikai elemek A szennyezők felszíntől a telített zónáig való hatolása a talaj és a telítetlen zóna vagy a fedőréteg anyaga, vastagsága; a felszín alatti vízszint és ingadozás A szennyezők telített zönabeíi mozgása a víztartó anyaga, vízvezető, vízszállító képessége; a vízmozgás iránya; felszín alatti vízválasztók, depressziók, vízdőmok 44 Földtani Közlöny 127/1-2 Az általános sérülékenységi vizsgálatra ugyan megadhatók "univerzális" szempontok, de az értékelendő tényezők, azok forrásai mindig függenek a vizs¬ gálat léptékétől. A regionális értékelések átfogó jellegűek és a döntéshozók tᬠjékoztatását, országos szintű tervezési, oktatási célokat szolgálnak. A térképi ábrázolás 1:500 000-es, ill. kisebb méretarányú. Leggyakoribbak az áttekintő sé¬ rülékenységi vizsgálatok, melyek többnyire kizárólag archív információk alap¬ ján elkészíthetők. Tervezési, szabályozási és gazdálkodási igényeket elégítenek ki, a térképek méretaránya 1:50 000 és 1:200 000 között változik. Nagy igény lenne helyi területhasználati és tervezési célokat szolgáló lokális sérülékenységi feldolgozásokra, amelyekhez új feltárások szükségesek. A helyi sérülékenységi térképek méretaránya 1:25 000-es vagy nagyobb. A víztartó jellegéből következő jellemzők (3. lépés) A vizsgálandó víztartó tulajdonságaitól függő jellemzők egy része a víztartó típus (karsztos/porózus) és a víztartó rendszer jellegéből (lokális/regionális, szabadtükrű/artézi stb.) következő, általánosítható érzékenységi és sérülékeny¬ ségi specifikumokat jelent. A sérülékenységet meghatározó tényezők relatív jelentősége a víztartó rendszer típusára vonatkozóan (4. lépés) A sérülékenységi specifikumok ismeretében súlyozással, vagy prioritási listák segítségével adható meg a sérülékenységi jellemzők egymáshoz viszonyított jelentősége, az adott víztartó rendszerre vonatkozóan. Sérülékenységi vizsgálat (5-8. lépés) A tudományos sérülékenység értékelési folyamatban a további lépések konk¬ rétan a víztartó rendszerek vizsgálatára vonatkoznak, ezeket itt csak röviden ismertetem. A vizsgálat megkezdése előtt szükséges rögzíteni a térbeli (5. lépés) és időbeli (6. lépés) kereteket. A térbeli keretek a vizsgálandó víztartó rendszer lehatárolását jelentik: vertikálisan a fekü és a fedő irányában, horizontálisan a szomszédos víztartók felé. Meg kell határozni továbbá a rendszer litológiai és vízföldtani jellemzőit. Az időbeli keretek a sérülékenységi vizsgálat időpontja¬ inak megállapítását fedik. A több időlépcsős vizsgálat akkor válik szükségessé, ha a tároló rendszer vízforgalmát mesterséges hatások a dinamikus egyensúlyt érintően befolyásolják. A fontiek ismeretében az egyes szempontokra elvégezhető a sérülékenységi vizsgálat (7. lépés) és elkészíthető a sérülékenységi térképsorozat (8. lépés), amely a becslés alapjául szolgál. A sérülékenységi értékelés lépései (9-11. lépés) A sérülékenységi értékelési módszerek (9. lépés) nem általánosíthatók. A víz¬ tartó típus és rendszer jellege (3, 4, lépés), a sérülékenységi tényezők konkrét értékei, kategóriái a 8. lépés függvényében állapíthatók meg. A módszerek em¬ pirikus, numerikus jellegűek lehetnek. MádlnÉ Szőnyi }.: Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 45 A sérülékenységi értékelés, a sérülékenységi értékeket bemutató térképsoro¬ zatot (7-8, lépés) felhasználva, a megválasztott módszer (9. lépés) segítségével végezhető el (10. lépés). A területértékelés kétdimenziós jellege folytán a szennyezők víztartóba jutását és tovaterjedését szabályozó tényezők külön tár¬ gyalást igényelnek. Első szintű értékelés a felszín alá hatolást és a víztartóhoz jutást meghatározó függőleges irányban változó tényezők alapján lehetséges. Második szintű minősítés a víztartóba bejutó szennyezők tovaterjedési lehető¬ ségeit, a vízszintesen változó tényezőket figyelembe véve történhet. Szükség esetén az idővel bekövetkező változások, a vertikális és a horizontális ténye¬ zőkre is új feldolgozást tehetnek szükségessé. Az általános sérülékenységi értékelés célja és eredménye - a felszíni eredetű fiktív, vízben oldott szennyezők víztartóba jutása és víztartóbeli hígulási lehe¬ tősége alapján - a felszínre vonatkozó területi differenciálás (11. lépés). Ez a megközelítés lehetővé teszi egységes méretű területelemekre vonatkozóan - a térinformatika fogalmaival élve - raszteresen a sérülékenységi értékek össze¬ hasonlítását. Hasonlóképpen az eredményeket felhasználva - vektoros értéke¬ léssel - a felszínen lehatárolhatok olyan területek, amelyeket minden, a vizsgált rendszerre vonatkozó sérülékenységi tényező azonos értéke, ill. értékinterval¬ luma jellemez. Ezek sérülékenységi szempontból azonosan jellemezhetők és a szomszédos területektől elkülöníthetők. A tudományos becslés eredményeit a vizsgálat környezetgazdálkodási folya¬ matába visszahelyezve, azok a megbízhatósági elemzés után jutnak el a dön¬ téshozókhoz és környezetgazdálkodási szakemberekhez. A dunántúli-középhegységi főkarsztvíztároló rendszer (DNy-i rész) sérülékenységi vizsgálata A becslés célja, tárgya, hatótényezője (I. lépés) A dunántúli-középhegységi főkarsztvíztároló rendszer (DNy-i rész) sérülé¬ kenységi becslése tudományos indíttatásból az alábbi célok megvalósítása ér¬ dekében történt; (1) a felszín alatti víztartókra vonatkozó környezetgazdálkodási célú sérülé¬ kenységi becslésre (s.l.) (5. ábra) és az általános szennyezővel szembeni tudo¬ mányos sérülékenységi becslésre (s.s.) (6. ábra ) kidolgozott folyamat (vizsgálat, szempontok, térképi interpretálás, értékelési módszer stb.) bemutatása, (2) a karsztos víztartó típus és a regionális karsztvíztároló rendszer érzékeny¬ ségi és sérülékenységi sajátosságainak megállapítása, (3) archív földtani, hidrogeológiai információk környezetgeológiai értelme¬ zésének szemléltetése. Az értékelés tárgyául - amely egyúttal mintaterületül is szolgált - a dunán¬ túli-középhegységi főkarsztvíztároló rendszer (7, ábra ) Móri-ároktól DNy-ra eső részét választottam. A főkarsztvíztároló az ország kiemelt felszín alatti víztároló rendszere, ezért fokozott védelmet igényel. A szabadtükrű tárolórészek egysé- 46 Földtani Közlöny 127/1-2 gesen rendkívül sérülékenynek minősülnek. A hatékony vízvédelem megszer¬ vezése megköveteli a rendszeren belüli területi sérülékenységi differenciálást. Az eredményeket felhasználva becsülhető a jelenlegi területhasználat főkarszt¬ vízre gyakorolt hatása, továbbá a sérülékenység ismerete mformációkkal szolgál a területhasználat tervezésnél. A tárolórendszer az 1960-as évek második felétől 1990-ig a sokéves átlagos vízforgalmat meghaladó mértékű bányászati célú víztelenítés hatása alatt állt. Ezért alkalmasnak bizonyult a dinamikus sérülékenységi faktorok időbeli meg¬ változásának szemléltetésére. A Dunántúli-középhegység viszonylag kedvező földtani, karszthidrológiai megkutatottsága is ezen mintaterület választását tᬠmasztotta alá. A rezervoár egységessége folytán a Móri-ároknál történt elválasztás hidro- dinamikailag nem indokolt, csupán a célok eléréséhez szükséges és elégséges területnagyság érdekében történt. A főkarsztvíztárolótól elszigetelt fosszilis te¬ lepfolyadékot tartalmazó zárt lokális karsztvíztárolók és az önálló természetes vízforgalommal rendelkező fedő-függő karsztvíztárolók sérülékenységi vizsgᬠlatával nem foglalkoztam, A becslés vonatkoztatási felülete a telített főkarsztvíztároló alatti összlet volt, definiált mélység nélkül. A kiemelten veszélyeztetett kutak, vízbázisok, források sérülékenysége az értékelés eredményeképpen szintén becsülhető. A sérülékenységi értékelés hatótényezője vízzel együttmozgó, ún. általános szennyező. A szennyezőre vonatkozó megszorítások megegyeznek az előző fe¬ jezetben tett korlátozásokkal. Adatok, forrásanyagok (II. lépés) A feladat a célok, a mintaterület nagyságának, jellegének és a hatótényezőnek ismeretében áttekintő léptékű sérülékenységi becsléssel volt megoldható. A mé¬ retarány pontos megállapításához ismerni kellett a rendelkezésre álló adatsű¬ rűséget. Nem állt rendelkezésemre egy, a földtani és vízföldtani információkat magában foglaló adatbázis. Céljaim módszertani jellegéből következően a becs¬ léshez térképeken, szelvényeken feldolgozott alapinformációkat (talajtani, föld¬ tani, vízföldtani) használtam. A hozzáférhető térképek méretaránya többnyire 1:100 000-es volt, ezért a becslés kivitelezéséhez 1:200 000-es léptéket választot¬ tam, A sérülékenységi szempontból lényeges térbeli kapcsolatok tisztázására eredetileg 1:20 000-es méretarányban készült térképeket használtam. Ennél ki¬ sebb méretarány e célból nem lett volna kielégítő. A publikált tanulmányokon fölül munkám alapjául szolgáltak a VITUKI Hidrológiai Intézete Felszín alatti vizek Hidrológiai Osztálya, az ELTE Alkalmazott és Műszaki Földtani Tanszéke, a KBFI Vízvédelmi Osztálya, az Aluterv-FKI, a Bauxítkutató Vállalat és a Magyarhoni Földtani Tár¬ sulat Szakbizottsága bányászattal kapcsolatos földtani kutatásai, továbbá a bányászati vízemelések hatásait feldolgozó jelentései. MádlnÉ Szőnyi }.: Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 47 A karsztvíz tároló felszín alatti hatóra Karbonátos mezozoös képzódmányek a felszínen 7. ábra. A dunántúli-középhegységi főkarsztvíztároló rendszer elterjedési vázlata Fig. 7. Boundary of the main karst reservoir of the Tmnsdanubian Central Rangé A tudományos sérülékenységi becslés (s.$.) kivitelezése (III. lépés) A becslés az általános szennyezővel szembeni sebezhetőségi értékelésre meg¬ állapított séma (6. ábra ) alapján történt. Alapok (1-4. lépés) Az értékelés bázisát a víztartó rendszerek általános szennyezővel szembeni sérülékenységére megállapított definíció (1. lépés) képezte. Az általános sérü¬ lékenységi szempontokon (2. lépés) túlmenően itt a karsztos víztartó típus és rendszer jellegéből következő érzékenységi és sérülékenységi jellemzőkkel (3,4. lépés) foglalkozom részletesen. A karsztos víztartó típus térbeli helyzettől független általános érzékenységi jellemzőit a karbonátok rácsszerkezeti, kémiai, vízraktározási és vízvezetési adottságai határozzák meg. A karbonátok szennyező-elimináló képessége a po¬ rózus üledékekhez képest elhanyagolható. A hasadékok alakja, felületi adott¬ ságai nem kedveznek a felületi tisztulási folyamatoknak, A rácsszerkezeti ki¬ egyenlítettség miatt, a karbonátokban lejátszódó ionadszorpció legfeljebb a ha¬ tárfelületen túlsúlyba kerülő hidroxil ionok gyenge kationvonzásában jelent¬ kezhet. Ez bizonyos toxikus fémek kiválását elősegítheti. A karsztok legspeci- fikusabb érzékenységi jellemzője pufferoló képességük, melynek következtében 48 Földtani Közlöny 127/1-2 savas és lúgos kémhatású szennyezők közömbösítésében egyaránt hatékonyak. A karsztban a szennyezők koncentráció-csökkenésének a hidrodinamikai disz¬ perzió a legjellemzőbb formája. Általános sérülékenységi értékelésnél a fönti hatások legfeljebb becsülhetők a földtani, hidrogeológiai adottságok alapján. A karsztvíztároló rendszer térbeli helyzete szabályozza a karsztos víztartó típusából következő érzékenységi fokozat területi módosulását. A vizsgálat el¬ térő megközelítést igényel az ún. Katzer- és a Grundt-féle karsztrendszerekben. A jellemzően mészkő anyagú, önálló beszivárgási és megcsapolási alrendsze¬ rekből felépülő Katzer-karsztok (pl. a középhegységi függőkarsztok) sérülé¬ kenysége csak helyi léptékben vizsgálható, az alrendszerek lokális felderíthe- tősége folytán. A tárolón belüli járatok, víznyelők, szállítójáratok, akna-, víz¬ szintes barlangok, mint érzékeny zónák kimutatása terepi karszthidrológiai módszerekkel lehetséges. A tektonikailag preformált hasadékok másodlagos ki¬ töltése és a fedettség csökkentik a sérülékenységet, de a közvetlen csapadék utánpótlódás következtében a szennyezők víztartóba jutása nem zárható ki. A főkarsztvíztároló Grundt-féle karsztként értelmezhető, azaz összefüggő po¬ tenciálfelületekkel leírható. Sérülékenységi értékelésénél a III. táblázatban sze¬ replő szempontrendszer közvetlenül alkalmazható. A karsztvíztároló rendszer térbeli helyzete, szabadtükrű vagy nyomásalatti jellege szabályozza a karsztos víztartó jellegéből következő sérülékenység területi módosulását. Az elvben nem érzékeny nyomásalatti tárolók - a potenciálviszonyok tartós fennmaradása esetén - további differenciálást nem igényelnek. A sérülékenységi tényezőket (4. lépés) a karsztok érzékenységi és sérülé¬ kenységi sajátosságait figyelembe véve súlyoztam. A vertikális migrációt befo¬ lyásoló szempontokra prioritási sort állítottam föl: 1. A karszt nyomásállapota, szabadtükrű tárolók esetén a fedettség (beleért¬ ve a talajt és a hasadékkitöltő anyagokat is). 2. A karsztvíztároló képződmény áteresztőképessége. 3. A leszivárgási zóna vastagsága. Sérülékenységi vizsgálat (5-8. lépés) Hazánk karsztvízkészletének mintegy 70%-át magában foglaló dunántúli-középhegységi fő¬ karsztvíztároló rendszer (7. ábra), az ország regionális jelentőségű távlati vízkincse, A karsztos területeken fekvő települések távlati ivóvízellátásához szükséges vízkészleteken túl, az azokon kí¬ vül eső vízhiányos régiók ellátását is képes elősegíteni. Az 1960-as évek második felétől 1990-ig a tároló a sokéves átlagos vízforgalmat meghaladó mértékű bányászati víztelenítés hatása alatt állt. A vízelvonás felborította a karsztvízháztartás eredeti dinamikus egyensúlyi állapotát és tartós kᬠrokat okozott a mennyiségi vízkészletben. A főkarsztvíztároló ugyanakkor a vízminőség szempont¬ jából is veszélyeztetett. A vízkészlet utánpótlódási területéül szolgáló szabadtükrű tároló, a rezer- voár egészében közel 3000 km 2 -re becsülhető. Felszíne intenzíven használt lakossági, ipari, mező- gazdasági célból egyaránt. A karsztrendszer sérülékenysége miatt - a 3/1984. (V. É. II. 7.) számú OVH rendelkezés alapján - teljes egészében kiemelt vízminőségvédelmi terület. A főkarsztvíztároló (7. ábra) a Dunántúli-középhegység regionális elterjedésű, DNy-ÉK-i csapású, hidraulikus vezérlésű geotermikus áramlási rendszerrel (AL¬ FÖLDI 1979,1982a, b, 1986) jellemzett mezozóos karbonátos alaphegységi pásztája. Mádlné Szőnyi ].: Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 49 Egységes felszín alatti lefolyási-áramlási rendszer (LORBERER 1986). Határait, víz¬ földtani jellemzőit a magyar-középhegységi (Felsői) egység fejlődéstörténete, szerkezetalakulása határozza meg (5. lépés). A Dunántúli-középhegység DNy-i részén a főkarsztvíztároló képződmények áttekintő bemutatására az előforduló formációkat - irodalmi adatok (BENCE et al. 1990; GERBER et al. 1975; GONDÁRNÉ SŐREGI & GONDÁR 1988; LORBERERNÉ SZENTES 1986, 1987, 1989a, b, c, 1990; CSÁSZÁR 1991) alapján — összegyűjtve jellemeztem (IV. táblázat ) kőzetanyag, vastagság és hidrológiai jellemzők tekin¬ tetében. Az értékelést a felszínen is előforduló fekü képződményekre és a fedő karsztvíztárolókra is kiterjesztettem. A hasonló vízvezető-, vízáteresztő-, víztᬠroló-, vízszállító képességgel jellemzett formációkat hidrosztratigráfiai egysé¬ gekbe (Maxey 1965 in Tóth 1978) soroltam és minősítettem. A sérülékenységi vizsgálat időhatárait (6. lépés) a rendszer vízforgalmát érin¬ tő természetes hatások (meteorológiai nagyperiódus) (MÁDLNÉ SZŐNYI 1990, 1994) és a mesterséges beavatkozások (vízkivételek) következményeit figyelem¬ be véve állapítottam meg. Kvázi zavartalannak tekintettem a rendszert 1950. január 1-i állapotában. A vizsgálat másik időhatárát 1989. január 1-hez kötöttem, mert vízháztartási szempontból ez a rendszer szélsőséges állapotaként értékel¬ hető. A víztartó rendszer általános szennyezővel szembeni sérülékenységét kvᬠzi természetes és szélsőségesen befolyásolt vízháztartás mellett egyaránt meg¬ vizsgáltam. A dunántúli-középhegységi főkarsztvíztároló rendszer DNy-i részének átte¬ kintő léptékű - általános szennyezőre vonatkozó - sérülékenységi vizsgálatát (7, 8. lépés) a karsztérzékenység és sérülékenység sajátosságait szem előtt tartva végeztem el. Az eredményeket l:25 000-es léptékű hidrosztratigráfiai és sérü¬ lékenységi szelvényeken, valamint 1:200 000-es méretarányú sérülékenységi tér¬ képváltozatokon szemléltettem. Minden egyes sérülékenységi tényezőre tárgyaltam: (1) a tényező értékelésé¬ nek szempontjait; (2) a felhasznált forrásanyagokat; (3) a használt alapadatok környezetföldtani értelmezését; és végül elvégeztem a tényező (4) értékelését kvázi természetes és víztermeléssel befolyásolt állapotban. Térbeli , hidrodinamikai helyzet (1. térkép) (1) A főkarsztvíztárolón belül a felszíni eredetű szennyező behatolásával szemben eltérően viselkedő szabadtükrű és nyomásalatti tárolórészeket külö¬ nítettem el. Az elválasztás a főkarsztvíztároló felszíne és az eredeti karsztvíz¬ domborzat metszésvonala alapján történt. (2) A főkarsztvíztároló felszínének megállapításához első közelítésben a vele azonosnak tekintett felső-kréta előtti mezozóos karbonátos alaphegység-dom- borzat szintvonalas térképét (Lorberer 1986) használtam. Az "eredeti" karszt¬ vízdomborzatot LORBERER (1985) karsztvízszint-térképéről vettem át. (3) Kvázi természetes állapotban a választóvonal sérülékenységi határként értelmezhető. A befolyásolt állapotra is használható az eredeti 1950-es elhatᬠrolás, mert a szabadtükrű és a nyomásalatti tárolórész határának elmozdulása - a potenciáleloszlás megváltozása következtében - az alaphegység felszínének 50 Földtani Közlöny 127/1-2 a karsztvíz gradiensnél jóval nagyobb esése miatt, a vizsgálati lépték mellett nem ábrázolható. (4) A szabad karsztvízszinttel jellemzett tárolórészt a függőleges szennyezők behatolásával szemben sérülékenynek minősítettem és a továbbiakban részle¬ tesen megvizsgáltam. A leszorított tükrű fedett rezervoár-rész sérülékenységét a főkarsztvíztároló és a fedő rétegvíztartók relatív potenciáküiönbsége függvé¬ nyében értékeltem. Kvázi természetes állapotban a karszt potenciálja nagyobb volt a felső-pannon rétegvízénél (Lok- BERER 1986), a Keszthelyi-hegységtől Ny-ÉNy-ra fekvő vasi és zalai dombvidék, valamint a Bala- tonfűzfő, Vilonya és Berhida közötti rész kivételével. Ez a szennyezett felszíni eredetű vízrészecskék főkarsztvízbe jutását - a rétegvíztartók közvetítésével - a két hidrodinamikai ablak kivételével elvben is kizárta. Befolyásolt állapotban a leszorított tükrű részből termelt karsztvíz potenciális utánpótlódási lehetősége nyílt meg a rétegvíztartók felől. A vizsgált 1989-es évben, a DNy-i tárolórész egész területén ez a szélsőséges állapot állt fenn. Ez az utánpótlódás "direkt szennyezők" hiányában is vízminőségváltozást okozott a termelt karsztvíz összetételében, amire utal az alkáliák kimutatott koncentrációnövekedése (Lorberer 1986). A 4. tézis értelmében tehát, a víztermelés hatása itt "köz¬ vetett szennyező"-nek minősíthető. Befolyásolt állapotban elvben a "direkt szennyezők" - réteg¬ víztartók közvetítésével történő - bejutása sem zárható ki a természetes állapotban leszorított tükrű fedett karsztba. Ennek gyakorlati esélye azonban jelentéktelen a fedőüledékek 100 m-t is meghaladó vastagsága mellett fellépő hígulás következtében. A leszorított tükrű fedetett rezervoár-részt - a felszíni eredetű szennyezők füg¬ gőleges behatolásával szemben - sebezhetetlennek minősítettem természetes és befolyásolt állapotban egyaránt. Kapcsolatok a szomszédos rendszerekkel (1. szelvény) (1) Szelvények mentén vizsgáltam a potenciálisan sérülékeny szabadtükrű és az elvben nem sérülékeny leszorított tükrű tárolórészek közötti oldalirányú kapcso¬ latot. Elemeztem a főkarsztvíztároló fedő-függőkarsztos, rétegvizes tárolókkal és a fekü hasadékvíztárolókkal valószínűsíthető, vertikális kapcsolatait. (2) A kapcsolatok bemutatásához kiindulásként a Bakony-he^ység 1:20 000-es földtani térképsorozatában szereplő földtani szelvényeket (MAFI) használtam. A kapcsolatok szemléltetéséhez az 1:25 000-es méretaránynál kisebb lépték nem lett volna elegendő. A szelvényirányokat az 1. térképen kicsinyítve ábrázoltam. (3) A földtani szelvények sérülékenységi célú értelmezését két lépésben vé¬ geztem el. Először hidrosztratigráfiai szelvényeket szerkesztettem. A hidroszt- ratigráfia a kőzetváz permeabilitás-különbségeken alapuló tagolása. A módszert és az elnevezést G.B. MAXEY (1965 in Tóth 1978) javasolta alkalmazni. A hidrosztratigráfiai szelvényeken elkülönítettem a karsztvíztároló kőzetek paleozóos feküjét, egységes kategóriába soroltam az eocénnél fiatalabb fedő¬ képződményeket. A karsztvíztároló rendszer képződményeit - irodalmi adatok (IV. táblázat) alapján - "kiváló", "jó", "közepes" vízvezető képességű, "vízrekesz- tő, gyenge vízvezető" és "vízrekesztő, tömegében vízzáró" tapasztalati kategó¬ riákba rendeltem. A hidrosztratigráfiai szelvények a vizsgált földtani szituáci¬ óban víztartóként és vízrekesztőként, továbbá feküként és fedőként funkcionáló képződmények vertikális elkülönítését szolgálták. Mádlné Szőnyi Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 51 52 Földtani Közlöny 127/1-2 V) CB I — 2 Q) Lf) n 2 o •— — g 5 « ca_- > OT Ut 'O Q ; On 5 « > ® J 2 N -™ V) ■®c> | _>>eo o a> S-s ® 'CB * jx IX « ’O _ JÉ "O N 2 u» ‘O '®ö ?'* ® T3 N -Q O > 'Ű> -J N *© 2 a> Ja " a> o »o . 2 * O-’ - N m.N » « > ® N S- 5 £ ^ -g* M E °> 0 ) o»o | 8 || •stg 1 ! ■CD ® ^ — N — rí rtJ N '® ,E= Jé . > v nt: i < 2‘0 2 ! t — -i §■=•8 “ »«Ss ,0 ™ _ >ta iyj © tn « ra^o o» SSi — -ni 0 ) * 7 11 : 05= c ’«» a j- -* £ «S y j« > o stí M JÉ o Q- **■ ca 52 "I s CB ® tfl w n c ■ 01 -g « ._ «o o 03 t 03 Ni= - <- ® jé Saí ®! ’O CB JÉ _X P CB 1 03 © ® .2 05 « JÉ >» O 50 05-© c V5 W X3 -® O v) w 5 5 ^_ E 9 " ~ « ^r-o 2 > 50 >o -* °S“ SS _ o -9 -c 5 jé jé 5|S. a S -aZ'ffl 2 * ai - E ‘JS S fll V> ~ m -2 ® > =| © 21 w ®t5 fl a ro ^ ío jé ^ O-iO SS = E D> ^ aj a> 5 01 M vaj O (ft ■D X ’oj'W »o -^3 -O OL -® *a> o jé C !0 05 N JJ CL -tű -» > ’ re 9 c ' C a> ^-Q) ^ d) r ® Olt 5 gS > >,N » .& •« Sí sil □j a> cc ® 05 ? E ta tfí 'a'S ®-o •aj 05— L jé o ‘2 *2 £ ö « ca E ■• o-a> o glsS |é*A C lo “CM f5 i*o >nn hl § ^ 6 J m - 25 05 >»o 15 1 C° MŰ O ^ tn JÉ coco o in ° O JÉ , JC CM m « m ro tEté lü a N t s« jf O 9 1 TO •« o»E ■8 5,p CTlo 2 05 Jé O -=• O — w *o' ^•ő ® c -Q 3) b 'Sl © c ct_ 5 •■® w cn >- w ° 5 'íH. 2 ™ P _ JÉ 'CB s*e .!?« a 2 c ■Q N Q> OÍ .O 03 c E jé £« cn o E o a. ca CT E ’O -Q ° 5 « — >. C CB c m 7*3 N __ « « xf — *y tn 2» E n >; E o O) _ f- a> -Q t •Sí ■O . ^ ^ © —. E 'J3 nj 05 jé S-2S ro ® 1 2 £ oi g a - ’o r 2 q. jSői A ™o rit®® cd g. ca t; 5,-j: w X *í W c ° X 05 , 3i X5 OS l'£ » ra “J űO:Q c o ca g o) cl-o 'ta 03 = a c **£ c > 'Ű> a) eg. aj >» ^ t - •cb t_o ctí © w 05— © o c *® T 5 a> E oS C >0 m © jé -CJ > _ -O .ffi » ■ra > ® JÉ — JÉ ^05-05 *“ Jé 03 1ÜI „7 E 2 >. ^ o > m Px’g « KB . E *« 5 j£ « í a m 5 ® B ra 2 -Q X W 3 O m «3 Ch2 J2 « C >■ a> S E n Jé E © : 0 JÉ 2 H Jé S “ {/) O E -® Q. « o 05 'aj w -C ® ® új 1 J O is! >.Jli V C5‘© 3 E } 9 J >I C J ? J 51 E l ? J >j wnxiozoz3w Mádlné Szönyi /.; Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 53 o C — ■o j3 11 fa k O (/> > Jí 05 a> o CD KO *0 3 E“|Sc*~ ■a cílS as.fi.t-s 3 g.3 ff-M 2J§ 3 ŰO _2?' <; cü E £j 03 <0 « * • -fii p M -O N -Q V) a> w íS «o* > jjí N^g CD > C to — 03 *- N o N W -® J » o>£ ; o ‘g <0 'tű ® ! o io >2 -S e Üis E®üc « £2 £ <2 Ű3 -- d) = <11 E^ n -E a_ t/Ha > o >5 Svj w "--™ ő sS = N N2 •S-&S E^ES *- XJ c < & E ® > > CB CT C j, ra v a> íc >. cn-t CT c S co ffl - - >> !Q öli ^ — í a 51 *“ E * a» £2 QpQ "ÖJ d) B)S ® > ,N «d > N <13 VJ CT . 2 c áS 2'g.|>o CT o *ca CT j £ ni ‘Oiö r i» i - c CB > s ® E| CD > 2 c N - (D UJ -* E ® *o E - 2! o — CL*= O '« £3 > '2 to" Ö) N ^ ffl lu p £ £ > ég 1§JS5; *11-Ti 8 VJ CT Q> ffl -- *_- S *© *5 CT 2 8 §ES « §? ®*o v, ■03 CS »0 iS $ •*: ff j»: n e --5 N 3 — -o C C %0 — DJ S N N “ 5 c*2-S “5íi»« to N > CT fí £3 to ^ -i'2 «§c B 9-a »k Isii - _ a n “3 •§ 03 > m S ® <2 « to ^ -to ~ w «- 9 fi « *o -c 2 ™°ö CT.tT lA ?Ö, 0 -<5 > s JcTJ ® K ví « > -aj - 0 ®»cE = 2 c o . E >> ,— 'di %.'QJ 01 .ff - ll a> VJ o : 2p « r CL 'O E űí |Ss Í2Ő CT CT^ Ü3 CQt3 ff N Cl >s m o c CTjc O - N jí C yj >a> ® to >5 E c-í ff 03 fi §1 C N a> 'to cfl > N ^ m o £ E*o aj co -jc ««§ 1=5=° e*5 C0 — ® CT'O m -O >- 'C0 =3 E ■O CD > j o Q -*: : 0 »o U, £ E aí ® ^ c £2- ^ ® oo o Q.-co £2- o E> E -<0 « E ■o ^ s® o Jí x i > ® - ® ta >, F o. »o c o ® |‘2 «2 SoSS ^ fű i3 cu . . N C C >, Q-tO -ca C -0) CT CT '0 3C CC E *5 “* “ ’5 )Í S ro ra E E « iO t“ o N a. 11 ‘ •Ű3 ffi *0 co iu P CT >J ® E CT -C0 C0 '£ l,o ■S S;o CT 03 > 'O to ü «> O «0) co 2 T? CB CC CT^ D 5 •CB io E-st CT VJ í^s N Cl « LU ® t:- CT'«J B19J>) 0S|V LU|BW-B}9^ 0S|V LU|B^ J066OQ B 9 >i b j n p w n >i 0 Z 0 Z 3 W 54 Földtani Közlőny 127/1-2 Mádlné Szőnyi Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 55 térkép Térbeli hidrodinamikai helyzet MáDLNÉ Szönyi Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 57 A második lépésben a hidrosztratigráfiai szelvények továbbértelmezésével készültek el a főkarsztvíztárolóra vonatkozó, sérülékenységi szelvények. A "víz¬ tartó rendszer" egységbe soroltam be a fó'karsztvíztároló képződményeket; to¬ vábbá a főkarsztvíztárolón belüli, a hidraulikai egységességet nem befolyásoló vízrekesztő, ill. gyengén vízvezető képződményeket. Ez a képződménysor ké¬ pezte a sérülékenységi vizsgálat tárgyát. A "fedő képződményeken” belül elkü¬ lönítettem a vízrekesztő, gyenge vízvezető képződményeket, továbbá a függő¬ karsztos, a réteg-, ill. talajvíztároló törmelékes fedőképződményeket. A főkarszt- víztároló "feküjét" tovább nem tagoltam. A szelvényeken ábrázoltam a főkarsztvíz potenciometrikus felszínét az 1950. január 1-i állapotban. A szelvényeket a főkarsztvíz potenciálja alapján "nem sebez¬ hető" és "további sérülékenységi vizsgálatra szoruló" kategóriákba soroltam. (4) Az értékelést a sümegi szelvényen (1. szelvény ) keresztül szemléltetem. A szelvény mentén a főkarsztvíztároló az S-34-es fúrástól D-re eső szakaszon szabadtükrű, sé¬ rülékenysége a fedettség függvényében változó. A főkarsztvíztárolóra miocén és pannóniai törme¬ lékes üledékek települnek, amelyek potenciális rétegvíztárolók. A rétegvíztárolók - regionális víz¬ rekesztő hiányában - a főkarsztvíztárolóval hidraulikailag összefüggenek. Szennyező-kiszűrő ha¬ tásuk folytán csak elvben közvetíthetnek szennyezőket a főkarsztvízbe. A szelvény mentén a miocén litothamniumos mészkő a főkarsztvíztároló része. A legsebezhetőbb szelvényszakaszon a fődolomit a felszínen, ill. a felszín közelében található. Kedvezőbb a helyzet, ahol a fődolomitot a gyengébb vízáteresztő rezi dolomit helyettesíti. A főkarsztvíztároló a szelvény ÉNy-i részén leszorított tükrű, nem sérülékeny. Az S-30-as fúrástól ÉÉNy-ra eső területen a felszínen is megjelenő eocén mészkő a főkarsztvíztárolótól elszigetelt, ezért szennyeződést sem közvetíthet felé. A szennyezők felszín alá jutását befolyásoló tényezők (2. térkép) (1) A szabadtükrű tárolóban megvizsgáltam a szennyezők regionális, lineáris, pontszerű felszín alá jutási lehetőségeit. A szabadtükrű tárolórész teljes terüle¬ tén lehetséges függőleges vízmozgás a karsztvíz felé. A fedett részeken ez csak közvetett módon valósulhat meg. A közvetlen regionális szennyező input lehe¬ tőségét a karsztos beszivárgási területek, azaz a főkarsztvíztároló képződmé¬ nyek felszíni kibúvásai biztosítják. A szennyezőbejutás vonalszerű tényezői a karsztot tápláló és megcsapoló vízfolyások és a felszíntől a főkarsztvíztárolóig hatoló vízvezető tektonikai elemek. Pontszerű szennyezőbehatolás a karsztos víznyelőkön keresztül lehetséges. (2) A karsztos beszivárgási területek lehatárolásánál és a tektonikai elemek kijelölésénél a VITUKI kéziratos térképei mellett, a Dunántúli-középhegység hidrogeológiai alaptérképét (BÖCKER et al. 1972, 1982) használtam. A karsztos víznyelőket és a karsztra természetes állapotban rátápláló patakszakaszokat a Dunántúli-középhegység (DNy-i rész) karsztvízföldtani jellemzőit bemutató VITUKI térképről (FÉLEGYHÁZI et al. 1984) vettem át. (3) A szempontok jellemzését a rendelkezésre álló földtani, topográfiai, hid¬ rogeológiai információk alapján közvetlenül végeztem. (4) A főkarsztvíztároló beszivárgási foltjai nem egységesek sérülékenységi szempontból. Diffe¬ renciálás az áteresztőképesség alapján lehetséges. A "kiváló áteresztőképességű" fődolomit érzéke¬ nyebb a szennyezőbejutással szemben, mint pl. a középső-felső jura márgás mészkövek {IV. táblᬠzat). A térképen vonalas szennyezőbejutási tényezőként ábrázoltam a természetes állapotban a karsztra rátápláló patakszakaszokat. Ezek a Kétöles-árok Zalahaláp közelében, a Gerence-patak 58 Földtani Közlöny 127/1-2 egy szakasza, a Bakony-ér és a Cuha-patak Porvától, ÍL1. Zirctől Vinyesándor-majorig és a Gaja- szurdok Balinka és Fehérvárcsurgó között. Az eredetileg drénezó' vízfolyások - a regionális víz- szintsüllyesztés következtében - szintén rátáplálnak a karsztra és vizét szennyezhetik. Ezért befo¬ lyásolt állapotban a szabadfelszínű karszton átfolyó patakok mindegyikének környezete potenci¬ álisan sérülékeny zónának tekinthető. A lineáris sérülékenységí elemek között ábrázoltam a felszínen észlelhető, legfeljebb vékony kvarter üledékkel fedett törésvonalakat is. A kőzetek áttörtségének hatása ugyanakkor a területi beszivárgásban jelentkezik. A tektonikus eredetű karsztos vízjáratoknak a szennyezők karsztvízhez juttatásában elsősorban a kataklázosságra nem hajlamos mészkőben van szerepük. A törések szennyezőközvetítő hatása egyelőre nem ismert. Ezért a felszíntől a főkarsztvíztárolóig hatoló tö¬ rések mindegyikének környéke potenciálisan sérülékeny zónának minősíthető, a Balaton-felvidék feltolódási övezetei kivételével, amelyek zártságuk folytán kevésbé sérülékeny sávok. A lokális szennyezőinput lehetőségét biztosító karsztos víznyelők, a Középhegységben nem jellemzőek. Azok a vizsgált területen a Tési-fennsíkon gyakoribbak. A szennyezők felszíntől a kétfázisú zónáig való hatolását befolyásoló tényezők: A talaj hatása (3.1, térkép) (1) A talaj szennyezők kiszűrésében és közömbösítésében megnyilvánuló sé- rülékenységi szerepét agyag-, szervesanyagtartalma és vastagsága alapján be¬ csültem. (2) A szempontokat Magyarország agroökológiai potenciálját meghatározó talajtani tényezők 1:100 000-es méretarányú térképe (VÁRALLYAY & SZŰCS 1978; VÁRALLYAY et al. 1979, 1980a, b, 1981) vonatkozó lapjai alapján minősítettem. Az értékeléshez a potenciáltényezők között szereplő fizikai talajféleség, szer¬ vesanyagkészlet és termőréteg- vastagság adatokat használtam fel. (3) A paramétereket az agroökológiai potenciálértékelés kategóriáit átvéve, numerikusán minősítettem és tapasztalati kategóriákkal ábrázoltam a térképen. (4) A vizsgált tárolórész talajadottságai sérülékenység! szempontból, összes¬ ségében "kedvezőtlenek". Az uralkodóén karbonátos kőzetekből felépülő szabadfükrű hegységrészek meredek, kitett lej¬ tőin, a vékony autochton málladéktakarón rendzinák találhatók. Ennek a legnagyobb területi el- terjedésű talajtípusnak a szennyezőkkel szemben kifejtett hatása "gyenge". Uralkodóan durva, ill. kevéssé mállott törmelékből állnak, közepes szervesanyagtartalmüak, vastagságuk 20-40 cm kö¬ zötti. A rendzinák között sziklás váztalajok is megjelennek. A földes rész vastagsága csekély és az alatta lévő kőzettörmelék miatt a tárolt víz mennyisége általában kevés. Sümegtől ÉK-re, Rezitől DNy-ra, ill. íharkúttól ÉNy-ra találhatók. Sérülékenységet csökkentő hatásuk a rendzináknál is "kedvezőtlenebb". A laza üledékekkel fedett hegységrészek jelölik ki a humuszosodás, kilúgozás, változó mértékű elsavanyodás és szintekre tagolódás folyamataival jellemezhető barna erdőtalajok elterjedési terü¬ letét. Az agyagbemosódásos barna erdőtalajok a főkarsztvíztároló sérülékenysége szempontjából szintén "elhanyagolható" hatásúak, az uralkodóan homok összetétel, maximálisan 25% agyagtar¬ talom, csekély vastagság és szervesanyagkészlet következtében. Csabrendektől és Nyírádtól D-re találhatók. E bamaföldek jellemző minősítése "közepes". A talaj uralkodóan vályogos, szerves¬ anyagkészlete közepes, a termőréteg vastagsága 80-100 cm. A Kővágóörstől E-ÉNy-ra található réti talaj folt 70-100 cm vastag, agyagos vályog összetételű, magas szervesanyag tartalommal. A Rezitől Ny-ra található réti talaj lokális kiterjedésű agyagos vályog foltja sérülékenységí szempontból a "legkedvezőbb" a területen. A víztartó-védelem szempontjából hatékonyabb réti és öntéstalajok elterjedése elenyésző, a me- dencesüllyedékek peremeire és a patakok allúviumaira korlátozódik. Az emberi tevékenységek a talaj főkarsztvíztároló sérülékenységre gyakorolt hatását is módo¬ sítják. A regionális karsztvízszintsüllyedés következtében fellépő talajvízszintsüllyedés - a talajvíz szelvény. Sümeg. 1.1. Hidrosztratigráfiai szelvényváltozat . térkép. A szennyezők felszín alá jutási lehetőségét befolyásoló tényezők 62 Földtani Közlöny 127/1-2 talajképződést befolyásoló területén - sztyeppesedést indított meg (Lorberer 1986). Ez a talaj szennyezőkkel szembeni hatását módosítja, de alapvetően nem változtatja meg a sérülékenységet. Következményeit ezért elhanyagolhatónak tekintettem. Fedettségi viszonyok (3,2. térkép) (1) A fedőképződmények hatását a szennyezők lefelé szivárgására a fedő anyaga, vízáteresztő-képessége és vastagsága alapján minősítettem. Fedő hiᬠnyában a főkarsztvíztároló képződmények vízáteresztő-képességét vettem fi¬ gyelembe. (2) A fedettségi viszonyok értékeléséhez a VITUKI középhegységi karsztvíz¬ szint térképei Hidrogeológiai alaptérképét (Böcker et al. 1972, 1982), a bauxit- földtani célból a Dunántúli-középhegységről a kainozóos képződmények elha¬ gyásával készült (Császár et al. 1978), az összevont fekü-fedő-mélység kombinációs (Haas et al. 1987) térképeket, valamint a Bakony hegység fedetlen földtani térképeit (Szentes 1958 ; Végh S-né et al. 1978) használtam. A főkarszt¬ víztároló képződmények áteresztőképességének minősítését a IV. táblázat hid- rosztratigráfiai jellemzése alapján végeztem el. A különböző mértékben fedett főkarsztvíztároló részeket fedett és fedetlen földtani térképek (SZENTES 1958; VÉGH S-né et al. 1978) összevetésével jelöltem ki. (3) A rendelkezésre álló archív térképek nem tették lehetővé a fedőanyag verti¬ kális változékonyságának részletes figyelembe vételét és egzakt izovonalas vastag¬ ság értékelését. Ezért kombinált fedőanyag-vastagság minősítést alkalmaztam, amely lehetőséget adott a fedőhatás nagyságrendi differenciálásra és egyúttal meg¬ felelt módszertani céljaimnak is. A főkarsztvíztároló fedőjében lévő lokális víztáro¬ lók elkülönítésére nem volt mód, ezért a talaj alsó szmtjétől a főkarsztvíztároló felszínéig terjedő kőzetösszletet egységesen fedőnek tekintettem. Három tapasztalati kategóriát különítettem el a szennyezett vízrészecske ta¬ lajfelszín alatti potenciális mozgási lehetősége alapján. Ezek jó egyezést mutat¬ nak a BÖCKER (1986) által kifejtett karsztvíz utánpótlódási földtani alaphelyze¬ tekkel. "Szabad leszivárgási övezetnek" minősítettem a legfeljebb vékony talaj¬ takaróval borított nyílt karsztokat. Fedetlen karszt esetén a karsztvíztároló kép¬ ződmény a talajon átjutott szennyezők mozgásának kizárólagos szabályozója. A szabad leszivárgási övezeten belül elkülönítettem a "kiváló", "jó" és "közepes" áteresztőképességű képződményeket. "Késleltetett leszivárgási övezetként" ér¬ tékeltem a kizárólag lepelszerű kvarterrel fedett karsztterületeket és a főkarszt- víztárolón belüli fedetlen, "vízrekesztő, legfeljebb gyenge vízvezető" és a "tö¬ megesen vízzáró, vízrekesztő" zónákat. Ezek a tárolórészek a szennyező visszatartás-késleltetés szempontjából relatíve kedvezőbb zónákat jelölnek ki a főkarsztvíztárolón belül. A sérülékenység szempontjából legkedvezőbb fedett¬ ségi kategóriát a "lassú leszivárgás övezetei" jelentik, ahol kvarter és idősebb (kréta és/vagy harmadidőszaki) képződmények együttesen borítják a főkarszt- víztárolót. (4) A vizsgált területen belül legnagyobb elterjedésűek a "késleltetett lefelé szivárgás övezetei", ezen belül is a negyedkori képződményekkel fedett karszt- kibúvások. A TÉRKÉPLAP HELYZETE MAdlnÉ Szönyi ].: Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 63 3.1. map Map of patenttal contaminant migration front surface to groundwater. Effect of soil 64 Földtani Közlöny 127/1-2 A kvarter képződmények 50 m-nél vékonyabb szakadozott takaró formájában (Szentes et al. 1972; Bohn 1979; Bence et al. 1990), közvetlenül a főkarsztvíztároló felszínére települnek és a szennyezők elleni kizárólagos védőrétegként funkcionálnak. A vörös agyag, tarka agyag, bauxitos agyag kis vastagsága ellenére, védőrétegként hat. A kiemelt fennsíkokon, medencékben előforduló, már enyhe lejtőn is áthalmozódó magas homoktartalmú lösz védőhatása csak nagyobb vastagság mellett érvényesül. A finom, aprószemcsés homok szemcseméretű futóhomok az ÉNy-i Bakonyban vékony lepelként fordul elő. A folyóvízi allúviumok a legfontosabb talajvíztároló képződmények a szabadtükrű tárolórészek felett, de szerepük van a főkarsztvíztároló felszíntől való elszigetelésében is. Szintén a "késleltetett leszivárgás övezetei"-hez soroltam a főkarsztvíztárolón belüli "gyenge vízáteresztő, ill, vízrekesztő" képződmények nyüt felszíni kibúvásait. Az idetartozó alsó-triász kőzetek a Balaton-felvidéken nagy felszíni elterjedésben fordulnak elő. A Bakonyban a Veszprémi Márga kibúvásai képeznek gyengébb áteresztőképességű sávokat a fő¬ karsztvíztárolón belül. A "lassú lefelé szivárgás övezetef'-ben relatíve nagy felszíni elterjedésűek a felső-pannóniai vulkánitok. A bazalttufa vízrekesztőnek minősíthető, a bazaltláva hasadékvíztároló (Lorberer 1986). A víz kihűlési repedésekben, kőzetrésekben mozog, horizontális kapcsolatok révén bejuthat a főkarszt- víztárolóba. A "lassú leszivárgás övezeteiben" a vulkánitokon és a kréta, eocén, miocén, pliocén és pleisztocén karbonátos képződményeken kívül, a főkarszt fedője az alsó-pannonig összességében vízrekesztő, jelentős mennyiségű rétegvizet nem tárol. A "lassú lefelé szivárgás övezeteidnek elterjedése - a Pénzesgyfír-Eplény közötti kréta fedőtől eltekintve - a peremekre korlátozódik. A fedővastagság többnyire 100 m alatt marad. A vízrekesztés alól kivételt jelent az oligocén-alsó-miocén Csatkai Kavics Formáció, melynek kavicsos tagozatai helyi vízbeszerzési célokat kielégíthetnek. A felső-pannóniai homokos-agyagos képződmények a pleisztocén víztartókkal összefüggő, a medenceterületek felé kívastagodó rétegvíztartót alkotnak, amelyek rétegtani, ill. tektonikai okok miatt csak néhány helyen függenek össze közvetlenül a főkarszttal (Lorberer 1986). A kiemelt hegységek peremeit és belső öbleit fedik. A leszivárgási zóna vastagsága (3.3. és 3.4. térkép) (1) A sérülékenység szempontjából fontos a karsztos telített zóna feletti össz- letvastagság, mert ez határozza meg a szennyezett vízrészeeske úthosszát a karsztvízszintig. Ezt a sérülékenységi tényezőt a telített zóna fölötti kőzetvas¬ tagság függvényében értékeltem. (2) A leszivárgási övezet vastagságának megállapításához a Dunántúli-kö¬ zéphegység (DNy-i rész) - azonos felfogásban készült - 1950. január 1-i és 1989. január 1-i állapotot tükröző karsztvízszint térképét (LORBERER 1985, 1989) és topográfiai (VITUKI kézirat, 1986) térképét használtam. (3) A leszivárgási zóna vastagságát bemutató izopach térkép a felszíni topog¬ ráfia és a karsztvízdomborzat digitalizált értékeinek különbségeként állt elő. Az 50 méterenként megállapított kategóriákkal a leszivárgási övezet vastagsági különbségeit szemléltettem, amely adatok csak a fedettségi viszonyokkal összevetve értékelhetők. (4) A vizsgált területen a topográfiai magasságok 500 m-es, a karsztvízszintek 250 m-es különbségeket mutatnak. A fedő és a háromfázisú zóna maximális vastagsága 250-300 m. 66 Földtani Közlöny 127/1-2 A kvázi természetes állapotot tükröző 3.3. térképről leolvasható, hogy a Bakonyban ÉNy-ról DK-re a Balaton-felvidék felé haladva, a telítetlen zóna vastagsága regionálisan csökken. Ez a vízszint- csökkenést kétszeresen meghaladó topográfiai magasságcsökkenés hatásából adódik. Ahol a karsztvíz dinamikus egyensúlyi szintjét jellemző kétszer görbült felület (Kassai 1948) alakja megközelítőleg követi a topográfiát, a legvastagabb leszivárgási zóna a hegység legmagasabb részére esik, a peremek felé csökkenő értékeket mutatva. Ez a Keszthelyi-hegység, a Magas- Bakony, továbbá a Déli-Bakony területén figyelhető meg. A Bakonyra sokkal jellemzőbbek a széles karsztos felületek, ahol a felszín és a karsztvízdom¬ borzat között összefüggés nem tapasztalható. A morfológiailag gyengén tagolt központi dolomit¬ területen és a Balaton-felvidéken 0-100 m-es telítetlen zóna vastagságok fordulnak elő. A főkarsztvíztároló 1989, január 1-i befolyásolt állapotában - a regionális víz- szintsüllyedés hatására - a leszivárgási övezet vastagsága 0-100 m-rel megnöve¬ kedett (3.4. térkép). A szabadtükrű tárolórészeken a legnagyobb változást Sümeg környékén, Nyirádtól D-re, Tapol- cafőtől DK-re és Iszkaszentgyörgytől Ny-ra tapasztalták, 100 m-es nagyságrendű szintsüllyedések¬ kel. A Magas-Bakonyban 80 m-es, Halimba, Padragkút, Kislőd környezetében maximálisan 50 m-es vízszíntcsökkenések zajlottak. A Keszthelyi-hegységben és a Balaton-felvidéken számottevő válto¬ zások nem történtek. A karsztos leszivárgási zóna megnövekedése a "késleltetett leszivárgás övezeteiben" (3.2. ösz- szevetve a 3.3. és a 3.4. térképekkel) idéz elő látszólag kedvezőbb feltételeket a tisztulási folyamatok¬ nak. A "szabad lefelé szivárgás övezeteiben" - a gyors víz- és szennyezőmozgás következtében - a sérülékenységet a 1.00 m-es nagyságrendű úthossznövekedés nem befolyásolja. Mindezek alapján megállapítható, hogy nem mutatható ki lényeges különbség a karsztvízszint feletti zóna szennyező-kiszűrő szerepében kvázi természetes és befolyásolt állapotban. A szennyezők kétfázisú zónabeli mozgását befolyásoló tényezők A víztartó rendszer anyaga , vízszállítóképessége (4.1. térkép) (1) A vízben oldott szennyezők terjedési lehetőségét a telített zónában, a fő¬ karsztvíztároló rendszer vízszállítóképességével jellemeztem. (2) A vízszállítóképességet a kőzetek litológiai, hidraulikai jellemzői alapján becsültem. A főkarsztvíztároló képződmények vízszállítóképességét a IV. táb¬ lázatnak megfelelően minősítettem és a Dunántúli-középhegység kainozóos kép¬ ződmények elhagyásával készült bauxitföldtani térképét (Császár et al. 1978) alapul véve ábrázoltam. Hangsúlyozni kell ugyanakkor, hogy a litológia alapján kapott értékeket - azonos kőzettípus esetén - jelentősen befolyásolja a tekto- nizáltság. (3) Nehézséget jelentett, hogy a vizsgált időpontokra nem volt ismert a karszt¬ víz szintjében található képződmények anyaga. A vízszállítóképességet ezért a főkarsztvíztároló felszínével azonosnak tekintett felső-kréta előtti alaphegység felszínére ábrázoltam. Bemutattam, az alaphegység felszínének tektonizáltságát. A szerkezeti elemek vízvezető szerepével kapcsolatos regionális ismeretek hi¬ ánya megnehezíti a sérülékenységi értelmezést. (4) A rezervoár felszíntől és fedő képződményektől való elszigetelésében sze¬ repet játszó kréta márgák elterjedése - a főkarsztvíztároló képződmények fel¬ színén - a 4.2. térképről olvasható le. A főkarsztvíztárolón belüli gyors kommu¬ nikációt az ÉK-DNy-i irányban "kiváló" vízszállítóképességű kőzetek biztosít- MAdlné Szűnyi ].: Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 67 1 < ‘S* < 3.3. map Map of potential contaminant migration from surface to groundwater. Thicbtess unsaturated zone in quasi-natural condilions (1 January 1950) 68 Földtani Közlöny 127/1-2 3.4. térkép A szennyezők felszíntől a kétfázisú zónáig hatolását meghatározó tényezők. A leszivárgási zóna vastagsága befolyásolt állapotban (1989. január 1.) MAdlné Szűnt/ /.: Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 69 ják. Ebben a sávban a "jó", "közepes" és a "legfeljebb gyenge vízvezetőképes¬ ségű" kőzetek relatíve csekély elterjedésnek. "Tömegesen vízzáró, vízrekesztő" képződmények a térképlap ÉNy-i részén és a Pénzesgyőr- Olaszfalu-Bakonynána-Bakonycsernye-Nagyveleg sávban, összefüggően fedik el a víztároló kő¬ zeteket. Természetes állapotban a vízzel együtt a vízrekesztő képződmények alá bejutó szennyezőanyagok a mélyáramlási rendszerekbe kerülve, a hígulás következtében felemésztődnek. A Balaton-felvidéket is magában foglaló tároló D-i részén, ÉK-DNy-i irányban a kó'zetek a "tö¬ megesen vízzáró, vízrekesztő"-től a "kiváló vízszállítóképességű" képződményekig, nagyfokú te¬ rületi változékonyságban találhatók. Ez a zóna összességében egy nagyságrenddel kisebb vízveze¬ tőképességű, mint a tőle ÉNY-ra fekvő. A Bakony és a Balaton-felvidék között a horizontális kommunikációban hidraulikai akadályt képez a htéri övezet. A feltolódásoktól eltekintve, a többi eló'forduló szerkezeti elemet potenciálisan sérülékeny zónaként értékeltem. Karsztvízdomborzat (4.2. és 4.3. térkép) (1) A telített zónába bejutó oldott szennyezők várható migrációs irányának és hígulási lehetőségeinek megállapítása céljából vizsgáltam meg a kétfázisú zónán belüli folyadékmozgás pályáit. A regionális rendszerben várhatóan fel¬ lépő, többféle szintű áramlás miatt, a mozgási irányok legfeljebb csak becsül¬ hetők. (2) A karsztvízdomborzatot a természetes és a víztermeléssel befolyásolt ál¬ lapotot tükröző karsztvízszinttérképek (LORBERER 1985, 1989) alapján értékel¬ tem. (3) A karsztvízdomborzaton belül kijelöltem a felszín alatti vízválasztókat, a magas és mély területeket, a vízdómokat és depressziókat. Ez utóbbiak határait a vízdomborzat magas területein a legkisebb, a mély területeken a legnagyobb folytonos, még önmagukba visszatérő izovonalak alapján állapítottam meg. A víztartón belüli hidrodinamikai diffúzió legintenzívebb sávjai a vízválasztók, területei a vízválasztók mentén kialakuló vízdómok. Ezek az ún. eláramlási zónák, ahonnan a vízrészecskék és velük együtt az oldott szennyezők Is eltᬠvoznak. A depressziók, a vízdomborzat mélypontjai, amelyek a vízben oldott szennyezőkre szívó hatást fejtenek ki. A víztartón belüli víz- és szennyezőmoz¬ gás dinamizmusának értelmezéséhez a térképen feltüntettem a főkarsztvíz ter¬ mészetes (MAUCHA 1985) és mesterséges megcsapolási helyeit (CSEPREGI 1988a), amelyek természetesen nem tekinthetők sérülékenységi tényezőnek. A vízmoz¬ gás dinamizmusát és a megcsapolóhelyeket figyelembe véve, kijelölhető a víz¬ tartóba esetlegesen bejutó szennyezők mozgási iránya, valamint a szennyezés által várhatóan érintett források és kutak helye. (4) Kvázi természetes állapotban (3.2. térkép) az ÉK-DNy-i vízválasztó Ny-i szakasza Sümegtől nyugatra végződik el. A vízválasztó a Keszthelyi-hegység felé is folytatódik, ÉNy-DK-i irányban. A bakonyi vízválasztónak keleti irányban nincs közvetlen folytatása. A másik vízválasztó szakasz Pénzesgyőrtől D-re kezdődik és Várpalota ÉK-i szélét érinti. A Balaton-felvidéket ÉK-DNy-i irány¬ ban szeli át egy vízválasztó. További rész-vízválasztók is kijelölhetők a fő-vízválasztók által leha¬ tárolt vízgyűjtő területeken belül (ld. a Magas-Bakonyon keresztül húzódét). Szerkesztette: M. Ezőnyi Judit GIS-megjelenítés: Füle Lészló JELMAGYARÁ 2 AT Földtani Közlöny 127/1-2 ■□□□□■ í SS Sic I • H s Üli R lil II! Ili Hí iliftó •o -* 2 ‘O c « o íl 1 . :|í f.s lf=|»Í í5Í Isi í3j 1JU 3 í-jj áíjj § lH •! S-Í3; 2 I > V s tjSí: ;íf IS fin! llt II ís| £; ■O J, JS *0 C •15 ti Jlsíg «5Í« ÍJ *2? “i 6 200-250 m 5 150-200 m 4 100-150 m 3 50-100 m 2 0-50 m 1 8. ábra. A vertikális sérülékenységi tényezők prioritási sora a főkarsztvíztárolóra Fig. 8. Priority list fór the vertical vulnerability factors of the main karst reservoir Megbízhatósági elemzés (IV. lépés) A hibák elsődleges forrása a felhasznált adatokkal kapcsolatos. Ahogyan már utaltam rá, nem állt rendelkezésemre a főkarsztvíztárolóra vonatkozó földtani és vízföldtani információkat magában foglaló számítógépes adatbázis. Ebből következően a becsléshez térképeken, szelvényeken feldolgozott alapinformᬠciókat (talajtani, földtani, vízföldtani) használtam. Az, hogy nem fúrásszintű adatokból indultam ki, eleve hibák okozója lehet. Ugyanakkor a célok indo¬ kolttá tették a térképi formában megjelenő alapinformációk használatát. A kü¬ lönféle eredetű információk területileg is különféle fokú ismertsége (pl. a ba¬ konyi főkarsztvíztároló földtani szempontból 1:20 000-es, 1:50 000-es ismertsé- gű, a többi tárolórész 1:100 000-es vagy legfeljebb 1:200 000-es méretarányban feldolgozott; a vízföldtani eredmények regionálisan 1:100 000-es méretarányban ismertek, de megbízhatóságuk jóval kisebb, mint a földtani adatoké stb.) további hibák okozója lehet. A különféle szakterületeken használt eltérő alaptérképek még az azonos léptékű, de különféle eredetű tematikus térképek egymásra fek¬ tetését is rendkívül megnehezítik. A fönti hibák mérséklését szolgálja a sérülé¬ kenységi becslésnél használt 1:200 000-es lépték. További hibaforrás lehet a sérülékenységi becslés (s.s.) folyamatának helyes¬ sége. A figyelembe vett szempontok, tényezők - vertikális és horizontális bon¬ tásban - felölelik a lehetséges paramétereket. Külön szerepet kaptak a karszt- érzékenység, sérülékenység specifikumai. A preferált áramlási pályákat jelentő MAdlné Szőnyi /.: Víztartó rendszerek sérülékenységí vizsgálata 75 vonalas és pontszerű szennyezőbejutási és közvetítő elemek is bekerültek az értékelésbe. A sérülékenységi becslés eredménye - a vizsgálat céljából és a felhasznált adatok minőségéből következően - átfogó tájékoztatóul szolgálhat. Környezet- és vízgazdálkodási intézkedések (V. lépés) A dunántúli-középhegységi főkarsztvíztároló rendszer (DNy-i rész) sérülé¬ kenységi vizsgálata és becslése nem regionális feldolgozás céljából, hanem tu¬ dományos metodikai indíttatásból készült. Ebből következően a sérülékenységi térképsorozatról leolvasható 1:200 000-es feldolgozásnak megfelelő információk nem használhatók fel közvetlen, helyi szintű környezetvédelmi intézkedések¬ hez. Sokkal inkább - a léptékkel összhangban lévő - a régiót érintő értékelé¬ sekhez, tervezésekhez, a környezetvédelmi információk szélesebb közvélemény előtti elterjesztéséhez. A bemutatott értékelés az egyébként egységesen rendkí¬ vül sebezhetőnek minősített, kiemelt felszín alatti vízminőségvédelmi terület és regionális ivóvíztároló rendszer sérülékenységi differenciálhatóságát példázza. Az elvégzett feldolgozás egy új környezetvédelmi megközelítés elvi hátteré¬ nek példájául szolgál. A sérülékenység értékelési folyamatok (s.l., s.s.) alkalma¬ zása és továbbfejlesztése hozzájárulhat a becslések hatékonyságának növeléséhez. Eredmények A tanulmányban tárgyalt elvi háttér és értékelési folyamat nem kiforrott kon¬ cepció eredménye, hanem egy vitaanyagé, amely a céloknak megfelelően hoz¬ zájárulhat a témakör megközelítésének további fejlődéséhez. A bemre foglalt eredmények tudományos jelentősége a következőkben összegezhető: - A felszín alatti vizek sérülékenységére vonatkozó nemzetközi szakiro¬ dalom összefoglalása és elemző értékelése. - Az érzékenységi, sérülékenységi vizsgálatok vízvédelmi, környezetgazdál¬ kodási szerepének meghatározása. - Az irodalmi és gyakorlati tapasztalatok figyelembe vételével a témakör problémás kérdéseinek megállapítása. - Az érzékenység és sérülékenység fogalmak felszín alatti vizeken túlmutató rendszerelméleti értelmezése. - A sérülékenység kétszintű (környezetgazdálkodási s.l. és tudományos s.s.) becslési folyamatának kidolgozása. - A vízzel együttmozgó (általános) szennyezővel szembeni víztartó sérülé¬ kenység definiálása, befolyásoló tényezőinek megállapítása. - A rendszerelméleti értelmezés és a becslési séma szemléltetése a Dunán¬ túli-középhegység főkarsztvíztároló rendszerének (DNy-i rész) példáján. - A karsztérzékenység és sérülékenység specifikumainak tárgyalása. - Talajtani, földtani, hidrogeológiai adatok, szelvények, térképek, környezet¬ földtani szempontú, sérülékenységi célú értelmezésének bemutatása. 76 Földtani Közlöny 127/1-2 Javaslatok A sérülékenységi témában a jelenleg is zajló nemzetközi szintű egyeztetések (International Association of Hydrogeologists, COST Action 620 ) eredményre jutása, összefoglalása és közzététele jelent majd számottevő előrelépést. A sé¬ rülékenységi becslések addig is hasznára lehetnek a környezet- és vízgazdál¬ kodásnak, amennyiben nem öncélú értékelő rendszerek kidolgozása alapján, hanem az értékelés céljának és várható hasznosításának figyelembe vételével, helyes tudományos meggondolásokból kiindulva készülnek. A továbblépésre vonatkozó javaslataim: - A sérülékenységi feladatok kapcsán szükség lenne a környezetgazdálko¬ dási, igazgatási szakemberek részéről az eddiginél konkrétabb feladat-megha¬ tározásra: milyen célból, kik számára, milyen feltételek mellett várnak választ kérdéseikre. - Az általános szennyezővel szembeni sérülékenységi értékeléseknek - ame¬ lyek uralkodóan a hidrogeológiai paraméterek minősítésére korlátozódnak - a vizsgált térség hidrológiai rendszereinek előzetes elemzésén (Engelen & KLO- OSTERMAN 1996) kellene alapulniuk. - A tudományos becslések egy lehetséges fejlődési iránya a szennyezőspe¬ cifikus értékelések kialakítása. Ezeknél a geokémiai ismereteken túl, laborató¬ riumi modellkísérletek eredményeit és a szennyezési állapotfelmérésekből le¬ vonható következtetéseket egyaránt hasznosítani lehetne. - A sérülékenységi értékelések fejlődése, továbbá az egyre szaporodó kör¬ nyezetföldtannal összefüggő egyéb feladatok (környezeti állapotfelmérések, ha¬ tásvizsgálatok, területtervezések stb.) egyaránt megkívánnák, hogy létrejöjjön egy - földtani, hidrogeológiai és egyéb környezetvédelmi adatokat magában foglaló - országos szintű információs rendszer. Ez hozzájárulhatna a GIS bázisú, reprodukálható, későbbiekben módosítható és továbbfejleszthető becslések lét¬ rejöttéhez. - További előremutató lépés lenne a sérülékenységi prognózisok és a valós környezetszennyezési adatok összevetése, azaz a sérülékenységi becslések au- ditálása. A tapasztalatok a tudományos becslési folyamat jobbítását szolgálnák. - A sérülékenységi becslések hatótényezőjének szennyezőkön túli kiterjesz¬ tése módot adhatna arra is, hogy a sérülékenységi szemléletet pl. vízháztartással összefüggő kérdések megoldásánál is hasznosítsuk. - Fontos lenne foglalkozni a talaj és a felszín alatti víz sérülékenységének összefüggéseivel. - Hangsúlyt kellene fektetni a sérülékenységi becslések megbízhatóságának elemzésére és az ezzel összefüggő módszertani kérdések kidolgozására. - A sérülékenységi előrejelzéseknek a mainál fontosabb szerepet kellene szánni a környezeti elemek védelmében. Mádlné Szönyi }.; Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 77 9. ábra. Hálózat a vertikális sérülékenységi tényezők értékelésére a főkarsztvíztárolóban Fig. 9. Grid fór the assessment of vulnerability of the main karst reservoir based on vertical factors 78 Földtani Közlöny 127/1-2 SERÜLEKENYSEGI TÉRKÉPSOROZAT s É R Ü L É K E N Y S É G HORIZONTÁLIS ÁRAMLÁS 10. ábra. A sérülékenységi becslés folyamatának szemléltetése Fig. 10. Vulnerability assessmeni process Köszönetnyilvánítás Ezúton szeretnék köszönetét mondani mindazoknak, akik a tanulmány alap¬ ját képező PhD disszertációm, valamint ezen munkám elkészítésében bármiféle módon segítségemre voltak: Dr. ALFÖLDI Lászlónak, Dr. VÉGH Sándornénak, Dr. MlMDSZENTY Andreának, Dr. ORSOVAI Imrének, Dr. ERDÉLYI Mihálynak, Dr. TÓTH Józsefnek, MAUCHA Lászlónak, Dr. LORBERER Árpádnak, CSERREGI And¬ rásnak, IZÁPYNÉ WEHOVSZKY Erzsébetnek, JOCHÁNÉ EDELÉNYI Emőkének, MáDLNÉ Szőnyi ].: Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 79 BERECZ Andrásnak, HORVÁTH Erikának, HALUPKA Gábornak, TÉGLÁS Juditnak és nem utolsó sorban családom valamennyi tagjának, kiemelten NÉMETHY Dal¬ mának, Külön köszönettel tartozom Dr. FÜLE Lászlónak a sérülékenységi tér- képsorozat GIS változatának elkészítéséért, a vertikális és horizontális sérülé¬ kenységi tényezők összhatásának megvizsgálásáért, munkám továbbfejleszté¬ séért. Sérülékenységi kutatásaim nem valósulhattak volna meg az OTKA bi¬ zottság támogatása nélkül (Ifjúsági OTKA F016355), amelyet ezúton is megkö¬ szönök. Irodalom - References Adams, B., Foster, S.S.D. 1992: Land surface zoning fór groundwater protection. - J. Inst. Water Environmental Management. No. 6. 213-312. Albinét, M,, 1970: Carte de vulnérabilité á la pollution des nappes d'eau souterraine de la Francé (1:1 000 000) - B.R.G.M. Direction du Service Géologíque National, Secrétariat Permanent Pour L'Etude des Problémes de L'Eau. Albinét, M., Margat, J. 1970: Cartographie de la vulnérabilité la pollution des nappes d'eau souterraine. - Bull. B.R.G.M. 2me Series 3/4, 12-22. Alföldi L. 1979: Budapesti hévizek. - VITUKl Közlemények, 20. Budapest. Alföldi L. 1982a: A felszín alatti vízáramlások szerepe a vízkészletek megújulásában. - MTA X. Osztályának Közleményei, 15/1-2. 199-209. Alföldi, L. 1982b: A layered thermal-water twin flow system. - Journal of Hydrology, 56. 99-105. Alföldi L. 1986: A felszín alatti vízáramlások szerepe a vízkészletek megújulásában. - Földtani Kutatás , XXIX. 4. 3-9. Alföldi L. 1994: Észrevételek a felszínalatti vizek szennyeződés érzékenységével kapcsolatban. - Hidrológiai Közlöny, 74. 1. 15-21. Alföldi L., Csanády M., Fekete ]., et al. 1984: Felszín alatti vizek nitrátosodása és a védekezés módjai. - OMFB 9-8303-ET. Elemző Tanulmány, Budapest, 1-26. Alföldi L., Fekete J. 1984: Felszín alatti vizeink nitrátosodása és a védekezés módjai. - OMFB 9-8303-ET Elemző Tanulmány, Budapest, 1-124. Aller, L., Bennett, T., Lehr, j. H., Petty, R. J. 1985: DRASTIC: a standardized system fór evaluating groundwater pollution potential using hydrogeologic setting. - US EPA Report, 600/2-85-018. 1-160. Andersen, L. ]., Gosk, E. 1987: Applicabílity of vulnerability maps. Proceedings of the Conference on Vulnerability of Soil and Groundwater to Pollutants /VSGP/, Nordwijk aan Zee. - The Netherlands, 321-332. Andersen, L. ]., Gosk, E. 1989: Applicabílity of vulnerability maps. - Environmental Geology Water Sci. Vol. 13, No. 1, 39-43. AQUARIUS 1994: A felszín alatti vízkészletek sérülékenységének országos feldolgozása. - Mód¬ szertani összefoglaló. Témajelentés. 1-11. A Bakony-hegység fedetlen földtani térképe, M=l:100 000, MÁFI Kézirat Az egészségügyi miniszter és az Országos Vízügyi Főigazgatóság vezetőjének 11/1961. (Eü. K. 7.) Eü. M. számú együttes utasítása a közcélú vízvezetéki ivóvízellátására szolgáló víznyerő helyek védőterületéről és védősávjáról. A Dunántúli-középhegység topográfiai térképe, M=l:200 000, VITUKl Kézirat Bachmat, Y., Collín, M. 1987: Mapping to Assess Ground Water Susceptibility to Pollution. Proceedings of the Conference on Vulnerability of Soil and Groundwater to Pollutants /VSGP/, Nordwiijk aan Zee. - The Netherlands, 297-307. Baker, D B. 1990: Groundwater quality assessment through cooperative priváté well testing: An Ohio Example. - Journal of Soil and Water Conservation, 230-235. 80 Földtani Közlőny 127/1-2 Bence G., Bernhardt B., Bihar] D., et al. 1990: A Bakony hegység földtani képződményei. Geology of Bakony Mountains (Hungary). Magyarázó a Bakony hegység fedetlen földtani térképéhez. M=l:50 000, Budapest, MÁFI Kiadvány 1-119, Berecz A. 1993: Pest megye szennyeződésérzékenységi térképe. - Szakdolgozat, ELTE TIK Alkal¬ mazott és Környezetföldtani Tanszék, 1-58. Berecz A., Mádlné Szőnyi ]., Orsovai I. 1993: Fest megye földtani környezetérzékenységi térképe M=l:25 000,. - Kézirat. 1-12., 99 térképmelléklet. Bohn P. 1979: A Keszthelyi-hegység regionális földtana. - Geologica Hungáriái Tóm. 19. 1-197, BöCker T., et al. 1972, 1982: Hidrogeológiai alaptérkép a Dunántúli-középhegység karsztvízszint- térképéhez, M= 1:200 000, - VITUKI Kiadvány. Böginé Kövesdi E., Juhász J., Patócs I. 1991: Felszín alatti vizeket veszélyeztető tevékenységek környezetvédelmi kritériumai. - KGI Kömyezetfejlesztési Intézet Jelentése. MSz; 100—71481— 403191. 1-166. CaRTER, A, D,, Palmer, R. C., Monkhouse, R. A. 1987: Mapping the vulnerability of groundwater to pollution írom agricultural practice, particularly with respect to nitráté. - Proceedings of the Conference on Vulnerability of Soil and Groundwater to Pollutants /VSGP/, Noordwijk aan Zee. The Netherlands, 333-342. Császár G. 1991: Hazai litosztratigráfiai egységek és azok országos érvényű szimbólumrendszere. - Magyar Rétegtani Bizottság, Magyarhoni Földtani Társulat Kiadványa. 24 p. Császár G., Haas J., Jocháné Edelényi E. 1978: A Dunántúli-középhegység bauxitföldtani térképe. A kainozoós képződmények elhagyásával készült térkép. M=l:100 000, - MÁFI Kiadvány. Csepregi A. 1988a: A Dunántúli-középhegység DNY-i részének főkarsztos forrásai, víztermelő kútjai és aknái. Térkép M=l:100 000, - VITUKI Kézirat. Csepregi A. 1988b: A Dunántúli-középhegység karsztvízszint észlelőkútjainak mért vízszintjei. - VITUKI Jelentés, Tsz: 7612/1/37, 1-25. Csepregi A. 1989: A Dunántúli-középhegység modell-íejlesztésének 1989. évi eredményei, Bp., - VITUKI Jelentés, 1-13. Drich, S. K., Rybachkovskii; E. A., Morozov, E. A. 1990: Teoreticheskie osnovy i methodika gidrogeologicheskogo prognoza zagryzneniya podzemnykh vöd. Main principles and metho- dology of compiling maps of the risk of technological contamination of groundwater. Moscow: - Nauka 42-44. Eckstein, Y., Zaporozec, A., (Eds.) 1993: Proceedings, second USA/CIS Joint Conference on Environmental Hydrology and Hydrogeology, Washington, D. C. Water Management and Protection. Alexandria, Virginia: - American Institute of Hydrology, 141-145. Engelen, G. B., Kloosterman, F. H. 1996: Hydrological Systems analysis. Methods and Applications. - Water Science and Technology Library, Vol. 20. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht, Boston, London. 1-152. Erdélyi M. 1972: A Magyar-medence felszín alatti vizeinek veszélyeztetettségi térképe. - In: Erdélyi M. 1980: Felszín alatti vizeink és szennyeződésük kérdése. - Földrajzi Értesítő, XXIX. 2-3. 193-216. Fetter, C. W. 1988: Applied hydrogeology. - 2nd Ed. Macmillan Publ. Comp. New York, Collier Macmillan Canada Toronto, Maxwell Macmillan International New York, Oxford, Singapure, Sydney. 217-259. Félegyházi ZS., Havasné Szilágyi E., Csepregi A., Lorberer Á. 1984: A Dunántúli Magyar Közép¬ hegység karsztvízföldtani jellemzői (DNy-i rész). 1:100 000, - VITUKI Kézirat. Foster, S. S. D. 1987: Fundamental concepts ín aquifer vulnerability, pollution risk and protection strategy. - Proceedings of the Conference on Vulnerability of Soil and Groundwater to Pollutants. /VSGP/, Noordwiijk aan Zee, The Netherlands, 69-87. Foster, S. S. D. Hirata, R.C.A. 1988: Groundwater pollution risk assessment: a methodology using available data. - WHO-PAHO-CEPIS Technical Report, Lima, Peru. 120 p. Foster, S. S. D., Skinner, A. C. (eds.) 1985: Theoretical background, hydrogeology and practice of groundwater protection zones. - Inti Contr. to Hydrogeology, Vol. 6., Heise, Hannover, 159-166. Mádlné Szőnyi ].: Víztartó rendszerek sérúlékenységi vizsgálata SÍ Foster, S. S. D., Skinner, A. C. 1995; Groundwater protection: the Science and practice of land surface zoning. Groundwater Quality: Remediatiori and Protection. - Proceedings of the Prague Conference, May 1995 IAH5 Publ. no. 225., 471-482. Füle L. 1992: Dunakeszi-Mogyoród-Csomád területének felszíni szennyeződés érzékenysége. - Szakdolgozat. ELTE TTK Alkalmazott és Műszaki Földtani Tanszék, 1-99. Füle L. 1994: Szennyeződés-érzékenységi vizsgálatok Dunakeszi-Mogyoród-Csomád területén. - Hidrológiai Közlöny, 74, 6. 353-361. Füle L. 1997: Víztartók térinformatikai adatbázison alapuló sérúlékenységi vizsgálata Balatonfűzfő térségében. - Kandidátusi értekezés. Veszprémi Egyetem Kémiai Technológiai Tanszék, Veszp¬ rém. 1-170. Gerber P., Juhász J., Kovács GY., Pohl K., Végh S.-né 1975: értékelő tanulmány a Dunántúli eocén szénmedencék vízföldtani helyzetéről, - MFT Jelentés, 1-128. Goldberg, V. M., Gazda, S. 1984: Gidrogeologicheskie osnovy okhrany podzemnykh vöd ot zagryazneniya (Hydrogeological principles of groundwater protection from contaminatinn). - Moscow, Nedra 1-261. Gondárné Sőregi K., Gondár K. 1988: A Balaton-felvidék karsztvízföldtani vizsgálata. - Hidrológiai Közlöny 68. 6. 348-355. Gossens, M., Van Damme, M. 1987: Vulnerability mapping in Flanders, Belgium. - Proceedings of the Conference on Vulnerability of Soil and Groundwater to Pollutants. /VSGP/, Noordwijk aan Zee, The Netheriands, 355-360. Haas ]., Tóth Á., Császár G., Jocháné Edelényi E. 1987: A Dunántúli-középhegység bauxitföldtani térképe. Összevont fekü-fedő mélység kombinációs térkép. M=l:100 000. Haertle, T. 1983: Method of working out an employment of EDP during the preparation of groundwater vulnerability maps. Oxfordshire, UK; - International Association of Hydrologícal Sciences (IAHS) Publ. no. 142/2. 1073-1085. Mc Harg, I. L. 1969: Design with natúré. - The Natural History Press, Garden City, New York. Hopkins, L. D. 1977: Methods fór generatíng land suitability maps: A comparative evaluation: - Amer. Inst. of Planners Journal, Vol. 43., No. 4, 386-400. IAH 1995- Uses and Limitafions of Vulnerability Maps. - Int. Contrib. Hydrogeology (in press) In: Foster, S.S.D., Skinner, A.C. 1995: Groundwater protection: the Science and practice of land surface zoning, Groundwater Quality: Remediation and Protection Proceedings of the Prague Conference, May 1995, IAHS Publ. no. 225., 471-482. Józsa G., Prakfalvy P. 1985: A környezetföldtani térképezés tapasztalatai Észak-Magyarország nyugati részén. - Mérnökgeológiai Szemle, 34. 45-53. Kalinski, R. J., Kelly, W. E., Bogardi, I., Ehrman, R. L., Yamamoto, P.D. 1994: Correlation between DRASTIC vulnerabilities and incidents of VOC contamination of municípal wells ín Nebraska. - Ground Water, Vol. 32, No. 1., 31-34. Kassai F. 1948: Paleogén szénbányászatunk, a karsztvíz és a védekezés módjai. - Hidrológiai Közlöny. XXVIII. 1-4. 4-48. Kassai, M. (főszerk.) 1988: Magyarország szennyeződés-érzékenységi térképe. 1:500 000, 1 térkép Kassai M., Soós J.-né 1977: A felszíni szennyeződés-érzékenységi térkép, mint tervezési alaptérkép. MÁFI Kézirat, 1-4. Kassai M. Soós J.-né 1978: Földtani környezetvédelem. A felszíni szennyeződés-érzékenységi térkép, mint tervezési alaptérkép. - MÁFI Évi Jelentése az 1977. évről, 409-412. Kneifel F. 1984: Felszínközeli kőzettípusok szennyeződés-érzékenysége Komárom megyében. - Mérnökgeológiai Szemle, 32. 19-31. Larsen, O. 1995: Protection areas fór drinking-water resources. - Manuscript of University of Copenhagen, Denmark, 1-6. Lorberer Á. 1985: A Dunántúli-középhegység karsztvízszint térképe (DNY-i rész). 1950. január 1-i állapot, M=l:100 000, - VITUK1 Kézirat. Lorberer Á. 1986: A Dunántúli-középhegység karsztvízföldtani és vízgazdálkodási helyzetfelmérése és döntéselőkészítő értékelése. - I. Összefoglaló jelentés TSZ: 7611/1/62. 1-130. Lorberer Á. 1989: A Dunántúli-középhegység karsztvízszint térképe (DNY-i rész). 1989. január 1-i állapot, 1:100 000, - VITUKI Kiadvány. 82 Földtani Közlöny 127/1-2 Lorbererné Szentes I. 1986: Eocén formációk vízföldtani jellemzése. - MÁFI Vízföldtani Osztály Kézirat. 1-10. Lorbererné Szentes, I. 1987: Felső-kréta formációk vízföldtani jellemzése. - MÁFI Vízföldtani Osztály Kézirat. 1-32. Lorbererné Szentes I. 1989a: Magyarországi jura formációk vízföldtani jellemzése. - I. rész MÁFI Vízföldtani Osztály, Kézirat. 1—11. Lorbererné Szentes 1.1989b: A magyarországi alsó-középső kréta formációk vízföldtani jellemzése. - MÁFI Vízföldtani Osztály, Kézirat. 1-77. Lorbererné Szentes I. 1989c: A magyarországi eocén formációk vízföldtani jellemzése. - MÁFI Vízföldtani Osztály, Kézirat. 1-15. Lorbererné Szentes 1. 1990: Triász formációk vízföldtani jellemzése. - MÁFI Vízföldtani Osztály, Kézirat. 1-32. Magyarország Agrotopográfiai Térképsorozata 1979: - Kartográfiai Vállalat MN Térképészti Inté¬ zete, M=l:100 000. Magyarország földtani térképe, Veszprém 1969: L-33-XII., Székesfehérvár 1966: L-34-VH., Tatabánya 1968: L-34-L, M=l:200 000-es sorozat, - MÁFI Kiadvány. MauchaL. 1985: A Dunántúli-középhegység forrásai (DNy-i rész) térképe, M=l; 100 000, - VITUKI, Kézirat. Mádlné Szónyi f. 1990: A Dunántúli-középhegység főkarsztvíztároló rendszerében lejátszódó hosszúperiódusú vízszintíngadozások. Pályázati Kézirat. ELTE TTK Alkalmazott és Műszaki Földtani Tanszék, Budapest 1-24. MAdlné Szőnyi J. 1994: Hosszúperiódusú vízszintváltozás a Dunántúli-középhegységi főkarszt- víztárolóban. - Hidrológiai Közlöny. 74. 3. 150-163. Mironenko, V. A., Rumynin, V. G. 1990: Assessment of the protective properties of the zone of aeration. - ínzh. geol. No. 2., 3-18. NATIONAL Research council 1993: Groundwater Vulnerability Assessment: Contamination Potential under Conditions as Uncertainty. - National Academy Press. Washington D.C. USA. 1-204. NATIONAL rí vers authorjty 1992: Policy and practice fór the protection of groundwater. (Bristol: N.R.A.). 1-142. Pettyjohn, W:A., Savoca, M., Self, D. 1991: Régiónál Assessment of Aquifer Vulnerability and Sensitivity in the Conterminous United States. - Washington, D. C.: U.S. Government Printing Office. 1-193. Rasmussen, P., Henkiksen, H, J. 1995: Classification and protection of the Danish groundwater resources. Solutions '95, - LAH Congress, fune 4-10, 1995. Edmonton, Alberta, Canada, Manuscript, 1-7. Robins, N., Adams, B., Foster, S., Palmer, R. 1994: Groundwater vulnerability mapping: the British perspective, (In English) - Hidrogeologie, No. 3., 35-42. Rosen, L. 1994: A Study of the DRASTIC Methodology with Emphasis on Swedish Conditions, - Ground Water, Vol. 32. No. 2., 278-285. Sotorniková, R., Vrba, ]. 1987: Somé remarks on the concept of vulnerability maps. - Proceedings of the Conference on Vulnerability of Soil and Groundwater to Pollutants /VSGP/, Nordwiijk aan Zee. The Netherlands 471-476. Szentes F. 1958: A Bakony-hegység fedetlen földtani térképe. M=l;100 000, - MÁFI Kiadvány. Szentes F., Barnabás K, Czabalay L. 1972: Magyarázó Magyarország 200 000-es földtani térkép- sorozatához. L-33-XII. Veszprém, - MÁFI Kiadvány. 1-271. Szőnyi J. 1986: A szénhidrogénkutató fúrások hulladékfolyadékai és azok elhelyezésének követel¬ ményei Szeged-Algyő térségének példáján. - Szakdolgozat. ELTE TTK Alkalmazott és Műszaki Földtani Tanszék, 1—108 Tóth, J. 1978: Gravity-induced cross-formation flow of formation íluids, Red Earth region Alberta, Canada: Analysis, patterns and evolution. - Water Resources Rés. 14 (5). 805-843. Tóth, J. 1990: Hydraulic Continuity in Large Sedimentary Basíns. - Proceedings of the International Conference on Groundwater in Large Sedimentary Basins, Perth, Western Australia, 9-13 July. Australian Government Publishing Service, Canberra 2-14. Mádlné Szőnyi /.: Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata 83 Tóth, J. 1995: Hydraulic Continuity in Large Sechmentary Basins. - Hydmgeology jaurnal Vol. 3., No. 4, 4-16. U. S. Environmental Protection Agency (USEPA) 1993; A Review of Methods fór Assessíng Aquífer Sensitivity and Grourid Water Vulnerability to Pesticide Contamination. Draft. Washington, D.C.: U. S. Environmental Agency. Várallyay GY., Szőcs L. 1978: Magyarország új 1:100 000 méretarányú talajtérképe és felhasználási lehetőségei. - Agrokémia és Talajtan, 27., No: 3-4, 267-288. Várallyay GY., Szöcs L., Murányi A., Rajkai K., Zilahy F, 1979,1980a: Magyarország termőhelyi adottságait meghatározó talajtani tényezők 1:100 000 méretarányú térképe I-II. - Agrokémia és Talajtan, 28., 363-384; 29., 35-76. Várallyay GY., Szöcs L., Rajkai K., Zilahy P. Murányi A. 1980b; Magyarországi talajok vízgaz¬ dálkodási tulajdonságainak kategóriarendszere és 1:100 000 méretarányú térképe. - Agrokémia és Talajtan, 29., No: 1-2, 77-112. Várallyay GY., Szőcs L., Murányi A., Rajkai K., Zilahy P. 1981: Magyarország agroökológíai potenciálját meghatározó talajtani tényezők 1:100 000-es méretarányú térképe. - Földrajzi Értesítő , XXX. 2-3. 235-250. Végh S-né, Oravecz J., Mensáros P. 1978: A Bakony-hegység fedetlen földtani térképe, - MFT Kézirat. Vierhuff, H. 1981; Classification of groundwater resources fór régiónál planning with regard to their vulnerability to pollution, - Qualíty of Groundwater, Studies in Environmental Science, 17., Elsevier, Amsterdam, 1101-1103. Villumsen, A., Jacobsen, O. S., Sonderskov, C. 1982: Mapping the vulnerability of groundwater reservoirs with regard to surface pollution. - Geological Survey of Denmark, Yearbook 1982., Copenhagen, 17-38. Vrruia Rt. 1994: Felszín alatti víztartók sérülékenységének vizsgálata. I. A talajvíztartó sérülékeny¬ ségének vizsgálata. - Témajelentés, 1-18. Vrána, M. 1977: Devefopment of methods fór the preparation of groundwater-protection maps. - Inti. Assoc. of Flydrogeologists, Birmingham Congress, Memories Vol. XIII, pt. 1, B22-B28. Walker, W. H. 1969: Illinois ground-water pollution. - Jour. Amer. Water Works Assoc., Vol. 61, No. 1, 31-40. Zaporozec, A. 1990: Hydrogeologic mapping fór ground-water protection, Recent Advances in Ground-Water Hydrology. - American Institute of Hydrology, 588-597. Zekster, I. S., Belousova, A. P, Dudov V. Yu. 1995: Régiónál assessment and mapping of groundwater vulnerability to contamination. - Environmental Geology, No. 25., 225-231. A kézirat beérkezett: 1995. 08. 25 Földtani Közlöny 127/1-2, 85-109 (1997) Budapest Víztartó rendszer sérülékenységi értékelése DRASTIC-módszerrel A groundwater vulnerabiíity assessment with the DRASTIC method Füle László 1 (10 ábra, 1 táblázat) Abstract The DRASTIC method was developed in 1987 by the United States Environmental Protection Agency (EPA) as a standardized system fór evaluating aquifer vulnerabiíity. The word DRASTIC is an acronym fór the parameters used to arrive at the index number. In this paper, we describe a case study where the DRASTIC vulnerabiíity system was applied using GIS technology ín the Balatonfűzfő area, Hungary. The results indicated that the system a slightly overestimates the vulnerabiíity of porous média aquifers compared to aquifers in fractured média. The method needs further refinement with respect to other factors, e.g. absorption capacity, travel time and dilution. Later, the correlation between vulnerabiíity assessment and incidents of contamination needs to be cleared. Manuscript received: 24. 03. 1997 Összefoglalás A DRASHC-módszert az Egyesült Államok Környezetvédelmi Hivatala (EPA) fejlesztette ki 1987-ben, mint szabványosított rendszert a víztartók sérülékenységi értékelésére. A DRASTIC elnevezés egy mozaikszó, mely a vizsgált tényezők kezdőbetűiből tevődik össze. E dolgozatban egy esettanulmányt mutatunk be, ahol a DRASTIC sérülékenységi módszert térinformatikai tech¬ nológia felhasználásával alkalmaztuk Balatonfűzfő térségére. Az eredmények azt mutatják, hogy a rendszer kissé túlértékeli a porózus víztartó sérülékenységét a hasadékos víztartóval szemben, A módszer további finomításra szorul olyan egyéb tényezők figyelembevételével, mint a szorpciós kapacitás, elérési idő, hígulás. A későbbiekben a sérülékenységi vizsgálat és a szennyeződések előfordulása közötti összefüggéseket is szükséges tisztázni. Bevezetés A DRASTIC-módszer (ALLER et al. 1987) talán a világ legismertebb sérülé¬ kenységi értékelő rendszere, mely a szennyezőanyag kompenzálódási lehető¬ ségét határozza meg a felszíntől a víztartó adott pontjáig történő mozgás során, a helyi hidrogeológiai adottságok figyelembevételével. A felszín alá bejutó 1 Veszprémi Egyetem, Környezetmérnöki és Kémiai Technológia Tanszék 8200 Veszprém, Egyetem u. 10. Pf. 158. Tel.: (88) 422-022/4134 m. 86 Földtani Közlöny 127/1-2 szennyeződés függőleges útja során a talajjal, a telítetlen és telített zónával érintkezik, majd a felszín alatti vízben való terjedése a vízáramlás irányától és sebességétől függően zajlik le. A mozgás során tisztítási folyamatok lépnek fel a földtani környezetben, melyek többek közt hígulás, mechanikai szűrés, ad¬ szorpció, ioncsere, kicsapódás, oxidáció-redukció és biodegradáció. E folyama¬ tok kedvező hatásának mértéke a vízföldtani adottságok és a szennyező köl¬ csönhatásának ismeretében becsülhető. Az általános sérülékenység! vizsgálat egy elvi vízoldható szennyezőt feltételez, így az értékelés a hidrogeológiai fel¬ építés alapján történik. A módszer szerzői a vizsgálat elvégzéséhez az alábbi kiindulási feltételeket határozták meg: 1., a feltételezett szennyeződés a felszínről származik, 2., a szennyeződés a csapadék hatására mosódik be felszín alá, 3., a szennyezőanyag mozgékonysága a vízével egyező, 4., a vizsgált terület, melyre a módszer alkalmazható, legalább 100 acre (0,4 km 2 ) vagy annál nagyobb. A módszer hét tényezőt vizsgál, melyek: a víztükör felszín alatti mélysége (Depth to water), a víztartó nettó utánpótlódása (net Recharge), a víztartó anya¬ ga (Aquifer média), a talaj anyaga (Soil média), a lejtésviszonyok (Topography), a telítetlen zóna hatása (Impact of the vadose zone), a víztartó vízvezetőképes¬ sége (hydraulic Conductivity). A tényezők angol nevének kezdőbetűiből adó¬ dott a DRASTIC mozaikszó. Minden tényezőt 1-10 pont között értékel (I. táb¬ lázat), a maximum érték a vizsgált tényező sérülékenységre gyakorolt legked¬ vezőtlenebb hatását jelenti. A tényezőket különböző súllyal veszi figyelembe, a DRASTIC-indexet az egyes tényezők súlyozott pontértékének összege adja: Dj = DrDvv + RrRw + ArAw + SrSw + TrTw + IrIw + CrCw, ahol az indexben szereplő R a vizsgált tényező pontértékére, a W pedig az adott esetben alkalmazott súlyra utal. A tényezők alaptérképeit ezután kézi vagy térinformatikai átlapolással kell egymásravetíteni, majd kiszámolni a ki¬ alakult területelemek DRASTIC-indexét. A maximálisan elérhető pont 230, melynek alapján nyolc sérülékenységi fokozat különíthető el, legsérülékenyebb¬ nek a 200 pont feletti, legkevésbé sérülékenynek pedig a 80 pont alatti terület számít, köztük 20 pontonként következnek újabb kategóriák. A kidolgozott módszer alapján az USA több államára (pl. Iowa: HOYER 1991; Minnesota: HOSHAL et al. 1991; Nebraska: RUNDQUIST et al. 1991; Texas: ATKIN- SON & THOMLINSON 1994; Indiana: COOPER 1996) készült DRASTIC-féle sérü¬ lékenységi térkép, de Nyugat-Európában (ROSEN 1994), Afrikában (LYNCH et al. 1993) és Ausztráliában (BARBER et al. 1994) is megtaláljuk alkalmazásának sikeres példáit. Sikerének titka, hogy tényezőinek többsége hidrogeológiai tér¬ képekről egyszerűen leolvasható, az értékelés a laikus számára is sokatmondó tájékoztatást ad a sérülékenységről. A térinformatikai elemzés számára is könnyen értelmezhető sémát kapunk, a hidrogeológiai felépítés ismeretében a recept követésével bármely területen meghatározható a sérülékenység és összehasonlítható más területek adottságaival. Füle L.: Víztartó rendszer sérülékenysége 87 A módszer széleskörű alkalmazása a világ különböző területein számos kri¬ tikai észrevételt eredményezett, különösen megkérdőjelezett az egyes tényezők értékelésének szubjektivitása (főleg a víztartó és a telítetlen zóna anyagának megítélése esetén) és a súlyozás érvényessége (Meeks & Dean 1990). Több szer¬ ző a DRASTIC-módszer eredményeit valódi szennyeződések hatásával hason¬ lította össze. Barber et al. (1994) a nitrátszennyeződések előfordulási gyakori¬ ságával állapított meg pozitív korrelációt (New South Wales, Ausztrália), Ka- LINSKI et al. (1994) az illékony szerves vegyületeket vizsgálta Nebraska államban (USA), Navulur et al. (1995) pedig a peszticideket szintén pozitív eredmény¬ nyel (Indiana, USA). GarreTT et al. (1989) ugyanakkor nem talált egyértelmű összefüggést a gázolaj-, peszticid- és nitrátszennyeződések hatása és a DRAS- TlC-értékelés között (Maine, USA). Valójában pontos összefüggést akkor lehetne feltárni a sérülékenységi érté¬ kelés és a szennyeződések valódi hatása között, ha a kiválasztott szennyező- anyaggal egységesen terhelnénk a vizsgált terület egészét és mérnénk a kon¬ centrációt a víztartó különböző pontjain (Foster & SkinNER 1995; MÁDLNÉ SzŐ- NYI 1996). Emiatt már korán a diffúz szennyeződésekre (pl. mezőgazdasági nitrát, peszticid) fordult a sérülékenységi vizsgálatokat végzők figyelme (CAR- ter et al. 1987). A hatékonyabb tervezés és döntéshozatal számára felmerült az igény a mód¬ szer egyéb tényezőkkel való kiegészítésére (pl. területhasználat, potenciális szennyezőforrások előfordulása). Evans & Myers (1990) Delaware államban (USA) a DRASTIC-értékelést kockázatelemzéssel bővítette ki, melyben a ténye¬ zők sorába a területhasználatot és a szennyvízgyűjtő rendszer sűrűségét is fi¬ gyelembe vette, szintén 10 fokozatú értékeléssel. A kritikák többsége jobbító szándékú volt, a módszert adathiányos területen, vagy más célokra végzett vizsgálat esetén is próbálták javítani és alkalmassá tenni. A sérülékenységi térképek előállítása kézi módszerekkel is megvalósítható, de nagy előnyt nyújt ebben a földrajzi információs rendszerek alkalmazása, ahol számítógépes programok segítségével oldható meg az egyes tényezők tér¬ képeinek egymásravetítése. A térinformatikai rendszer földtani, hidrogeológiai alkalmazására a sérülékenységi témakörben mindig is mintapéldát jelentett (HOSHAL et al. 1991). Kisebb méretarányú, főleg egész országot, államot feldol¬ gozó vizsgálatok esetén főleg raszteres GIS-t használtak (pl. ERDAS-t ATKINSON & THOMLINSON 1994; ARC/INFO GRID-et, LYNCH et al. 1993), ahol az átlapolás az azonos méretű cellák miatt könnyebben megvalósítható. Vektoros rendszer esetén a fedvényezési művelet körülményesebben oldható meg a keletkező ren¬ geteg poligon miatt, de a rasztercellákkal ellentétben az alaptérképek eredeti területhatárait tartalmazza. Vektoros térinformatikai rendszer (ARC/INFO) ma¬ gyarországi alkalmazásának példája a dunántúli-középhegységi főkarsztvíztá- roló rendszer sérülékenységi értékelése (MÁDLNÉ SzÖNYI 1996) és térinforma¬ tikai feldolgozása (FÜLE 1996). A térinformatikai rendszerek használatánál különösen előnyös, ha a feldol¬ gozandó tényezők alaptérképei már digitális formában rendelkezésre állnak a geológiai szolgálatoknál, kutatóintézeteknél (pl. az USA esetében), így a meg- 88 Földtani Közlöny 127/1-2 adott sérülékenységi receptúra laikus felhasználók számára is levezethető, kü¬ lönösen, ha azt számítógépes program könnyíti meg. NAVULUR et ah (1995) a DRASTIC, SEEPAGE (System fór Early Evaluation of Pollution Potential of Ag- riculture Groundwater Environments) és SPISP (Soil/Pesticid Interaction Scre- ening Procedure) sérülékenységi módszerek levezetésére írtak számítógépes programot. Indiaira államra 1:250 000-es méretarányban készült a három mód¬ szerrel sérülékenységi térkép, a peszticid-szennyeződések előfordulási gyako¬ riságával legjobban a DRASTIC-módszer eredménye egyezett. A DRASTIC-értékelés előnyei és hátrányai ellenére világszerte elismert és alkalmazott sérülékenységet becslő módszer. E munkában megkíséreltük fel¬ használni az értékelést Balatonfűzfő környékére 1:25 000-es méretarányban. A vizsgálat céljai közé tartozott annak kiderítése, vajon a DRASTIC-módszer mennyire alkalmazható magyar földtani adottságokra, a rendelkezésre álló ada¬ tokból levezethető-e az értékelés, javasolható-e a módszer átvétele a magyar- országi sérülékenységi vizsgálatokra. Éppen ezért az értékelés során igyekez¬ tünk a szerzők által megadott pontértékekhez és súlyokhoz (7. táblázat) ragasz¬ kodni, majd összehasonlítani a várt és a kapott eredményt. A választott mintaterület vízföldtani felépítésének érdekessége, hogy a bala- ton-felvidéki karsztvíztároló DK-i irányban Összekapcsolódik a pannóniai-ne- gyedkori rétegvíz-, talajvíztartó összlettel, ezért a módszer tesztelésére az eltérő vízföldtani adottságú víztartók miatt kitűnő mintaterület. Földtani-vízföldtani adottságok A balatonfűzfői terület a Balaton-felvidék ÉK-i részén a Dunántúli-közép¬ hegység ÉK-DNy-i tengelyű mezozóos szinklinálisának déli szárnyán helyez¬ kedik el, melynek legidősebb tagjai ópaleozóos rétegek, majd fokozatosan fia¬ talabb üledékek következnek a szinklinális tengelyét alkotó alsó-kréta korú kő¬ zetekig (BÁLLÁ et al. 1993). A vizsgált területen (1. ábra) a rétegsor csak felső¬ triászig képviselt, meredeken, 35-50°-ban ÉNY-i irányban dőlő rétegekkel. A keleti, délkeleti részen DNy-ÉK-i csapású vonulatban Lovasi Agyagpala, Bala- tonfelvidéki Homokkő található az aljzatban (DUDKO 1991b), melyet kb. 300 m vastagságú harmad-, negyedidőszaki törmelékes összlet borít. Az ópaleozóos kőzetek a szilur metabazalt kivételével nem fordulnak elő felszínen, a permi vöröshomokkő viszont felszíni kibukkanásban több helyről is ismert a terület középső és ÉNy-i részén. A Dunántúli-középhegység triász képződményei fel¬ színen, DNy-ÉK-i csapású vonulatban folyamatos rétegsorban helyezkednek el. A terület legmeghatározóbb szerkezeti eleme az eoalpi tektonikai ciklushoz tartozó Litéri-feltolódás (DUDKO 1991c), melynek ÉNy-i szárnyán szétszakado¬ zott paleozóos antiklinális, DK-i szárnyán pedig felső-triász dolomit magvú szinklinális húzódik. A feltolódás következtében a rétegsor ÉNy-i irányban mintegy megismétlődik. A feltolódást haránttörések egészítik ki, melyek kisebb elmozdulásai a DNy-ÉK-i csapású vonulatot megszakítják néhány helyen. Füle L.: Víztartó rendszer sérülékenysége 89 A DRASTIC-módszer (Aller et al. 1987) értékeld rendszere The evaluating system of the DRAST1C method (Aller et al. 1987) __ I. táblázat - Table I DRASTIC-tényező súly kategóriák pontérték változó típusos 0-1,5 10 D r l,5-4,5 9 Vízmélység (m) 4,5-9,0 7 (eredeti leírásban lábban Dw=5 9,0-15,0 5 megadva) 15,0-22,5 3 22,5-30,0 2 30< 1 Rr 0-50 1 Beszivárgás (mm/év) 50-100 3 (eredeti leírásban hüvelyk/évben Rw=4 100-175 6 megadva) 175-250 8 250< 9 Aw=3 tömeges agyagpala metamorf/magmás 1- 3 2- 5 2 3 Ar mállott metamorf/magmás 3-5 4 Víztartó anyaga glaciális till 4-6 5 vékonyan rétegzett homokkő, mészkő és agyagpala sorozatok 5-9 6 tömeges homokkő 4-9 6 tömeges mészkő 4-9 6 homok és kavics 4-9 8 bazalt 2-10 9 karsztos mészkő 9-10 10 Sw=2 vékony vagy hiányzik (<=25 cm) 10 kavics 10 Sr homok 9 Talaj anyaga tőzeg, tufa 8 duzzadó és/vagy aggregált agyag homokos vályog 7 6 vályog 5 iszapos vályog 4 agyagos vályog 3 a sy a s 1 Tr Tw=l 0-2 10 Lejtésviszonyok (%) 2-6 9 6-12 5 12-18 3 18< 1 Iw=5 zárt tükrű víztartó 1 1 iszap/agyag 2-6 3 agyagpala 2-5 3 Ir mészkő 2-7 6 Telítetlen zóna anyaga homokkő 4-8 6 rétegzett mészkő, homokkő. agyagpala 4^-8 6 homok és kavics jelentős Lszap- és agyagtartalommal 4-8 6 metamorf/magmás 2-8 4 homok és kavics 6-9 8 bazalt 2-10 9 karsztos mészkő 8-10 10 Cr Cw=3 5x10' 7 -5x10' 5 1 Víztartó vízvezetőképessége (m/s) 5xl0' s -l,5xl0" 2 (eredeti leírásban l,5xKri-3,5xlO“ l 4 galLon/nap/lábMaen) 3,5x10 4 -5xl0‘ 4 6 5xl0‘ 4 -10‘ 3 8 10' 3 < 10 90 Földtani Közlöny 127/1-2 A/ /V A/ 16 17 18 500 1000 1500 2000 m I. ábra. Balatonfűzfő térségének vázlatos földtani térképe (Boross & Papp 1980; Bence et al. 1988 és Budai & Koloszár 1990 térképei nyomán). 1, alluvium, 2. tavi mésziszap, tőzeg, 3. folyóvízi kavics, homok, 4. lejtőtörmelék, 5. lösz, lejtőlösz, 6. pannóniai homok, aleurit, 7. felső-triász dolomit, 8. felső-triász mészkő, 9. középső-triász dolomit, 10. középső-triász mészkő, II, alsó-triász márga, homokkő', 12. permi vöröshomokkő, 13. szilur metabazalt, 14. feltolódás, 15. vető, 16. műűt, 17. vasút, 18. vízfolyások Fig. 1 The geological map of the area of Balatonfűzfő (based on Boross & Papp 1980; Bence et al. 1988 and Budai & Koloszár 1990). 1. alluvium, 2. lacustrian calcareous süt and peat, 3, alluvial gravel, sand, 4. koiluvium, 5. loess, 6. Pannonian sand, süt, 7. Late-Triassic dolomité, 8. Late-Triassic limestone, 9. Middle-Triassic dolomité, 10. Middle-Triassic limestone, 11. Early-Triassic mari, sandstone, 12. Permian sandstone, 13. Silurian metabasalt, 14. reverse fault. 15. normál fault, 16. roads, 17. railway, 18. water-courses Füle L,: Víztartó rendszer sérülékenysége 91 A hidrogeológiai adottságokat a földtani, szerkezeti felépítés erősen befolyᬠsolta. A terület ÉNy-i része a Dunántúli-középhegység, Balaton-felvidék fő- karsztvíztároló rendszeréhez kapcsolódik. A kréta szerkezeti mozgások hatᬠsára a jó vízvezető karbonátos pásztákat vízrekesztő márga vonulatok szakítják meg (MAUCHA 1992), ezért magas vízszintesések mutatkoznak. A torlódásos zónák miatt a vizsgált terület középső részén húzódó, ÉNY-DK-i csapású karsz¬ tos vonulat hidraulikai kapcsolata korlátozott a Veszprémi-fennsík felé, de nem különül el teljes mértékben. A kapcsolatot egyrészt haránttörések, másrészt a Litéri-törés a minta terű létén kívülre eső olyan részei biztosítják, ahol az átto- lódás mindkét szárnyán jó vízvezető karbonátos kőzetek találkoznak egymással (pl. Pétfürdőtől délre. Szentkirályszabadjától keletre). A dolomitvonulat főleg nyílt karsztként jellemezhető, kis foltokban takarják fedőrétegek, melyek főleg felső-pannóniai homok, kavics, kőzetliszt, negyedkori lejtőtörmelék, lösz, allu- vium. A karsztvíztároló DK-i irányban ismét alsó-triász vízrekesztő márgával, permi vöröshomokkővel határolt, melyre a talajvíztároló pannóniai törmelékes összlet települ. A karsztvíz szintje (2. ábra ) 220-140 m-ig csökken DK-i irányban (LORBERER 1992). Megjegyzendő, hogy a perm-alsó-triász kőzetek gyenge víz¬ vezetőképessége miatt a vízszint folyamatossága megkérdőjelezhető. A karszt¬ víztároló és talajvíztároló kapcsolata e képződményeken keresztül korlátozott, a haránttörések, valamint a triász kőzetekre települt pannóniai képződmények kötik össze hidraulikailag a két víztárolót. A kapcsolatot bizonyítja, hogy a karsztvízszint-izovonalak folyamatosan kapcsolódnak a talajvízéhez. A talaj¬ vízszint térkép szerkesztése a területen mélyített sekélyfúrások (MOLDVAY et al. 1982-85) nyugalmi vízszintjeinek interpolálásával készült. A törmelékes talajvíz- és rétegvíztároló összlet főként felső-pannóniai finom¬ homokból, aleuritból áll, melyben néhány dm-es rétegek váltakoznak egymás¬ sal. A rétegsort a vízfolyások völgyeiben negyedidőszaki alluvium, a Balaton északi partján mésziszap, tőzeg egészíti ki. Az összletet a sekélyfúrások csak 15 m-ig tárták fel, agyag azonban csak 10-20 cm vastagságú rétegekben, len¬ csékben fordul elő, ezért a talajvíz- és rétegvízemelet nem különíthető el egy¬ mástól. A Pk-I. fúrás szerint a 77 m mélységig húzódó felső-pannóniai összlet teljes egészében finomhomok és aleurit váltakozásából áll, melyek közt nem található vízemeleteket egyértelműen elválasztó vízzáró réteg. Az alsó-pannon rétegek azonban túlnyomórészt márga, agyagmárga anyagúak, melyek vízzᬠrónak tekinthetők. Tehát a törmelékes víztároló felső zónája megfelelő részletességgel feltárt, az alsóbb vízemeletek felé való kapcsolatáról viszont meglehetősen hiányos isme¬ retekkel rendelkezünk. A vízszinttérkép alapján Balaton ÉK-i partján húzódó magaspart mintegy felszín alatti vízválasztó működik, tőle Ny-DNy-ra a Ba¬ laton felé, ÉK-re pedig a Séd felé irányul a talajvízáramlás. 92 Földtani Közlöny 127/1-2 A DRASTIC-módszer alkalmazása Az ismertetett sérülékenységi értékelés elvégzéséhez szükség volt a rend¬ szerben szereplő hét tényező részletes ismeretére, melyeket archív földtani, hid¬ rogeológiai térképek és adatok alapján vezettünk le. Fontos kritérium volt, hogy /V 1 / V / 2 3 A/ 4 0 500 1000 1500 2000m 2. ábra , Felszín alatti vizek tengerszint feletti magassága (Moldvay et al. 1982-85 fúrásadatai és Lorberer 1992 térképe nyomán). 1. vízszint, 2. mezozóos képződmények elterjedési határa, 3. talajvíztároló pannóniai képződmények elterjedési határa, 4. vízfolyások Fig. 2 The groundwater-level at the investigated area (based on Moldvay et al. 1982-85 and Lorberer 1992). 1. groundwater-level , 2. boundary of the Mesozoic formations, 3. boundary of the Pannonian formations, 4. water-courses Füle LVíztartó rendszer sérülékenysége 93 a vizsgált tényezőkről lehetőleg ugyanabban a méretarányban szerkesszünk térképeket, a jóval kisebb léptékű térképek felnagyítása ugyanis meghamisította volna az eredményeket. A DRASTIC-értékelést 1:25 000-es méretarányban kí¬ vántuk elvégezni, ezért a vizsgált tényezőkről ebben a léptékben igyekeztünk az alaptérképeket összegyűjteni. Szerencsére a terület elég részletesen térképe¬ zett, ezért rendelkezésre állt a 20 000-es és az 50 000-es fedett földtani (BOROS & Papp 1980; Boros et al. 1983; CSÁSZÁR et al. 1985; BENCE et al. 1988; BUDAI & KOLOSZÁR 1990) és fedetlen földtani térkép (GYALOG & CSÁSZÁR 1982; BENCE & SZABÓ 1988; DUDKO 1991a), fúráspont-térkép (VÁRHEGYI F.-né 1981) fúrási rétegsorok a nyugalmi talajvízmélységgel (MOLDVAY et al. 1982-85), 25 000-es talaj- (TEÖREÖK 1941a), talajvíz- (KURIMAY 1980; BOROS et al. 1983) és karszt¬ víztérkép (LORBERER 1992; GONDÁR 1991), melyeket forrásként használtunk az elkészült térképekhez (1-10. ábra). A víztükör mélysége A sérüíékenységi megítélés számára az a kedvezőbb, ha a felszín alatti víz mélyen helyezkedik el a felszín alatt. A felszínről származó szennyeződés ugyanis annál később kerülhet be a víztartóba, mmél mélyebben található egy területen a felszín alatti víz, hiszen nagyobb vastagságú telítetlen zóna biztosítja a szennyezőanyag kiszűrését. E tényező térképének (3. ábra ) megszerkesztését nehezítette, hogy a területen elválik egymástól a karsztvíztároló és a törmelékes összlet, melyről külön-külön és eltérő időpontokban ábrázolt vízszint- és vízmélység-térképek álltak rendel¬ kezésre. A sekélyfúrások vízmélység adatait a topográfiai térkép szintvonalai segítségével visszaszámoltuk tengerszint feletti magasságra, majd a WS- ARC/DMFO térinformatikai rendszer krigelési opcióival interpoláltuk. Az így előállított talajvízszint-térképet kiegészítettük a VITUKI által szerkesztett karsztvízszint-izovonalakkal (Lorberer 1992), majd a térinformatikai rendszer felületmodellezési opcióival térbeli felületet hoztunk létre a vízszintből és a domborzatból. A két felületet egymásból kivonva vízmélység-izovonalakat kap¬ tunk, melyeket a DRASTIC-módszer intervallumainak megfelelően ábrázol¬ tunk. Megállapítható, hogy a hegy- és dombvidék alatt mélyebben helyezkedik el a felszín alatti víz, majd fokozatosan csökken a vízmélység a völgyek, sík te¬ rületek felé, a felszíni vízfolyások közelében pedig általában 1 m-nél kisebb. Mivel a permi homokkőben és alsó-triász márgákban az egybefüggő felszín alatti víz megkérdőjelezhető, ezért ezeken a területeken a vízmélység-térkép is bizonytalanságokat rejt magában. Utánpótlódás A felszín alatti vizek utánpótlódása a felszín felől történik a csapadék által, modellünkben az esetleges szennyeződések is a csapadék révén kerülhetnek a felszín alá. Az utánpótlódás mértékét azonban az összes tényező közül talán a 94 Földtani Közlöny 127/1-2 0 500 1000 1500 2000m 3. ábra. A víztükör felszín alatti mélysége a vizsgált területen (Dw=5). 1, 0-1,5 m (Dr = 10), 2. 1,5-4,5 m (Dr = 9), 3. 4,5-9 m (Dr = 7), 4,9-15 m (Dr = 5), 5. 15-22,5 m (Dr = 3), 6, 22,5-30 m (Dr = 2), 7. >30 m (Dr = 1), 8, vízfolyások Fig. 3. The depth to the groundwater at the investigated area (Dw = 5). 1. 0-1.5 m (Dr= 10), 2. 1.5-4.5 m (Dr-9), 3. 4.5-9 m (Dr= 7), 4. 9-15 m (Dr=5), 5. 15-22.5 m (Dr= 3), 6. 22.5-30 m (Dr= 2), 7. >30 m (Dr=1), 8. water-courses Füle L.: Víztartó rendszer sérülékenysége 95 legnehezebb meghatározni. Számítására a DRASTIC-értékelés szerzői sem ad¬ nak egységes meghatározási módszert, javasolják a helyi adottságokat legjob¬ ban ismerő szakemberek számításait, hidrogeológiai tanulmányait felhasználni. Magyarországon általánosan az őszi-téli félév csapadékmennyisége táplálja a talajvizeket, a tavaszi-nyári félév erős párolgása felemészti a felszín alá jutó csapadékot. A téli félévben a területre hulló sokévi átlagos csapa¬ dékmennyiséget (1951-80) a felszíni evapotranspiráció és a síkvidéki lefolyási tényező (oc=0,05-0,15) értékével csökkentettük, majd KOVÁCS (1959), KOVÁCS et al, (1972) beszivárgás! egyenletével határoztuk meg az adott vízmélységben a talajvíztükörhöz érkező csapadékutánpótlást. Ezek szermt a beszivárgás mér¬ téke a mélység felé exponenciálisan csökken, a párolgás mértékének megfele¬ lően egy állandó értékhez közelít. A számítások szerint a talajvízhez lejutó csa¬ padékmennyiség a vízmélységtől függően 25-130 mm/év között változik. A területen található karsztvíztartóba jutó évi beszivárgást az egyes karbo¬ nátkőzetek töredezettségének megfelelő szorzótényezővel csökkentett Maucha- féle beszivárgási százalékkal becsültük (Maucha 1980, 1990; Gondár 1986). A számítás szerint a karsztvíztartóba jutó beszivárgás a kőzetektől függően kb. 50-190 mm/év között adható meg. A DRASTIC-módszer szerint a beszivárgásra megadott maximum-érték (250 mm/'év) a vizsgált területen a legjobban vízvezető karsztos kőzeteknél sem jellemző (4. ábra), mely a kisebb évi csapadéknak és magas párolgásnak tulajdonítható. A víztartó anyaga Ha a szennyeződés a talaj és a telítetlen zóna tisztító hatásainak ellenére bejut a felszín alatti vízbe, a víztartó minősége szerint számíthatunk további mozgására. E szempontból a finomszemcsés, jó adszorpciós képességekkel ren¬ delkező víztartót ítéljük kedvezőbbnek. E tényező számszerű becslése elég ne¬ héz és szubjektív. A módszertani leírás ebben az esetben intervallumértéket ad meg az egyes kőzettípusokra, egy-egy típusos értékkel kiegészítve. A felhasz¬ náló ezután saját megítélése szerint becsülhet, ami bizonytalanná teszi a rend¬ szert, a különböző területek sérülékenységének összehasonlítása nem lehet egy¬ séges az egyéni szubjektivitás miatt. Ellenkező esetben viszont túlzottan kate¬ gorikus lenne, az értékelők nem értenének egyet egy-egy víztartó típus konkrét számértékével. ROSEN (1994) szerint a tág határok miatt a porózus és hasadékos (nem karsztos) víztartó nem különül el eléggé, a rendszer hajlamos emiatt a hasadékos víztartók sérülékenységét alulbecsülni. Talán egyértelműbbé tette volna az értékelést egy részletesebb kőzettípus-osztályozás, szűkebb interval¬ lumokkal. A balatonfűzfői területen a víztartó kőzetek meghatározása a digitalizált fe¬ dett és fedetlen földtani térképek, preszenon aljzat térkép és a vízmélység összevetésével történt. Az egyes formációkat kőzettípus szerint soroltuk be a 10 fokú skálába, magasabb értékkel jelöltük a karsztos dolomitokat, mészkö¬ veket és durvatörmelékes üledékeket, legkevesebb pontot pedig az ópaleozóos 96 Földtani Közlöny 127/1-2 konszolidált kőzetek, alsó-triász márgák kaptak (5. ábra). A szélső értékek kö¬ zötti kategóriákba a fiatal törmelékes üledékeket soroltuk, egymáshoz képest relatív viszonyítási sorrendben. Olyan területen, ahol a víztartóhoz több kép- 2 \\\\ * -\\\\ 3 /V 5 500 1000 1500 2000 m 4. ábra. A felszín alatti vizek utánpótlódásának becsült mennyisége a vizsgált területen (Rw=4). 1. 175-250 mm/év (Rr= 8), 2. 100-175 mm/év (Rr= 6), 3. 50-100 mm/év (Rr= 3), 4. 0-50 mm/év (Rr= 1), 5. vízfolyások Fig. 4. The estimation of recharge to the groundwater at the investigated area (Rw - 4). 1. 175-250 mm/year (Rr = 8), 2. 100-175 mm/year (Rr - 6), 3. 50-100 mm/year (Rr = 3), 4. 0-50 mm/year (Rr = 1), 5. water-courses Füle L.: Víztartó rendszer sérülékenysége 97 ződmény is tartozott, megpróbáltuk a víztartó anyagát a különböző kőzetek aránya szerint értékelni. A talaj anyaga Az esetleges szennyeződés függőleges migrációja során először a talajjal érint¬ kezik, ezen keresztül vándorolhat a telítetlen zóna felé. A szennyeződések visszatartásában a finomszemcsés anyag, főleg az agyag, iszap és vályog játszik szerepet mechanikai szűrés, adszorpció és ioncsere folyamatok révén a talaj agyagásvány-tartalmának függvényében. A szorpciós és biodegradációs folya¬ matokat a talaj humusz tartalma is elősegíti. E tényező DRASTIC-osztályozása a talajok fizikai félesége szerint történik. Talán figyelembe lehetett volna venni a felületi adszorpció szempontjából az agyag- és humusztartalmat, valamint a vastagságot is, bár utóbbira van utalás annyiban, hogy 25 cm-nél vékonyabb talaj esetén már hiányzónak kell tekinteni. A területről a kívánt méretarányban a Kreybig-féle térképezésből találtunk talajtérképet (TEÖREÖK 1941a), mely tartalmazta a talajok fizikai féleségére vo¬ natkozó adatokat. Változatosságban viszont nem töltötte ki a DRASTIC-érté- kelés teljes skáláját, hiszen a területen főleg vályog, agyagos vályog és agyag talajok találhatók, a földtani adottságokból adódó vékony, durvatörmelékes vál¬ tozatokkal (6. ábra). Lejtésviszonyok A DRASTIC-módszer a felszín meredekségét lejtő%-ban kifejezett értékekhez köti, miszerint a szennyeződés felszín alá kerülésének annál nagyobb az esélye, minél laposabb a felszín és kisebb a lefolyás mértéke. ROSEN (1994) svédországi hasadékos víztartók esetében ezt az összefüggést éppen fordítottnak találta, mivel meredek térszín esetén a talaj kifejlődésének korlátái miatt nagyobb a szennyezőanyag felszín alá jutásának lehetősége. Az értékelés elvégzéséhez elő kellett állítanunk a terület lejtőkategőria-tér- képét, melyet a 10 000-es méretarányú topográfiai térkép digitalizált szintvo¬ nalaiból vezettünk le az ARC/INFO-rendszer TIN-modulja segítségével. A szintvonalakból egy háromszöghálózatból álló perspektivikus felületet állítot¬ tunk elő, melyben minden egyes háromszögnek ismert a koordinátája, lejtés¬ iránya, és meredeksége (%-ban). A háromszögeket a DRASTIC-módszerben megadott lejtő%-értékek szerint csoportosítottuk, majd feloldottuk a felesleges határokat (7. ábra). A terület keleti része egyértelműen síkvidéki terület, míg a nyugati részen változatos domborzati adottságok miatt tarka képet kaptunk. A telítetlen zóna anyaga A talajon átjutott szennyezőanyag telített zónáig tartó függőleges migrációját határozza meg ez a tényező. A víztartó védelme szempontjából kiemelt szerepét a DRASTIC-módszerben kapott 5-ös súlya is mutatja. Az értékelés egyébként 98 Földtani Közlöny 127/1-2 /V 9 0 500 1000 1500 2000m 5. ábra. A víztartó anyaga a vizsgált területen (Aw=3). 1. pados mészkő, dolomit (Ar= 10), 2. lemezes mészkő, dolomit (Ar= 9), 3. konglomerátum, kavics, homok, tufás mészkő (Ar= 8), 4. alluvium, tavi mésziszap, tőzeg (Ar= 7), 5. lejtőtörmelék, finomhomok, lösz, aleurit (Ar=6), 6. homokkő (Ar= 5), 7. márga, mészmárga (Ar= 4), 8. metabazalt (Ar= 3), 9. vízfolyások Fig. 5. The aquifer média at the investigated area (Aw = 3). 1. thick-bedded limestone, dolomité (Ar = 10), 2 , laminated limestone, dolomité (ár = 9), 3. conglomerate, gravel, sand limestone with tuff (Ar = 8), 4. alluvium, calcareous síit (Ar = 7), 5 . kolluvium, fine-sand, loess, síit (Ar = 6), 6. sandstone (Ar = 5), 7. mari, calcareous mari (Ar = 4), 8. metabasalt (Ar = 3), 9. water-courses Füle L.: Víztartó rendszer sérülékenysége 99 nagyon hasonlít a víztartónál alkalmazotthoz, szintén tág határokkal és típusos pontértékekkel. Itt sem találjuk meg a kőzettípusok teljes skáláját, főleg az át¬ meneti típusok (pl. márga) hiányoznak. A vizsgált területen ugyanazt az osztályozást alkalmaztuk mint a víztartó esetében (8. ábra). Itt elsősorban a fedett földtani térkép adataiból indultunk ki, a kőzettípusok vastagsági viszonyainak és felszín alatti víz elhelyezkedésé¬ nek figyelembevételével. Nagy mélységű felszín alatti víz esetén a fedetlen föld¬ tani térképet is használtuk. Ha a telítetlen zónában több kőzettípus is előfordult, a részvétel arányában becsültük ezt a tényezőt. A víztartó vízvezetőképessége A vízvezetőképesség határozza meg a víz mozgását a víztartóban, az áramlási irányok ismeretében becslést adhatunk a vízoldható szennyező mozgására. A mód¬ szertani leírás e tényezőt a vizsgált területen található kutak szivattyúzási tesztjei alapján javasolja meghatározni. Ez azt jelenti, hogy a víztartóra tulajdonképpen kettősértékelést kapunk azonos súllyal figyelembevéve, s ezáltal a korábban anyaga alapján értékelt víztartót kiegészítik a kutakban mért valódi szivárgási tényező értékek. Ezek el is térhetnek az irodalmi tapasztalatok alapján becsült adatoktól. Ugyanakkor így a víztartóban a legjobban vízvezető, szőrözött rétegekről kapunk információt, a víztartó vízadóképességét határozhatjuk meg. Összehasonlítva a víztartó anyagára vonatkozó értékeléssel, itt szigorúbb határokat vontak a szerzők, hiszen már a finomhomoknak megfelelő k-értékek is csak a minimális pontszámot érik el. Sajnos mintaterületünkön nem álltak rendelkezésre szivattyúzási tesztek. A korábban létesített sekélyfúrások mintáira történt k-tényező meghatározás, melynek alapján a porózus víztartó 10'“-10' 6 m/s érték finomhomok és 10" 7 m/s-os kőzetliszt váltakozásából áll, tehát a talajvíztartó legjobban vízvezető rétege is a legkedvezőbb kategóriába tartozik ebben az értékelésben. A vízfo¬ lyások negyedkori törmelékkúpjai, kavics- és homokösszletei jobb vízvezető- képességűek (10' 3 -10‘ 4 m/s), de csak a víztartó felső 1-2 m-ében befolyásoló hatásúak, ezért e területek egy fokozattal magasabb pontértéket kaptak. A leg¬ jobban víz vezető kőzetek kétségtelenül a triász karsztos mészkövek és dolomi¬ tok, melyek túlnyomórészt meghaladják a 10' 3 m/s-os értéket (BÖCKER & LOR- BERER 1986). A paleozóos képződményekre és az alsó-triász márgákra adat nem állt rendelkezésre, de az értékelésben megadott tág határok miatt feltehetőleg nem haladja meg a legkedvezőbb kategória értékeit. A levezetett térkép (9. ábra) az 5. ábrával összehasonlítva nem eredményezett új területet, viszont eltérő megítélés alá vette a víztartót. A DRASTIC-index meghatározása Az alaptérképekről digitalizált és tényezőnként létrehozott térinformatikai fedvényeket kellett ezután egymásra vetíteni és a megadott súlyozás és pon¬ tozás szerint meghatározni a DRASTIC-indexet. 100 Földtani Közlöny 127/1-2 A digitálisan előállított térképek minden foltjának pontértékeit térinformati¬ kai adatbázisba vettük fel, majd az adatbázis egy újabb oszlopába az adott súllyal beszorzott számértékeket is feltüntettük. A térinformatikai rendszer át¬ lapolási műveleteivel a hét tényező térképét rétegenként egymásra vetítettük. 0 500 1000 1500 2000 m 6. ábra, A talaj anyaga a vizsgált területen (Sw=2). 1. vékony vagy hiányzik (Sr= 10), 2. durvatörmelékes vályog (Sr= 8), 3. vályog (Sr= 5), 4. agyagos vályog (Sr= 3), 5. agyag (Sr= 1), 6. vízfolyások Fig. 6. The sotl média at the investigated area (Svs = 2), 1. thin or absent (Sr = 10), 2. coarse-grained loatn (Sr = 5), 4, clayey loam (Sr = 3), 5, clay (Sr = 1), 6. water-courses Füle L.: Víztartó rendszer sérülékenysége 101 mégpedig úgy, hogy az összesítő térkép fedvényének adatbázisában a vizsgált tényezők pontértékei és súlyozott pontértékei is szerepeltek. Ezután minden területelemre kiszámoltuk a DRASTIC-indexet, csoportosítottuk a nyolc sérü- lékenységi fokozatnak megfelelően és feloldottuk a felesleges határokat. í 5 A/ 6 500 1000 1500 2000 m 7. ábra . Lejtésviszonyok a vizsgált területen (Tw=l)- 1. 0-2% (Tr=10), 2. 2-6% (Tr=9), 3. 6-12% (Tr=5), 4. 12-18% (Tr=3), 5. 18% (Tr= 1), 6. vízfolyások Fig. 7. The topography of the investigated area (Tw = 1), I. 0-2% (Tr = 10), 2. 2-6% (Tr = 9), 3. 6-12% (Tr = 5), 4. 12-18% (Tr. = 3), 5. >18% (Tr = 1), 6. luater-courses 102 Földtani Közlöny 127 / 2-2 8. ábra. A telítetlen zóna anyaga a vizsgált területen (Iw=5). 1. pados mészkő, dolomit (Ir= 10), 2. lemezes mészkő, dolomit (Ir= 9), 3. konglomerátum, kavics, homok, tufás mészkő (Ir= 8), 4. alluvium, tavi mésziszap, tőzeg (Ir= 7), 5. lejtőtörmelék, finomhomok, lösz, aleurit (Ir= 6), 6. homokkő (Ir= 5), 7. márga, mészmárga (Ir= 4), 8, metabazalt (Ir=3) Fig. 8. The vadasé zone média at the invesligated area (Iw = 5). 1. thick-bedded limestone, dolomité (Ir = 10), 2. laminated limestone, dolomité (Ir = 9), 3. conglomerate, gravel, sand, limestone with tuff (ír = 8), 4. alluvium, calcareous síit (Ir = 7), 5. kolluvoium, fine-sand, loess, silt (Ir = 6), 6. sandstone (Ir = 5), 7, mari, calcareous mari (Ir = 4), 8. metabasalt (Ir = 3) Füle L.: Víztartó rendszer sérülékenysége 103 A vizsgált területre szerkesztett DRASTIC-index térképen (20. ábra) minden sérülékenységi fokozat képviseltette magát, igaz a legsérülékenyebb terület elég kis foltban jelentkezett. Ennek oka, hogy a jó vízvezető, nyílt karsztos vonulat kiemelt helyzetben található, ezért nagy vastagságú telítetlen zónával rendel- 500 1000 1500 2000 m 9. ábra. A víztartó vízvezetőképessége a vizsgált területen (Cw=3). 1. :10' 3 m/s (Cr=10) 2. 5x10" 4 -10' 3 m/s (Cr= 8), 3. 3,5x10' 4 -5x 10“* m/s (Cr=6), 4. 1,5x10" 4 -3.5x10’ 4 m/s (Cr=4)! 5. 5x10" 5 -1,5x10" 4 m/s (Cr=2), 6. 5x10‘ 7 -5x10‘ 5 m/s (Cr=1) Fig. 9. The hydraulic conductivity of the acjuifer (Cw=3). 2. :10~ 3 m/s (Cr=10), 2. 5rl0" 4 -J0" 3 m/s (Cr=8), 3. 3.5x20' 4 -5x20" 4 m/s (Cr=6), 4. 1.5xl0' 4 -3.5xl0' 4 m/s (Cr= 4), 5. 5xl0' s -1.5xl0' 4 m/s (Cr=2), 104 Földtani Közlöny 127/1-2 kezik, ami legnagyobb súllyal szerepelt az értékelésben. Ugyanakkor a karsztos leszálló övnek a nagy vízmélység ellenére sem lehet akkora szennyezésvissza¬ tartó hatása a kiterjedt repedéshálózat következtében, mint a porózus talajvíz¬ tartó telítetlen zónájának. A talajvíztároló területén elsősorban a vízmélység szabta meg a határokat; a magasabb vízállású területeken, főleg a vízfolyások közelében rajzolódtak ki sérülékenyebb foltok. A talajvíztartó sérülékenysége azonban a víztartó és telítetlen zóna anyaga, valamint gyengébb vízvezetőké¬ pessége miatt legalább egy fokozattal kedvezőbb a karszténál. A kevésbé sérü¬ lékeny területek közé a gyengébb vízvezetőképességű, kiemelt helyzetű részek tartoznak a vizsgált terület ÉNy-i, középső és DK-i részein. Az eredmények értékelése, következtetések A víztartók sérülékenység! értékelését célzó vizsgálatok világszerte szorgal¬ mazónak, de egységes és nemzetközileg elfogadott értékelő rendszert ezidáig nem sikerült kialakítani. A DRASTIC-módszert (ALLER et al. 1987) eredetileg egy szabványos rendszernek szánták alkotói, az USA legtöbb államában, Auszt¬ ráliában, Afrikában, Európában ki is próbálták; taglalták előnyeit, figyelmez¬ tettek hátrányaira. Ha nem is vált standard rendszerré, talán a világ legismer¬ tebb, leginkább alkalmazott sérülékenységi értékelésének tekinthető. Nagy előnye, hogy eredménye laikusok számára is sokatmondó, segíti a te¬ rülethasználati alkalmasságot követelő döntéshozatalt. Sok tényezőt vizsgál, ezáltal statisztikailag javítja a hibás ítéletek elkerülését. Ha megfelelő földtani adatbázisháttér van, azaz a bemutatott hét tényező alaptérképe a földtani szol¬ gálatoknál, kutatóintézeteknél rendelkezésre áll, akkor a végeredmény levezet¬ hető a megadott receptúra alapján kézi vagy GIS-technikai módszerekkel. A térinformatikai elemzés számára tehát megfelelő adatháttér esetén konkrét al¬ kalmazhatóságot biztosít. Más a helyzet azonban, ha a tényezők nagyobb részét földtani, vízföldtani, talajtani alaptérképek alapján kell becsülni, ezáltal az ér¬ tékelést a becslést végző személy szubjektív megítélése erősen befolyásolja. A vizsgált tényezők közül több (pl. utánpótlódás, lejtésviszonyok) nem rutinsze¬ rűen térképezett Magyarországon, ezért a módszer szabványszerű átvétele nem javasolható. A sérülékenységi szakirodalomban egyébként sok vita van arról, milyen tényezőket és mekkora súllyal kell figyelembe venni, de legtöbbször az adott területen rendelkezésre álló adatok határozzák meg az értékelésbe vett tényezőket. A módszer szerzői nem indokolták, miért a javasolt súlyokat alkalmazzák, az egyes tényezők között a szennyeződés-visszatartó mennyiségi kapcsolat ugyanis tisztázatlan. A súlyozás érvényességét a későbbiekben adszorpciós kí¬ sérletekkel, szennyeződés-terjedési modellezéssel kell alátámasztani. Balatonfűzfő térségének sérülékenységi értékelése esetében két egymásba kapcsolódó víztartó rendszeren teszteltük a DRASTIC-módszert. Az előre vár¬ ható eredményt - miszerint a nyílt karsztos víztartó eleve sérülékenyebb a po¬ rózus talajvíztartónál - megkaptuk, de talán a várthoz képest nem olyan lát- Füle L.: Víztartó rendszer sérülékenysége 105 ványosan. Ennek oka, hogy a nyílt karsztos területen mélyebben helyezkedik el a víztükör, s e tényező a legnagyobb súllyal szerepel az értékelésben. A karsz¬ tos víztartónál azonban a leszivárgási zóna az összefüggő repedéshálózat miatt a porózus víztartóval szemben csekély szennyeződés-visszatartó hatású, ezért 0 500 1000 1500 2000m 10. ábra. Balatonfűzfő térségének DRASTIC-index térképe. A nagyobb pontértékek a magasabb sérülékenységi fokozatot jelzik Fig. 10. The DRASTIC-index map of Balatonfűzfő. The greater values mean the higher vulnerability 106 Földtani Közlöny 127/1-2 a vízmélység nagy súlya nem indokolt ebben az esetben. Az eredmények tehát azt mutatják, hogy a rendszer kissé alábecsülte a karsztos víztartó sérülékeny¬ ségét a porózus víztartóhoz képest. Ugyancsak túlzó súlyozást érzünk a beszivárgás, utánpótlódás megítélésé¬ ben, hiszen meghatározása szerzőnként és országonként eltérő és vitatott, s e bizonytalan tényezőt a módszer 4-es súllyal szorozza. A víztartó és a telítetlen zóna anyaga esetén megpróbáltuk a földtani leírások alapján sorrendbe állítani az egyes kőzeteket, ezáltal is különbséget tenni a karsztos és talajvíztároló között, bár megadott értékek tág határai akár azonos megítélést is megengedtek. Érdemes lenne e tekintetben finomítani a módszert több kőzettípus vizsgálatával, összetétel, szemcseeloszlás, töredezettség szerint, szűkebb értékintervallumokkal. Talán a talaj szempontjából volt legkönnyebben adaptálható a módszer, hi¬ szen a fizikai féleség a magyar talajtérképekről, jegyzőkönyvekből könnyen kiolvasható. A fizikai féleség mellett azonban fontos lehet az agyagásvány-tar¬ talom és összetétel, a humusztartalom és a talajvastagság is a szennyeződések visszatartásában. A lejtésviszonyokra megadott lejtő%-intervallumokat a topográfiai térkép szintvonalaiból a térinformatikai rendszer felületmodellezési moduljával vezet¬ tük le. Maradtunk az eredeti osztályozásnál, annak ellenére, hogy svédországi területen hasadékos víztartó esetén éppen fordított összefüggést találtak a me¬ redekség és a szennyeződések bemosódási lehetősége között. A vízvezetőképesség értékelését nem sikerült kútadatokkal alátámasztani, el¬ sősorban fúrásmintákból meghatározott k-értékekkel dolgoztunk. Kérdéses, hogy indokolt-e egyáltalán a víztartó anyagát és vízvezetőképességét különvᬠlasztani. A szivárgási tényező egyébként is csak az effektív porozitással együtt jellemzi megfelelően a szennyeződések terjedését. Mindent összevetve, az értékelés sikeresnek mondható, nem tér el a várt eredménytől, a felismert hiányosságok pedig előreviszik a sérülékenység! vizs¬ gálatokat. A DRASTIC-módszerben vizsgált tényezők alkalmasak a sérülékeny¬ ség megítélésére, de érdemes lenne még néhány szemponttal kiegészíteni az értékelést (pl. kőzet és talaj valódi szorpciós kapacitása, az egyes szennyezők, szennyezőcsoportok valódi mozgásai, hígulási folyamatok). A súlyozás érvé¬ nyességét laboratóriumi vizsgálatokkal kellene igazolni. Az archív alaptérképek pontosságát modem helymeghatározó eszközökkel (GPS) kell felülvizsgálni. További vizsgálatra szorul a víztartó rendszerek áramlási viszonyainak, beszi¬ várgás! és feláramlási övezeteinek lehatárolása és a sérülékenységben való sze¬ repének tisztázása. E kiegészítések után már egy részletesebb sérülékenységi modell állna ren¬ delkezésünkre, melynek eredményét további feladatként össze kell hasonlítani valódi szennyezőforrások hatásaival, szennyezőanyagok előfordulási gyakori¬ ságával, koncentrációival. Ezáltal a sérülékenységi vizsgálatok "overlay and in¬ dex" módszere felhasználást nyerhetne a magyarországi ivóvízbázisok bizton¬ ságba helyezésének folyamatában. Füle L: Víztartó rendszer sérülékenysége 107 Köszönetnyilvánítás Köszönettel tartozom mindazoknak, akik a dolgozat elkészítésében segítséget nyújtottak. MádlnÉ SzőNYI Judit (ELTE Alkalmazott és Környezetföldtani Tanszék) a sérülékenységi szakirodalmat bocsátotta rendelkezésemre és a sérülékenységi módszertan elsajátítását tette lehetővé. RÉDEY Ákos, MAGYAR Imre (Veszprémi Egyetem Környezetmérnöki és Kémiai Technológiai Tanszék) a térinformatikai megvalósításban adott szakmai tanácsokat. BUDAI Tamás, Dudko Antonyina, SCHAREK Péter, SZEILER Rita, Tóth György (MÁFI), LORBERER Árpád (VITUKI) és GONDÁR Károly a munkához alaptérképeket, fontos információkat és ada¬ tokat bocsátottak rendelkezésemre. Segítségüket ezúton köszönöm. Külön köszönet illeti az OTKA F-016355 számú programjának az ELTE Al¬ kalmazott és Környezetföldtani Tanszéke révén nyújtott támogatását. Irodalom - References Aller, L., Bennett, T., Lehr, J. H., Petty, R. J. 1987: DRASTIC: a standardized system fór evaluating groundwater pollution potential using hydrogeologic settings. - US Environmental Protection Agency Report EPA/600/2-87-035, Ada, Oklahoma. 622 p. ARC/INFO Command References 1990: Environmental Systems Research Institute, Inc., Redlands, CA USA. 852 p. ARC/INFO User's Guide 1991: Surface Modeling with TIN. Environmental Systems Research Institute, Inc., Redlands, CA USA. 125 p. Atkinson, F. A., Thomlinson, J. R. 1994: An examination of ground water pollution potential through GIS modeling. - International Proceedings of American Congress on Surveying and Mapping and American Society fór Photogrammetry and Remote Sensing. 8 p. Bállá, Z., Dudko, A., Fodor, L. 1993: Guide to pre-workshop excursion in the Transdanubian Rangé. - Alcapa Workshop, Sümeg, june 2-4, 1993, MÁFI, Budapest. 1-28. Barber, C., Bates, L. E., Allison H. 1994: Evaluation of DRASTIC - A régiónál vulnerability assessment procedure.-Groündwater-Drought, Pollution & Management, Balkema, Rotterdam. 119-127. Bence G., Muntyán Cs,, Szabó I. 1987: Magyarázó a Bakony-hegység 20 000-es földtani térképso¬ rozatához. Öskü. - MÁFI, Budapest. 1-74. Bence G., Muntyán CS., Szabó 1.1988: A Bakony hegység földtani térképe 20 000-es sorozat, Öskü. Észlelési térkép. - MÁFI, Budapest. Bence G., Szabó I. 1988: A Bakony hegység földtani térképe 20 000-es sorozat, Öskü. Fedetlen földtani térkép. - MÁFI, Budapest. Bence G. et al. 1990: A Bakony hegység földtani képződményei. Geology of Bakony Mountains (Hungary). Magyarázó a Bakony hegység fedetlen földtani térképéhez M=l: 50 000. - MÁFI Kiadvány, Budapest. 1-119. Boros }., Paff P. 1980: A Balaton környékének építésföldtani térképsorozata L Földtani térkép. 1:20 000. - MÁFI, Budapest. Boros ]., K úrimat Á., Csillag G., Cserny T. 1983: A Balaton környékének építésföldtani térképso¬ rozata. 1: 50 000. - MÁFI, Budapest. Böcker X, Lorberer Á. 1986: A Dunántúli-középhegység főkarsztvíztároló képződményeinek vízvezetőképessége és a tároló felszínének hőmérséklete. M = 1:1 000 000 - VITUKI Kiadvány, Budai T., Koloszár L. 1990: A Balaton-felvidék földtani térképe (1: 50 000 méretarányú fedett változat). - Kézirat. MÁFI, Budapest. 108 Földtani Közlöny 127/1-2 Caeter, A, D., Palmer, R. C., Monkhouse, R. A. 1987: Mapping the vulnerability of groundwater to pollution írom agricultural practice, partículariy with respect to nitráté. - Proceedings of the Conference on Vulnerability of Soil and Groundwater to Pollutants (VSGP), Noordwijk aan Zee. The Netherlands. 333-342. Cooper, B. 1996: Groundwater vulnerability in Indiana. - Agricultural & Biological Engineering, Purdue University, West Lafayette, Indiana. 2 p. Császár G., Csereklei E., Gyalog L. (1985); A Bakony-hegység fedett földtani térképe. 1: 50 000. - MÁFI, Budapest. Dudko A. (1991a): A Balaton-felvidék földtani térképe (3: 50 000 méretarányú fedett változat). - Kézirat. MÁFI, Budapest. Dudko A. (1991b): ABalaton-felvidékpreszenon aljzat térképe. 1:100000. - Kézirat. MÁFI, Budapest. Dudko A. (1991c): A Balaton-felvidék szerkezeti elemei. Kirándulásvezető. - Kézirat. MÁFI, Budapest. 1-61. Evans, B.M., Myers, W. L. 1990: A GIS-based approach to evaluating régiónál groundwater pollution potential with DRASTTC. - Jour. of Soil and Water Conservation 45/2. 242-245. Foster, S.S.D., Skinner, A.C. 1995: Groundwater protection: the Science and practice of land surface zoning, Groundwater Quality: Remediation and Protection. - Proceedings of the Prague Conference, May 1995 IAHS Publ. no. 225., 471-482. Füle L. 1996: A földrajzi információs rendszerek (GIS) alkalmazási példái a földtudományok területén. - Földtani Közlöny 126/2-3. 287-312. Gaerett, P, Williams, J. S., Rossoll, C. F., Tolman, A. L. 1989: Are ground water vulnerability classification systems workable? - Proceedings of the FOCUS Conference on Eastern Régiónál Ground-Water Issues, Kitchener, Ontario, Canada. National Ground Water Association, Co- lumbus, Oklahoma, 329-343. GondárK. 1986: A Balaton-felvidék keleti részének karsztvízföldtani vizsgálata. - Diplomadolgozat. ELTE Alkalmazott és Műszaki Földtani Tanszék, Budapest. 1-112. GondárK. 1991: Karsztvíz- és talajvízszintek Balatonfűzfő-Hajmáskér-Berhida térségében. 1:25 000. - Kézirat, MÁFI, Budapest. Gyalog L., Császár G. 1982: A Bakony-hegység fedetlen földtani térképe. 1: 50 000. - MÁFI, Budapest. Hoshal, J. ; Johnson, R., Porcher ,E. 1991: Ground water contamination susceptibility in Minnesota. - ARC/INFO maps 1991, Environmental Systems Research Institute, Inc., Redlands, Califomia USA, 3-4. Hoyer, B. E. 1991: Groundwater vulnerability map of Iowa. - Iowa geology, 16: 13-15. Kalinski, R. J., Kelly W. E., Bogardi, I„ Ehrman, R. L., Yamamoto, P.D., 1994: Correlation between DRASTIC vulnerabilities and incidents of VOC contamination of mumcipal wells in Nebraska. - Ground Water, Vol, 32., No. 1. 31-34. Kovács GY. 1959: Talajvízáramlás hozamának meghatározása vízháztartási vizsgálatok alapján. - Vízügyi Közlemények 1959/3. Műszaki Könyvkiadó, Budapest. 332-354. Kovács GY., ErdélyiM., Korjm K., Major P. 1972: A felszín alatti vizek hidrológiája és hidrogeológiája. - Kézikönyv, Nemzetközi Hidrológiai Továbbképző Tanfolyam, VITUKI, Budapest, 1-183, Kurimay Á. 1980: A Balaton környékének építésföldtani térképsorozata I. A talaj- és rétegvizek helyzete a felszín alatt. 1: 20 000. - MÁFI, Budapest. Lorberer Á. 1992: Balatonfűzfő környékének hidrogeológiai térképe II. 1990.1. 1-i karsztvízszintek. M = 1: 25 000. - VITUKI, Budapest. Lynch, S.D., Reynders, A.G., Schulze, R.E. 1993: Preparing input data tor a national-scale ground¬ water vulnerability map of Southern Africa. Proceedings of the 6th Southern Africa National Hydrological Symposium. 7 p. Magyarország 1:10 000-es topográfiai térképsorozata 1983-84: 43-222 Balatonalmádi, 53-444 Litér, MÉM Országos Földügyi és Térképészeti Hivatal, Budapest. Maucha L. 1980: Jósvafői kísérleti terület vizsgálati eredményeinek összefoglaló értékelése. - VITUKI-jelentés, Budapest. 212 p. Maucha L, 1990: A karsztos beszivárgás számítása. - Hidrológiai Közlöny. 70. évf. 3. sz. 153-161. Füle L.: Víztartó rendszer sérülékenysége 109 Maucha L. 1992: Fűzfőgyártelep térségének hidrogeológiai modellje. - VITUKI-jeientés, Budapest. 186 p. Mádlné Szőnyi J, 1996: Víztartó rendszerek sérülékenységi vizsgálata. Elmélet és gyakorlat. - Doktori disszertáció, ELTE Alkalmazott és Környezetföldtani Tanszék, Budapest. 1-135. Meeks, Y.J., Dean, J.D. 1990: Evaluating groundwater vulnerability to pesticides. - Journal of W ater Resourses Planning and Management 116(5): 693-707. Moldvay L. et al. 1982-85: A Balaton környékének építésföldtani térképsorozata. M = 1: 20 000. - Balatonfűzfő alapadatgyűjtemény I. Térképező fúrások rétegsora. MÁFI Építésföldtani Osztály, Budapest. 1-280. Navulur, K.C.S., Cooper, B.S., Engel, B.A. 1995: Groundwater vulnerability evaluation to nitráté and pesticide pollution on a régiónál scale using GIS. - International ASAE Summer Conference at Chicago, lllionis. 11 p. Rosen, L 1994: A study of the DRASTIC Methodology with Emphasis on Swedish Conditions. - Ground Water, Vol. 32., No. 2. 278-285. Rundquist, D.C., Peters, A.J., Di, L., Rodekohr, D. A., Ehrman, R. L., Murray, G. 1991: Statewide groundwater-vulnerability assessment in Nebraska using the DRAST1C/GIS model. - Geocarto International. V. 6. No. 2, 51-57. Teöreök L. 1941a: Talajtérkép, 5160/3 Veszprém. M-- 1:25 000. - Talajtani Kutatóintézet, Budapest. Teöreök L. 1941b: Talajfelvételi jegyzőkönyv. 5160/3 Veszprém. M= 1:25 000. - Talajtani Kutató- intézet, Budapest. Understanding GIS 1990: The ARC/INFO Method. - Envirorvmental Systems Research Institute, Inc., Redlands, Califomia USA. 338 p. Várhegyi F.-né 1981: A Balaton környékének építésföldtani térképsorozata I. Fúráspont-térkép. Vízföldtani észlelési térkép. 1: 20 000. MÁFI, Budapest. A kézirat beérkezett: 1997. 03. 24. Földtani Közlöny 127/1-2, 111-126 (1997) Budapest Változások a bakonyi eocén tengerben foraminiferák izotóp összetétele tükrében Environmental changes in the Eocéné sea of the Bakony Mts., Hungary as reflected by isotopic ratios of benthic and planktonic Foraminifera KOLLÁNYI Katalin 1 - VETŐ István 1 - HERTELENDI Ede 2 (5 ábra) Key uiords: oxygen and carbon isotope ratios, foraminifera, Middle Eocéné, temperature, Bakony Mts. Tárgyszavak: oxigén és szén izotóp arányok, foraminifera, középső-eocén, hőmérséklet, Bakony hegység Abstract We carried out oxygen and carbon isotope studies on monogeneric benthic ( Cibicides, C) and planktonic ( Globigerina, G) foraminifer samples írom the Middle Eocéné sediments penetrated by the Sv-1. and Ck-2. coreholes drilled in the SW and NE parts of the Bakony Mts,, Hungary. The stratigraphy of the Eocéné intervals of these holes have been studred in detailby micropaleontological and paleomagnetic methods. The ö ls O values of the benthic and planktonic foraminifers display an increase varying between 0.76 to 2.05 permils in the Middle Eocéné suggesting a cooling of the Middle Eocéné Bakony sea, simiiar or even more intense than that experienced by the contemporaneous oceans. The benthic and planktonic 8 ls O values show maxima at the bottom of the 18. magnetic anomaly and a rapid reversal followed by a similarly rapid increase in the upper part of the Middle Eocéné, below the 17. magnetic anomaly and in its lower part. The remarkable time coincidence of the benthic and planktonic 5 1b O curves of the two sections show simiiar changes of the environment in the SW and NE parts of the Eocéné Bakony sea bút the facts that ö ls O values are significantly more negative and differences between maxima and minima are significantly larger in the case of the Ck-2. section suggest somewhat separate development of the SW and NE parts of the sea. The sudden increase in the difference between benthic and planktonic S 13 C values at the top of the 19. magnetic anomaly in the Sv-1. section reflects an increase of primary productivity in the SW part of the Eocéné Bakony sea. The results are encouraging fór further foraminiferal isotope studies in fossil sediments of the marginal seas. Manuscript received: 01. 12. 1995 Összefoglalás Szerzők a Bakony DNy-i és ÉK-i részén mélyített Somlóvásárhely-1. (Sv-1.) és Csatka-2. (Ck-2.) magfúrások középső-eocén szakaszáról vett mintákból készített monogenerikus bentosz ( Cibicides , C) és plankton ( Globigerina, G) foraminifera preparátumok oxigén és szén izotóp arányait vizsgálták. A két fúrás eocén szakaszának rétegtana mikropaleontológiai és paleomágneses vizsgálatok alapján 1 Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest, Stefánia út 14. 2 ATOMKI, 4026 Debrecen, Bem tér 18/c 112 Földtani Közlöny 127/1-2 már részletesen ismert. A bentosz és plankton foraminiferák S ls O értéke 0,76-2,05 ezrelékkel nő a középső-eocén összletben, valószínűsítve, hogy a bakonyi középső-eocén tenger hasonló vagy nagyobb mértékben hűlt le, mint az óceánok. A bentosz és plankton S ls O értékek maximumot érnek el a 18. mágneses anomália tetején majd gyors visszaesést és hasonlóan gyors növekedést mutatnak a középsó-eocén felső részén, a 17. mágneses anomália alatt és annak alsó részében. A két szelvény bentosz és plankton 5 ls O görbéinek figyelemreméltó rétegtani párhuzamossága a bakonyi eocén tenger DNy-i és ÉK-i részén bekövetkezett környezeti változások hasonlóságát sugallja. Ugyanakkor a két szelvény közötti különbségek - a 5 ,a O értékek lényegesen negatívabbak a Ck-2. szelvény esetében és a maximumok és a minimumok közötti különbségek is nagyobbak itt - a bakonyi eocén tenger két részének bizonyos fokig elkülönült fejlődését valószínűsítik. A bentosz és plankton S 13 C értékek különbségének a 19. mágneses anomália tetején észlelt hirtelen megnövekedése a bakonyi eocén tenger DNy-i része planktoni produktivitásának hirtelen megnö¬ vekedésére utal. Az eredmények további foraminifera izotóp vizsgálatokra bátorítanak a szegély¬ tengerek fosszilis üledékeiben. Bevezetés A tengeri szervezetek által kiválasztott kaiéit (és aragonit) stabil O és C izotóp aránya fontos információkat hordoz a tengervíz hőmérsékletéről, sótartalmáról ill, a produktivitásról. Ennek tudatában a Somlóvásárhely-1. és a Csatka-2. mag¬ fúrások kronosztratigráfiailag jól ismert eocén szelvényeiből gyűjtött foramini¬ ferák stabil izotóp vizsgálatával kívántunk hozzájárulni az üledékképződési környezet rekonstrukciójához. Az eredmények ismertetése előtt röviden összefoglaljuk a foraminiferák kal- citváza izotóp arányait meghatározó tényezőket és az izotóp arányokon alapuló őskömyezeti rekonstrukció elveit és korlátáit. Foraminifera vázak stabil izotóp arányainak felhasználása az üledékképződési környezet rekonstrukciójában A következőkben a nemzetközi gyakorlatnak megfelelően a kalcit O- és C- izotóp arányát az ezrelékben kifejezett ő 18 Oval ill. § 13 C-val jellemezzük. S = (R1/R2-R1) * 1000, ahol RÍ és R2 a minta ÜL a standard izotóp aránya. A vele egyensúlyban lévő vízből kiváló kalcitban a vízhez képest jelentősen dúsul a nehéz, 18-as tömegszámú O-izotóp, a dúsulás mértékét a víz hőmér¬ séklete szabja meg; pl. a víz változatlan O-izotóp aránya esetén 4 °C hőmérséklet csökkenés a kalcit ö ls O értékének 1 ezreléknyi növekedését vonja maga után. A problémakör iránt behatóbban érdeklődők a három változó közötti összefüg¬ gés kvantitatív tárgyalását O'NEIL et al. (1969) és FRIEDMAN és O'NEIL (1977) cikkeiben olvashatják. A vele egyensúlyban lévő vízből kiváló kalcitban a vízben oldott HC 03 "-hoz képest enyhén dúsul a nehéz, 13-as tömegszámú C-izotóp, a hőmérséklet csök¬ kenésével ez a dúsulás igen kis mértékben nő. A problémakör iránt behatóbban Kollányi K. et al.: Változások a bakonyi eocén tengerben 113 érdeklődők a három változó közötti összefüggés kvantitatív tárgyalását EMRICH et al. (1970) cikkében olvashatják. A tengervíz O-izotóp arányát elsősorban a sarki jégtömeg mindenkori nagy¬ sága határozza meg. A tengervízből keletkező párában a könnyű lb O-t, míg a visszamaradó tengervízben a nehéz 18 0-t tartalmazó vízmolekulák dúsulnak. Mivel a sarki jégtömeg végső soron az izotóposán könnyű párából keletkezik, gyarapodása ill. olvadása nemcsak az óceán vízszintjének süllyedését ill. emel¬ kedését, de az óceánvíz 5 18 0 értékének növekedését ill. csökkenését is maga után vonja. Egyes óceánrészek, de még inkább a beltengerek O-izotóp arányát a sarki jégtakaró tömegének változásán kívül a helyi vízháztartás változása is jelentősen befolyásolja. Például a csökkent sótartalmú Balti tenger S ls O-je jóval negatívabb a normális sótartalmú tengerekénél (WlLSON 1975). Könnyen belát¬ ható, hogy a tengervíz ő 18 0 értéke és sótartalma közötti összefüggés nagymér¬ tékben függ a helyi édesvíz forrás - beömlő folyó vagy parti gleccser - S 18 0 értékétől, ami a földrajzi hely szerint igen nagy változatosságot mutat. Például az átlagos magyarországi csapadékot - 9,5 ezreléknyi (BALOGH et al. 1994), egy grönlandi parti gleccser olvadékvizét - 38 ezreléknyi (ISRAELSON et al. 1994) § ls O érték jellemzi. Érthető, hogy a parti víztömeg S í8 0 értéke nagymértékben függ az édesvíz megfelelő értékétől és a sótartalmat megszabó keveredési arány¬ tól, A párolgás mértéke és a víztükör feletti levegőréteg páratartalma is jelentős befolyást gyakorol a helyi O-izotóp arányra. A víz és a benne élő szervezetek, pl. foraminiferák által kiválasztott kalcit 5 ls O értékei közötti kapcsolat nemzetségtől, sőt fajtól függő. Ezért foraminifera izotóp vizsgálatokat monospecifikus, de legalábbis monogenerikus mintákon kell végezni. Együtt betemetődött két foraminifera faj vagy nemzetség O-izotóp arányai közötti különbség azonban nemcsak az egyensúlytól való eltérést okozó biológiai hatások különbségét tükrözheti, hiszen a két faj vagy nemzetség nem feltétlenül azonos hőmérséklet és/vagy izotóp arányú vízben élt. Bentosz - felszínközeli plankton páros esetén ez könnyen belátható, hiszen a plankton életterét adó felszínközeli víz szinte mindig melegebb, mint a bentoszt körül¬ vevő fenékvíz. így várható, hogy minél mélyebb a tenger, annál nagyobb a plankton és bentosz foraminiferák 5 18 0 értékei közötti különbség. Emellett a felszínközeli víz sótartalma és így ő ls O értéke sem feltétlenül azonos a fenék- vízéével. Édesvíz hozzákeveredése csökkenti a tengervíz oldott szervetlen C és így HC03"tartalmának C-izotóp arányát, a viszonylag zárt beltengerekben - pl. a Földközi tengerben - ez a hatás jelentős (Fontugne & Calvert 1992). Erre figyelemmel kell lenni a Ő 13 C értékek őskörnyezeti célú értelmezésénél. Minél intenzívebb a fotoszintézis az átvilágított zónában, vagyis minél na¬ gyobb a planktoni produktivitás, izotóposán annál nehezebb a vízben oldott bikarbónát és CO2, mivel a fotoszintézis során jelentős C-izotóp frakcionáció történik, vagyis az algák előszeretettel vonják ki a vízből a 12 C-t tartalmazó bikarbonátot és C02-t, így a visszamaradó bikarbonátban és C02-ben feldúsul a 18 C. A fenékvízben oldott HCO3" Ő 13 C-ja általában negatívabb a felszínközeli vízben oldotténál. Ez a különbség a szervesanyagot a vízoszlopon keresztül 114 Földtani Közlöny 127/1-2 történő lesüllyedés, majd a korai betemetődés során érő bakteriális oxidáció következménye, A szervesanyag 5 13 C értéke mindig jóval negatívabb a felszín- közeli vízben oldott HC03'-énál, így az oxidációjával keletkező bikarbónát is nagyon könnyű izotóposán. Ez az izotóposán könnyű bikarbónát negatív irány¬ ba tolja el a mélyebb vízrétegben oldott HCO3' S 13 C értékét. így a beniosz foraminifera Ö 13 C értéke jóval negatívabbá lesz a felszínközeli vízben élő plank¬ ton foraminiferáénál. Ha a betemetődés során a foraminifera vázra karbonát válik ki, annak izotóp arányai a pórusvíz, ill. az abban oldott bikarbónát izotóp arányát tükrözik. Mivel a pórusvíz bikarbonátjának igen jelentős része az üledékes szervesanyag bakteriális oxidációjával keletkezik, Ö 13 C értéke még a fenékvízben oldott bi¬ karbónáiénál is negatívabb. így a kiváló karbonát a foraminifera váz 8 13 C-jét negatív irányba tolja el. A korai betemetődés során a hőmérséklet nő, tehát a kiváló karbonát S l8 0-ja a foraminifera váz eredeti 5 1 s O értékénél negatívabb lesz. E torzító hatás miatt célszerű diagenetikus karbonát kiválástól mentes foraminifera vázak vizsgálata, ill. a kiválásnak az izotóp arány mérés előtti eltávolítása. Fosszilis foraminiferák stabil izotóp arányait - feltehetően a beltengerek víz- háztartásának az óceánokénál nagyobb változékonysága miatt - elsősorban óce¬ áni üledékekből vizsgálták. Szegély- és beltengerek esetében főleg a negyed¬ időszakra korlátozódtak a fosszilis foraminiferákon végzett izotóp vizsgálatok (pl. Tang & STOTT 1993). A bakonyi eocénben kezdett foraminifera izotóp vizs¬ gálatunkkal ezért viszonylag járatlan területen haladunk előre, ami következ¬ tetéseink levonásában nagyfokú óvatosságra késztet. A víz sótartalmának és hőmérsékletének hatása a foraminiferák elterjedésére, méretére és alakjára Mivel a víz hőmérséklete és sótartalma nem csupán a foraminiferák karbonát anyagának stabil izotóp arányaira, de méretükre, alakjukra is hatással van, az izotóp adatok értékelésénél figyelemmel kell lenni az utóbbiakra vonatkozó megfigyelésekre is. A plankton foraminiferák eloszlása elsősorban a víz hőmérsékletétől és só¬ tartalmától függ. A faj földrajzi elterjedésénél elsődleges a víz hőmérséklete. Egy adott faj csak rövid ideig tolerálja a hőmérsékletváltozást, és minden faj jellemző tolerancia határokkal rendelkezik. A hideg vizet kedvelő fajok a trópusi területeken mélyebb vízrétegben élnek, mint a sarkközeli területen. A hőmérsékletváltozás a méretet és a morfológiát is befolyásolja. Egyes meg¬ figyelések szerint az alacsonyabb hőmérséklet nagyobb méretet eredményezhet (Boltovskoy & Wright 1976). Közvetlenül befolyásolja a foraminiferák földrajzi elterjedését a sótartalom változása. Minden faj számára létezik egy optimális sótartalom és egy kritikus határ is. A bentosz foraminiferáknak a sótartalom változással szembeni tűrő¬ képessége sokkal nagyobb a plankton foraminiferákénál. MURRAY (1968) meg¬ figyelte, hogy 18-30 ezrelék közötti sótartalomnál a legtöbb bentosz faj még KollAnyi K. et al: Változások a bakonyi eocén tengerben 115 megél, de szaporodni csak a nyári melegebb időszakban képes, amikor a só¬ tartalom magasabb. A plankton foramíniferák sokkal szűkebb tartományban életképesek. Általában csak 34-36 ezrelék sótartalmú vízben találhatók, de 30 ezrelék alatt már nem maradnak életben. A sótartalom csökkenése méretcsök¬ kenést és a díszítettség elvesztését eredményezheti. Rétegtani, őskörnyezeti alapok Az 1. ábrán a DNy- és ÉK-Bakony eocén összleteinek elvi rétegsorait, formᬠcióit és plankton biozónáit mutatjuk be. Jól látható, hogy a DNy-Bakonyt el¬ borító első harmadidőszaki tengerelöntés a középső-eocén legmélyebb részére tehető (BÁLDI-BEKE 1984; BERNHARDT et al. 1985, 1988), az ezt követő transz- gresszió már a középső-eocén magasabb részében következett be és DNy-i irányból elborította az ÉK-Bakony területét (BÁLDI-BEKE 1984; HORVÁTH-KOL- LÁNYI 1983) is. így a DNy-Bakony területén a középső-eocén alján (NP 14 zóna) indul meg az üledékképződés terrigén, homokos pélittel (Darvastói Formáció), melyre a medence peremeken vastagabb, a medence belsejében vékonyabb biogén self mészkő rakódott le (Szőci Mészkő Formáció). Erre egy meszes, helyenként gla- ukonitos, helyenként homokos globigerinás márga települ (Padragi Márga For¬ máció). Az EK-Bakony területét a transzgresszió a középső-eocén magasabb részén érte el (NP 16 zóna). A kőszénképződést követően (Dorogi Formáció) márgás, nagyforaminiferás összlet rakódott le (Csolnoki Agyagmárga Formᬠció), mely folyamatosan megy át a helyenként glaukonitos Padragi Márga For¬ mációba. A Padragi Márga Formációra mindkét fáciesterületén eróziós diszkor- danciával települ az oligocén. A szelvények ismertetése Mivel jelen munkánkban két magfúrás - a DNy-Bakonyban mélyített Som- lóvásárhely-1. (Sv-1.) és az ÉK Bakonyban mélyített Csatka-2. (Ck-2.) - eocén szelvény foraminiferáinak izotópos vizsgálatát végeztük el, szükségesnek tart¬ juk, hogy eredményeinket az eddigi kronosztratigráfiai és őskörnyezeti adatok keretébe helyezzük (2. ábra). A szelvényekben a paleomágneses méréseket MÁR¬ TON P. (Sv-1.) és LANTOS M. (Ck-2) végezte, a nannoplanktont BÁLDI-BEKE M., a foraminiferákat pedig KolláNYI K. vizsgálta. A rétegsorok kőzettani leírása Bernhardt B. munkája. A szelvényeken ábrázoltuk a mágneses anomáliákat, a fúrások rétegsorát, a képződmények korát, a nannoplankton és plankton fo- raminiíéra biozónákat valamint a vízmélység görbéket. A mágneses polaritás- idő skála és a fúrásszelvények korrelációját Bernhardt et al. (1988) munkájából ill. Lantos M. írásos közléséből vettük át. A rétegsor biosztratigráfiai ismertetésénél a plankton zonációkat vettük fi¬ gyelembe a korrelációs lehetőségek miatt. A zónahatárok pontos kijelölése ál¬ talában bizonytalan, mivel a plankton foraminifera zonációt trópusi területekre 116 Földtani Közlöny 127/1-2 DNY- Bakony elvi rétegsora ÉK-Bakony elvi rétegsora l— z. T" CL H -UJ Z /v ^ ~ Padragi o JUC (V Márga F. o & jh rvr ~ *>/ Ow* LU 6 ^ ^ ~ ^ i =0 CD c 0 ■*“ rV /V Csolóoki CL CL z ‘C Ú> />j /v a/ Formáció •LU N x: 0) Dorogi o 2 Formáció jsL 2. ábra. A DNy-Bakony és az ÉK-Bakony középső-eocénjének elvi rétegsorai a vizsgált magfúrások helyszínrajzával Fig. 1. Ideál lithological columns of the SW Bakony and NE Bakony Middle Eocéné sections with the locality map of the studied coreholes Kollányi K. et al.: Változások a bakonyi eocén tengerben 117 Somlóvásárhely Csatka Sv-1. Ck-2. 2. ábra. A Somlóvásárhely-1. és a Csatka-2. magfúrások középső eocén összletének litológiai szelvényei, bio- és magnetosztratigráfiája és paleobatimetrikus görbéi Fig. 2. Lihology, bio- and magnetostratigraphy and paleobathymetric curves of the Eocéné sections of the Somlóvásárhely-1. and Csatka-2. coreholes. KÖZÉPSŐ-EOCÉN = Middle Eocéné; FELSŐ-EOCÉN = Upper Eocéné 118 Földtani Közlöny 127/1-2 dolgozták ki (BOLLI 1972), így a hazai szubtrópusi környezetben lerakodott eocén képződményekből a zőnajelző fajok helyenként hiányoznak, vagy csak kis számban találhatók, A Sv-1. szelvény plankton foraminiferát tartalmazó leg¬ mélyebb, 757,7-707,9 m közötti szakasza a Globorotalia c. frontosa és Globigeri- natheka m. kugleri együttes előfordulása alapján a Globigerinatheka s. subconglobata zónánál idősebb nem lehet. A zóna felső határa bizonytalan, valamivel fiatalabb lehet. A 706,6-665,0 m közötti szakasza már biztosan a Morozovella lehneri zó¬ nába tartozik. Ezt a fiatalabb alakok hiánya és a Morozovella lehneri zóna alsó határa körül megjelenő Globigerinatheka s, curryi előfordulása igazolja. A 664,4- 648,1 m közötti szakasz az Orbulinoides beckttianni zónába tartozik. Alsó határát a Globigerinatheka s. luterbacheri, felső határát a Globorotalia c. cerroazulensis meg¬ jelenésével lehet kijelölni, bár van néhány bizonytalan adat arra nézve, hogy ez a faj szórványosan már az Orbulinoides beckmanni zónában megjelenik. A 647,2-587,3 m közötti szakasz a Truncorotaloides rohri zónába tartozik. Gyakoriak a Truncorotaloides rohri és a Truncorotaloides topilensis fajok. Ezek ugyan az egész középső-eocénben megtalálhatók, de gyakoribb előfordulásuk erre a zónára te¬ hető. A zóna elhatárolása a felső-eocén felé a Globigerinatheka semiinvoluta meg¬ jelenésével húzható meg, mivel ez a faj a középső-eocénben még nem fordul elő. Ugyanakkor 586,5 m felett hiányoznak a középső-eocénben gyakori Trun¬ corotaloides fajok is. Ez a fúrásszakasz már a felső-eocén alsó zónájába, a Glo¬ bigerinatheka semiinvoluta zónába tartozik. A Ck-2. szelvény 556,0-505,5 m közötti szakasza biztosan a Morozovella lehneri zónába tartozik, csak az alsó és felső zónahatár kijelölése bizonytalan a trópusi fajok hiánya miatt. Faimája megegyezik az Sv-1. szelvény faunájával. A 502,5- 477,0 m közötti szakasz a Globigerinatheka m. kugleri és Globorotalia c. pomeroli együttes előfordulása alapján az Orbulinoides beckmanni zónába tartozik, de a zónát jelző Orbulinoides beckmanni hiányzik a szelvényből. A 470,8—437,8 m kö¬ zötti szakasz a Truncorotaloides rohri zónába tartozik. Alsó határa a zónajelző faj hiánya miatt bizonytalan, felső határát a Globigerinatheka semiinvoluta meg¬ jelenésével lehet meghúzni. A 437,1-379,2 m közötti fúrásszakasz biztosan a felső-eocén alsó része a Globigerinatheka semiinvoluta jelenléte miatt. A somlóvásárhelyi szelvényen (2. ábra) látható, hogy a DNy-ról jövő transz- gressziónak megfelelően már a középső-eocén alsó szakaszán megindul a ten¬ geri üledékképződés (21-es mágneses anomália, NP 14 zóna), míg EK-en a csat¬ kai szelvényben a tengerelöntés csak a középső-eocén közepén következett be (19-es mágneses anomália, NP 16 zóna). Mindkét szelvény plankton foramini- ferákban gazdag pelágikus üledékeket harántolt. A plankton-bentosz forami- niferák alapján megrajzolt batimetrikus görbe (Horváth-Kollányi & NAGY- GELLAI 1989) a vízmélység változás sebességét és irányát szemlélteti. Látható, hogy a Bakony DNy-i részén a tenger a legnagyobb vízmélységet már a kö¬ zépső-eocén végén eléri, míg ÉK-en ez csak a felső-eocén legkorábbi szakasza környékén következett be. KollAnyi K. et al.: Változások a bakonyi eocén tengerben 119 Vizsgálati módszerek A foraminiferák kiválogatása binokuláris mikroszkóp alatt történt. A prepa¬ rátumok tömege többnyire 1-10 mg között változott. A preparátumokat - az esetleges szennyezések eltávolítása céljából történő ultrahangos kezelés után - 1 órán át tartottuk 25 °C-on cc. H 3 P 04 -ben. A ö l3 C és 5 ls O értékek meghatᬠrozása az így nyert CO 2 gázon történt, az eredmények reprodukálhatósága 0,2 ezrelék. Eredmények és diszkusszió őslénytani megfigyelések A két eocén szelvény foraminifera faunáját összehasonlítva megállapíthatjuk, hogy a somlóvásárhelyi jobb megtartású, kevésbé átkristályosodott, gazdagabb foraminifera együttest tartalmaz, mint a csatkaí. A Morozovella lehneri zónában a kisebb vízmélység miatt mindkét fúrásban kevés a plankton foraminifera, de az előforduló fajok hasonlóak (közösek?). A bentosz foraminifera fauna jóval gazdagabb mind egyed-, mind fajszámban. Az Orbulinoid.es beckmanni zónában a tenger mélyülése következtében mind¬ két szelvényben sokkal gazdagabb plankton együttest találunk. A Sv-1. szel¬ vényben a nagyobbméretű Globigerinák, pl. a G. eocaena, G. venezuelana, G. hágni, G. cryptomphala uralkodnak, de mellettük megtalálható a kisebb méretű G. linaperta és G. yeguaensis is. A csatkai szelvényben a nagyméretű alakok kisebb faj- és egyedszámmal képviseltek és a kisebb tennetű Globigerinák viszonylag gyakoribbak. A középső-eocén legfelső, Truncorotaloides rohri zónájában a Sv-1. szelvény plankton foraminiferákban sokkal gazdagabb mint a csatkai, helyenként töme¬ gesen jelentkezik benne az utóbbiban elő sem forduló Globigerinatheka subcong- lobata luterbacheri faj 602,8-589,5 m között. A fajt a Svájci Alpokból a Pilátus hegyről (Looegg) írta le Eckert (1963) Globigerapsis semiinvoluta néven. Ez a faj Bolli (1972) valamint Toumarkine & Luterbacher (1985) újravizsgálata sze¬ rint csak mérsékeltövi klímán fordul elő, trópusi tengerekben ismeretlen. Ugyanezen a szakaszon a csak meleg vízben életképes plankton gastropodák (pteropódák) hiányoznak. Mivel a vízmélység jelenlétüket indokolttá tenné, ugyancsak arra kell következtetni, hogy ennek a szakasznak az üledékei vi¬ szonylag hideg vízből rakódtak le (Bohnné Havas M. szóbeli közlése). A Glo¬ bigerinatheka s. luterbacheri szintén tömegesen található a Sv-1. fúráshoz közeli Devecser-4. fúrás szelvényének 67,0-59,0 m közötti szakaszán. A Sv-1. szel¬ vényben a vizsgált minták faunáját főleg a nagytermetű G. eocaena, G. venezu¬ elana, G. pera alkotja, míg a csatkaiban a G. linaperta és a kisebb tennetű G. eocaena uralkodik. A felső-eocén Globigerinatheka semiinvoluta zónában mindkét szelvény plankton és bentosz faunája jóval szegényesebb. 120 Földtani Közlöny 127/1-2 Stabil izotóp arányok Sv-1. szelvény Az eocén összlet 701-551/7 m közötti szakaszáról vett 14 mintából monoge- nerikus plankton (Globigerina/ továbbiakban G.) és bentosz (Cibicides, továb¬ biakban C.) foraminifera preparátumokat készítettünk és megmértük azok sta¬ bil C és O izotóp arányát. Az eredményeket a 3. ábrán mutatjuk be. A G. ö 18 0 értéke egy minta kivételével negatívabbnak bizonyult az ugyan¬ abból a mintából nyert C. S 18 0 értéknél, valószínűsítve, hogy a fenékvíz hide¬ gebb volt a felszínközeli víznél. A vízmélység 660 m feletti gyors növekedésének (2. ábra) és az ezt minden bizonnyal követő hőmérséklet különbség növekedés¬ nek megfelelően a G. és a C. O-izotóp arányának különbsége 671,6 és 660 m között jelentősen megnő. 686 m-ben a G. 5 lS 0 értéke a C.-énél kevésbé nega¬ tívnak bizonyult! A C. 5 13 C értéke a G.-énél negatívabb, csupán 2 minta esetében bizonyult a G. O-izotóp aránya negatívabbnak, 0,05 ill. 0,14 ezrelékkel. A C-izotóp arányok különbsége 645 m felett jelentősen megnő majd 600 m felett lecsökken, ami a planktoni produktivitás megnövekedésére és azt követő lecsökkenésére utal. A 686 m mélységből vizsgált C. és G. 5 13 C értékei közötti különbség sokkal na¬ gyobb, mint a szomszédos minták esetében. Mivel ugyanebben a mintában a C. 8 ls O értéke a G.-énál negatívabb, valószínű, hogy itt a foraminiferák kalcit- jának jelentős része diagenetikus eredetű, ezért izotóp arányaik nem használ¬ hatók az üledékképződési környezet rekonstrukciójához. Ha a legnagyobb és legkisebb mélységből vizsgált értékelhető preparátumo¬ kat tekintjük, G. és C. ö* 8 0 értéke a csökkenő földtani korral -3,27 ezrelékről -2,51 ezrelékre ill. -2,81 ezrelékről -0,86 ezrelékre nőtt. Ez a növekedés azonban távolról sem egyenletes, a G. és a C. hozzávetőleg párhuzamosan futó 5 ls O görbéi 2 minimumot és 1 maximumot mutatnak. A maximum és a minimumok különbségei a C. esetében jóval nagyobbak. 671,6 és 666,0 m között a G. és a C. 5 13 C értéke egyaránt jelentősen - 1,1 ill. 1,4 ezrelékkel - csökken. Ezután a C-izotóp arányok a csökkenő mélységgel nőnek majd csökkennek, a változás amplitúdója 0,7-0,8 ezrelék. Az 551,7 m-ből vizsgált G. O-és még inkább C-izotóp aránya a könnyű izo¬ tópok jelentős dúsulását mutatja a legközelebbi vizsgált (586,5 m) mintához képest (1,5 ill. 4 ezrelék). Bentosz foraminiferákon mért adatok hiányában nem zárható ki, hogy itt a Globigerinák kalcitjának jelentős része diagenetikus ki¬ válás. Ck-2. szelvény Az eocén összlet 379,2 és 532,5 m közötti szakaszából gyűjtött 16 mintából történtek foraminifera stabil izotóp vizsgálatok. G. preparátumokat valamennyi mintából, míg C. preparátumokat csupán a 428 m-nél mélyebbről gyűjtöttekből sikerült készíteni. A stabil izotóp arányok mélység szerinti változását a 4. ábrán mutatjuk be. Kollányi K. et al.: Változásoka bakonyi eocén tengerben 121 SOMLÓVÁSÁRHELY -1. 520 -6-4-2 0 deltalSO (permii) o -2 0 2 delta13C (permii) 3. ábra. Bentosz és plankton foraminiferák O- és C-izotőp arányai a földtani kor függvényében a Somlóvásárhely-1. magfúrás középső-eocén összletében. A vonallal össze nem kötött jelek azokat a mintákat képviselik, melyek feltehetően jelentős mennyiségű diagenetikus kalcitot tartalmaznak Fig. 3. Middle Eocéné oxygen and carbon isotopic records of benthic and planktonic foraminifera versus sediment age at the Somlóvásárhely-1 . corehole. Symbols nőt linked with lines represent samples wit'n prohably considerable contributíon of diagenetic calcite. KÖZÉPSŐ-EOCÉN = Middle Eocéné; FELSŐ¬ EOCÉN = Upper Eocéné A 437,1 m-ből vizsgált mintától eltekintve a G. S 18 0 értéke mindig negatí¬ vabbnak bizonyult a C.-énél. A különbség 1-2,7 ezrelék között változik, átla¬ gosan nagyobb, mint a Sv-1. szelvénynél. Az 505,5 ill. 502,5 m-ből nyert C. és G ö 18 0 értékeket a közöttük lévő igen nagy különbség ill. a görbék ellentétes változása miatt a további értékelésnél nem vesszük figyelembe; valószínű, hogy a foraminiferák itt jelentős mennyiségű diagenetikus kalcitot tartalmaznak. Ha a legnagyobb és legkisebb mélységből vizsgált értékelhető preparátumo¬ kat tekintjük, G. és C. 5 18 0 értéke a csökkenő földtani korral -6,26 ezrelékről -4,25 ezrelékre ill -4,89 ezrelékről -2,84 ezrelékre nőtt. A G. és a C. 5 13 C görbéi többnyire párhuzamosak, távolságuk -0,35 és 0,36 ezrelék között ingadozik. Az O-izotóp arányok a mélységgel a Sv-1. szelvényben tapasztalthoz hasonló pe- 122 Földtani Közlöny 127/1-2 CSATKA-2. 4. ábra. Bentosz és plankton foraminiferák O- és C-izotóp arányai a földtani kor függvényében a Csatka-2. magfúrás középső-eocén összletében, A vonallal össze nem kötött jelek azokat a mintákat képviselik, melyek feltehetően jelentős mennyiségű dmgenetikus kalcitot tartalmaznak Fig. 4. Middle Eocéné oxygen and carbon isolopic records of benthic and planktonic foraminifera versus sediment age at the Csatka-2. corehole. Sytnbols nőt linked xvith lines represent samples voith a probably considerable contribution of diagenetic calcite. KÖZÉPSŐ-EOCÉN = Middle Eocéné; FELSŐ-EOCÉN = Upper Eocéné riodikus változást mutatnak, de a G.-nél és nem a C.-nél nagyobb a 8 18 C) értékek változásának mértéke (4,5 ül. 2 ezrelék). A Globigerina semiinvoluta biozónában a G. 8 18 0 és 8 13 C értékei a kor csök¬ kenésével jelentős negatív eltolódást mutatnak. Bentosz foraminiferákon mért stabil izotóp arány adatok hiányában nem dönthető el, hogy az üledékképző¬ dési környezet változása vagy a rétegsorban felfelé haladva egyre fokozódó diagenetikus karbonát kiválás okozza az eltolódást. KollAnyi K, et al: Változások a bakonyi eocén tengerben 123 A Sv-1. és a Ck-2. szelvények O-izotóp arány görbéinek összehasonlítása Az Sv-1. és Ck-2. szelvények oxigén izotóp arányainak rétegtani változását az 5. ábrán együtt mutatjuk be. A 18. mágneses anomália alját választva izokron felületnek a két szelvény durván S-alakú görbéi rétegtanilag eléggé hasonló lefutásüak: az O-izotóp arányok a 19/2. normál polaritású intervallumtól kb. a 18. mágneses anomália aljáig nőnek, majd a 18. mágneses anomálián keresztül csökkennek, végül a 17. mágneses anomália alatti fordított polaritású interval¬ lumbari és a 17. mágneses anomália alsó részében ismét nőnek. Meg kell em¬ lítenünk, hogy a Ck-2. szelvény 465 és 485 m közötti, a 4. és 5. ábrákon vonal¬ kázással kiemelt szakaszában nem történtek paleomágneses mérések, ezért itt a 18. mágneses anomália alsó határa kérdéses volt. A stabil izotóp arány vizs¬ gálatok egy nem várt eredménye az anomália aljának kijelölése. Hasonlóság mutatkozik meg abban is, hogy a G. és a C. O-izotóp arányai a csökkenő földtani korral 0,76 és 1,95 ezrelékkel ill. 2,01 és 2,05 ezrelékkel nőnek a Sv-1. és Cv-2. szelvények vizsgált középső-eocén szakaszán. Mindez a két közeli eocén tengerrész alapjában nyilván hasonló hőmérséklet változásai miatt várható is. A durván megfelelő korú óceáni üledékekből vizsgált plankton és bentosz foraminiferákon OBERHANSLI et al. (1984) és Barrera & HuBER (1993) a 51 8 0 0,72 és 0,97 ezrelék között változó és két 0,8-0,9 ezrelék amplitúdójú vissza¬ eséssel megszakított növekedését tapasztalta. Mivel az eocénben a sarki jégta¬ karó tömege még nem volt olyan nagy, hogy számottevően befolyásolja az óceán O-izotóp arányát, a fenti összletekben tapasztalt ö 18 0 növekedés egyértelműen a felszínközeli és a fenékvíz hőmérsékletének csökkenését mutatja a középső- -felső-eocén folyamán. Ennek mértéke az óceánok felszínközeli és fenékvizében egyaránt kb. 4°C volt. Ha a két vizsgált szelvényben tapasztalt O-izotóp arány növekedést kizárólag a tengervíz hőmérsékletének változására vezetjük vissza, úgy a bakonyi eocén tenger 3-9 °C-al hűlt le a középső-eocén folyamán. A ö ls O középső-eocén végi visszaesésének amplitúdója a két vizsgált szel¬ vényben jóval nagyobb, mint a megfelelő korú óceáni üledékekben. Ha ezt az O-izotóp arány változást kizárólag a víz hőmérsékletének megváltozására ve¬ zetjük vissza, akkor 10-12 °C hőmérséklet ingadozást kell feltételeznünk a kö¬ zépső-eocén végi bakonyi tengerben. A viszonylag kis víztömeg miatt az óce¬ ánénál nagyobb hőmérséklet ingadozás nem lenne meglepő. Ugyanakkor, szin¬ tén a viszonylag kis víztömeg miatt, azt sem lehet kizárni, hogy a víz O-izotóp aránya is változott a vizsgált időszakban, pontosabban, hogy ez a változás je¬ lentősebb volt, mint az óceánban. A bakonyi eocén tengerrészek vize O-izotóp arány változását a sótartalom változása és a beömlő folyók vize ő ls O értékének változása egyaránt és együtt is okozhatta, A két szelvény oxigén izotóp arány görbéi ugyanakkor jelentősen el is térnek egymástól. A Ck-2. szelvény G. és C. S ls O értékei 2-3 ezrelékkel negatívabbak a Sv-1. szelvény rétegtanilag hasonló helyzetű mintái S ls O értékeinél. Mivel a két vizsgált eocén szelvény Globigerina faunáinak faji összetétele eléggé eltérő, az O-izotóp frakcionáció faj-specifikus jellege miatt nem várhatjuk a két G. 224 Földtani Közlöny 127/1-2 CSATKA-2. - 6 - 4-2 0 deltái 80 {permii) 5. ábra, Bentosz és plankton foraminiferák O-izotőp arányai a földtani kor függvényében a Somlóvásárhely-1. és a Csatka-2. magfúrások középső-eocén összletében, A vonallal össze nem kötött jelek azokat a mintákat képviselik, melyek feltehetően jelentős mennyiség diagenetikus kalcitot tartalmaznak. Az izotóp arány görbék illesztése a 18. mágneses anomália alsó határánál történt Fig, 5. Middk Eocéné oxygen isotopic records of benthic and planktonic foraminifera versus sediment age at the Somlóvásárhely-1. and Csatka-2. corehoks Symbols női linked with lines represent samples with a probably considerable contribution of diagenetic calcite. The isotope curves have been fitted along the hasé of the 18 magnetic anomaly. KÖZÉPSŐ-EOCÉN = Middle Eocéné FELSŐ-EOCÉN = Upper Eocéné S ls O görbe teljes egyezését. Ez azonban csak kicsiny részét okozhatja a különb¬ ségnek, annak zöme egyrészt a két eocén tengerrész hőmérséklete, esetleg O- izotóp aránya különbségét, másrészt a két szelvény foraminifera vázai eltérő diagenezisét tükrözheti. Az őslénytani megfigyelések mindkét feltételezést megerősítik. A DNy-Ba- kony eocén tengerrészének kisebb hőmérsékletére utal az, hogy a Sv-1. szelvény Truncorotaloides rohri zónába tartozó üledékeiben jelen van, a Ck-2, rétegtanilag megfelelő üledékeiben viszont teljesen hiányzik a viszonylag hideg vizet ked¬ velő Globigerínatheka s. luterbacheri faj. A DNy-Bakony eocén tengerrészének kisebb hőmérsékletére mutat az a megfigyelés is, hogy az Orbulinoides beckmanni és a Truncorotaloides rohri zónákba tartozó üledékek Globigerina faunájában a KollAnyi K. et al.: Változások a bakonyi eocén tengerben 125 Sv-1. szelvény esetében gyakoribbak a nagyobb termetű fajok. Az a tény, hogy a Ck-2, szelvényben a S ls O értékek jóval negatívabbak , mint a Sv-1. szelvény¬ ben, összhangban van a Ck-2. üledékeit lerakó tengerrész alacsonyabb hőmér¬ sékletével. Ugyanakkor a Ck-2. szelvény foraminiferáinak rosszabb megtartása, nagyobbfokú átkristályosodottsága azt sugallja, hogy itt nagyobb mérvű a dia¬ genetikus kakit hozzájárulása a foraminiferák vázához. A nagyobb mérvű dia¬ genetikus kalcit kiválást valószínűsítik a O-izotóp görbék szabálytalanabb le¬ futása ill. a G. és C. C-izotóp arányok különbségének előjelváltásai is. Az a tény azonban, hogy a két szelvény O-izotóp görbéi rétegtanilag nagyon hasonló lefutásúak, arra mutat, hogy a diagenetikus kalcit kiválás dacára a Ck-2. szel¬ vény foraminifera S 18 0 értékei használhatók az őskörnyezeti rekonstrukcióban. A Ck-2. szelvény foraminiferáinak jóval negatívabb O-izotóp arányai így a ÉK- Bakony eocén tengerrésze nagyobb hőmérsékletét és/vagy a beömlő folyók vizének negatívabb 8 ls O értékét valószínűsítik. Utóbbi esetben a ÉK-Bakony eocén tengere vízgyűjtőjén kisebb O-izotóp arányú csapadék hullott. Mindkét esetben a két tengerrész viszonylag független fejlődését kell feltételeznünk. Következtetéseink megcáfolásához vagy finomításához természetesen újabb szelvények lehetőleg sűrűbb mintavétellel történő vizsgálatára van szükség. Már most is valószínűsíthető azonban, hogy a foraminiferák stabil izotóp arᬠnyának ismerete nemcsak az óceánok, de a harmadidőszaki szegélytengerek üledékképződési környezetének rekonstrukciójában is jelentős segítséget nyújt¬ hat. Következtetések A DNy-Bakony eocén tengerrészének planktoni produktivitása jelentősen megnőtt a 19/1. normális polaritású intervallumnak megfelelő időtartam után. A bakonyi középső-eocén felhalmozódása során a tenger lehűlése legalábbis hasonló, de valószínűleg nagyobb mértékű (3-8°C) volt, mint az óceánoké. A DNy-Bakony és az ÉK-Bakony eocén tengerrészeinek hőmérséklete (és nagy valószínűséggel O-izotóp aránya) jelentős párhuzamos változásokon ment át a középső-eocén során. Az ÉK-Bakony középső-eocén tengerrésze melegebb (és a könnyű O-izotópban nagy valószínűséggel dúsabb) volt. A két tengerrész egymástól viszonylag függetlenül fejlődött. Köszönetnyilvánítás A munkát az OTKA 554-es számú kutatási szerződése tette lehetővé. V. I. köszönetét fejezi ki LANTOS Miklósnak és MÜLLER Pálnak értékes megjegyzé¬ seikért és tanácsaikért. Szerzők köszöne tűket fejezik ki Demény Attila és Kecs¬ keméti Tibor lektoroknak. 126 Földtani Közlöny 127/1-2 Irodalom - References Balogh K., Csige I., Hakl J,, Hertelendí E., Hunyadi I. 1994; Litoszféra és hidroszféra; a geológiai környezet állapotának vizsgálata. - In: Koltay E. (ed.) Fejezetek a környezetfizikából. KLTE- ATOMKI Közös Fizikai Tanszék, Debrecen, 134-228. Barrera, E., Huber, B.T. 1993: Eocéné to Olígocene oceanography and temperatures in the Antarctic Indián Óceán. - Antarctic Research Series, 60, 49-65. Báldi-Beke M. 1984: A dunántúli paleogén képződmények nannoplanktonja. - Geologica Hungarica Series Paleontalogica, 43, 1-107. Bernhardt, B., Lantos, M., Márton, P., Báldi-Beke, M., Horváth-Kollányi, K., Kecskeméti, T. 1985: Magneto-and biostratigraphy of an Eocéné sequence írom borehole Somlóvásárhely-1. (SW Bakony Mts. Hungary). - INA Newsletter, 7, 53-60. Bernhardt, B., Báldi-Beke, M., Lantos, M,, Horváth-Kollányi, K., Márton, P. 1988: Eocéné magneto- and biostratigraphy at Somlóvásárhely, Hungary. - Acta Geologica Hungarica, 31, 33-52. Bolli, H.M. 1972: The genus Globigerinatheka Brönnimann. - Journal of Foram. Rés. VoL 2, No. 3, 109-136. Boltovskoy, E., Wright, R. 1976: Recent foraminifera. - Dr, W. Juhk b.k. - Publishers, The Hague, 391 p. Eckert, H.R. 1963: Die obereozánen Globigerinen-Schiefer (Stadund Sehimbergschiefer) zwischen Pilátus und Schrattenfluh. - Eclogae Geol. Helv., 56, 1001-1072. Emrich, K., Ehhalt, D.H., Vogel, J.C. 1970: Carbon isotope fractionation during the precipitation of calcium carbonate. - Earth and Planetary Science Letter, 8, 363-371. Fontugne, M.R., Calvekt, S.E. 1992: Laté Pleistocene variability of the carbon isotopic cornposition of organic matter in the Eastern Mediterranean: Monitor of changes in carbon sources and atmospheric C0 2 concentrations. - Paleoceanography, 7, 1-20. Friedman, I., O'Neil, J.R. 1977: Compilation of stable isotope fractionation factors of geochemical interest. - In: Data of Geochemistry 6th, Geol. Surv. Prof. Paper 440-KK. Horváth-Kollányi K 1983: Az ÉK-dunántúli terület eocén plankton Foraminifera zónái. - Földtani Közlöny, 113 , 225-236. Horváth-Kollányi K., Nagy-Gellai Á. 1989: Foraminiferák paleobatimetrikus értékelése paleogén szelvényeknél. - MÁF1 Évi Jelentése 1988-ról, 115-131. Israelson, C., Buchardt, B., Funder, S., Hueberton, H.W. 1994: Oxygen and carbon isotopic cornposition of Quaternary bivalve shells as a water mass indicator: Last interglacial and Holocene, East Greenland. - Palaeogeography, Palaeoclimalology, Palaeoecology, 111, 119-134. MurrayJ.W. 1968: The livingForaminiferidaeofChristchurchHarbour, England. - Micropaleontotogy, 14, 83-96. Oberhansli, H., Mckenzie, J., Toumarkine, M.A., Weissert, H. 1984: Paleoclimatic and paleocea- nographic record of the Paleogene in the Central South Atlantic (Lég 73, Sites 522, 523 and 524). - lnitial Report of the Deep Sea Drilling Project, 73, 737-748. O'Neil, J.R., Clayton, R.N., Mayeda, T.K. 1969: Oxygen isotope fractionation in divalent metál carbonates. - The Journal of Chemical Physics, 51 , 5547-5558. Tang, C.M., Stott, L.D. 1993: Seasonal salinity changes during Mediterranean sapropel deposition 9000 years B.P.: Evidence Írom isotopic analysis of individual planktonic foraminifera. - Paleoceanography, 8, 473-493. Toumarkine, M., Luterbacher, FI. 1985: Paleocene and Eocéné planktic foraminifera. - In: Perch- Nielsen, K. (Eds): Plankton Stratigraphy. Cambridge Univ. Press, Cambridge 87-154 Wilson, T.R.S. 1975: Salinity and the major elements of sea water. - In: Riley, J.P., Skirrow, G. (Eds): Chemical Oceanography, Academic Press, London, Vol. 1, 365-413. A kézirat beérkezett: 1995. 12. 01 Földtani Közlöny 127/1-2, 127-144 (1997) Budapest A meddő kőzetek ásványtani összetétele a Borsodi-medence egyes alsó-miocén barnakőszéntelepeiben Mineralogy of barren rocks in Lower Miocéné brown coal deposits of the Borsod Basin (N. Hungary) Viczián István 1 - Barna Zsuzsanna 1 - Földvári Mária 1 (4 ábra, 5 táblázat) Key words: Lower Miocéné, Borsod Basin (North Hungary), brown coal, clay mineralogy Abstract Detailed sampling was carried out in 14 coal seam profiles of 7 brown coal deposits in the North Hungárián Borsod Basin. The mineralogical analysis was part of a complex study aiming to reconstruct the paleo-environmental relations of the deposition of the Ottnangian coal sequence. The samples and the < 2 ura fraction were analysed by X-ray diffraction. DTA-DTG methods were used to determine the organic carbon and totál carbonate contents of the búik samples and to characterise the water contents and absorbed cations in clay minerals. The lower stratigraphic horizons within the coal sequence formations underlying or interbedding the coal seams consist predominantly of redeposited volcanogenic matériái. Volcanogenic components are derived from local sources such as from the Ottnangian "Gyulakeszi" rhyolite tuff and from the products of its terrestrial weathering, which form the base of coal sequence. The clay layers within the coal seams contain plagioclase, partly of high temperature modification, little clinoptilolite, much smectite, little illite and various amounts of kaolinite/smectite mixed-layers or disordered kaolinite. The transformation of the acid volcanic glass and feldspars intő smectite and the subsequent transformation of smectite intő kaolinite is accompamed by the production of silica. This precipitates in amorphous form or in the form of opal-CT, cristobalite or quartz and results in diatomaceous and silicified coal and barren rock layers. The barren rock layers in the coal seams contain little detrital quartz and are practically carbonate-free, There are few bentonite layers in the coal seams derived of synchronous fallout of acid tuffs which can be followed in the neighbouring occurrences. These tuff layers are usually less kaolinised than the redeposited ones. In the higher stratigraphic horizons and in the overlying formations of every coal seam, the dominant components of the rocks are terrigeneous clastic sediments. They contain detrital quartz, mixed-layer illite/smectites with high proportions of smectite (80 to 100%), detrital illite-2M, chlorite and kaolinite. The terrigeneous clastic rocks usually contain 10 to 20% carbonates (calcite+dolomite). As shown by high smectite contents, disordered minerals and degree of coalification, no signiíicant burial diagenesis or postdepositional thermal effect affected the coal deposits. Manuscript received: 26. 05. 1996 1 Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest, Stefánia út 14. 128 Földtani Közlöny 127/1-2 Összefoglalás A Borsodi-medencében 7 lelőhelyen összesen 14 szelvényben mintáztuk meg részletesen a barnakőszén-telepeket. A kőszénláp őskömyezeti rekonstrukciója keretében műszeres ásványtani vizsgálatokat végeztünk a telepek fekü, fedő és közbetelepült meddő rétegein. A teljes kőzetmintákat és a < 2 pm frakció anyagát röntgendiffrakciós módszerrel vizsgáltuk meg. Termikus elemzést csak a teljes kőzetmintákon végeztünk a szerves anyag és karbonát-tartalom, valamint az agyagásványok jellemzése céljából. A kőszénósszleten belül a medencék alsó két telepe feküjében és közbetelepüléseiben uralkodó az ottnangi Gyulakeszi Riolittufa Formációból áthalmozott vulkanogén üledékanyag. Ezekben az agyag- és bentonit-rétegekben leggyakrabban magas-plagioklász, ritkábban káliföldpát, kevés klinoptilolit, sok szmektit, különböző mennyiségű kaolinit/szmektit vagy rendezetlen kaolinit található. Mind a savanyú vulkáni üveg szmektitesedése, mind a szmektit további kaolinosodása kovasav felszabadulásával jár, amely amorf formában, vagy opál-CT, cristobalit, vagy kvarc alakjában válik ki. Ennek következményei a diatomás és kovás rétegek (kőszenek stb). A telepek meddő kőzetei különben kevés törmelékes kvarcot tartalmaznak, és gyakorlatilag karbonátmentesek. Van néhány bentonit-réteg a telepekben, amely a szomszéd lelőhelyek között is párhuzamosítható, ezek valószínűleg egyidejű tufahullás révén keletkeztek. Ezek a rétegek kevésbé kaolinosodtak, mint az áthalmozott anyagúak. A vizsgált telepek magasabb rétegtani szintjeiben és általában minden telep fedőjében a terrigén törmelékes üledékanyag válik uralkodóvá. Ennek összetétele: törmelékes kvarc és földpát (ala- csony-plagioklász), nagy (80-100%) szmektit-hányadú kevert rétegű íllit/szmektit, törmelékes illit-2M, klorit és kaolinit. A terrigén törmelékes kőzetek rendszerint 10-20% karbonátot (kalcit+do- lomit) tartalmaznak. A nagy szmektit-tartalom, a rendezetlen szerkezetű ásványok és a szénülési fok azt mutatják, hogy az összletet nem érte jelentős betemetődési diagenezis vagy más hőhatás. Bevezetés A Borsodi-medence bamakőszéntelepeinek részletes őskörnyezeti vizsgálata 1988 és 1992 között folyt a Magyar Állami Földtani Intézetben. Ennek keretében műszeres ásványtani vizsgálatokat végeztünk a kőszéntelepek fekü, köztes meddő és fedő képződményein. Hét lelőhelyről összesen 14 mintavételi hely anyagát vizsgáltuk meg. A mintavétel és a gyűjtött minták elsődleges (terepi) leírása elsősorban PARTÉNYI Z. nevéhez fűződik. Az egyes lelőhelyek vizsgálati eredményeinek földtani értékeléséről külön részjelentések számolnak be, ame¬ lyek megadják az ásványos összetétel genetikai típusát, és kisebb távolságú, az egyes mintavételi helyek közötti, vagy a szomszédos lelőhellyel való korrelᬠciókat is megállapítanak. A terület földtani viszonyait a kutatási program keretében RADÓCZ (1993a, b) foglalta össze. A program keretében vizsgált minták helyét RADÓCZ 1993 évi első (a) összefoglalásában térkép jelzi, a második kéziratos jelentésében (b) pe¬ dig ábrázolja a kőszéntelepek rétegtani helyzetét is. Az egyes módszerek közül csak néhányan publikálták az eredményeket, így a szénkőzettani (HÁMOR-VlDÓ 1992, 1993a, b), valamint a paleobotanikai részt (NAGY & RÁKOSI 1993). A láp¬ rekonstrukció módszereit és eredményeit BOHNNÉ HAVAS foglalta össze (1992), valamint ismertette nyomtatásban (1993a). A Földtani Társulatban többször volt beszámoló a projektről, így 1992, június 12-én a salgőbányai vándorgyűlésen, 1992. október 29-én Miskolcon, valamint VlCZiÁN I. et al: Alsó miocén kőszéntelepek meddő kőzeteinek vizsgálata 129 az 1996. január 29-én Budapesten rendezett ankétem. Az eredményeket részben bemutattuk nemzetközi rendezvényen is (Bohn-Havas et al. 1995; Viczián 1996). A kutatási program eredményei beépültek BOHNNÉ HAVAS kandidátusi tézi¬ seibe (1993b) és HáMORNÉ VlDŐ doktori értekezésébe (1994). Vizsgálati módszerek A lehetőleg kis szerves anyag tartalmú, általában agyagos-márgás megjele¬ nésű mintákat először makroszkóposán leírtuk. A teljes kőzetmintákat röntgen¬ diffrakciós és termikus módszerrel elemeztük meg. A vizsgálatokat nehezítette a bonyolult fázisösszetétel, a rendezetlen szerkezetű agyagásványok, a két- (sőt három-) féle amorf anyag (szén, vulkáni üveg és esetenként amorf kovasav) lehetséges együttes jelenléte. A teljes kőzet röntgenvizsgálatánál, az agyagás¬ ványok szokásosnál gyengébb intenzitású bázisreflexiói miatt, mennyiségüket könnyen alábecsültük. A kvantitatív elemzés pontosságát a termikus módszer¬ rel való összehasonlítás javította. A termikus elemzésből vettük át az össz-kar- bonát mennyiségét, amit a röntgen-vonalak alapján osztottunk el az egyes kar¬ bonát-fázisok között. A másik adat, amit a termikus elemzésből határoztunk meg, a szerves anyag mennyisége volt. A szerves anyag kb. 15% felett viszont már zavarja az agyag¬ ásványok termikus módszerrel való meghatározását, mert az agyagásványok OH-vesztését is fedi a szerves anyag égési reakciója, valamint az agyagásvᬠnyokon és a szerves anyagon adszorbeálódott tapadóvíz összeadódik, Kb. 20% szerves anyag fölött nem ég el a hevítés során a teljes szervesanyag mennyiség, tehát a valóságos mennyiség nagyobb lesz, mint a meghatározott. Ezeket az eseteket a 2-4. ábrákon a nagyobb %-ok felé mutató vízszintes nyíllal ábrázoltuk. Az amorf anyag össz-mennyíségét Rischák (1989) módszerével becsültük a röntgen-diagramon az alapvonal-megemelkedés mértéke alapján. A <2 pm frakciót ülepítéssel választottuk le a MÁFI Szediment-laboratóriumában. A karbonátokat 3% HCl-es kezeléssel oldottuk ki. Az ülepítéshez stabilizálószemek igen híg NH4OH oldatot használtunk (72mlNH40H/1001 deszt. víz). Aleválasztott mintákról csak röntgenvizsgálat készült, orientált preparátumokon, kezeletlen és etilénglikollal kezelt állapotban. Ezeken a preparátumokon csak az agyagásványok egymáshoz viszonyított arányát határoztuk meg a bázisreflexiók Összehasonlítása segítségével. A rosszul kristályosodott kaolinit és az esetleges kaolinit/szmektit kevert szerkezet mennyiségét együtt adtuk meg. Eredmények Az egyes részterületekre vonatkozó műszeres ásványtani vizsgálatok ered¬ ményeit az 1-5. táblázatokon összegeztük. Igyekeztünk félkvantitatív formában megfogalmazni a számszerű eredmények általánosítható következményeit. 130 Földtani Közlöny 127/1-2 1. ábra. Kaolinit/szmektit kevert szerkezetet tartalmazó minta röntgendiffrakciós felvételei. Zöldesszürke, szerves festődésű, széntörmelékes agyag, Vadna II. sz. külfejtés, V. telep feküje, 1. sz. minta. N: kezeletlen, EG: etilénglikollal kezelt, <2 pm alatti frakcióról készült felvételek. Az agyagásványok bázisreflexióinak rövidítései: s: szmektit, í: illit, k: kaolinit, k/s: kaolinit/ szmektit (kb. 40:60, Thiky et al, 1991 ábrájával összehasonlítva) Fig. 1. X-ray diffraction pattern of a sample containíng mixed-layer kaohnite/smectite. Greenish-gray clay with coal debris and disperse organic mutter. Locality: open pit No. II at Vadna, hasé of the coal seam No. V, sample No. 1 N; untreated, EG: treated with ethylene glycol, <2 pm fraction. Abbreviations of the basal reflections of clay minerals: s: smectite, i: illite, k: kaolinite , k/s: kaolinite/smectite (cca. 40:60, determined by comparison with the figures of Thiry et al. 1991) A táblázatok hasonló szerkezetűek, mindegyik kb. Ny-ról K felé haladva so¬ rolja fel a lelőhelyeket. Külön oszlopban szerepelnek egy lelőhelyen belül is az egyes mintavételi helyek. (Lyukóbányán a 4. sz. mintavételi helyet tettük előre, mert ez felel meg legjobban a földrajzi elhelyezkedésnek.) Mivel a lelőhelyek Viczián I. et al: Alsó miocén kőszéntelepek meddő kőzeteinek vizsgálata 131 két részmedencében, a Ny-Borsodi- és a K-Borsodi-rnedencében találhatók, eze¬ ket a medencerészeket Is feltüntettük. A táblázat tartalmazza a szénteíepek szᬠmozását is, külön-külön a két medencerészben, A K-Borsodi-medencében az V., IV. és II. telepet vizsgáltuk, a Ny-Borsodi-medencében a III. és a II. telepet. Egy-egy mintavételi helyen csak egy telepből származnak az általunk vizsgált minták. A táblázatban az egyes telepek szelvényén belül alul a feküt, középen a köztes meddő rétegeket, felül a fedő összetételét ábrázoltuk, ezeket vízszintes vonal választja el. A hasonló ásványtani összetétel, makroszkópos megjelenés és települési hely¬ zet alapján egymással párhuzamba állítható mintákat szaggatott vízszintes vo¬ nallal kötöttük össze. Az üledékanyag jellege Az 1. táblázat tulajdonképpen a további táblázatokban részletezett adatok összefoglalása, amelyben vulkanogén és terrigén törmelékes ásvány-együttese¬ ket, Ül. ezek különböző arányú keverékeit állapítjuk meg. A bontott savanyú-intermedier vulkanogén uledékanyagra a következő ás¬ ványok együttese jellemző: sok szmektit, kaolinit/szmektit kevert szerkezet, rosszul kristályosodott kaolinit és illit, esetenként biotit, vulkáni üveg (0-10%), magas-plagioklász, opál-CT és cristobalit. A terrigén törmelékes üledékanyagra a következő ásványok együttese jel¬ lemző: illit/szmektit szabálytalan kevert szerkezet (szmektit-hányad: kb. 80-100%), illit-2M (jól kristályosodott), klorit (jól kristályosodott), kalcit, dolomit (5-10%). Külön feltüntettük, ha az így jellemzett ásvány-együttes kaolinosan mállott. A duzzadó agyagásványok típusa A 2. táblázat a kaolinit mellett a másik fő agyagásvány-csoport, a duzzadó agyagásványok típusait tünteti fel. Leggyakoribbak a szmektitek, amelyek a savanyú, esetleg andezites vulkáni anyag átalakulási termékei. A kaolinit egyes mintákban olyan rendezetlen, és a szmektit felé elhúzódó bázisreflexiójú, hogy kaolinit/szmektit kevert szerkezetnek tekinthető (1. ábra). Ezek a minták mu¬ tatják a szmektit kaolinosodásának átmeneti fokozatait. Végül vannak olyan minták, amelyekre nem a tiszta szmektit, hanem a nagy szmektit-tartalmú il¬ lit/szmektit kevert szerkezet jellemző. Ezek a terrigén törmelékes kőzetek. A farkaslyuki szelvény adatai erről a táblázatról hiányzanak. Ennek az az oka, hogy innen csak a teljes kőzetet vizsgáltuk, a <2 pm frakciót nem. 232 Földtani Közlöny 127/1-2 I I t 3 b<5 v &. <3 ^ s * s * % -*-« WJ , *■* P u 'g 33 £ c 5 N Ö <1 K-Borsodi-medence E Borsod Basin Lyukóbánya 4 12 3 > z P > > p > ■ ■T i > p > Z j E í > ; i > p « r i r i r ■ * í E í > i ■ » > p V{T)K Z P > j Edelény . IV. akna 2 t- > P > t i i ■ i i i i i ■ i i i ■ i i i i t i • i • ■ i i i i i « i « i ( i 1 i 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 i i i i i i p > Szeles IV.akn 1 i i i t i ■ * E ► z 1- > Feketevölgy .1. akna 1 2 > E 1 V(ép) ■V(T)K V • > ±; -—-A ->l(j.)/< Vadna II. külf 1 1 1 i i 1 t- "i ■ l z > > a £ o> . fekü fedő > i fekü Ny-Borsodi-medence W. Borsod Basin Mocsolyás-akna 12 3 Sí *«* z : * P 1- > _1 í 1 i i 1 ! 1 i i 1 * i • i i ■ * ! * p >. l- P > £ p i * | z • í t— ; > > 1 1 1 1 t- > Far¬ kas- lyuk 1 i t i i i H *>• í ■ ■ ■ i ■ * > telep sz. Seam No. iíedő a ö> Ifedő = Ifekü T: terrigén törmelékes, V: vulkanogén, K: kaolinosan mállott, ép: alig máliott, (): alárendelt mennyiségben T: terrigeneous, detrítaí, V: volcanogenic, K: kaolinitic weathering, ép: unweathered, {): in minor amounts Viczián I. et ah: Alsó miocén kőszéntelepek meddő kőzeteinek vizsgálata 133 & i Se 5 JS e>c ni "a w SS w c 2 & ^ ö N < s © O t — ő; "O c ffi 55 E «o .i CQ ■D -O O O tó jó o ° ca cq uj , c*j CM ca >H C ‘(0 XI o >» _ ro C C JC ;© ea © ,■ T3 > UJ . CM c JC (0 >% O) :Q > m G) C5 ■S c S •* % « ik-=- eait « . > = a £ a> co ,3 tó CQ m c J£ ca 1 -ca >> o tó ü o n CM ■ > jí «-(/>■= o a i u. jo a £ d> cd . 3 W tó tó tó a> c/> w tó tó tó w tó tó 3c w a> w 32 32 tó in :3 J£ a> j m tó 32 :3 JÉ 03 tó M » tó _W 32 _tó 32 «L ja. W tó : szmektit, i/s: illit/szmektit, k/s: kaolinit/szmektit : smectite, i/s: illite/smectite, k/s: kaoliníte/smectite 134 Földtani Közlöny 127/1-2 A minták foldj)át és zeolit tartalma A 3. táblázat a minták földpát- és esetleges zeolit-tartalmát mutatja be. A föld- pát legtöbbször plagíoklász, ritkábban és kisebb mennyiségben káliföldpát is megjelenik. A plagioklász egy kivételtől eltekintve (Feketevölgy 2. sz. minta¬ vételi hely, V. telep, 16. réteg 28. sz. minta) csak kis mennységben fordul elő. Ez az oka, hogy nem mindig lehetett meghatározni termális állapotát. Ahol ez sikerült, a plagioklász mindig magas hőmérsékletű módosulat volt, de ahol nincs a "magas'-plagioklász feltüntetve, még nem jelenti azt, hogy biztosan "alacsony"-plagioklász van a mintában, csak azt, hogy nem lehetett meghatᬠrozni. A magas-plagioklász a vulkanogén, az alacsony-plagioklász a terrigén- törmelékes összetételre jellemző. A zeolitokat csak a klinoptilolit képviseli elvétve a K-borsodi V. és a Ny-bor- sodi III. telepben. SiOi-változatok A 4. táblázat az SiC> 2 -változatokat, a kova-ásványokat tünteti fel. Kvarc min¬ den mintában jelen van, így azt nem ábrázoltuk a táblázatban, csak a K-borsodi V. telepben, ahol a kovásodott kőszenekben mennyisége meghaladta az 50%-ot. Hasonló lehet a Ny-borsodi, farkaslyuki II. telepből való minták egy része is, de ezekről nem készült röntgenvizsgálat, és csak a makroszkóposán megfigyelt kovásodás tényét rögzítettük ezeken a mintákon. A vulkanogén anyagú minták kevesebb kvarcot tartalmaznak, mint a terrigén törmelékes kőzetek, vulkanogén eredetű homokkövekben és aleuritokban is 10% alatt marad a kvarc. A kvarcon kívül opál-CT és cristobalit fordult elő, ezek tulajdonképpen egy¬ másba átmennek. Opál-CT-nek a kb. 22 °2©-nál szélesebb, cristobalitnak az éles csúcsot adó változatokat neveztük. A minták párhuzamosítása (pl. a K-borsodi IV. telepben) azt mutatja, hogy az egyik helyen opál-CT-t a másik helyen cris- tobalitot találunk ugyanabban a rétegben, tehát a kristályossági foknak ezek a különbségei a helyi viszonyoktól függnek. A mikromineralógiai-vizsgálatok (RAVASZNÉ BARANYAI 1992) rendszeresen ki¬ mutattak horzsakövet és más üveges, savanyú vulkáni elegyrészeket. Az amorf és félig amorf kovaváltozatok gyakorisága a savanyú vulkáni üveg szmektitté bomlásával, valamint a szmektit kaolinitté való átalakulásával lehet kapcsolat¬ ban. A szmektit-kovasav asszociáció több helyről, pl. a Tokaji-hegységből jól ismert (NeMECZ & VARJÚ 1973). LlPPMANN (1981) szerint mind a földpát szmek- titesedése és kaolinitesedése, mmd a szmektit kaolinitesedése kovasav felsza¬ badulásával jár. A felszabaduló kovasav egy része biogén úton válik ki, amit néhány helyen a diatomák elszaporodása is mutat. Karbonát-ásványok Az 5. táblázat a karbonát-ásványok eloszlását ábrázolja. Feltűnő a széntelepek karbonát-szegénysége, a minták nagy része egyáltalán nem tartalmaz karboná- III. táblázat - Table III Viczián I. et al: Alsó miocén kőszéntelepek meddő kőzeteinek vizsgálata 135 a £ a> S N ™ <0 "H '2 § CU <3 -a a. :0 ^ Uh Q> O c o "O c ® S5 £ 73 c 0) ■== C W C (0 “ CQ o-g « § o o CO CQ z CO CM <0 >» c X! •o 3 >> . re >, c c x >oj «j a> < ■c > UJ CM -£■ Q> o) re N s íűl ^ >» jra :Q m re +Z c ® „x í * CM re ü SS re . ;>=ö a £ 5 re co re c x re ■ re -re >» o re u o CO CM i ■ X >= re "5 re re r. ü- x -x* i a E a .re ■j n ®5 *j_JLco_Sj Ql a_ Q. E n E Q. ■É- Q. E a Q- Q. E q.5 a £ ax E? :3 X a CT 9-Q cr X sr X cr x :3 X <* s ® s O Ti ^ w K-Borsodi-medence E Borsod Basín Lyukóbánya 4 12 3 ■oCT oCT 1 ■oCT 0 oCT.cr oCT- ■cr— cr- i 1 i <á loCT-- -oCT— ■oCT— i o o oCT—1 i 1 i i ■ i i i 1 1 í o 1 4 h- o o s — Edelény . IV. akna Íí_2_ Sí i La +-> i l i f < ( 1 4 1 1 1 ■ 1 1 1 1 II 1 II 1 4 1 1 1 1 1 1 1 1 • f 1 1 ■ 1 1 1 1 ■ 1 1 II 1 1 1 1_1_1 Szeles IV.akn il $ cr- oCT oCT— 1 « h o _ Feketevölgy .1. akna 1 2 Q Q,oCT 0 oCT,ci cr 1— o o H i I ® i O jj' k. rí. o_ ° Vadna II. küll 1 oCT- Q-( 0- telep sz. Seam No. fedő fekü fedő IV. fekü fedő > fekü Ny-Borsodi-medence W Borsod Basin Mocsolyás-akna 1 2 3 0 cr cr 0 o ■ i i i i i __i___ i_L cr,0 O © Q i ! i A i «á_o Q Q i- tf) 3 LL JÉ ^ r- Q kov. 0- kov.- Q tlT o telep sz. Seam No. fedő fekü fedő fekü oCT: opál-CT, cr: cristobalit, tr?: tridimit?, Q: kvarc>50 %, kov.: kovásodás, (): kevés, 0: nincs oCT, cr, tr oCT: opal-CT, cr: cristobalite, tr?: tridimite?, Q: quartz>50 %, kov.: silicifícation, (): in low amounts, 0: no oCT, cr, tr Karbonát-ásványok Carbonate minerals Viczián I. et al: Alsó miocén kőszéntelepek meddő kőzeteinek vizsgálata 137 K-Borsodi-medence E. Borsod Basin Lyukóbánya 4 12 3 CD es o ■CD— -ACD (C)— 0. c a í l 1 Q Ó O < 1 1 í Q G \ \ ■CD— ACD- ! i 1 1 ( o Edelény . IV. akna 1 2 Q CD • t • ■ i i ■ i i i l i i i l i l i 1 i 1 l l i ! 1 1 ■ ■ CD—i c*- >4 1 0 Szeles IV.akn 1 -NHi CO ! o : o < G 1 o 0 G l 3H ö> :0 tt 55 04 0> J/Í o • tfe r:s=. CD GSQ ® i t a i o> o 0 .. 0- 0- ctrs ÉS co . > = T- CD-— i i Q telep sz. Seam No. fedő II. _ i fekü fedő > fekü fedő > fekü rsodi-medence sód Basin Mocsolyás-akna 12 3 -QQS Q I G> 0 0 Gl Q G 0- - 0 - G J Ny-Bo ív. eoj Far¬ kas¬ lyuk 1 CD G (C) - C telep sz. Seam No. fedő ■s 0) Jte_ IfedÖ = fekü : kalcit, D: dolomit, Sz: sziderit, A: aragonit, (): <2 %, 0: nincs karbonát : calcite, D: dolomité, Sz: siderite, A: aragonite, (): <2 %, 0: no carbonate 138 Földtani Közlöny 127/1-2 tót. A kakit és a dolomit közel egyenlő mennyiségben (5-10%) törmelékes ere¬ detű, az aragonit a kagylóhéjak anyaga, és a lumasellás rétegekben jelenik meg. Telepenkénti értékelés A K-borsodi terület egy-egy telepének jellegzetes szelvényét a 2-4. ábrák mu¬ tatják be. Az ábrákon feltüntettük a földtani szelvényt a mintavételi szakaszok¬ kal, a szerves anyag mennyiségét a termikus, a karbonátok mennyiségét a ter¬ mikus és röntgenvizsgálatok alapján, mindkettőt a teljes kőzetmintában. Az utolsó oszlop az agyagásványoknak a <2 pm frakcióban való megoszlását áb¬ rázolja a röntgenvizsgálat alapján. Ny-borsodi III. telep, K-borsodi V. telep (2. ábra) A földtani leírás szerint a kőszéntelepes összlet feküje az un. "alsó riolittufa" és felette a tufa szárazföldön áthalmozódott anyaga (RADÓCZ 1993a). Ennek megfelelően a legalsó kőszéntelep feküje, a kőszéntelepben közvetlenül a fekü felett következő meddő betelepülés, valamint a többi betelepülés nagy része is tisztán, vagy majdnem tisztán vulkanogén eredetű. Ez utóbbiakban a vulkano- gén eredetre utal a klinoptilolit időnkénti megjelenése is. Mocsolyás-akna 2. sz. mintavételi helyen a fedő is még tisztán vulkanogén eredetű, de közvetlenül alatta a legfelső meddő betelepülés is majdnem teljesen az. RAVASZNÉ BARANYAI (in BOHNNÉ Havas et al. 1992) mikromíneralógiai vizs¬ gálattal megállapította, hogy ezekben a legalsó telepekben a vulkanogén üle¬ dékanyagban nemcsak riolitos, hanem andezites összetételű komponens is van, amelynek mennyisége párhuzamosan változik a metamorf eredetű nehéz- ásvány-együttes mennyiségével (Mocsolyás-akna 2. sz. mintavételi hely, Vadna II. külfejtés). Ez az andezites anyag a metamorf eredetűvel együtt távolabbi lehordási területről származhat, és a felső-eocén andezitvulkanizmus, vagy a középső-oligocén kiscelli agyag lepusztulási terméke lehet, amelyben ismertek andezittufás közbetelepülések. A vulkanogén anyag különböző mértékben mállott. A Feketevölgy I. akna 2. sz. mintavételi helyén a telep felső harmadában van egy vékony, teljesen ép, sok magas-plagioklászt tartalmazó tufás betelepülés. A kevéssé kaolinosodott tufás anyag is általában bontott: jellegzetes agyag¬ ásványa a szmektit. Az erősebben kaolinosodott minták jellegzetes duzzadó ásványa a kaolinit/szmektit kevert szerkezet. A K-borsodi V. telep alsó szaka¬ szán több kaolinos közbetelepülés is van. A vadnai II. sz. külfejtésben már a fekü is erősen kaolinos. A K-borsodi V. telepben a közvetlenül a fedő alatt erős kovásodás figyelhető meg (Vadna, Feketevölgy). Különben az opál-CT vagy a cristobalit kis meny- nyiségben általában megtalálható. 139 Viczián I. et al: Alsó miocén kőszéntelepek meddő kőzeteinek vizsgálata Lithoiogy Organic matter Carbonates_Clay minerals (<2 gm) m Sample No. o iq 20 30 uo •/. 0 10 20 30 acri. 0 10 20 30 ao so 60 70 so so ioo - /. 2. ábra. A Kelet-borsodi V. telep egy jellegzetes szelvénye. Feketevölgy I. akna (Felsőnyárád-Sajókaza), 1. sz. mintavételi hely. Az ásványok betűjeleit és a kőzetjelek jelmagyarázatát lásd a 4. ábránál Fig. 2. Typical section of coal seam No. V of the East Borsod Basin, Locality: Feketevölgy, shaft No. I (Felsőnyárád-Sajókaza), sampling siie No. 1. Abbreviations of minerals and legend of rock symbols see at Fig. 4. A K-borsodi V. telep fedője kivételével a fekü és a meddő betelepülések gya¬ korlatilag karbonát-mentesek, ami azt mutatja, hogy nem voltak karbonátos kőzetek az aljzatban. A K-borsodi V. telep fedője a fekü és köztes képződményekkel ellentétben terrigén törmelékes eredetű, amire bizonyos mennyiségű törmelékes plagiok- lász, illit/szmektit kevert szerkezetű duzzadó agyagásvány, valamint kb. egyen- 140 Földtani Közlöny 127/1-2 3. ábra. A Kelet-borsodi IV. telep egy jellegzetes szelvénye. Szeles IV. lejtősakna (Múcsony), 1. sz. mintavételi hely. Az ásványok betűjeleit és a kőzetjelek jelmagyarázatát lásd a 4. ábránál Fig. 3. Typical section of coal seam No. IV of the Fást Borsod Basin. Locality: Szeles, oblique shaft No. IV (Múcsony), samplmg site No. 1. Abbreviations of minerals and legend of rock symbols see at Fig. 4. lő mennyiségű kakit és dolomit jellemző. Ez a fedő képződmény már a transz- gresszió megindulásáról tanúskodik, és távolabbi eredetű, nem közvetlenül a helyi partszegélyről származó üledékanyagot jelez. Ny-borsodi II. telep, K-borsodi IV. telep (3. ábra) A két telepet együtt tárgyaljuk, bár azonosságuk nem igazolódott (RADÓCZ 1993b). Lyukóbányán a IV. telep szárazföldi mállás által érintett riolittufás felszínre települ. Itt a vizsgált fekü alsóbb mintái még tisztábban vulkanogén jellegűek, ez a tufás fekü azonban már nem az "alsó riolittufa". Ezen a területen általában a fúrások sem hatoltak le az alsó riolittufáig, miután itt az alsó (V.) telep nem műrevaló (RADÓCZ 1988). Különben a fekü és a kőszéntelep alsó részében levő Uthology Sample No. Organtc matter Carbonates Clay minerals (<2 jun) Viczián I. et ah: Alsó miocén kőszéntelepek meddő kőzeteinek vizsgálata 141 ’ÖJ CN ^ . ^ P* H “ i cX) -. s $/> E *í tt ti w 4 S ^ "o 6-2 z ^ &c « * í Jf ^■■5 ' W £ .. S " >, « > ^ én ^ « > u Q t* ^ c - ? <■ S£ tso ’S 2; CS ts CQ .. TS ^ « o C » ÍN ^ E o £ Ö <0 2; 5 -1 Sí ■ V5 -X I U e ; *« r. >' K L f I s? ; yJ ’ U 8 ü ■fe’ij § 5 2 e ü E U1 Wi _ s; CS % u v» u m ti r* q ^ z ^ 142 Földtani Közlöny 127/1-2 betelepülések tartalmaznak terrigén törmelékes üledékanyagot is. ANy-borsodi területen a II. telep feküje részben, míg fedője elsősorban terrigén törmelékes eredetű üledékanyagot tartalmaz. A vizsgált Ny-borsodi II. telepben két jól követhető tufás szint van, hasonlóan, mint a K-borsodi IV. telepben, a Szeles IV. sz. aknában, ezek szmektitet tartal¬ maznak. A legjobban követhető a felső tufás szint, mind a nyugati, mind a keleti medencerészben, Lyukóbányán is mind a 4 mintavételi helyen. Ezekben a tufás betelepülésekben, valamint a feküben is, a magas-plagioklász legtöbb¬ ször jól azonosítható volt. A tufás betelepülések a fenti tulajdonságok alapján egyidejű tufaszórások eredményei lehetnek. Egyébként a borsodi telepekhez általában kapcsolódnak tufás rétegek (RadÓCZ 1993b). A kaolinos mállás az említett két tufaszórás termékeit kivéve általában erős. A K-borsodi szeles-aknai és lyukóbányai szelvényekről részletes szénkőzettani értékelés készült (HÁMOR-VlDÓ 1992). Ennek őskörnyezeti következtetéseivel összevetve azt látjuk, hogy a felső, kevéssé mállott tufás szint a medence belseje felé sekélylápi környezetben, a medenceperemhez közelebb a sekélyláp és a láperdő határán ülepedett le. A közvetlen fekü nyíltvízi környezetben, míg a legalsó meddő betelepülések sekélylápi, majd láperdei környezetben ülepedtek le. Úgy látszik tehát, hogy a leülepedés környezete nincs közvetlenül össze¬ függésben a kaolinosodás mértékével, az már a lehordási területen, a széntelep képződését megelőző időben megindulhatott. Az opál-CT és a cristobalit kis mennyiségben általánosan elterjedt. Farkas¬ lyukon két szintben erős kovásodás van. A fekü és a közbetelepülések gyakorlatilag karbonátmentesek. A fedő az újabb transzgresszió eredményeképpen ismét terrigén törmelékes, törmelékes plagioklászt, illit/szmektitet, valamint kalcitot és dolomitot tartal¬ maz. Jellegzetes közvetlenül a fenti típusú fedő alatt a K-borsodi medencerész¬ ben Szeles-aknán és Lyukóbányán is egy sok kagylóhéjat tartalmazó lumasel- la-réteg megjelenése. Ebben a nagy aragonit-tartalom a kagylóhéjakban van. HÁMOR-VlDÓ (1992) és BOHNNÉ HAVAS (1993a) őskörnyezeti értékelése szerint ezek a fedő képződmények már csökkentsósvízi lagúnában rakódtak le. K-borsodi 11. telep (4. ábra) Ebből a telepből csak az Edelény IV. aknából két mintavételi helyről van vizsgálatunk. Itt a kőszén alig tartalmaz meddő közbetelepülést, ezért csak a fekü és fedő képződményekről van adatunk. A feküben még van egy túlnyo¬ mórészt vulkanogén anyagú réteg, de a 2. sz. mintavételi helyen ez alatt is terrigén törmelékes anyag található. A fedő is ilyen. A terrigén törmelékes üle¬ dékanyagra itt is a törmelékes plagiokiász, az illit/szmektit, valamint a kaicit és a dolomit jellemző. Érdekes, hogy egy kérdéses tndimit kivételével itt már eltűnnek az alsóbb telepekre jellemző kova-ásványok, ami szintén a vulkanogén üledékanyag háttérbe szorulását és a transzgresszióval együttjáró terrigén tör¬ melékes üledékanyag térhódítását mutatja. Viczián I. et al: Alsó miocén kőszéntelepek meddő kőzeteinek vizsgálata 143 Következtetések 1. A kőszéntelepek feküjében és alsó közbetelepüléseiben a savanyú vulka- nogén anyag az uralkodó. Felfelé a vulkanogén üledékanyag mennyisége va¬ lamit csökken. 2. A kőszéntelepek fedőjében a terrigén törmelékes üledékanyag a jellemző. 3. A vulkáni anyag egy kivételtől eltekintve szmektitesen mállott, majd ez a szmektitesen mállott vulkanogén anyag különböző mértékben tovább kaolino- sodott. E folyamatokat amorf és kristályos kova-ásványok kiválása kíséri. 4. A széntelepek meddője szinte teljesen karbonátmentes, csak a fedőben ta¬ lálható lumasellás réteg, valamint általában mindenhol a fedőben 10-20% kal- cit+dolomit. A legvastagabb lumasella rétegek a K-borsodi IV. telep fedőjében települnek. 5. A meddő betelepülések az egyes részmedencéken belül ásványtani össze¬ tételük alapján viszonylag jól párhuzamosíthatók az egyes lelőhelyek között. Irodalom - References Bohnné Havas M. et al. 1992: Partszegélyi üledékfelhalmozódások őskörnyezeti viszonyai (Borsodi Kőszénláp). Kézirat, MGSZ Adattár, Budapest, 129 p. Bohnné Havas M. 1993a: Láprekonstrukciós módszerek és kutatási módszereik. - In: "Észak-ma¬ gyarországi földtani kutatások újabb eredményei 1 ’ 1-9. Miskolci Egyetem. Bohnné Havas M. 1993b: Magyarországi miocén molluszkák biosztratigráfiai és őskörnyezeti viszonyainak vizsgálata. - Összefoglaló kandidátusi tézisek, Budapest, 14 p. Bohn-Havas, M., Nagy, E., Radócz, Gy., Rákosi, L., Szegő, É. 1995: A paleoenvironmental reconst- ruction of the early Miocéné coal-bearing sequence in the Borsod Basín (N Hungary). - Xth R.C-M.N.S. Congress, Bucharest, Abstracts, 3, 217-219. Hámor-Vidő, M. 1992: Reconstruction of peat-forming environments on Miocéné brown coal sequences (N-Hungary). - Acta Geol. Hung. 3512, 165-175. Hámor-Vidó, M. 1993a: A coal-petrological study of brown coal seam Farkaslyuk II in west Borsod County, north Hungary. - Annual Rept. Hung. Geol. Survey 1991, 321-332. Hámorné Vidó M. 1993b; Borsodi kőszéntelepek szénkőzettani jellemzése. - In " Észak-magyaror¬ szági földtani kutatások újabb eredményei" Miskolci Egyetem, 12 p. Hámorné Vidó M. 1994: A Salgótarjáni Barnakó'szén Formáció szénkőzettana a Borsodi medencében. - Doktori értekezés. Miskolci Egyetem, 125 p. Lippmann, F. 1981: Stability diagrams involving clay minerals. - 8th Conf, on Clay Min. Petr., Teplice, 1979, 153-171. Univerzita Karlova, Praha. Nagy L-né, Rákosi L. 1993: A borsodi barnakőszén telepek paleobotanikai vizsgálata. - In "Észak¬ magyarországi földtani kutatások újabb eredményei” 1-6. Miskolci Egyetem. Nemecz, E., Varjú, Gy. 1973: Montmorillonite-cristobalite association in rhyolitic volcanic formations. - IXth Congress Carpatho-Balkan Geol. Áss., Budapest, 1969. 4, 397-411, Akadémiai Kiadó, Budapest. Radócz Gy. 1988; A borsodi kőszénláprekonstrukcíós vizsgálatok 1987-1988. évi eredményeinek összefoglaló értékelése. I. Földtani viszonyok. - Kézirat, MGSZ Adattár, Budapest, 21 p. Radócz Gy. 1993a: Őskörnyezeti kérdések és a borsodi kőszéntelepek. - In "Észak-magyarországi földtani kutatások újabb eredményei” 1-9. Miskolci Egyetem. Radócz Gy. 1993b: A borsodi kőszénláprekonstrukciős vizsgálatok 1987-1993. között végzett eredményeinek összefoglaló értékelése. I. Földtani viszonyok. - Kézirat, MGSZ Adattár, Budapest, 56 p. 144 Földtani Közlöny 127/1-2 Rischák G. 1989; Kőzetek és talajok amorf fázisának közvetlen röntgendiffraltometrikus meghatᬠrozása. - MÁFI Évi Jel. 1987-ről 377-393. Thiry, M., Hauff, R 1991: Kaolinite/smectite clay models using thermal and X-ray diffraction data. - Proc. 7th Euroclay Conf., Dresden, 1991, 1073-1077. Viczián, I. 1996: Clay mineralogy of barren rocks in the Lower Miocéné brown coal deposits of the Borsod Basin (N. Hungary) (abstract). - 14th Conf. on Clay Min. Petr. Banská átiavnica, 1996, Geol Carpathica, Ser. Clays 4/2, p. 118. Földtani Közlöny 127/1-2, 145-177 (1997) Budapest A Balaton-felvidéki középső-triász medencefejlődés rekonstrukciója üledékföldtani és paleoökológiai vizsgálatok alapján Middle Triassic basin evolution of the Balaton Highland (Hungary) based on sedimentological and paleoecological studies VÖRÖS Attila 1 - BUDAI Tamás 2 - LELKES György 2 - MONOSTORI Miklós 3 - PÁLFY József 1 (8 ábra, 4 táblázat, 6 fototábla) Abstract New geological mapping and detailed fossil collection írom the classical Middle Triassic outcrops of the Balaton Highland warrant a scientific re-evaluation. Herein we present lithostratigraphical and biostratigraphical schemes, sedimentological and paleoecological results, and a paleogeo- graphical model. We refine the age of lithostratigraphic units, provide a lithological redefinition of the Megyehegy Formádon, and introduce the Vászoly Formádon of uppermost Anisian to lowermost Ladinian age. Important new biostratigraphical results have been obtained by detailed collection of ammonoids from sections at Mencshely, Felsőörs and Szentkirályszabadja. The ammonoid zones of the Balaton Highland have been successfully correlated with the recently erected zones of the Southern Alps. Sedimentological studies, based on field and thin section observations, have identified horizontal and vertical changes in the most diagnostic sediment types. Redeposition features indícate the presence of submarine slopes between the basins and pelagic plateaus. The paleoecology of bivalve, ammonoid, octracod and brachiopod faunas have been evaluated. Key observations are as follows. Bivalves: A succession of four bivalve communities has been found in the Middle Anisian basin in the Aszőfő region. Their feeding habits, relation to substrate and the decreasing species diversity points to a gradual decrease ín the food supply. This is interpreted as the result of diminishing terrigeneous food source rather than an increase in water depth. Ammonoids: The environmental distribution of morphogroups of latest Anisian to Early Ladinian ammonoids indicates that the proportion of "coronates" (strongly ornamented ceratitids) is consistently lower in the basins than on the pelagic plateaus, whereas "sphaerocones" (Ptychitidae + Arcestidae) show an inverse relationship, During the studíed interval, the proportion of "coronates" decreases whereas the proportion of "sphaerocones" increases through time, both in the basins and on the pelagic plateaus. This suggests a gradual increase of water depth over the whole area. Ostracods: On the basis of the faunas studied, the area of Balaton Highland is envisaged as a bathyal basin dissected by submarine elevations in Ladinian times. Deep sublittoral (below * (Elhangzott a MFT Őslénytani-Rétegtani Szakosztályának 1995 november 20.-i előadóülésén) 2 ' Magyar Természettudományi Múzeum, 1088 Budapest Múzeum krt 14-16. 1 MÁFI, 1143 Budapest, Stefánia út 14. 3 ' ELTE, H-1088 Budapest, Ludovika tér 2. 146 Földtani Közlöny 127/1-2 storm-wave base) environments predommate on the submarme plateaus. Redeposited, platform-denved sediments and faunas are locally intercalated in the basinal sequences. Brachiopods: The Laté Anisian faunas represent different habitats ranging from soft-bottom, shallow subtidal environments to low-energy basin interiors. The most widespread biodetrital facies occurs near the rnargins/slopes of platforms or submarme plateaus and might have been formed by redeposition (i.e. post-mortem transport oí brachiopod shells via downslope sediment slidmg). Paleogeographical reconstruction. On the basis of the above results, a revised paleogeographical model is outlined fór the Middle Triassic of the Balaton Highland, This model is demonstrated by a series of paleogeographical (facies) maps representing six different time-horizons. Manuscript received: 12. 09. 1996 Összefoglalás A klasszikus Balaton-felvidéki területek középső-triász képződményeinek újratérképezése és a részletes faunagyűjtések indokolttá tették a tudományos eredmények korszerű kiértékelését. A szerzők a litosztratigáfiai és biosztratigráfiai keretek kidolgozása, pontosítása után szedimentológiai és paleoökológiaj vizsgálatokat végeztek és ősföldrajzi fejlődési modellt alakítottak ki. A litosztratigráfiai eredmények közül kiemelhető a Megyehegyi Formáció litológiai meghatáro¬ zásának kiterjesztése és képződési időtartamának (kronosztratigráfiai határainak) pontosítása, valamint a legfelső anisusi - legalsó ladin korú Vászolyi Formáció definiálása, ami a Buchensteini Formáció korábbi tartalmának leszűkítését eredményezi. Biosztratigráfiai szempontból jelentős új eredmények születtek több szelvény és lelőhely (pl. Mencsheíy, Felsőörs, Szentkirályszabadja) részletes begyűjtése révén, valamint a dél-alpi területekről publikált újabb ammonoidea zonációk összefoglaló értékelése és hazai alkalmazása terén. Szedimentológiai szempontból a leglényegesebb eredmények a diagnosztikus üledéktípusok ho¬ rizontális és vertikális változásainak, valamint az átülepítési jelenségeknek terepi (makroszkópos) és vékonycsiszolatos vizsgálatában és értelmezésében születtek. Ezek alapvető jelentőségűek az egykori részmedencék, valamint a platformok illetve tengeralatti magaslatok lehatárolásában. Paleoökológiai szempontból a Bivalvia, Ammonoidea, Ostracoda és Brachiopoda faunák kínáltak jól értékelhető és ősföldrajzi szempontból használható adatokat. - Bivalvia: Az Aszófő környéki középső-anisusi medencében négy bivalvia közösség szukcessziója mutatható ki. A közösségek paleoökológiai elemzése (elsősorban az aljzatigény és a táplálkozási mód vizsgálata), valamint a csökkenő faji diverzitás alapján a tápanyagellátás fokozatos csökkenése igazolható, ami nem szükségképpen a vízmélység növekedésére, hanem inkább a szárazföldi háttér távolabbra tolódására utal. - Ammonoidea-, A felső-amsusi - alsó-ladin intervallumban az ammonoideák főbb morfológiai csoportjainak (erősen díszített Ceratitidae, illetve sima Ptychitidae) eloszlása különböző életterek területén (medencék, illetve tengeralatti hátságok, vagy platformok) eltéréseket mutat. Az erősen díszített formák részaránya rendszeresen kisebb, a Ptychitidaeké pedig nagyobb a medenceterü¬ leteken, mint a tengeralatti magaslatokon. A morfológiai csoportok arányának időbeli változása alapján egyértelmű, hogy az anisusi végén és a ladin elején a tenger vízmélysége fokozatosan nőtt. - Ostracoda: A vizsgált faunák alapján feltételezhető, hogy a ladin idején a vizsgált területen tengeralatti magaslatokkal tarkított bathyális medence volt. A magaslatokon mélyszublitorális (viharhullámbázis alatti) környezet lehetett. Az innen álülepített üledékek jelennek meg helyenként, betelepülésekként a bathyális medencék rétegsorában. - Brachiopoda: A vizsgált lelőhelyek és faunák változatos élethelyeket képviselnek (árapályöv alatti sekély, iszapos aljzat - nyugodt vizű medence) a leggyakoribb bioklasztos facies azonban tengeralatti magaslatok peremén/lejtőjén, üledékcsu- szamlásos áthalmozódással keletkezhetett. Ősföldrajzi rekonstrukció. A fenti vizsgálatok alapján a korábbiaknál megbízhatóbb ősföldrajzi kép alakítható ki a Balaton-feLvidék térségére a középső-triász idejére. Az ősföldrajzi viszonyokat és azok változásait hat időhorizontra vonatkoztatott fáciestérkép sorozat mutatja be. Vörös A. et al: A Balaton-felvidéki középső-triász medencefejlődés rekonstrukciója 147 Bevezetés A Balaton-felvidéki középső-triász képződmények tudományos vizsgálata klasszikus múlttal rendelkezik. A BÖCKH János, majd id. LÓCZY Lajos nevével fémjelzett munkálatok az 1870-1910 közötti időszakban az akkori világszínvo¬ nalon folytak, és a nagyszabású, sokszerzős "Balaton-monográfia" a nemzetközi triász rétegtani kutatás egyik legfontosabb referencia-területévé avatta a Bala- ton-felvidéket. Ezután egy fél évszázadon keresztül alig történt érdemi előbb- relépés, pedig az újabb adatok és a modern értékelés hiányát az egyre sürge¬ tőbben jelentkező nemzetközi érdeklődés is jelezte. Az utóbbi évtizedekre SZABÓ Imre munkássága nyomta rá a bélyegét; az általa gyűjtött óriási adathalmaznak azonban csupán töredéke vált közkinccsé (SZABÓ 1972; SZABÓ et al. 1980). A Magyar Állami Földtani Intézetben 1982-ben megindult részletes földtani térképezés korszerű és jól értékelhető adattömeget szolgáltatott; egyidejűleg - részben ehhez, részben az alapszelvény programhoz kapcsolódó - rendszeres faunagyűjtés is folyt; mindezen eredmények előzetes publikálása az utóbbi években megkezdődött (VÖRÖS 1987,1993; VÖRÖS & PÁLFY 1989; BUDAI & DOSZ- TÁLY 1990; BUDAI & VÖRÖS 1992, 1993a, 1993b). A földtani térképezés lezárult, a nagytömegű értékes adat mélyreható elemzése és kiértékelése tudományos kötelesség. Ennek teljesítése a hazai földtani kutatás jelenlegi helyzetében el¬ sősorban OTKA támogatással lehetséges. Az 1992-ben elnyert - a jelen dolgo¬ zatéval azonos című - OTKA kutatási téma keretében vizsgálatainkat területileg a Balaton-felvidékre és a Kelet-Bakonyra (1. ábra), rétegtanilag a középső-anisusi — alsó-ladin intervallumra összpontosítottuk, a következő témakörök szerint: litosztratigráfia, biosztratigráíia, szedimentológia, paleoökológia, ősföldrajz. Ez a dolgozat a már korábban publikált eredményeket és adatokat részben újraértékelve és egységes képbe illesztve ad korszerű összefoglalást a Balaton- felvidéki középső-triász képződményeinek rétegtanáról és ősföldrajzáról. Litosztratigráfia (Budai T.) A bevezetésben említettek szerint, vizsgálatainkat a következő litosztratigrá- fiai egységekre korlátoztuk: Megyehegyi Dolomit, Tagyoni Mészkő, Felsőörsi Mészkő, Buchensteini Formáció. A formációk térbeni és időbeni lehatárolásának és egymáshoz való laterális és vertikális kapcsolatának tisztázása, valamint részletes Etológiái definiálásuk a nyolcvanas években végzett földtani térképe¬ zés során alakult ki jelenlegi formájában (Budai in Haas ed. 1993). OTKA ku¬ tatásaink a Megyehegyi Dolomit/Tagyoni Mészkő, valamint a Felsőörsi For¬ máció újraértelmezésével alapvetően módosították ezt a képet, ezért ezekre itt részletesebben is kitérünk. 148 Földtani Közlöny 127/1-2 1. ábra. A vizsgált szelvények földrajzi helyzete. Jelmagyarázat: 1. Köveskál, Horog-hegy; 2. Szentantalfa; 3. Mencshely, Cser-tető; 4. Vászoly, Öreg-hegy; 5. Aszófő, Farkó-kő; 6. Felsőörs, Forrás-hegv; 7. Vörösberény, Megye-hegyi útbevágás; 8. Szentkirályszabadja, "repülőtéri kőfejtő" Vörös A. et al.: A Balaton-felvidéki középső-triász medencefejlődés rekonstrukciója 149 Megyehegyi Formáció A megyehegyi dolomit elnevezést BöCKIi J. (1872, p. 49-50) eredetileg arra a bitumenes dolomitra vezette be, amelynek legfelső részében az Ammonites cfr. Ca- rinthiacus (később Balatonites balatonicus) fajba sorolt ammonitest találta. Maga az ammonites tartalmú kőzetváltozat - az eredeti leírás szerint - a mai értelemben vett Megyehegyi Dolomit és az azt fedő Felsőörsi Mészkő Formáció közötti, átmeneti jellegeket mutató rétegcsoport lehet, amit a forráshegyi szelvény ismertetésénél maga BöCKH is elkülönített a megyehegyi dolomittól (p. 63). Böckh óta "megyehegyi" név alatt különítik el azt a dolomitot a Balaton-fel- vidéken, amely az alsó-anisusi bitumenes-lemezes mészkő (Iszkahegyi Formᬠció) és a középső-felső-anisusi medence- (Felsőörsi F.) illetve platform-fáciesű mészkő (Tagyoni F.) között települ. A dolomit képződési környezeteként a kü¬ lönböző szerzőktől származó fácieselemzések egységesen sekélytengeri plat¬ form-lagúnát jelölnek meg (Oraveczné SCHEFFER A. 1987). A Megyehegyi Dolomit vastagságának meglehetősen nagyfokú laterális vál¬ tozása - amely ugyan már korábban is ismert volt (LÓCZY L. 1913, p. 78) - valamint a szórványosan végzett mikrofácíes vizsgálatok alapján csak az elmúlt néhány évben vetődött fel annak a gondolata, hogy a formációba sorolt dolo¬ mitok képződési környezete változatosabb lehetett, mint azt korábban gondol¬ ták. A Déli Alpok megfelelő képződményeivel végzett összehasonlítás szerint (BUDAI 1992) a Megyehegyi Dolomit a Dolomitok Felső Serla Formációjával, míg a vele részben heteropikus Tagyoni Mészkő a lombardiai Dosso dei Morti illetve Camorelli Mészkővel analóg. A Balaton-felvidéki platformok fejlődés- történetének későbbi rekonstrukciója a Megyehegyi Dolomit képződését két szakaszra bontja (BUDAI et al. 1993): kezdetben sekély szublitorális karbonátos rámpán, majd a pelsoi szinszediment tektonikát követően kiemelt helyzetben maradt területeken, platformokon rakódott le (a Tagyoni Mészkővel együtt). Ebben a modellben az idősebb litofáciest a Felső Serla Formációval (pelsoi eme¬ let felső része), utóbbit pedig a Contrin Formációval korrelálták (illyr emelet felső része). Valószínűsítették továbbá, hogy sekélytengeri rámpa sem alakult ki mindenhol a Balaton-f el vidéken, azaz a fekü (Iszkahegyi) és a fedő (Felsőörsi) medencefáciesű mészkő között szélsőségesen elvékonyodó (legfeljebb néhány tíz méter vastag) dolomit anyaga esetleg a környező platformokról halmozódott át (Budai et al. 1993, p. 150). Karbonátplatformokat azokon a területeken ha¬ tároltak le, ahol a formáció jellegzetes litofáciesben és nagy vastagságban (250- 300 m) fejlődött ki, ti. a Balaton-felvidék középső (Tagyon-Vászoly közötti) és ÉK-i területén (Szentkirályszabadja). Értelmezésük szerint ciklusos felépítésű, "igazi" karbonátplatform a pelsoi során nem, csak az illyrben jött létre a Bala- ton-felvidéken. A szentkirályszabadjai szelvény (a katonai repülőtéren belül lévő kőfejtő) 1994 során végzett újravizsgálata azonban olyan adatokat is szolgáltatott, ame¬ lyek a fenti fejlődéstörténeti elemzés egyes pontjait határozottan cáfolják. 1./ Az algás-onkoidos sekélytengeri dolomit felső szakaszából pelsoi zóna¬ jelző ammonites, Balatonites balatonicus került elő. 150 Földtani Közlöny 127/1-2 2. / A kőfejtő É-i falán hirtelen, éles vertikális fáciesváltással barnásszürke, vöröses árnyalatú, medencefáciesű ammoniteszes dolomit települ a fekü Dasy- cladacea-s dolomiton (IV tábla, 2, kép). Ehhez teljesen hasonló a korábban már ismertetett szentantalfai szelvény (Budaí & VÖRÖS 1991, 1992) azzal a különb¬ séggel, hogy ott mind a fekü (Tagyoni E), mind a fedő (Buchensteini F.) mészkő litológiájú (IV. tábla, 1. kép). 3. / A fedő dolomitból ugyanaz az ammonites-együttes került elő Szentki¬ rályszabadján, mint korábban Szentantalfán. Az Asseretoceras camunum és a Lar- daroceras sp. a Trinodosus Zóna felső szakaszát jelzi (legfelső-illyr). Ezek az újabb adatok egyértelműen bizonyítják, hogy karbonátplatformok már a pelsoi során kialakultak a Balaton-felvidéken. Illyr kort egyértelműen jelző ősmaradvány ugyanakkor eddig nem került elő belőlük, ti. a Tagyoni Mészkő foraminifera együttese pelsoi-illyr korú (ÖRAVECZNÉ SCHEFFER 1987). A Balaton-felvidéken tehát nem igazolható jelenleg felső-anisusi, a Dolomitok Contrin Formációjával analóg platformkarbonát. A platformok vizsgálatán túl további szelvényszerű felvételt, csiszolatvizs¬ gálatot és fácieselemzést igényel annak kiderítése, hogy az a viszonylag vastag (150-200 m), nagy területi elterjedésű, de semmilyen üledékes szerkezetet nem őrző dolomit a Felsőörsi Mészkő feküjében (pl. Aszófő és Felsőörs között) mi¬ lyen környezetben rakódhatott le eredetileg: szubtidális karbonátos rámpán-e, vagy ennek anyaga is platformról halmozódott-e át a medencébe, esetleg utólag dolomitosodott medencefáciesekkel van-e dolgunk? Ha pedig az utóbbi igazo¬ lódna be, vajon besorolható-e ez a képződmény a Megyehegyi Formációba? Hasonló nevezéktani probléma vetődik fel a szentantalfai és a szentkirály¬ szabadjai szelvény összehasonlításakor is: mindkét esetben teljesen azonos szö¬ vetű és szerkezetű, azonos flórát és faunát tartalmazó platformkarbonátra te¬ lepül éles határral a felső-illyr ammoniteszes fedőréteg, előbbi helyen azonban mészkőre, utóbbinál pedig dolomitra. Szentantalfán a képlet világos, a fekü algás mészkő a Tagyoni Formációba tartozik. De mi a helyzet Szentkirálysza¬ badján? Kőzettani jellege szerint a Megyehegyi Formációba kell-e soroljuk a katonai repülőtér murvafejtőjében feltárt dolomitot, vagy fáciesképe alapján a Tagyoni Formációba? Véleményünk szerint a karbonátos kőzetek litosztratig- ráfiai besorolásakor a kőzetösszetétel mellett legalább egyenrangú szempont¬ ként kell figyelembe venni a szöveti és szerkezeti jellegeket. Nem szabad tehát minden középső-anisusi dolomitot - akár platform, akár medencefáciesű - pusztán a kőzetösszetétel alapján a Megyehegyi Formációba sorolni (ez a fia¬ talabb triász egységekre nézve is lényeges szempont). A Megyehegyi Formáci¬ óba ugyanakkor mészkő is tartozhat, amennyiben rétegtani helyzete és fáciese (szövet, szerkezet, biofácies stb.) araiak megfelelő. Az ilyen jellegű problémák kiküszöbölésére javasolja SENOWBARI-DARYAN et al. (1993, p. 190), hogy a Do¬ lomitok pelsoi platformkarbonát kifejlődésű formációinak nevéből töröljék a 'dolomit' kifejezést, mivel azok hol dolomitosodtak, hol nem. Összefoglalva a fentieket, a Megyehegyi Formációba tartjuk sorolandónak a Balaton-felvidék középső-anisusi sekélytengeri karbonátjait. Azon belül elkü¬ lönítendő az alsó, általában bitumenes, feltehetően szubtidális fáciesű Megye- Vörös A. et ai: A Balaton-felvidéki középső-triász medencefejlődés rekonstrukciója 151 hegyi Tagozat, valamint a felső, ciklusos felépítésű jellegzetes bio- és litofáciesű (Dasycladacea-s, onkoidos stb.), peritidális Tagyoni Tagozat, amelyek részben heteropikusak egymással. Féls&örsi Formáció A Felsőörsi Formációba soroljuk a Balaton-felvidék és a Bakony medence- fáciesű képződményeit, amelyek az iilyr-végi intenzív tufaszőrást megelőzően rakódtak le a középső- és késő-anisusi sor ári. A Megyehegyi Formációnál is¬ mertetett okfejtést követve ebben az esetben is javasoljuk a litológia megjelö¬ lésének törlését a formáció nevéből, hiszen azon belül márga, dolomárga, do¬ lomit valamint felső szakaszára tufa is ismert. A legutóbbi térképezés nyomán a formáción belül az alábbi, informális ta¬ gozatokat különítik el (BUDAI 1992; Budai in HAAS ed. 1993), alulról fölfelé: - bitumenes agyagos dolomit; - Forráshegyi Tagozat (szürke, pados, gumós mészkő sötétszürke tűzkővel és márgaközökkel); - Horoghegyi Tagozat (rosszul rétegzett, biogén, krinoideás-brachiopodás, esetenként márgás, intraklasztos mészkő); - Bocsári Tagozat (sötétszürke, jól rétegzett, lemezes, enyhén bitumenes mészkő). A fenti tagozatok (leszámítva a feküből fokozatosan kifejlődő dolomárgát) egymással részben heteropikusak, összefogazódnak. Elkülönítésük annak elle¬ nére indokolt, hogy a medence-sorozaton belül különböző rétegtani szintekben is megjelenhetnek. Az egyes medencerészekben elkülönített kőzettestek azon¬ ban nem köthetők össze egymással nagy távolságon keresztül. A Horoghegyi Tagozat Aszófőnél és Felsőörsön is platformközeli kifejlődésként megtalálható például, ugyanakkor a két terület közötti mélyebb medencében a feltárások és fúrások (Balatonfüred Bfü.-l, Paloznak Pat.-l.) dokumentációja szerint hiány¬ zik. A középső-anisusi platformkarbonátok fölött éles határral (Szentkirálysza¬ badján jelentős üledékhézaggal) települő, néhány méter vastag medencefáciesű mészkő (illetve dolomit) litosztratigráfiai besorolása a közelmúltban meglehe¬ tősen vitatott volt. Ezt a knnoideás, apró-csigás, gyakorta tufás, jellegzetes am- monitesz-együttest (Asseretoceras és Lardaroceras fajokat) tartalmazó képződ¬ ményt a Balaton-felvidék legutóbbi földtani térképezése (1982-1990) során a kéziratos felvételi lapokon eleinte "kagylós mészkő" néven, a mai értelemben vett Felsőörsi Formációhoz tartozóan különítették el Szentantalfa és Dörgicse környékén. Később - alapvetően térképezhetőségi szempontok miatt - a~ Buchensteini Formáció bázisrétegeként értelmezték, és annak alsó, Vászolyi Ta¬ gozatába sorolták az alsó tufás öszlettel (= "pietra verde") és a platform-terü¬ leteken efölött települő világosdrapp, pados, "vászolyi" mészkővel együtt (BU¬ DAI in HAAS ed. 1993). A Dolomitok megfelelő szelvényeivel az utóbbi években végzett összehasonlító értékelés szerint a fenti képződmény-együttes litofácie- sét valamint rétegtani és ősföldrajzi helyzetét tekintve is jól korrelálható a Bivera 152 Földtani Közlöny 127/1-2 Formációval (FARABEGOLI et al. 1984). Önálló rétegtani egységként történő el¬ különítése a Balaton-felvidéken megoldaná a "buchensteini" név használatához kapcsolódó vitás kérdéseket, amelyek az utóbbi években ismét felmerültek az anisusi/ladin határ nemzetközi határsztratotípusának kijelölésével kapcsolat¬ ban (De Zanche & Gianolla 1995). A "buchensteini" fogalom Böckh (1872) óta ugyanis jellegzetes kálvárián ment keresztül a Balaton-felvidéki triász sztratigráfia történetében, mivel szinte min¬ den rétegtani beosztásban különböző (lito-, bio- vagy kronosztratigráfiai) kri¬ tériumok alapján definiálták (BUDAI & DOSZTÁLY 1990). BÖCKH János eredeti megállapítása szerint (1872, p. 87) a déli-bakonyi "tridentinus mészkő" (=Ne- mesvámosi Mészkő) a Déli-Alpok pötscheni illetve buchensteini mészkövével analóg. Ennek ellenére sokáig tartotta magát a hazai földtanban az az id. LÓCZY L. munkássága óta fennálló nézet, hogy a "buchensteini rétegek" a "reitzi tufa" szinonimájaként érte Íme zendők. Az olasz geológusok álláspontja szerint ugyan¬ akkor a vulkánit megléte vagy hiánya nem meghatározó a felső-anisusi - ladin litosztratigráfiai egységek elkülönítésében (De ZANCHE & GIANOLLA 1995). Ab¬ ban az esetben tehát, ha a Balaton-felvidék triász litosztratigráfiai felosztásában továbbra is használni kívánjuk a dél-alpi "buchensteini" nevet, akkor figyelembe I. táblázat - Table I. Vörös A. et al.: A Balaton-felvidéki középső-triász medencefejlődés rekonstrukciója 153 kell vennünk - a hazai hagyományok mellett - a típusterületen alkalmazott rétegtani felosztást illetve annak változását is. Ebben a szellemben tehát Vá- szolyi Formáció néven, önálló litosztratigráfiai egységként kell elkülönítenünk a tufa-mészkő-dolomit rétegekből felépülő képződményt a fedőjében települő gumós tűzköves mészkőtől (Buchensteini Formáció). A vizsgált rétegtani intervallum (középső-anisusi — ladin) általunk javasolt litosztratigráfiai felosztását az I. táblázat mutatja be (a nem hivatalos tagozat neveket idézőjelben szerepeltetjük). Biosztratigráfia (VÖRÖS A.) Az ammonitesz sztratigráfia és a bio-zonáció pontosítása további rétegtani és ősföldrajzi szintézisünk nélkülözhetetlen alapja. Ezért, a négyéves kutatási periódus során több szelvényben végeztünk részletes, rétegszerinti gyűjtést, néhány esetben a nem rendszeres, kiegészítő gyűjtésből származó ammonitesz példányok is jelentős biosztratigráfiai eredményt szolgáltattak. Részletes gyűjtések: - A Cser-tető II. (Mencshely) szelvény faunájának feldolgozása a korábbi ered¬ ményeket kiegészítő, fontos adatokat szolgáltatott a Reitzi Zóna faunatartal¬ mának megismeréséhez. - A szentkirályszabadjai szelvény igen gazdag ammonitesz faunájának vizs¬ gálatával itt is sikerült megvonni a Reitzi Zóna bázisát, azaz az anisusi/ladin határt és a zónán belüli faunahorizontokat is sikerült kimutatni (VÖRÖS 1993). - A felsőörsi szelvény magasabb részén végzett gyűjtés során, szelvénysze¬ rinti szukcesszióban sikerült kimutatni a Ticinites-e s és Chieseiceras -os horizon¬ tokat, ami újabb kitűnő korrelációs lehetőséget teremt a dél-alpi szelvényekkel (VÖRÖS et al. 1996). Jelentősebb kiegészítő gyűjtések: - A szentkirályszabadjai repülőtéri kőfejtő mészalgás-onkoidos dolomitjából (a "Tagyoni Tagozat" dolomitos kifejlődése) egy nagyméretű Balatonites balato- nicus példányt sikerült kipreparálni, melynek alapján a korábban illyr korúnak tekintett dolomit korát a pelsoi Balatonicus Zóna mélyebb részében határoz¬ hatjuk meg. - Ugyanebben a kőfejtőben, a dolomitra közvetlenül (üledékhézaggal) tele¬ pülő, barna, dolomitosodott mészkőrétegekből rossz megtartású Asseretoceras és Lardaroceras példányokat sikerült gyűjteni, ami a rátelepülés korát a legfelső illyr, Camunum szubzónában rögzíti. - A vászolyi P-ll/A szelvény 16/A rétegének anyagából jó megtartású Ha- lilucites és Ticinites példányok kerültek elő, aminek alapján bebizonyosodott, hogy a 16/A réteg kondenzált faunája a Reitzi Zóna legfölső részének és a rákövetkező Secedensis Zónának a faunaelemeit keverten tartalmazza (VÖRÖS et al. 1996). 154 Földtani Közlöny 127/1-2 Korábbi ismereteinket és a legújabb nemzetközi eredményeket a fentiekkel kiegészítve a Balaton-felvidéki középső-triász vizsgált szakaszára adható bio/kronosztratigráfiai beosztást a II. táblázat mutatja. 11. táblázat - Tahié II. EMELET ALEMELET ZÓNA SZUBZÓNA LADIN FASSAI CURIONn Curionii SECEDENSIS REITZI Avisianum Reitzi Liepoldti Felsoeoersensis ANISUSI ILLYR TRINODOSUS Pseudohungaricum Camunum Trinodosus Binodosus PELSOI BALATONICUS Zoldianus Balatonicus Szedimentológia (Vörös A. - Lelkes Gy. - Budai T.) Üledékföldtani vizsgálatainkat a diagnosztikus üledéktípusok (litofáciesek) horizontális és vertikális változásaira, valamint a medencefejlődés rekonstruᬠlásában leginkább hasznosnak tekinthető speciális jelenségekre (pl. átülepítés) irányítottuk. Terepbejárásaink során mega-szedimentológiai megfigyeléseket tettünk, az üledékes szerkezeteket vizsgáltuk. Mikro-szedimentológiai vizsgᬠlatokat - költségigényességük miatt - igen korlátozott mértékben tudtunk vé¬ gezni. Horizontális fáciesváltozások Jelentős horizontális fáciesváltozás a pelsoiban (a Balatonicus Zóna idején) rögzíthető: ÉK-en, Szentkirályszabadja környékén, valamint a Balaton-felvidék központi részén (Tagyon, Dörgicse, Vászoly) sekélytengeri, peritidális, mészal- gás (részben utólagosan dolomitosodott) mészkövek képződtek (Megyehegyi Formáció, Tagyoni Tagozat) ( I. tábla, 1. kép). Ezek a sekélytengeri karbonátos területek gyakran emelkedhettek a tenger szintje fölé, amit a gazdagon kifej¬ lődött vadózus üledékes/korai diagenetikus szerkezetek igazolnak (I. tábla , 2. kép, II. tábla, 1. kép) (BUDAI et al. 1993), időnként azonban a sekély szublitorális régióba kerültek és - a szórványos ammonitesz előfordulások tanúsága szerint (II. tábla, 2. kép ) - nyílttengeri hatás is érvényesült rajtuk. Ezzel egyidejűleg a köztes területeken (Veszprém, Szabadság-puszta, Aszófő, Mencshely, Köveskál) mélyebb vízi, jól rétegzett, helyenként kovaszivacstűs, tűzköves (III. tábla, 1. kép), másutt laminált, posidoniás-daonellás, "filamentumos" (III. tábla, 2. kép), Vörös A. el al.: A Balaton-felvidéki középső-triász medencefejlődés rekonstrukciója 155 ammoniteszes mészkőösszlet (a Felsőörsi Mészkő Formáció Forráshegyi, illetve Bocsári Tagozata) rakódott le. A késő anisusiban (Trinodosus szubzóna) a Tagyon és Vászoly közötti kiemelt helyzetű terület DNy-i részén aljzatmorfológiai tagolódás észlelhető: a Megye¬ hegyi Dolomitra vékony, ammoniteszekben gazdag, barnássárga mészkő tele¬ pül (Monoszló, a Hegyestűtől ÉNy-ra). Az anisusi végén (Camunum szubzóna) a fácieseltérések a pelsoiban látot¬ takhoz hasonló területi eloszlásban, de kevésbé markánsan mutatkoznak. ÉK-en és a központi területen (pl. Szentantalfa) barnásvörös, kondenzált, biodetritu- szos, faunadús (ammoniteszes, krinoideás) mészkövek jelentkeznek (Vászolyi Formáció), míg a köztes medence területeken sötétszürke, pados, agyagréte¬ gekkel váltakozó mészkő (Felsőörsi Mészkő, Bocsári Tagozat) rakódott le. A legalsó ladin tufaösszlet fölött, a Reitzi Zóna magasabb részében és a Curionii Zóna alján jelentkező mészkövek az egész területen uralkodóan pelá- gikus jellegűek. A központi területen (Vászoly, Dörgicse) a tiszta, fehér mész- kőösszletet (Vászolyi Formáció) foszfatitos keményfelszínek tagolják, az ÉK-i területen dolomittest ékelődik a pelágikus medencefáciesű rétegsorba. A köztes medence területeken ezt a rétegtani szintet vörös, gumós tűzköves mészkövek képviselik (Buchensteini Formáció, Nemesvámosi Tagozat). Mindezek alapján az a fáciesértelmezés adódik, hogy a pelsoi idején az ÉK-i, illetve központi területek sekélytengeri karbonátos platformokként emelkedtek a köztes területek fölé és viszonylagos kiemelt helyzetüket (különböző üledékes környezetekbe kerülve is) a kora-ladinban is megtartották. Az üledékgyűjtő széttagolódásának értelmezése a kiemelt területeken az éles vertikális fácies- változások és tágulási hasadékok, míg az átmeneti zónákban az átülepített anya¬ gok és üledékmozgásí jelenségek vizsgálatától várható. Vertikális fáciesváltozások Szentantalfa környékén, a mészalgás, onkoidos, sekélytengeri platformkar¬ bonát (Tagyoni Mészkő) erodált, "lenyesett" felszínére éles határral, teljesen el¬ térő litológiájú, barna, ammoniteszes, krinoideás mészkő települ (Camunum szubzóna) (IV. tábla, 1. kép). Az utólagos dolomitosodást leszámítva, minden tekintetben nagyon hasonló, éles kontaktus figyelhető meg a szentkirálysza¬ badjai repülőtéri kőfejtőben is (IV. tábla, 2. kép). Az éles kontaktus, a hirtelen fáciesváltás létrejöhetett a sekélytengeri karbo¬ nátplatform hirtelen megsüllyedésével (tektonikus ok), vagy szárazra kerülé¬ sével és ezt követő megsüllyedésével (eusztatikus és/vagy tektonikus ok). Tágulási hasadékok A szerény feltártsági viszonyok miatt, tágulási hasadékokat csupán a szent¬ királyszabadjai repülőtéri kőfejtő pelsoi korú, dolomitosodott platform karbo¬ nátjában tudtunk észlelni. A legjelentősebb, közel vertikális helyzetű neptuni telér több deciméter szélességben, több mint tíz méter hosszúságban követhető. 156 Földtani Közlöny 127/1-2 Kitöltő anyaga vöröses színű, krinoideás, kevés brachiopodát is tartalmazó, dolomitosodott biomikrit ( V. tábla, 1, 2. kép). Ez a kőzetanyag nem azonosítható a fedő rétegsor egyetlen kőzettípusával sem, így azoknál valószínűleg idősebb, tehát a pelsoi karbonátplatform aktivitásának megszűnte utáni és a rátelepülő pelágikus mészkő (Camunum szubzóna) lerakódása előtti rövid üledékképző¬ dési fázis terméke. Üledékmozgási jelenségek A vászolyi kiemelt helyzetű blokkhoz (platformhoz) közel eső Aszófő II. szel¬ vényben figyelemreméltó üledékmozgási jelenségek észlelhetők. A szelvény né¬ hány méteres szakaszán (22-35. réteg) több cm átmérőjű, lekerekített, szürke mésziszap-kavicsok ágyazódnak világosabb színű, márgásabb mátrixba. Amik- rofácies vizsgálatok szerint bioklasztos-peloidos (onkoidos packstone) grains- tone szövetű intraklasztok ágyazódtak a mudstone szövetű filamentumos mik- rit befoglaló anyagba. Ez a kőzetösszlet tengeralatti gravitációs törmelékfolyás termékének tekinthető. Ugyanebben a szelvényben kissé följebb, krinoideás-brachiopodás, intrak- lasztokat is tartalmazó mészkőösszlet jelentkezik. A legfölső néhány réteg eny¬ hén átbuktatott, kb. 1 m átmérőjű redőt formál, melyet üledékrogyási redőként (slump fold) értelmezünk. Átülepített anyag Számos helyen észlelhetők különböző korú medenceüledékekbe iktatódó durvább szemcséjű, biodetrituszos mészkő betelepülések, amelyek nemcsak az anisusi rétegsorban ("recoaro mészkő" ~ Horoghegyi Tagozat) hanem helyen¬ ként a ladinban is megjelennek (Aszófő, Köveskál: pelsoi, Felsőörs: illyrf?], Mencshely, Vászoly: fassai). Ezek általában krinoideás-brachiopodás biopátitok, vagy biomikritek (VI. tábla, 1. kép), és általában az egykori medenceterületek szélein, a kiemelt területekhez közel eső zónákban jelentkeznek. Az értelmezés a jura időszaki Hierlatz mészkőéhez hasonló lehet: a biogén törmelékanyagot adó krinoideák, brachiopodák, stb. a tengeralatti kopár, sziklás lejtőkön élhettek tömegesen, vázmaradványaik onnan szállítód hattak a szomszédos, mélyebben fekvő medenceterületekre. A mikrofácies vizsgálat szerint az aszófői pelsoi biokíasztok között elvétve vastaghéjú molluszka és mészalga (Dasycladaceae) töredékek (VI. tábla, 2. kép), valamint kékeszöld-algás bekérgezésű szemcsék (onkoidok) is előfordulnak. Ez arra utal, hogy a pelsoi idején, a medence üledékképződéssel egyidejűleg, aktív karbonátplatform létezett a nem túl távoli környezetben. Vörös A. et al: A Balaton-felvidéki középső-triász medencefejlődés rekonstrukciója 157 Paleoökológia A paleoökológiai vizsgálatok igen fontos adatokkal szolgálhatnak az ősföld¬ rajzi, fejlődéstörténeti rekonstrukcióhoz. Ezen felül, esetünkben az anyagi és személyi feltételek elsősorban ilyen irányú munkálatokat tettek lehetővé. Négy ősmaradványcsoportot vizsgáltunk: Bivalvia, Ammonoidea, Ostracoda, Brachi- opoda. A lehetőségek szerint, vertikális és/vagy horizontális eloszlásuk vizs¬ gálatakor őskörnyezeti értékelésükre törekedtünk. Bivalvia {VÖRÖS A.) Jelentős mennyiségű, és összefüggéseiben értékelhető kagyló fauna csak az aszófői pelsoi szelvényből került elő (VÖRÖS 1987, 1988). Itt a részletes, réteg¬ szerinti gyűjtés a vertikális faunaváltozások pontos követését teszi lehetővé. Egyes szintekben a Posidonia és Daonella teknők szinte kőzetalkotó mennyi¬ ségben jelentkeznek. Ezeket leszámítva, a begyűjtött kagyló fauna példányszᬠma megközelíti a kétezret. A rendszertani szempontból is igen gazdag faunában 23 nemzetséget sikerült kimutatni. Ezek nagy része paleoökológiai szempontból jól értékelhető és két nagy csoportra, beásódó inbentoszra és az üledék felszínén élő epibentoszra bontható. Esetünkben az epibentoszt a túlnyomórészt bisz- szusszal rögzített, szesszilis formák alkotják. Az epibentonikus és inbentonikus kagylók rétegenkénti példányszámának változásait a 2. ábra mutatja. Feltűnő, hogy az eloszlás igen egyenetlen; egyes szelvényszakaszokon és a rétegsor legfölső részén a kagylók teljesen kimarad¬ nak. Ez, nyilvánvalóan az aljzati életkörülmények időszakos megromlásával magyarázható, ami végül letális állapot kialakulásához vezetett. Feltűnő az is, hogy míg az inbentosz a szelvény nagy részén nagyjából egyező nagyságú maximumokat mutat, az epibentosz a "recoaro" mészkőben éri el legnagyobb gyakoriságát, és fölfelé haladva egyre csökkenő maximumokat mutat; a szel¬ vény fölső harmadában teljesen kimarad. Az aszófői medencerész lágy, iszapos aljzata kedvező volt az inbentosz számára; a szesszilis epibentosznak viszont kemény aljzatra (sziklás felületre, vagy szilárd objektumokra) volt szüksége a megtapadáshoz. Ez a lehetőség - a számok tanúsága szerint - a szelvényben fölfelé haladva egyre csökkent, végül megszűnt. További következtetésekre ad módot, ha az egyes gyakorisági maximumok, "faunaszakaszok" rendszertani (ökológiai) összetételét megvizsgáljuk. A "recoaro" mészkő (Aszófő 11/16-28 réteg) kagyló faunájában az inbentosz elhanyagolható szerepet játszik. A szesszilis epibentoszban a Mysidioptera, Ba- kevellia és Oxxjtoma nemzetségek dominálnak, de járulékosan, vastaghéjú Lopha, Schafhaeutlia ? és Coelopis példányok is előfordulnak. Az utóbbiak valószínűleg igen sekély környezetből (karbonátos platform?) szállítódtak, a többi, bisz- szusszal rögzülő forma sziklás aljzatot valószínűsít. A következő, leggazdagabb faunájú szakaszban (Aszófő II/1-8, Aszófő 1/1- 10) a domináns inbentoszt Palaeoneilo-Palaeonucula közösség alkotja. Ezek az apró kagylók beásódó, üledékevő, detrituszfalő életmódúak. Gyakoriságuk 158 Földtani Közlöny 127/1-2 2. ábra. Az inbenthonikus és epibenthonikus kagylók példányszámának változásai az Aszófő I. és II. szelvény mentén, a Felsőörsi Formáció alsóbb részén (Pelsoi alemelet). Jelmagyarázat: 1. dolomit, 2: vékonypados, laminált mészkő, 3: márgás/intraklasztos/krinoideás mészkő, 4. töredezett mészkő, 5: kovás/tűzköves mészkő, 6: gumós mészkő. (A rétegoszlop Tatzreiter & VÖRÖS, 1991 nyomán, módosítva) Fig. 2. Graphs showing the vertical changes in the abundance of inbenthic and epibenthic bivalve s in the Aszófő section in the lower part of the Felsőörs Formation (Pelsonian). 1: dolomité, 2: well-bedded, laminated limestone, 3; marly/intraclastic/crinoidal limestone, 4:fractured limestone, 5: siliceous/cherty limestone, 6: nodutar limestone. (Lithological column after Tatzreiter & Vörös, 1991, tnodified) Vörös A. et ah: A Balaton-felvidéki középső-triász medencefejlődés rekonstrukciója 159 összefüggésbe hozható azzal, hogy ebben a szelvényszakaszban erősen bitu¬ menes, sok szerves törmelékanyagot tartalmazó mészkövek uralkodnak. Az epi- bentoszban kisméretű példányokból álló Cassianella-Plagiostoma közösség is¬ merhető fel. Itt a sziklás aljzatról történt behordódás kevéssé valószínű; az apró kagylók az aljzaton fekvő, üres ammonitesz házakon is megtapadhattak. (Ezek¬ ben a rétegekben igen nagy tömegben fordulnak elő ammoniteszek.) Az Aszófő 1/20-43 rétegekben jelentkező faunát az inbentosz erősödő domi¬ nanciája jellemzi; itt azonban Solemya-Unionites közösség jut uralomra, bár a Palaeonucula és Palaeoneüo példányok is gyakoriak. Az üledékevők visszaszo¬ rulása a szerves törmelékanyag mennyiségének csökkenését jelzi. Az epiben- toszban a vagilis (úszóképes) Entolium mellett a Cassianella gyakori. Ez a meg- tapadásra alkalmas szilárd objektumok számának csökkenésével függhet össze (gyérül az ammonitesz fauna). A legfölső szakaszbein (Aszófő 1/59-81) az epibentosz már gyakorlatilag ki¬ marad, az inbentoszt pedig kis diverzitású, Unionites-Solemya közösség alkotja, A szerves törmelékanyag mennyiségének további csökkenésére következtethe¬ tünk: az üledékbe már kevés szervesanyag temetődik be, de a lebegtetett frakció időnként még elegendő a szuszpenzió filtráló kagylók tápanyag ellátásához. Összefoglaló következtetésként, a fenti tendenciák alapján első közelítésben a vízmélység fokozatos növekedésére gondolhatunk. A problémát kissé árnyal¬ tabban tekintve azonban csak a tápanyagellátás fokozatos csökkenése igazol¬ ható, ami nem szükségképpen jelenti a vízmélység növekedését, hanem talán a sekélytengeri régió és főként a szárazföldi háttér távolabbra tolódásának le¬ hetett a következménye. Ammonoidea (VÖRÖS A.) A számos szelvényben végzett, részletes, rétegről-rétegre történő gyűjtés a teljes faunára (a töredékes példányokra is) kiterjedt. Ez megfelelő alapot teremt a különböző őskörnyezeti helyzetből származó faunák összehasonlításához, il¬ letve a vertikális változások vizsgálatához és azok értelmezéséhez. Az ammonoidea faunák paleoökológiai értékelése a jura és kréta faunáknál elterjedt gyakorlat. A triász esetében kevesebb és bizonytalanabb próbálkozás történt. Nemrégiben azonban, WANG & WESTERMANN (1993) kitűnő összefog¬ lalást tett közzé a triász ammonoideák paleoökológiájáról. Legfontosabb, és esetünkre is alkalmazható megállapításaikat összefoglalva, a következő mond¬ ható el: (1) A legsekélyebb selfterületekre (30-100 m) az igen erősen díszített, deprimált keresztmetszetű formák (pl.: Ceratite s, Reiflingites ) a jellemzőek. (2) A neritikus medencéket változatos, általában platycon és oxycon formák (pl.: Beyrichites, Aplococeras, Longobardites, Hungarites) jellemzik. (3) A neritikus medencék legmélyebb részén, a külső selflejtőn, illetve az óceáni (eupelágikus) területeken a Ptychites, Arcestes és Monophyllítes félék dominálnak. Az átmeneti helyzetű (2) csoport nehezen körvonalazható, ezért esetünkben mennyiségi paleoökológiai értékelés, illetve vízmélységbecslés céljára leginkább 160 Földtani Közlöny 127/1-2 a díszített formák/Ph/cíizfes-félék arányát, vagy a Ptychites-íéléknek az egész farinához viszonyított százalékarányát használhatjuk. A legtöbb szelvényszerinti és mennyiségi gyűjtés a legfelső anisusi - alsó ladin rétegtani intervallumot fogja át. Az eddig részletesen begyűjtött 6 szelvény közül 3 (Mencshely, Felsőörs, Vörösberény) medence területre, a másik 3 (Szent- antalfa, Vászoly, Szentkirályszabadja) pedig tengeralatti magaslatra esik, ami kitűnő lehetőséget kínál az őskörnyezeti eloszlás vizsgálatára. Az összehason¬ lító vizsgálat elvégzéséhez három rétegtani horizont látszott alkalmasnak: (1) Camunum + Pseudohungaricum szubzóna ("Lardaroceras rétegek"), (2) Reitzi szubzóna, (3) Avisianum szubzóna. A Wang & Westermann (1993) által definiált és a fentiekben körvonalazott csoportok közül az "erősen díszített" formák ( Paraceratites , Asseretoceras, Mega- ceratites; Kellnerites, Parakellnerites,"Stoppaniceras ", Reitziites, Ticinites, Halilucites, Latemarites), a Ptychites-félék és az egyéb formák szubzónánkénti és szelvényen¬ ként! százalékaránya egyszerűen kiszámítható, A számszerű adatok és részle¬ tesebb, elemző értékelésük külön dolgozatban kerültek publikálásra (VÖRÖS 1996). A számított adatok alapján világosan kirajzolódik, hogy az "erősen díszített" formák részaránya rendszeresen kisebb, a Ptychitidaeké pedig nagyobb a me¬ denceterületeken, mint a tengeralatti magaslatokon. Az egyéb formák részarᬠnya szabálytalanul változik. Az időbeli változást tekintve, az egész területen (a medencékben és a ma¬ gaslatokon egyaránt) az erősen díszített formák részarányának fokozatos csök¬ kenése és a Pychitidaek részarányának növekedése figyelhető meg. A III. és a IV. táblázat az "egyéb formák" példányszámait nem tekintve, csak az "erősen díszített" formák és a Ptychitidaek egymáshoz viszonyított százalékarányait mutatja a medenceterületekre és a tengeralatti magaslatokra összesítve. m. táblázat - Table III. MEDENCETERÜLETEK szubzóna erősen díszített% Ptychitidae% Avisianum 7 93 Reitzi 12 88 Camunum + Pseudohungaricum 28 72 IV. táblázat - Table IV. TENGERALATTI MAGASLATOK szubzóna erősen díszített% Ptychitidae% Avisianum 23 77 Reitzi 26 74 Camunum + Pseud ohungaricum 46 54 Mindezek alapján arra következtethetünk, hogy az anisusi legvégén és a ladin elején a Balaton-felvidéki területrészen a tenger vízmélysége fokozatosan nőtt. Vörös A. et al: A Balaton-felvidéki középső-triász medencefejlődés rekonstrukciója 161 A más fáciesértelmezési módszerekkel is kirajzolható tengeralatti magaslatok és medencék közötti vízmélység különbség az ammonoidea faunák eloszlásᬠban is tükröződik, A faunák mennyiségi kiértékelése alapján a mélységkülönb¬ ségek kalibrációja is lehetségesnek látszik (VÖRÖS 1996). Az OTKA téma kere¬ tében végzett előzetes értékelés szerint a vizsgált időintervallum alatt a víz¬ mélység növekedése nagyjából azonos lehetett a medencék és a magaslatok közötti mélységkülönbséggel. Tehát, ha például a Camunum szubzóna idejére a legsekélyebb helyzetű magaslatok mélységét 100 m-re, a medencékét pedig 200 m-re becsüljük, akkor a Avisianum szubzóna idejére 200, illetve 300 m-es tengermélység adódik. Ostracoda (Monostori M.) A Balaton-felvidék anisusi képződményeiből feldolgozásra került a felsőörsi Forráshegy szelvényének Felsőörsi Formációba sorolt mészköveinek és márgái- nak faunája (KOZUR 1970, MONOSTORI 1995). A mennyiségi faunaösszetétel vi- harhullámbázis alatti, mélyszublitorálistól a bathyálís felé mélyülő medencete¬ rületet jelez, melybe a Horoghegyi Tagozat képződése idején jelentős mennyi¬ ségű üledék zúdult be a környező sekély szublitorális vízmélységű területről. Ezért egyes rétegekben a jellegzetes sekély szublitorális formák ( Lodobairdia , Nodobairdia) a fauna 50%-át is alkothatják, váltakozva a mélyebb vízre jellemző Bairdia ( Urobairdia ) túlsúlyát mutató rétegekkel. A Bocsári Tagozat faunájából már hiányoznak a sekély szublitorális környezetre utaló elemek, legfelül gyéren (nagy mennyiségű mintavétel esetén 1% alatti mennyiségben) már észlelhetők a Kozur (1970) által leírt, mély vizekre jellemző, ún. psychrosphaerikus, külön¬ legesen díszített formák. A ladin emelet alsó részének tufába települt márgái és mészkövei jelentős részben bizonyos mértékig kovásodottak, ezek híg savas oldással nyert faunái¬ ban az említett psychrosphaerikus formák jelentősebb mennyiségben fordulnak elő. Ugyanez vonatkozik az efölött következő Nemesvámosi Mészkő egyes ré¬ tegeinek faunájára is. A fauna fő tömegét az egész ladinban azok a jellegzetes mélyvízi formák alkotják, melyek az anisusi felső részén jutottak uralomra. Gazdag alsó-ladín ostracoda együttesek kerültek elő a Vászoly P-ll/a és Mencshely-I. szelvényekből. E faunákban sekély szublitorális környezetre utaló elemek nincsenek. Azok a díszített formák ( Ptychobairdia ), melyeket már KOZUR (1971) a többi díszített Bairdiidaehoz képest mélyebbvízinek tartott, határozot¬ tan a makrofaunás lencsékhez kötődnek. Elképzelhető, hogy ezek a lencsék "sea-mount" jellegű mélyszublitorális területekről epizodikusán a mélyebb me¬ dencébe áthalmozott üledékek. Mivel ez egyaránt jellemző a bentosz makró- faunát és a jóformán csak ammoniteszt és krinoideát tartalmazó rétegekre, meg¬ fontolásra érdemes az a kérdés is, hogy a mélyszublitorális "sea-mountok" (ten¬ geralatti magaslatok) térsége lehetett-e egyfajta ammonitesz-gyülekezőhely? Hasonló képet mutat a fiatalabb ladin Nemesvámosi Mészkő Tagozat faunája a nemesvámosi szelvényben (Katrabóca). A terület bathyalis medence része volt, mélyszublitorális tengeralatti magaslatokkal. 162 Földtani Közlöny 127/1-2 A rokon környezet hatására az ammoniteszek alapján különböző korú kép¬ ződmények ostracoda faunája még %-os összetételre nézve is gyakran közel azonos. Az ostracoda fauna változása a Balaton-felvidéken egyre fokozódó tenger¬ mélyülést mutat a középső-triászban, mely a ladiriban érte el a maximumát. A jellegzetes fauna eloszlása alapján rnélyszublitorális környezetként jellemezhető tengeralatti magaslatok körvonalazhatók a medencén belül. Brachiopoda (Pálfy J.) Brachiopodák igen. sok (több mint tucatnyi) lelőhelyről kerültek elő az anisusi és a ladin emeletből egyaránt. Jól értékelhető, nagy példányszámú faunát szol¬ gáltató, részletes gyűjtés azonban főként négy anisusi lelőhelyen (Köveskálon, Aszófőn, Felsőörsön és Iszkaszentgyörgyön) történt, ezek alkalmasak összeha¬ sonlító őskomyezeti értékelésre, A brachiopoda faunák rendszertani feldolgo¬ zását és paleoökológiai értékelését PÁLFY József részben már publikálta (PÁLFY 1986, 1988, 1991, 1994); itt csak a paleoökológiai, ősföldrajzi szempontból leg¬ fontosabb következtetéseket foglaljuk össze. (1) Iszkaszentgyörgy kis fajszámú faunája ( Coenothyris vulgaris-Lingula tenu- issima társulás) árapályöv alatti, sekély, iszapos aljzatot jelez. Ezt a mélységövet szedimentológiai vizsgálatokkal, a rétegsorban hullámveréses vagy viharüle¬ dékek felfedezésével lehetne kétséget kizáró módon igazolni. (2) A köveskáli fauna ( Mentzelia mentzeli-Tetractinella trigonella társulás) ere¬ deti élőhelye sekély, mozgatott vizű, szilárd aljzatú lehetett, amit a nagyméretű, vastaghéjú egyedek előfordulása és a viszonylagos fajgazdagság igazol. A be- ternetődési mélység különböző modellek alapján ellentmondásosan értelmez¬ hető: a coquina vagy gravitációs úton egy kiemelt helyzetű blokk ("sea-mount"), esetleg foltzátony előterében a vető-letörés, illetve a zátonylejtő lábánál, vi¬ szonylag nagyobb mélységben halmozódott fel, vagy viharhullámbázis feletti üledékképződés terméke (tempesztit). (3) Az Aszófőn észlelt fajgazdagsági maximum az üledékcsuszamlásos áthal- mozódás különböző biotópok faunáját keverő hatásának eredménye. A lejtő¬ üledék átmeneti vízmélységben, sekély, gazdag élovilágú területek tőszomszéd¬ ságában rakódott le. (4) Felsőörsön az egyedi Caucasorhynchia altaplecta-Trígonirhynchella attilina társu¬ lás valószínűleg nyugodt vizű, nem túl nagy mélységű helyi medence környezetet jelöl, ahová a közeli lejtőkről időnként behordődtak egyéb faunaelemek is. Ősföldrajz (Vörös A. - Budai T.) Az előző fejezetekben számos ősföldrajzi utalás vagy következtetés található, ezek megismétlése helyett ebben a fejezetben egy általános ősföldrajzi kép fel¬ vázolására törekszünk. Az ősföldrajzi viszonyokat és azok változásait a vizsgált Vörös A. et al.: A Balaton-felvidéki középső-triász medencefejlődés rekonstrukciója 163 3. ábra. A Balaton-felvidék fáciestérképe a Balatonicus szubzóna idején Fig. 3. Facies map of the Balaton Highland during the Balatonicus Subzone TRINODOSUS SZUBZÓNA 4. ábra. A Balaton-felvidék fáciestérképe a Trinodosus szubzóna idején Fig. 4. Facies map of the Balaton Highland during the Trinodosus Subzone 164 Földtani Közlöny 127/1-2 rétegtani intervallumot átfogó módon, hat időhorizontot bemutató térképsoro¬ zaton szemléltetjük. A térképek (1) a Balaton-felvidéknek azt a szűkebb területét mutatják, ahonnan viszonylag részletes adatok állnak rendelkezésre, (2) pa- linszpasztikusak, amennyiben a kitéri feltolódás mentén mintegy 10 km-es tér¬ rövidülést feltételezve, az ennek megfelelő sávot ismeretlenként (fehéren hagy¬ va) ábrázolják, (3) tulajdonképpen nem ősföldrajzi, hanem fáciestérképek, amennyiben a jellegzetes (lito)fáciesek eloszlását mutatják, amiből azonban köz¬ vetlen ősföldrajzi következtetések vonhatók le. Balatonicus szubzóna (3. ábra) A területen két nagyobb (Szentkirályszabadjától ÉK-re, illetve Monoszló és Vászoly között) és egy kisebb karbonátos platform (Vöröstó környékén) rajzo¬ lódik ki. A közöttük húzódó. Összefüggő medenceterületen szürke, bitumenes mészkő (Felsőörsi Formáció, Bocsári Tagozat + "bitumenes dolomit") felhalmo¬ zódása jellemző. A központi, "Tagyoni platform" mindkét lejtője mentén sekély¬ vízi karbonátos törmelékanyag és biodetritusz átülepítési zóna figyelhető meg (Horoghegyi Tagozat). Trinodosus szubzóna (4. ábra) A medenceterületeken továbbra is szürke, gyakran tűzköves mészkő (Felső¬ örsi Mészkő, Forráshegyi Tagozat) lerakódása a jellemző. A korábbi aktív kar- bonátplatformok viszonylagosan kiemelt helyzetüket megtartva, többnyire üle¬ dékképződés nélküli területekké váltak. Ez a változás elképzelhető a platformok szárazra kerülésével, vagy hirtelen megsüllyedésével ("megfulladás"). A globᬠlis eusztatikus görbéken (pl. Haq et al. 1988) megfigyelhető tendencia inkább az első lehetőség mellett szól. A terepen észlelhető, tektonikus tagolódásra visszavezethető jelenségek (pl. szentkirályszabadjai neptuni telér; monoszlói ammoniteszes mészkő) azonban inkább a tektonikus süllyedést valószínűsítik. Camunum szubzóna (5. ábra) A medenceterületeken a szürke, márgaközös mészkő (Felsőörsi Mészkő, Bo¬ csári Tagozat) lerakódása folytatódik. Az egykori platformok tetején, üledék¬ hézag után, dús ammonitesz faunát tartalmazó, kondenzált, többnyire barnás színű mészkő (Vászolyi Formáció, "faunás mészkő") jelentkezik, nagy elterje¬ désben. A mészkőben bentonikus faunaelem (a krinoideákon kívül) alig fordul elő, ami viszonylag mélyvízi, tengeralatti plató környezetre utal. Reitzi szubzóna (6. ábra) A litofáciesek alapjellegét a Vászolyi Formáció általános elterjedésű "pietra verde" tufitja adja. A központi medenceterületen ez tűzköves mészkő betele¬ püléseket tartalmaz, míg a DNy-i részen (a korábbi aljzati különbségek kiegyen- Vörös A. et al: A Balaton-felvidéki középső-triász medencefejlődés rekonstrukciója CAMUNUM SZUBZÓNA - 0006000 ^ 5. ábra. A Balaton-felvidék fáciestérképe a Camunum szubzóna idején Fig. 5. Facies map of the Balaton Highland during the Camunum Subzone REITZI SZUBZÓNA 6. ábra. A Balaton-felvidék fáciestérképe a Reitzi szubzóna idején Fig. 6. Facies map of the Balaton Highland during the Reitzi Subzone 166 Földtani Közlöny 127/1-2 AV1S1ANUM SZUBZÓNA 7. ábra. A Balaton-felvidék fáciestérképe az Avisianum szubzóna idején Fig. 7. Facies map of the Balaton Highland during the Avisianum Subzone 8. ábra. A Balaton-felvidék fáciestérképe a Curionii szubzóna idején Fig. 8. Facies map of the Balaton Highland during the Curionii Subzone Vörös A. et ah: A Balaton-felvidéki középső-triász medencefejlődés rekonstrukciója 167 lítődésére utaló módon) általában krinoideás mészkővel váltakozik. A szentki¬ rályszabadjai területen uralkodó dolomitos tufit nem túl távoli, dolomitos plat¬ formterület hatását tükrözi. Avisianum szubzóna (7. ábra) A központi medenceterületet tufittal váltakozó tűzkoves mészkő (Buchens- teini Formáció, Nemesvámosi Mészkő Tagozat) lerakódása jellemzi. Az elsüly- lyedt Tágyoni platform továbbra is őrzi viszonylagos kiemelt helyzetét; a kon¬ denzációs horizontokat mutató, tűzkőmentes 'vászolyi mészkő" a környező, egykori medenceterületekre (pl. Mencshely) is kiterjed. Szentkirályszabadja kör¬ nyékét eléri egy ÉK-i dolomitpiatform progradáló nyelve. Curionii Zóna (8. ábra) A Tagyoni plató egyes részeit kivéve, ahol a (pelágikus) "vászolyi mészkő" lerakódása folytatódik, az egész területen uralomra jut a vörös, gumós, tűzköves mészkő (Buchensteini Formáció, Nemesvámosi Tagozat). Ez valószínűleg egy jelentős, globális eusztatikus tengerszint emelkedés hatását tükrözi. Köszönetnyilvánítás Vizsgálatainkat a 3185. és a 7631. sz. OTKA téma támogatásával végeztük. Terepi munkánkban és faunagyűjtéseink során sokan voltak segítségünkre; kö¬ zülük GALÁCZ András, SZENTE István és VlNCZE Péter nevét emelhetjük ki. Különösen sok köszönettel tartozunk SZABÓ Imre, DOSZTÁLY Lajos és CSILLAG Gábor kollégáinknak, akik nemcsak faunagyűjtéseinkben vállaltak oroszlán- részt, hanem tudományos eszmecseréink során is sok hasznos tanáccsal szol¬ gáltak. 168 Földtani Közlöny 127/1-2 Irodalom - References Böckh J. 1872: A Bakony D-i részének földtani viszonyai. 1. - Földt. Int. Évk., 212, 31-166. Budai, T. 1992: Middle Triassic formations of the Balaton I-Iighland and of the Southern Alps. Stratigraphic correlation. - Acta Geol. Hung., 35/3, 217-236. Budai T. & DosztáLY L, 1990: A Balaton-felvidéki ladini képződmények rétegtani problémái (Stratigraphic problems associated with the Ladinian formations in the Balaton Highland). - MÁFI Évi Jel. 1988, 61-79. Budai T. & Vörös A. 1991: Balaton felvidék, Szentantalfa (Tagyoni Mészkő Formáció, Buchensteini Formáció). - Magyarország geológiai alapszelvényei. Földt. Int. kiadv., Budapest, 5 p. Budai, T. & Vörös, A. 1992: Middle Triassic history of the Balaton Highland: extensional tectonics and basin evolution. - Acta Geol. Hung., 35/3, 237-250. Budai, T. & Vörös, A. 1993a: The Triassic of the Balaton Highland (Hungary). - In: Gaetani, M.(Ed.): Anisian/Ladinian boundary field workshop, Southern Alps - Balaton Highlands, 27 June - 4 July 1993, pp. 74-80, 91-109., Milano, 118 p. Budai, T. & Vörös, A. 1993b: The Middle Triassic events of the Transdanubian Central Rangé in the frame of the Alpine evolution. - Acta Geol. Hung., 36/1, 3-13. Budai, T., Lelkes, Gy., & Piros, O. 1993: Evolution of Middle Triassic shallow maríné carbonates in the Balaton Highland (Hungary). - Acta Geol . Hung., 36/1, 145-165. De Zanche, V. & Gianolla, P. 1995: Buchenstein - Ladinian - Reitzi Zone: a more than a centennial misunderstanding. - Albertiam, 15, 75-81. Farabegou, E., Levanti, D., Perri, M. C. & Veneri, P. 1984: M. Bivera Formádon: an atypical Middle Triassic "Rosso ammonitico” facies írom Southern Alps (Italy). - Giom. Geol., 46/2, 33-46, Bologna. Haas J. (ed.) 1993: Magyarország litosztratigráfiai alapegységei. Triász. - Földt. Int. kiadv., Budapest, 278 p. Haq, B.U., Hardenbol, ],, & Vail, P.R. 1988: Mesozoic and Cenozoic chronostratigraphy and cycles of sea-level changes. - In: Sea-level changes - an integrated approach. SEPM Special Publication, 42, 71-108. Kovács, S., Nicora, A., Szabó, I, & Balini, M, 1990: Conodontbiostratigraphy of Anisian/Ladinian boundary sections in the Balaton Upland (Hungary) and in the Southern Alps (Italy). - Courier Forsch.-Inst. Senckenberg,, 118, 171-195. Kozur, H. 1970: Neue Ostracoden-Arten aus dem Obersten Anis des Bakonyhochlandes (Ungarn) - Berichte Hat. Med. Ver. Innsbruck, 58, 1-40. Kozur, H. 1971: Die Bairdiacea dér Trias. I-ID - Geol - Paláont. Mitt. Innsbruck, 1/3,1-27,1/5,1-21, 1/6, 1-18. Lóczy L., id. 1913: A Balaton környékének geológiai képződményei és ezeknek vidékek szerinti telepedése. - A Balaton, tud. tanúim, eredményei., 1/1, Budapest, 617 p. Monostori, M. 1995: Environmental significance of the Anisian Ostracoda fauna from the Forrás Hill near Felsőörs (Balaton Highland, Transdanubia, Hungary). - Acta Geol. Hung., 39/1,37-56. Oraveczné Scheffer A. 1987: A Dunántúli-középhegység triász képződményeinek Foraminiferái. - Geol Hung., Ser. Pál., 50, 1-331. Pálfy J. 1986. Balaton-felvidéki középső-triász brachiopoda faunák vizsgálata (Investigations on Middle Triassic brachiopod faunas from the Balaton Highland (Transdanubian Central Rangé, Hungary)). - ősi. Viták (Discuss. Palaeont.), 33, 3-52. (Angol összefoglalással) Pálfy, J. 1988: Middle Triassic rhynchonellids from the Balaton Highland (Transdanubian Central Rangé, Hungary). - Annales Histarico-Naturale Musei Nationalis Hungarici, 80, 25-46. Pálfy, J. 1991: Paleoecological significance of Anisian (Middle Triassic) brachiopod assemblages from the Balaton Highland (Hungary). - In: D.I. MacKiNNON, D.E. Lee, and J.D. Campbell (eds.): Brachiopods through Time., Balkeema, Rotterdam, 241-246. Páley J. 1992: Anízuszi (középső triász) brachiopoda paleobiogeográfia az alp-kárpáti térségben (Anisian (Middle Trassic) brachiopod paleobiogeography in the Alpine-Carpathian region). - ősi. Viták (Discuss. Palaeont.), 38, 59-69. (Angol összefoglalással) Vörös A. et al.: A Balaton-felvidéki középső-triász medencefejlődés rekonstrukciója 169 Pálfy, J. 1994: Paleoecological, biostratigraphic and paleobiogeographic fingerprints of brachiopod faunas: case studies írom the Anisian of Hungary. - In: J. Guex and A. Baud (eds.): Recent Developments on Triassic Stratigraphy., Mémoires de Géologie (Lausanne), 22, 115-120. Senowbary-Daryan, B., Zühlke, R., Bechstádt, TTi. & FlüGel, E. 1993: Anisian (Middle Triassic) Buildups of the Northern Dolomites (Italy): The Recovery of Reef Communities affér the Permian/Triassic Crisis. - Facies, 28, 181-256. Szabó I. 1972: Triász. - In: Deák, M. (ed.): Magyarázó Magyarország 200 000-es földtani térképso¬ rozatához. L-33-XII. Veszprém., MÁF1, Budapest, 35-72. Szabó, I., Kovács, S. ; Lelkes, Gy. & Oravecz-Scheffer, A. 1980: Stratigraphic investigation of a Pefsonian-Fassanian section at Felsőőre (Balaton Highland, Hungary). - Riv. lt. Paleont. Sirat., 85/3-4, 789-806. Tatzreiter, F. & Vörös, A. 1991: Vergleich dér pelsonischen (Anis, Mitteltrias) Arrimonitenfaunen von Grossreifling (Nördliche Kalkalpen) und Aszófő (Balaton-Gebiet). - In: Jubilaumsschrift 20 Jahre Zusammenarbeit Österreich - Ungarn, Teil 1: 247-259. Viel, G. 1979: Litostratigrafia ladinica: una revisione. Riconstruzione paleogeografica e paleostrut- turale dell'area Dolomitico-cadorina (Alpi Meridionali). - Riv. Ital. Pál, 85/1, 85-125; 85/2, 297-352. Vörös, A. 1987: Preliminary results írom the Aszófő section (Middle Triassic, Balaton area, Hungary): a proposal fór a new Anisian ammonoid subzonal scheme. - Fragm. Min. et Pál., 13, 53-64, Vörös A. 1988: Az aszófői anizusi alapszelvény vizsgálatának előzetes őslénytani és biosztratigráfiai eredményei. - Ősi. Viták, 34, 75-96. Vörös, A. 1993: Redefinition of the Reitzi Zone at its type region (Balaton area, Hungary) as the basal zone of the Ladinían. - Acta Geol. Hung., 36/1, 15-38. Vörös, A. 1996: Environmental distribution and bathymetric significance of Middle Triassic ammonoid faunas of the Balaton Highland (Hungary). - Fragm. Min. et Pál., 18, 5-17. Vörös, A. & Pálfy, J. 1989: The Anisian/Ladinían boundary in the Vászoly section (Balaton Highland, Hungary). - Fragm. Min. et Pál., 14, 17-27. Vörös, A., Szabó, I., Kovács, S., Dosztály, L. & Budai, T. 1996: The Felsőőre section: a possible stratotype fór the base of the Ladinian stage. - Albertiana 17, 25-40, Műnster. Wang, Y. & Westermann, G. E. G. 1993: Paleoecology of Triassic ammonoids. - Géobios, M. S., 15, 373-392. A kézirat beérkezett: 1996. 09. 12. 170 Földtani Közlöny 127/1-2 Táblamagyarázat - Explanation of Plates I. tábla - Plate I 1. Sekélytengeri, árapályövi, mészalgás (Physoporella sp.), utólagosan dolomitosodott mészkő. A metszetben látható Dasycladaceae-k közötti teret főként kékeszöld alga eredetű, pórusos algaszőnyeg tölti ki. Pelsoi, Megyehegyi Formáció. Szentkirályszabadja, "repülőtéri kőfejtő". Vékonycsiszolat, negatív kép, N = 4,5X Shallow maríné, intertidal, dolomitized limestone with calcareous algae (Physoporella sp.). The poré space between the Dasycladacean skeletons is füled mainly by porons algal mát of blue-green algal origin. Pelsonian, Megyehegy Formation. Szentkirály szabadja, quarry at the airport. Thin sedion, negative print, x4.5 2. Vadózus karbonát (vadolit). A pizoidok (a képen a nagy, jól észlelhető cortex-szel rendelkező szemcsék) közötti tér jelentős részét mikroidokból álló mátrix tölti ki. A vadózus pizoidok nucleusa esetenként mollusca héjtöredék. A tengeri ősmaradványok és a vadoidok együttes előfordulása azt mutatja, hogy a kőzet tengeri vadózus környezetben keletkezett. Pelsoi, Megyehegyi Formáció. Szentkirályszabadja, "repülőtéri kőfejtő". Vékonycsiszolat, negatív kép, N = 2,2X Vadose carbonate (vadolile). Most of the poré space between the pisoids (large grains with weU-defined cortex in the picture) is füled by a mátrix of microids. Occasionaliy, the nuclei of the vadasé pisoids are molluscan shell fragments. The co-occurrence of vadoids and maríné shells proves that the rock was formed in maríné vadose environment. Pelsonian, Megyehegy Formation. Szentkirály szabadja, quarry at the airport. Thin sedion, negative print, x2.2 II. tábla - Plate II 1. Vadolit szövetrészlet. A képen három jellegzetes vadózus pizoid (vadoid) és a köztük lévő, mikroid méretű vadózus szemcsékből álló mátrix látható. Figyeljük meg a vadoidok közötti, jellemző pontérintkezéseket! Pelsoi, Megyehegyi Formáció. Szentkirályszabadja, "repülőtéri kőfejtő". Vékonycsiszolat, negatív kép, N = 17X Detail of a vadolite texture. Thefigure shows three characteristic vadose pisoids (vadoids) and the intergranular mátrix of vadose grains of microid size. Note the diagnostic point-contads between the vadoids. Pelsonian, Megyehegy Formation. Szentkirályszabadja, quarry at the airport. Thin sedion, negative print, xl7 2. Molluscás onkopátit betelepülés vadózus karbonátban. A kép alsó és felső negyedében tipikus vadolit látható. A főként onkoidokból álló mikrorétegben lévő ammonites házon sztromatolítos bekérgezés látható. Pelsoi, Megyehegyi Formáció. Szentkirályszabadja, "repülőtéri kőfejtő". Vékonycsiszolat, negatív kép. Ni = 2,5X Molluscan oncosparite intercalation in vadose carbonate. Typical vadolite is seen in the lower and upper quarter of the picture. The ammonoid shell in the oncoidal interlayer has a stromatolitic coating. Pelsonian, Megyehegy Formation. Szentkirályszabadja, quarry at the airport. Thin sedion, negative print, x2.5 III. tábla - Plate III 1. Szivacstűs mikrit, wackestone. Az alapanyag nagyon finoman kristályos. Pelsoi, Felsőörsi Formáció, Bocsári Tagozat. Aszófő, I. árok, 7. réteg, Vékonycsiszolat, N = 55X Spiculitic micrite, wackestone. The mátrix is very finely crystalline. Pelsonian, Felsőörs Formation, Bocsár Member. Aszófő, trench l, bed 7. Thin sedion, x55 2. Filamentumos mikrit, wackestone. Az alapanyag finoman kristályos. Pelsoi, Felsőörsi Formáció, Bocsári Tagozat. Aszófő, II. árok, 6. réteg. Vékonycsiszolat, N = 55X Filamentous micrite, wackestone. The mátrix is finely crystalline. Pelsonian, Felsőörs Formation, Bocsár Member. Aszófő, trench II, bed 6. Thin sedion, x55 Vörös A. et al.: A Balaton-felvidéki középső-triász medencefejlődés rekonstrukciója 171 IV. tábla - Plate IV 1. ATagyoni Mészkő lenyesett felszínére éles határral települő ammoniteszes "faunás mészkő" (Vászolyi Formáció, felső-illyr). Szentantaifa, árkolás a falutól délre. Kézipéldány, felületi csiszolat, cm-skála. (Foto: Pf.llérdy Lászlóné) Dark, ammonite-bearing limestone (Vászoly Formation, Upper Illyrian) resting paraconformably on the truncated surface of the Tagyon Limestone (light). Szentanatalfa, trench, south of the viliágé. Cut and polished hand specimen, s cale in centimetres 2. Éles határ a pelsoi Megyehegyi Formáció és a fedő felső-illyr, dolomitosodott "faunás mészkő" (Vászolyi Formáció) között. Szentkirályszabadja, "repülőtéri kőfejtő".(Foto: Budai Tamás) Sharp lithological boundary betu/een the Pelsonian Megyehegy Formation and the uppermost Illyrian, dolomitized Vászoly Formation. Szentkirály szabadja, cjuarry at the airport V. tábla - Plate V 1. A fehér Megyehegyi Formációt harántoló vörös, krinoideás dolomitosodott mészkő anyagú neptum teiér. Szentkirályszabadja, "repülőtéri kőfejtő".(Foto: Budai Tamás) Neptunian dyke of red, crinoidal, dolomitized limestone penetrating intő the light-coloured Megyehegy Formation. Szentkirályszabadja, quarry at the airport 2. Krinoideás-molluscás, dolomitosodott biomikrit, packstone. A kép felső pereme mentén vékony mollusca héjtöredékek ("filamentumok") is láthatók. íllyr (?). Szentkirályszabadja, "repülőtéri kőfejtő". Vékonycsiszolat, negatív kép, N = 17X Crinoidal-molluscan, dolomitized biomicrite, packstone. Thin molluscan shell fragments ("fiiaménts") can be seen along the upper margin of the picture. Illyrian (?). Szentkirályszabadja, quarry at the airport. Thin section, negative print, xl7 VI. tábla - Plate VI 1. Brachiopoda és echinodermata (krinoidea) vázelemek a peloidos/onkoidos mikropátitban (packstone/grainstone). Pelsoi, Felsőörsi Mészkő Formáció, Horoghegyi Tagozat. Aszófő, II. árok, 17. réteg. Vékonycsiszolat, N = 55X Brachiopod and echinoderm (crinoidal) skeletal elements in peioidal/oncoidal microsparite (packstone/grainstone). Pelsonian, Felsőőre Limestone Formation, Horoghegy Member. Aszófő, trench II, bed 17. Thin section, x55 2. Diplopora hexaster Pia töredék a Felsőörsi Mészkő Formáció Horoghegyi Tagozatában. Pelsoi, Aszófő, II. árok, 18. réteg. Vékonycsiszolat, N = 55X Diplopora hexaster Pia fragment in the Horoghegy Member of the Felsőörs Limestone Formation. Pelsonian, Aszófő, trench II, bed 18. Thin section, x55 172 Földtani Közlöny 127/1-2 I. tábla - Plate I Vörös A. et ai: A Balaton-felvidéki középső-triász medencefejlődés rekonstrukciója II. tábla - Plate II 173 174 Földtani Közlöny 127/1-2 III. tábla - Plate III Vörös A. et al.: A Balaton-felvidéki középső-triász medencefejlődés rekonstrukciója 175 IV. tábla - Plate IV 176 Földtani Közlöny 127/1-2 V. tábla - Plate V VÖRÖS A. et ai: A Balaton-felvidéki középső-triász medencefejlődés rekonstrukciója VI. tábla - Plate VI 177 Földtani Közlöny 127/1-2, 179-198 (1997) Budapest A Rudabánya-690. sz. földtani alapfúrás Borehole Rudabánya-690. SZENTPÉTERY Ildikó* (4 ábra, 1 táblázat) Abstract Borehole Rudabánya-690. was drilled ín 1981 in the frame of the reambulation of the Aggtelek- Rudabánva Mountains. Its full documentation was completed in manuscript in 1983. To the depth of 225.5 metres Holocene, Pleistocene, Lower Pannonian and Oligocene-Lower Miocéné formations were discovered, then to the depth of 548.2 metres Triassic (-Jurassic) tectonic imbrication series were found, and to the bottom (1005.0 metres) the borehole passed through layers of "parautochthonous" Lower and Middle Triassic sequence. Its exceptional significance is rendered by the fact that within the Mesozoic imbrications of the imbrication series drilled through a thickness of about 300 metres, there is to be seen the synsedimentary ínterfingering of such formations which in the original Silice Basín belong to the Szőlősardó sequence of a slope facies and to the Bódva sequence of a calm deeper water facies. The present position of the imbrications and of the sequence having been drilled now indicates more recent tectonic movements, the left-lateral system of the Darnó-zone. The borehole proved beyond doubt that the iron-ore bearing formations of Rudabánya are tectonically contoured. Manuscript received: 07. 03. 1997. Összefoglalás A Rudabánya-690. sz. földtani alapfúrást az Aggtelek-Rudabányai-hegység földtani reambulá- ciója keretében, 1981-ben mélyítették. Teljes dokumentációja 1983-ban készült el kéziratos formában. A fúrás 222,5 m-ig holocén, pleisztocén, alsó-pannóniai és oligocén-alsó-miocén képződményeket tárt fel, majd 548,2 m-ig triász (-jura?) tektonikus pikkelysorozatot harántolt, majd talpig (1005,0 m) "parautochton' alsó- és középső-triászban haladt. Rendkívüli jelentőségét az adja, hogy a kb. 300 m vastagságban átfúrt mezozóos pikkelysorozat egyes pikkelyein belül olyan képződmények szin- szediment összefogazódása látszik, melyek az eredeti Szílicei üledékgyűjtőben a lejtőfáciesű sző- lősardói és a mélyebbvizi, nyugodtabb bódvai rétegsorhoz tartoznak. A pikkelyeződés és a teljes fúrt rétegsor jelenlegi helyére kerülése fiatal szerkezeti mozgások, a Damó-zóna balos vízszintes eltolódásrendszerének következménye. A fúrás egyértelműen bizonyította, hogy a rudabányai vasérces képződmények tektonikusán lehatároltak. Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest, Stefánia út 14. 180 Földtani Közlöny 127/1 Előszó A Magyar Állami Földtani Intézetnél a 90-es évek elején történt szerkezet- váltás következtében sok olyan, publikálásra előkészített anyag maradt kiadat¬ lanul, melyekről azóta kiderült, hogy pótolhatatlan adatokat, Összefoglalásokat tartalmaznak. Az Aggtelek-Rudabányai-hegység esetében ez fokozottan érvé¬ nyes, ugyanis földtani monográfiája azóta sem jelent meg nyomtatásban annak ellenére, hogy a kézirat szerkesztése és nyomdai előkészítése igen előrehaladott állapotban volt már 1989-ben. A hazai és nemzetközi szakmai közvélemény, valamint a munkában résztvett kutatók kívánsága találkozott abban az elképzelésben, hogy mind a monogrᬠfiát, mind a fiókban porosodó, fontosabb anyagokat megjelentessük hivatkoz¬ ható, nyomtatott formában. Ennek a törekvésnek első hírnöke szeretne lenni az alábbi cikk. Bevezetés Az Aggtelek-Rudabányai-hegység földtani reambulációja kezdetén, 1981-ben dr. NAGY Elemér témavezető által kitűzött Rudabánya-690. sz. fúrás kivitelezője az Országos Földtani Kutató és Fúró Vállalat Északmagyarországi Üzemveze¬ tősége volt. A fúrás tervezett mélysége 1000 m, végleges talpmélysége 1005 m. Részletes leírása és anyagvizsgálatra való előkészítése 1982-ben, a MÁFI rákóczitelepi mintaraktárában történt 0,0-71,7 m-ig, dr. JÁMBOR Áron és KORECZ Andrea, 71,7-169,0 m-ig, dr. RadÓCZ Gyula, 169,0-1005,0 m-ig, dr. KOVÁCS Sándor se¬ gítségével (SZENTPÉTERY 1983). A kőzetminták laboratóriumi vizsgálatát az OFKFV Komlói Laboratóriuma végezte, a specialisták nevét az eredmények közlésekor adjuk meg. Földtani helyzet A fúrás a rudabányai vasércbánya külfejtésének ÉNy-i oldalán, fedett terü¬ leten mélyült (2. ábra). Közelében a Drencsány-völgyben felszínen és a környező érckutató fúrások rétegsorában a vasérces képződmények fölött felső-triász hallstatti mészkövek találhatók, melyek PantÓ (1956) és a térképezés (Szent- pÉtery 1982) során szerkesztett földtani szelvények szerint ÉNy-i irányban 30°- kal dőlő sík mentén tolódhattak a vasérces összletre. Ezek alapján feltételeztük, hogy a rátolt képződmények alatt megtaláljuk az ércesedés mélybeni, oldalirᬠnyú kapcsolatait. A fúrt rétegsor vázlatosan az alábbi: 0,0 - 2,0 m pleisztocén — holocén 2,0 - 6,5 m pleisztocén 6,5 - 71,7 m alsó-pannóniai SzentpÉtery I.: A Rudabánya-690. sz. alapfúrás 181 1. ábra. A Rudabánya-690. sz. fúrás helye Fig. 1. Location of borehole Rudabánya 690. 71,7 - 175,8 m 175.8 - 218,8 m 218.8 - 222,5 m 222,5 - 548,2 m 548,2 - (1005,0) m alsó-miocén tektonizált törmelék oligocén - alsó-miocén (?) tektonikusán pikkelyezett triász (-jura?) képződmény sorozat (2, 3. ábra), melyben az eredetileg egymás mellett képződött, összefogazódott szőlősardói és bódvai típusú rétegek egymás fölött találhatók, "parautochton" rétegsor 182 Földtani Közlöny 127/1 m 642,G-i 800 , 0 - 847 . 6 - 868 . 5 -' 2. ábra. A Rudabánya-690 sz. fúrás kőzettani-szerkezeti szelvénye Fig. 2. Lithological-struciural profile of borehole Rudabánya 690. STEINALMl FORMÁCIÓ Szentpétery I.: A Rudabánya-690. sz. alapfúrás A harántolt kó'zetrétegtani egységek ismertetése 183 0,0 - 2,0 m-ig pleisztocén - holocén humusszal kevert tarka agyag. 2,0 - 6,5 m-ig pleisztocén aleuritos agyag és homok. 6,5 - 71,7 m-ig alsó-pannóniai Edelényi Formáció, melyben agyag, huminites agyag, aleuritos agyag, homok, kavicsos homok, kavics, limonitos kötésű kvarc- kavics-konglomerátum rétegek váltakoznak. Az összlet szintes településű, a homokszakaszok helyenként keresztrétegzettek. Gyakorlatilag faunamentes, csupán néhány szerves vázú mikroplankton került elő (Böna in Szentpétery 1983). Feküjével diszkordánsan érintkezik. 71,7 - 175,8 m-ig eggenburgi - egri transzgressziós sorozat, a Putnoki Slír Formáció települ (Szentpétery 1988a, b), melynek korát foraminiferák és pol¬ lenek alapján (KORECZ J.-né és KERNER B.-né), valamint ostracodák segítségével - (154,0 m- és 169,0 m-ből Cytheridea eggenburgensis KOLLMANN és Bythocypris arcuata (Muenster) - Korecz A. vizsgálata (in Szentpétery 1983) - határoztuk meg. Az uralkodóan zöldesszürke aleurit, homokos aleurit rétegsorban rendre ho¬ mok- és homokkőrétegek települnek, vízszintestől 30°-ig terjedő rétegdőlésben. Helyenként tektonikus igénybevétel miatt a rétegek települése megállapítha¬ tatlan. Jellegzetesek a glaukonitszemcsék, melyek szórtan állandóan megfigyelhe¬ tők, de egyes szakaszokon (pl. 130,0-131,0 m között) a kőzetalkotó mennyiséget is elérik. 119,0-119,2 m, 122,7-124,5 m és 168,0-168,9 m között tufit-, portufa-. El. tufás homok közbetelepülések vannak. 169,0-175,8 m között abráziósparti üledék található fúrószervezetek nyoma¬ ival és jellegzetes kavicsokkal, melyek anyaga zömmel sötétszürke, tömöttszö¬ vetű, fehér kalciteres dolomit (ez a szint esetleg párhuzamosíthatő a vasércbᬠnya DK-i oldalán, a Barbara-külfejtésben található, Gutensteini Dolomit felszí¬ nén kialakult abráziós partszegéllyel, mely ott a Bretkai Formáció feküjét alkotja Szentpétery 1988 b). 175,8 - 218,8 m-ig a fúrás eddig ismeretlen, kőzettanilag is nehezen minősít¬ hető összletet harántolt. Általában középszürke, fehéresszürke, tektonikusán erősen igénybevett, helyenként préselési lemezességet mutató meszes aleurit, agyag alapanyagában változatos méretű (0,5-30 cm) és anyagú (csillámdús ale- urolit, agyagkő, sötétszürke dolomit, vörös radiolarit, fehér kvarcit, sárga már- gás mészkő, különféle mészkőtípusok, drapp és szürke tűzkő, rózsaszín kalcit, stb.) szögletes, kerekítetlen törmelékdarabok találhatók rendszertelen helyzet¬ ben és eloszlásban. Az anyagvizsgálat (röntgen, DTA) szerint az Elit, klorit, kvarc mellett kalcit, dolomit, néhol sziderit (0-28%) alkotja az alapanyag zömét. Pirit rendre elő¬ fordul; 206,0 m környezetében 0,5-2 mm-es, pentagondodekaéderes kristályai találhatók tömegesen. Helyenként amfibol, illetve plagioklász jelenléte rögzít¬ hető. 184 Földtani Közlöny 127/1 3 a, b,—> c .—> ábra. A Rudabánya-690 sz. fúrás triász szakaszának mélység- idő szelvénye Fig. 3a, b, c. Depth-time profile of the Triassic sequence of borehole Rudabanya 690. SzentpéTEüy I.: A Rudabánya-690. sz. alapfúrás 185 1 - £ [55 KOR Kőzettani egység INDUSI OLl> NYOKl ANISUSI LA DIN KAIÍNI NŐ lU j RHAETt •c c O c t/l "5 Gt CO -uf *3 £ -s m 5 CL 1 ■o -O c ao c o o > 1 O -3 > h* 3 C t/5 460' 470- rs XXX Pl PÖTSCHEN1 MÉSZKŐ F. N PÖTSC1ICN1 MÉSZKŐ F. I. SZÖLÖSARDÓI MÁRGA F. 490. 500. 510- 520- 530 • 540 550- 560- 570- 580- 590- 600- 610- 620- 630- 640- 650- 660- 670- 680. 690- 700- 4 £ REIFL1NG1 MÉSZKŐ F. ÍN V S BÓDVALENKEI MÉSZKŐ F.(?) c- ki XXX \ N •C' REIFL1NGI MÉSZKŐ F, XXX TEKTONIKUS ZÓNA ÉS SZÖLÖSARDÓIM. s N ! NÁDASKAI MÉSZKŐ F. N p \ N V \ \ s lu sad :k V \N \ s s * \ \ \ \ N 186 Földtani Közlöny 127íí Sze ntpétery I.: A Rudabánya-690. sz. alapfúrás 187 195,0 m-, 196,2 m- és 212,7 m-ből tercierre jellemző Cyclicargolithus floridanus (ROTH et Hay) és Reticulofenestra bisecta (Hay et al.), illetve mezozóos (valószí¬ nűleg jura) Watznauerw sp. és Ellipsagelosphaera britannica (Stradner) nanno- plankton alakokat határozott meg BÁLDINÉ Beke M, Az Aggteíek-Rudabányai- hegységből ezek voltak az első mezozóos coccolith-leletek, amelyek ebben a zavart összletben ugyan nem értékelhetők, biztosan áthalmozottak, de meglétük mindenképpen figyelemreméltó. Egyéb ősmaradványt nem találtunk. Genetikai értelmezésére két lehetőség kínálkozik: lejtőtörmelék és/vagy szer¬ kezeti mozgás közben keletkezett kevert üledék. Az első feltételezés mellett szólnak az illit kristályossági értékek (2 0 = 0,3-0,45), melyek a diagenetikus zónára jellemzők, nem mutatnak tektonikus hatást. A második értelmezés iga¬ zára a kőzet megjelenése, láthatóan erős igénybevettsége, valamint a helyi tör¬ melékanyag mellett szép számmal előforduló, a környezetből ismeretlen kőzet¬ típus szögletes darabjai utalnak. 1982-ben a Felsőtelekes-1. sz. fúrás 30,7-47,0 m-ig ugyanezt a képződményt harántolta. 218,8 - 222,5 m között uralkodóan mészkőkavicsokból álló konglomerátum található, melynek mind alsó, mind felső határa tektonikus. Elképzelhető, hogy a fölötte lévő sorozathoz tartozik, annak egy nagyméretű törmelékdarabja. Le¬ felé durvuló szemcseméretű, jól kerekített szemcséit mész- és kovaanyag ce- mentálja. Felső határán és repedéseiben szürkészöld finomhomokkő laminit települ, mely mészmentes, ősmaradványt nem tartalmaz. A kavicsok egyikében két kőbél ( Daonella sp. és Angustella sp.) ladin-karni kort jelez (DETRE in SZENT- PÉTERY 1983). A kőzet makroszkóposán hasonló úgy a Szuhogyi Konglomerátum egyes sza¬ kaszaihoz (SZENTPÉTERY 1988b), mint a Brelkai Mészkő bizonyos kifejlődéseihez (pl. Chvalová - Felfalu), de még a Dobsina környékéről ismert szenon kong¬ lomerátumhoz (MISEK 1981) és az 1987-ben fúrt Dédestapolcsány, Dt-21. sz. fú¬ rásban kb. 25-70 m között harántolt képződményhez (KOVÁCS S. szóbeli köz¬ lése) is. 219,2 - 221,2 m között két hallstatti mészkőgörgeteget harántolt a fúrás, koruk conodonták alapján júli (1. táblázat). A mezozóos rétegsort a tektonikai egységek sorrendjében, felülről lefelé ismertetjük: III. pikkely 222,5 - 321,75 m Szőlősardói Márga Formáció (?) Felső és alsó harmadában sötétszürke-fekete, mészben szegény, lemezes-palás kovás agyagkő, aleurolit települ, melyben a középső szakaszon felszaporodnak a szürke mészkő, márgás mészkő, konglomerátum anyagú törmelékdarabok (olisztolitok). Egyes szakaszai olisztosztróma jellegűek. Rétegdőlés 30-90°-ig váltakozik, helyenként jól láthatóan gyüredezett a kőzet. Az agyagkő szakadozott sávosan mikrorétegzett, néhol keresztrétegzett, dur¬ vább szemcséjű részei rendre világosabb színűek, kaotikus belső szerkezetűek. Chert showing Conodont occurrences withín samples ofborehole Rudabánya 690. (S. Kovács) 188 Földtani Közlöny 127fi J°x juli (austriacum - zóna) | [laki - 3 (magnus - zóna) | 1 [alaunr - 1 (bicrenatus - zóna) | [laki -1 (jandianus zóna) ( ítuvali * 2 (subbullatus • zóna}] kamí (vsz. luvali - 1 , vagy - 2 j ltuvali - la (dilleri * zóna) 1 3 w rt .5 E s 'rt c 3 [középső-triász 1 ő «í) l o a julinál nem fiatalabb | c o E 3 « tí 3 >5- 3 18 a í | XSUieis-josSoj ♦ ♦ + anzox tno!UBUU*B N OBIVÁ) ínpoifledsoíN dt w + (aansow i® ynzox) truajsod w ♦ (NAJ.SAMM) stoiujkj w ♦ SOVAOX N 6 ö|tq m + + anZOX trqtnOua #» w ♦ (IHSVAVH) *ni»|n)»ds srjdauq* w + (aaamxonH) «»d*uq» tndauq® m + + Oü 3 iHX 0 nH) ítjdaUqB tniDKuS^odnwt + d* e|j»j«||»nui«x + dt o -f + 4- soyAox a ds u 9 (IHSVAVH) ®|odpB) 9 ♦ + (M3HSOW) tituafijsquiait 9 + AONVdllS >® Aownana t!uuojim»u 6 A|od 9 + + ♦ * + (IHSVAVH) "topou 9 + + aaaiaxoriH bi™a»u 9 + (M3HSOW) ntUBHB|t||»q 9 + + SOyAOX •wuipui *l«!|Oj 9 + (Aoanana) *»»«ioí bwioj 9 ♦ (aaHSOw) «*imxs g (AONvaais t® Aoanana) Muteinq 9 + + SDyAO>l SíUUQjjjn* e||»]opuoo dt 9 aw-o ♦ + anzox 1® SOyAOX lAOjr.pnq titu»ÁB|BU! 9 > ? 1 1 ■- > m 1 as 1 2 c 1 f > } I r 1 1 > n » s 1 f ■s 1 invOON titue<(B|tuj e||»|opuo 6 ip»|J; * (uj) sX|tg eiuiui v «rt Ól CM <0 5 co q irt <0 s s co «rt Ol ív U 1 co co CM R Ol R CM i 0 > co* 8 co 8 N- tv’ 8 ce> ro o r- co irt o co o Ö o» co Irt CO a co |397.70 - 397,95 ] o o i 4 o rv í '*• UJ 't Irt »■ MC ui o> a 4 É <3 C 1 £ 5 1 [julrnál nem fiatalabb | 8 i *5 •> S o »> 8 •CB S >o « BL 1 o i )|9UJ9|e-JosBoj 1 UnzOSi snoiueuuaE n ♦ (331V1) snpoi»B £ » > 9 C > « ö) c ,> n CB 1 > CB 1 > ra r ,> 1 í f + > I ? c + > CB S 1 c > a CB » 1 « > r k > *3 9 C liNVOON »|*uaíB|«ui í||S|opus8ipBJ9 i (uj) aA|aq b)U{uj v ío CO q- CO •«T O lO TT m co o' in q- in m o m q- co Í8 -í O 8 t- CO to m qr oo K in -q- in •n o> in -q o O) in tT in CJ 5 eo § q- o o> CD q- m cd 8 cd f- q esi q cO ro q o (X) q rt o os q o o 03 q K 00 m m of a> m o » 03 CO oj r3 Q0 '